5.1.1. Тепловое поле Земли и его параметры
5.1.2. Региональный и локальный тепловые потоки в земной коре
5.1.1. Тепловое поле Земли и его параметры
Общая характеристика теплового поля Земли. Источниками теплового поля Земли являются процессы, протекающие в ее недрах, и тепловая энергия Солнца. К внутренним источникам тепла недр относят: радиогенное тепло, которое возникает при распаде рассеянных в горных породах изотопов урана, тория, калия и иных радиоактивных элементов. Кроме того, гравитационное тепло возникает за счет плотностной дифференциации вещества недр, деформаций блоков Земли вследствие приливов под действием Луны и Солнца, плавления, химических реакций с выделением или поглощением тепла, движения подземных вод с разной температурой и некоторых других причин. Внутреннее тепловое поле отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат.
Внешним источником тепла является Солнце, энергия которого, поступающая на земную поверхность, в 1000 раз больше, чем из недр. Вместе с тем среднее тепловое воздействие Солнца не определяет тепловое состояние Земли и способно поддерживать постоянную температуру на земной поверхности около 0 °С. Практически же благодаря изменению солнечной активности температура приповерхностного слоя воздуха, а с некоторым запаздыванием и температура горных пород, меняются. Суточные, сезонные, многолетние и многовековые изменения солнечной активности приводят к соответствующим циклическим изменениям температур воздуха. Чем больше период цикличности температур, тем больше глубина его теплового проникновения. Например, суточные колебания температуры воздуха сказываются на изменении температур на глубине 1–1,5 м. Это связано с переносом солнечного теплового потока за счет молекулярной теплопроводности пород и конвекции воздуха, паров воды, инфильтрующихся осадков и подземных вод. Сезонные (годовые) колебания вызывают изменения температур на глубинах до 20–40 м. На таких глубинах теплопередача осуществляется в основном за счет молекулярной теплопроводности, а также движения подземных вод. На глубинах 20–40 м располагается нейтральный слой (или зона постоянных годовых температур), в котором температура остается практически постоянной и в среднем на 3,7 °С выше среднегодовой температуры воздуха на земной поверхности в изучаемом районе. Ниже нейтрального слоя температура пород повышается в среднем на 3,3 °С при погружении на каждые 100 м. Многовековые климатические изменения сказываются на температуре сравнительно больших глубин. Например, похолодания и потепления в четвертичном периоде влияли на тепловой режим Земли до глубин 3–4 км.
Если не учитывать многовековых климатических изменений, то можно считать, что ниже зоны постоянных температур (на глубинах свыше 40 м) влиянием цикличности солнечной активности можно пренебречь, а температурный режим пород определяется глубинным потоком тепла из недр и особенностями термических свойств перекрывающих пород.
Основным параметром теплового поля является температура (Т в °С), измеряемая в шпурах, скважинах, горных выработках, донных осадках, т. е. в зонах наименьшего влияния вариаций теплового поля за счет солнечной активности. В результате выявляются термические аномалии, т. е. разности наблюденных и фоновых значений. Фоновые температуры непостоянны в пространстве вследствие изменений температур на разных глубинах из-за изменений теплогенерации и теплопередачи. К расчетным параметрам относятся вертикальные градиенты температур (∆Т/∆Н) в интервалах глубин (∆Н) ниже нейтрального слоя. В результате принято получать геотермический градиент (Г), равный изменению температур (∆Т) при погружении на 100 м (∆Н = 100). Наибольшие увеличения Г приурочены к подвижным геотектоническим зонам, наименьшие — к участкам древних платформ. Величина, обратная геотермическому градиенту, называется геотермической ступенью (ГС). Это интервал глубин (в метрах), на котором при погружении в Землю температура повышается на 1 °С. В среднем на Земле ГС примерно равна 33 м, меняясь в разных тектонических условиях более чем в 20 раз. Наименьшая ГС, равная 6,67 м, выявлена в штате Орегон (США), наибольшая, равная 167 м, — в Южной Африке. В Кольской сверхглубинной скважине, например, где температуры горных пород непосредственно измерялись до глубин 11 км и где они достигают +200 °С, ГС равна 19–20 м.
На рисунке 5.1 приведены кривые Т о(Н) по трем скважинам. По ним можно рассчитать геотермическую ступень (в м/°С). Она меняется в пределах глубин 1–2 км следующим образом: на Украинском щите — 67–100, в Краснодарском крае — 22–50, в Ставропольском крае — 15–31.
Рис. 5.1. Графики распределения температур по скважинам в ряде
районов Украины и Северного Кавказа:
1 — Украинский щит; 2 — Ставропольский край;
3 — Краснодарский край (по данным Е. А. Любимовой)
По известным градиентам температур (∆Т/∆Н) и теплопроводностям горных пород (λТ) рассчитываются плотности тепловых потоков (q ≈ –λТ∆Т/∆Н), в том числе среднее (qср = λТсрГ). Информацию о тепловых свойствах земных ландшафтов и вод акваторий несут в себе радиотепловые и инфракрасные съемки. По аномалиям (Т, ∆Т, Г, qср) теплового поля выявляются территории с повышенными температурами на глубине («тепловые котлы»), особенности геологического строения и размещения полезных ископаемых, включая наличие термальных вод, а иногда и нефтегазонасыщенных слоев.
5.1.2. Региональный и локальный тепловые потоки в земной коре
Региональный тепловой поток от источников внутреннего тепла Земли поднимается к земной поверхности. Его величину принято характеризовать плотностью теплового потока (или просто тепловым потоком) — q. Среднее значение теплового потока на Земле одинаково и составляет 0,06 Вт/м2 или 60 мВт/м2, отклоняясь от него не более чем в 5–7 раз. Характерно относительное постоянство средних тепловых потоков суши и океанов, а изменения зависят от тектонического строения и возраста структур. Максимумы тепловых потоков наблюдаются в рифтовых зонах океанов и континентов и в активных частях трансформных разломов. Вследствие большей концентрации радиоактивных элементов в земной коре, чем в мантии, теплогенерация земной коры выше. В океанах, где мощность земной коры мала, основными источниками тепла являются процессы в мантии на глубинах до 700–1000 км.
Тепловой поток определяется не только природой и мощностью источников тепла, но и его переносом через горные породы. Тепло передается посредством молекулярной теплопроводности горных пород (кондуктивный тепловой поток), конвекции (конвекционный вынос тепла воздухом и флюидами) и излучением (от сильно нагретых тел, например магм). На больших глубинах (свыше 10 км) передача тепла осуществляется в основном за счет излучения нагретого вещества недр и конвекции, обусловленной движением блоков земной коры, магматических расплавов, деятельностью глубинных гидротерм. На меньших глубинах перенос тепла связан с молекулярной теплопроводностью и конвекцией подземных вод.
Локальный тепловой поток обусловлен наличием многолетнемерзлых пород, т. е. мощных (до сотен метров) толщ с отрицательными температурами; присутствием пород и руд с повышенной радиоактивностью; влиянием экзотермических (с поглощением тепла) и эндотермических (с выделением тепла) процессов, происходящих в нефтегазоносных горизонтах, залежах угля, сульфидных и других рудах; циркуляцией подземных, в том числе термальных вод, проявлением современного вулканизма и тектонических движений и др. Роль каждого из этих факторов определяется геолого-гидрогеологическим строением. Локальный тепловой поток, как и региональный, зависит не только от наличия источников, но и от условий переноса тепла за счет теплопроводности горных пород и конвекции почвенного воздуха и подземных вод.
5.1.3. Принципы теории терморазведки
Теория терморазведки основывается на решении уравнения теплопроводности:
характеризующего изменение температуры (Т) по осям координат (х, у, z) во времени (t) с учетом температуропроводности (а = λТ/сσ). Из этой формулы получено следующее выражение для расчета удельного теплового потока из недр Земли:
Здесь ∂Т/∂z — градиент температуры или изменение температур Т2 и Т1 на глубинах z2 и z1 (ось z направлена вниз по нормали к поверхности); λT — коэффициент теплопроводности; σ — плотность; с — теплоемкость; vz — вертикальная скорость конвекции (или скорость фильтрации подземных вод, если считать, что конвекция осуществляется в основном за счет движения подземных вод); Т — температура на глубине z = (z1 + z2)/2. Если конвекция вод идет вверх, что наблюдается в слабопроницаемых слоях на глубинах свыше 100 м, то теплопроводный и конвективный тепловые потоки складываются (–vz), при фильтрации поверхностных вод вниз потоки вычитаются (+vz). В скальных породах, а также в условиях стационарного теплообмена конвекцией можно пренебречь (vz = 0), и плотность теплового потока равна: qz = –λT
. Тепловой поток — это обобщенная, наиболее информативная характеристика геотермического поля, которая определяется как источниками внутреннего тепла Земли, так теплопроводностью слоев Земли. В работе М. Д. Хуторского, Л. В. Подгорного, Ю. Г. Леонова, Б. Г. Поляка и других приведены результаты трехмерного моделирования геотермического поля, названного термотомографией. Для этого используют сейсмогеологические модели структурного строения региона, температуры, замеренные в скважинах, сведения о тепловых свойствах пород, полученные по измерениям образцов пород из скважин, а также установленные в результате получения корреляционных связей между ними и скоростями упругих волн по данным сейсморазведки. На рисунке 5.2 приведена трехмерная (3Д) модель температурного поля в Баренцево-Карском регионе, взятая из работы упомянутых авторов.
Рис. 5.2. Термотомографическая 3Д-модель температурного поля
в Баренцево-Карском регионе. Оцифровка изолинии в °C
Региональный тепловой поток Земли может быть рассчитан через измеренные на разных глубинах температуры и тепловые свойства среды, в основном теплопроводность. Решая уравнения (5.1) и (5.2), можно получить следующую формулу для расчета суммарного теплового потока из недр Земли:
где T1 — температура на глубине z1; ∆Т = Т2 – Т1 — перепад температур на двух глубинах z2 и z1; vz — вертикальная скорость конвекции.
Принципы решения прямых и обратных задач терморазведки. Формулы (5.1)–(5.3) используются для решения прямых задач терморазведки (математического моделирования геотермии), т. е. расчета аномалий теплового потока над нагретыми телами простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр, пласт и др.) в однородном полупространстве, и для более сложных ФГМ, например, теплового поля над реальными средами, если известны геометрические параметры разреза по данным комплекса геолого-геофизических методов и определенным по лабораторным измерениям тепловым свойствам как объектов поиска, так и вмещающей среды. При этом считается, что теплогенерация идет снизу в виде однородного потока.
Решение обратных задач терморазведки сводится к определению параметров объектов (среды), создавших тепловые аномалии, путем сравнения их с теоретически рассчитанными в ходе математического моделирования для меняющихся геометрических параметров и тепловых свойств ФГМ. Параметры совпавшей модели можно перенести на изучаемый объект. Как и в любом геофизическом методе, в геотермии обратная задача решается неоднозначно. Поэтому при решении обратных задач может получиться несколько ФГМ. В ходе геологического истолкования результатов из них можно выбрать те (или ту), которые в наибольшей степени отвечают всем известным геолого-геофизическим данным.
5.1.4. Тепловые и оптические свойства горных пород
Кроме перечисленных выше (λT, с, σ, а), к тепловым свойствам относят тепловую инерцию Q = (λT сσ)1/2. К редко используемым в геотермике относятся оптические свойства: альбедо (А), коэффициент яркости (rλ), степень черноты (ελ) и др.
Основным параметром в терморазведке является теплопроводность (λT), характеризующая способность сред и горных пород передавать тепло от более нагретых объектов к менее нагретым, выравнивая температуру среды. В теории терморазведки доказано, что при температурах до 1000 °С теплопроводность обратно пропорциональна температуре. В связи с этим средняя теплопроводность до глубин около 100 км, где ожидаются такие температуры, понижается примерно в три раза по сравнению со средней теплопроводностью поверхностных отложений. На глубинах свыше 100 км теплопроводность постепенно повышается, что объясняется ростом с глубиной давления и лучистого теплообмена. Зона пониженной теплопроводности в мантии служит препятствием для оттока тепла к поверхности и способствует возрастанию температур с глубиной. В целом коэффициент теплопроводности (λТ) горных пород в земных условиях зависит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры. Минеральный состав магматических, метаморфических и осадочных пород меньше влияет на их теплопроводность, чем плотность, пористость, давление, под которым находятся горные породы, их флюидонасыщенность. При повышении плотности и давления, а значит, понижении пористости, теплопроводность пород повышается. С увеличением влажности горных пород их теплопроводность резко увеличивается. Например, изменение влажности от 10 до 50 % может увеличить теплопроводность в 2–4 раза. Повышение температуры снижает теплопроводность кристаллических и сухих осадочных пород и увеличивает у водонасыщенных. Влияние различных, иногда взаимно противоположных природных факторов на теплопроводность горных пород, измеряемую в Вт/(м · град), весьма сложно и недостаточно изучено. Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 0,2–0,4 (в среднем 0,3), осадочные — 0,03–0,5 (в среднем 0,125), нефтегазонасыщенные — меньше 0,05.
Теплоемкостью горных пород (c) объясняется их способность поглощать тепловую энергию. Она отличается сравнительным постоянством и возрастает с увеличением водонасыщенности. У магматических и метаморфических пород при обычных температурах теплоемкость, измеряемая в Дж/(кг · град), меняется в пределах (0,6–0,9) · 103, у осадочных — (0,7–1) · 103, у металлических руд — (0,9–1,4) · 103. С ростом температуры она увеличивается.
Температуропроводность (а) характеризует скорость изменения температур при поглощении или отдаче тепла. У различных горных пород она меняется в необходимых пределах: (4–10) · 10–7 м2/с.
Тепловая инерция пород (Q), измеряющаяся в Дж/(м2 · с1/2 · К), где К — градусы Кельвина, является одной из обобщенных тепловых характеристик поверхности суши и акваторий. Она используется при тепловых аэрокосмических съемках и характеризует суточный ход температур над разными ландшафтами суши и акваторий. Породы со слабой тепловой инерцией (сухие почвы и пески) характеризуются низкими ее значениями (Q < 500) и большим колебанием суточных температур (до 60 °С). Породы и среды с высокой тепловой инерцией (обводненные породы, заболоченные участки) характеризуются значениями Q до 3000 и суточным изменением температур до 30 °С. Над акваториями крупных рек, морей и особенно океанов Q > 10 000, а суточный ход температур составляет несколько градусов.
Перечисленные тепловые свойства горных пород определяются лабораторными методами. Для этого образцы горных пород помещают в плоские, цилиндрические или сферические датчики, через которые пропускают стационарный или импульсный тепловой поток от источника тепла. Определив прошедший поток и градиент температур за время измерений и зная геометрические размеры датчика, можно рассчитать тепловые свойства пород.
К оптическим свойствам пород относятся: альбедо, характеризующее отражательные свойства поверхности (%); коэффициент яркости, т. е. отношение яркости поверхности в рассматриваемом направлении к яркости белой идеально рассеивающей поверхности; степень черноты, показывающая, во сколько раз плотность излучения данного объекта меньше плотности излучения абсолютно черного тела при той же температуре, и др. Эти свойства оказывают влияние на результаты инфракрасной съемки.