Теплопотери Земли
За время жизни Земли в её недрах выделилось 16,85×1037 эрг тепловой энергии гравитационной дифференциации земного вещества, около 4,33×1037 эрг радиогенной энергии и приблизительно 2,24×1037 эрг приливной энергии (без учёта её рассеивания в гидросфере Земли), т. е. всего около 23,42×1037 эрг тепловой энергии. Этого тепла вполне хватило бы для дополнительного разогрева и перегрева Земли почти на 4 400 °С. Однако такого перегрева Земли не произошло. Отсюда следует, что большая часть тепла была потеряна Землёй с её тепловым излучением в космическое пространство. В следующем разделе эта доля излучённого тепла будет оценена количественно, здесь же мы рассмотрим только современные теплопотери Земли.
К настоящему времени накопилось более 20 тыс. экспериментальных определений теплового потока, измеренных в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них среднее значение потока и по нему определять суммарный поток тепла для всей Земли было бы методически неверным приёмом.
Современные теплопотери Земли можно определить только полуэмпирическим, полутеоретическим методом. Это объясняется тем, что значительная часть глубинного теплового потока из мантии выносится с гидротермальными водами. Если на континентах роль гидротермального выноса тепла сравнительно невелика, то вынос тепла океанскими водами, циркулирующими по трещинам земной коры в океанических рифтовых зонах и на склонах срединно-океанических хребтов, достигает огромных величин. По нашим оценкам, такой вынос тепла может составлять до 23% суммарных теплопотерь Земли (Сорохтин, 1974), однако экспериментально измерять суммарный конвективный тепловой поток пока не удаётся. Поэтому при определении теплопотерь Земли, помимо использования эмпирических данных, приходится прибегать и к помощи теоретических оценок конвективной составляющей глубинного теплового потока.
Известно, что океанические литосферные плиты формируются за счёт остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества верхней мантии (Сорохтин, 1973). Непрерывное движение конвейера океанических литосферных плит от рифтовых зон на гребнях срединно-океанических хребтов, где они возникают, к зонам поддвига плит под островными дугами и активными окраинами континентов, где они вновь погружаются в горячую мантию, приводит к тому, что основные теплопотери нашей планеты происходят именно через океаническое дно (Ушаков, Федынский, 1973). При этом роль континентов и континентальных плит в процессе регулирования теплового баланса Земли значительно скромнее и в основном пассивная. Тепловой поток через океаническое дно превышает суммарный тепловой поток континентов более чем в 2,5 раза. Если же учесть, что большая часть тепла континентов генерируется распадом радиоактивных элементов, сосредоточенных в верхних слоях континентальной коры, то оказывается, что через океаническое дно теряется более 92% эндогенного (мантийного) тепла Земли.
Из кристаллизационной модели образования океанических плит следует, что тепловой поток через плиту обратно пропорционален корню квадратному от её возраста и прямо пропорционален температуре мантии. Температуру верхней мантии под океанами на уровне астеносферы можно принять равной 1 400 °С. Тогда теоретическая зависимость глубинного теплового потока от возраста океанических литосферных плит можно представить графиком (рис. 52).
Сравнение теоретической зависимости (см. рис. 52) с экспериментальными данными по измерению тепловых потоков на спокойных участках океанического дна (вне трансформных разломов и вулканических областей), приведёнными в работах (Сорохтин, 1974; Anderson, Skilbeck, 1981; Lowell et al., 1994), показывает, что теоретическая кривая как бы осредняет только максимальные значения измеренного теплового потока.
Объясняется это тем, что земная кора срединно-океанических хребтов разбита густой сетью трещин и разрывных нарушений, возникающих при растяжении литосферных плит в процессе их раздвижения в стороны от рифтовых зон. По этим трещинам, дренирующим океаническую кору, свободно циркулируют океанские воды, выносящие из ещё не остывших литосферных плит значительную часть тепла из коры в океаны. В результате суммарный тепловой поток через дно океанов разбивается на две составляющие: кондуктивную и конвективную. Впервые возможность конвективного выноса тепла из срединно-океанических хребтов и существование гидротермальных источников было предсказано теоретическим путём (Lister, 1972; Сорохтин, 1973, 1974), т.е. задолго до открытия самих источников на океаническом дне в 1977-1978 гг. Тогда же впервые была проведена и оценка мощности процесса гидротермального выноса тепла через океаническое дно, оказавшаяся приблизительно равной 2,4×1012 кал/с, или 1×1020 эрг/с, что составляет примерно 23% от суммарных теплопотерь Земли.
Появление конвективной составляющей приводит к увеличению эффективного значения коэффициента теплопроводности океанической коры, а следовательно, и к уменьшению в ней градиента температуры. Экспериментально же тепловой поток можно измерять только на участках дна, присыпанных осадками, при этом он определяется по измеренному температурному градиенту в осадках и коэффициенту теплопроводности самих осадков. Однако при наличии конвективного выноса тепла эффективная теплопроводность трещиноватой коры всегда оказывается меньше теплопроводности монолитных пород. Поэтому измеренные с помощью термозондов по обычной методике тепловые потоки в заполненных осадками карманах рельефа срединно-океанических хребтов, как правило, оказываются меньше истинных (суммарных) потоков. Только в сравнительно редких случаях (в благоприятных условиях) на участках дна с трещинами, полностью засыпанными осадками, измеренные кондуктивные составляющие отвечают суммарному тепловому потоку. По этой причине теоретические кривые тепловых потоков через океаническое дно всегда оказываются выше «облака» экспериментальных точек. Фактически же кривая, характеризующая суммарный тепловой поток через срединноокеанические хребты и дно океанов, должна осреднять максимальные значения экспериментальных измерений потока.
Для современных океанических литосферных плит их средний предельный возраст «жизни», по-видимому, близок к 120 млн лет. В этом случае средний удельный тепловой поток через океаническое дно оказывается примерно равным 2,41×10-6 кал/см2×с. Принимая суммарную площадь океанической коры (без учёта площади шельфовых и окраинных морей с корой континентального или переходного типа) равной 3,06×1018 см2, получим, что суммарный тепловой поток через океаническую кору & ~ 7,37×1012 кал/с = 3,09×1020 эрг/с.
Судя по эмпирическим данным, средний удельный тепловой поток через континенты приблизительно равен 1,42×10-6 кал/см2×с (Sclater et al., 1981). Принимая площадь континентальной коры равной 2,04×1018 см2 (на этот раз с учётом площади шельфовых и окраинных морей с корой континентального типа), найдём суммарный тепловой поток через континентальную кору & ~ 2,9×1012 кал/с = 1,21×1020 эрг/с. Следовательно, общая потеря тепла современной Землёй достигает & ~ 4,3×1020 эрг/с.
Для сравнения отметим, что близкие оценки теплопотерь Земли приводились и ранее: 4,2×1020 эрг/с (Сорохтин, 1974; Sclater et al., 1981) и 4,3×1020 эрг/с (Городницкий, Сорохтин, 1981).
К настоящему времени накопилось более 20 тыс. экспериментальных определений теплового потока, измеренных в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них среднее значение потока и по нему определять суммарный поток тепла для всей Земли было бы методически неверным приёмом.
Современные теплопотери Земли можно определить только полуэмпирическим, полутеоретическим методом. Это объясняется тем, что значительная часть глубинного теплового потока из мантии выносится с гидротермальными водами. Если на континентах роль гидротермального выноса тепла сравнительно невелика, то вынос тепла океанскими водами, циркулирующими по трещинам земной коры в океанических рифтовых зонах и на склонах срединно-океанических хребтов, достигает огромных величин. По нашим оценкам, такой вынос тепла может составлять до 23% суммарных теплопотерь Земли (Сорохтин, 1974), однако экспериментально измерять суммарный конвективный тепловой поток пока не удаётся. Поэтому при определении теплопотерь Земли, помимо использования эмпирических данных, приходится прибегать и к помощи теоретических оценок конвективной составляющей глубинного теплового потока.
Известно, что океанические литосферные плиты формируются за счёт остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества верхней мантии (Сорохтин, 1973). Непрерывное движение конвейера океанических литосферных плит от рифтовых зон на гребнях срединно-океанических хребтов, где они возникают, к зонам поддвига плит под островными дугами и активными окраинами континентов, где они вновь погружаются в горячую мантию, приводит к тому, что основные теплопотери нашей планеты происходят именно через океаническое дно (Ушаков, Федынский, 1973). При этом роль континентов и континентальных плит в процессе регулирования теплового баланса Земли значительно скромнее и в основном пассивная. Тепловой поток через океаническое дно превышает суммарный тепловой поток континентов более чем в 2,5 раза. Если же учесть, что большая часть тепла континентов генерируется распадом радиоактивных элементов, сосредоточенных в верхних слоях континентальной коры, то оказывается, что через океаническое дно теряется более 92% эндогенного (мантийного) тепла Земли.
Из кристаллизационной модели образования океанических плит следует, что тепловой поток через плиту обратно пропорционален корню квадратному от её возраста и прямо пропорционален температуре мантии. Температуру верхней мантии под океанами на уровне астеносферы можно принять равной 1 400 °С. Тогда теоретическая зависимость глубинного теплового потока от возраста океанических литосферных плит можно представить графиком (рис. 52).
Рисунок 52. Зависимость теплового потока через океаническое дно от возраста литосферных плит (Сорохтин, 1974):
1 — теоретическая кривая суммарного теплового потока; 2 — кондуктивная составляющая теплового потока (среднее значение по экспериментальным определениям); 3 — экспериментальные измерения теплового потока в Южной Атлантике и Тихом океане.
Сравнение теоретической зависимости (см. рис. 52) с экспериментальными данными по измерению тепловых потоков на спокойных участках океанического дна (вне трансформных разломов и вулканических областей), приведёнными в работах (Сорохтин, 1974; Anderson, Skilbeck, 1981; Lowell et al., 1994), показывает, что теоретическая кривая как бы осредняет только максимальные значения измеренного теплового потока.
Объясняется это тем, что земная кора срединно-океанических хребтов разбита густой сетью трещин и разрывных нарушений, возникающих при растяжении литосферных плит в процессе их раздвижения в стороны от рифтовых зон. По этим трещинам, дренирующим океаническую кору, свободно циркулируют океанские воды, выносящие из ещё не остывших литосферных плит значительную часть тепла из коры в океаны. В результате суммарный тепловой поток через дно океанов разбивается на две составляющие: кондуктивную и конвективную. Впервые возможность конвективного выноса тепла из срединно-океанических хребтов и существование гидротермальных источников было предсказано теоретическим путём (Lister, 1972; Сорохтин, 1973, 1974), т.е. задолго до открытия самих источников на океаническом дне в 1977-1978 гг. Тогда же впервые была проведена и оценка мощности процесса гидротермального выноса тепла через океаническое дно, оказавшаяся приблизительно равной 2,4×1012 кал/с, или 1×1020 эрг/с, что составляет примерно 23% от суммарных теплопотерь Земли.
Появление конвективной составляющей приводит к увеличению эффективного значения коэффициента теплопроводности океанической коры, а следовательно, и к уменьшению в ней градиента температуры. Экспериментально же тепловой поток можно измерять только на участках дна, присыпанных осадками, при этом он определяется по измеренному температурному градиенту в осадках и коэффициенту теплопроводности самих осадков. Однако при наличии конвективного выноса тепла эффективная теплопроводность трещиноватой коры всегда оказывается меньше теплопроводности монолитных пород. Поэтому измеренные с помощью термозондов по обычной методике тепловые потоки в заполненных осадками карманах рельефа срединно-океанических хребтов, как правило, оказываются меньше истинных (суммарных) потоков. Только в сравнительно редких случаях (в благоприятных условиях) на участках дна с трещинами, полностью засыпанными осадками, измеренные кондуктивные составляющие отвечают суммарному тепловому потоку. По этой причине теоретические кривые тепловых потоков через океаническое дно всегда оказываются выше «облака» экспериментальных точек. Фактически же кривая, характеризующая суммарный тепловой поток через срединноокеанические хребты и дно океанов, должна осреднять максимальные значения экспериментальных измерений потока.
Для современных океанических литосферных плит их средний предельный возраст «жизни», по-видимому, близок к 120 млн лет. В этом случае средний удельный тепловой поток через океаническое дно оказывается примерно равным 2,41×10-6 кал/см2×с. Принимая суммарную площадь океанической коры (без учёта площади шельфовых и окраинных морей с корой континентального или переходного типа) равной 3,06×1018 см2, получим, что суммарный тепловой поток через океаническую кору & ~ 7,37×1012 кал/с = 3,09×1020 эрг/с.
Судя по эмпирическим данным, средний удельный тепловой поток через континенты приблизительно равен 1,42×10-6 кал/см2×с (Sclater et al., 1981). Принимая площадь континентальной коры равной 2,04×1018 см2 (на этот раз с учётом площади шельфовых и окраинных морей с корой континентального типа), найдём суммарный тепловой поток через континентальную кору & ~ 2,9×1012 кал/с = 1,21×1020 эрг/с. Следовательно, общая потеря тепла современной Землёй достигает & ~ 4,3×1020 эрг/с.
Для сравнения отметим, что близкие оценки теплопотерь Земли приводились и ранее: 4,2×1020 эрг/с (Сорохтин, 1974; Sclater et al., 1981) и 4,3×1020 эрг/с (Городницкий, Сорохтин, 1981).