6.1 Фізико-геологічні основи терморозвідки

Розподіл температур на поверхні Землі та в її надрах визначається просторовим розподілом і потужністю джерел тепла, а також спроможністю компонентів середовища до теплообміну (передачі теплової енергії) і їх взаємним розташуванням. Базовими поняттями терморозвідки є тепловий потік (Ф) – величина кількісно рівна кількості теплоти що пройшла через певну поверхню за одиницю часу. ([Ф]=1 Джс^-1=1 Вт) і теплове поле - одномоментна сукупність значень температури і щільності теплового потоку у всіх точках досліджуваного простору, яка визначається внутрішніми і зовнішніми джерелами тепла, а також тепловими властивостями гірських порід [6, 8]. Одним з основних параметрів що характеризує регіональні та локальні особливості процесів поширення тепла є геотермічний градієнт. Геотермічним градієнтом (Г) називають швидкість зростання температури з глибиною([Г]=1 Км^-1) Часто термін “геотермічний градієнт” вживають також для позначення приросту температури на кожні 100 м при заглибленні в Землю нижче від зони постійних температур. Величиною оберненою до геотермічного градієнту є геотермічна ступінь - віддаль, на яку треба заглибитись по вертикалі в надра Землі (нижче від зони постійних температур), щоб температура зросла на 1 градус. Середнє значення геотермічної ступені дорівнює 33 м.

6.1.1 Теплове поле Землі

Природне теплове поле формується за рахунок зовнішніх джерел (надходження тепла за рахунок космічного і сонячного випромінювання, яке нині складає приблизно 110²⁵ Дж/рік) та процесів що відбуваються на поверхні і в надрах Землі (радіоактивний розпад, гравітаційна диференціація, уповільнення обертання Землі, хімічні реакції тощо, які в сукупності забезпечують генерацію тепла на рівні від 110²¹ до 2,010²¹ Дж/рік).

За час існування Землі ендогенними джерелами тепла було виділено понад 6,210³² Дж. Вважається, при цьому, що майже 90 % цієї енергії припадає на початковий розігрів при акреції часток первісної газопилової хмари та внаслідок диференціації речовини за густиною при формуванні ядра. Обсяги теплової енергії сформовані такими внутрішніми джерелами як: розпад радіоактивних елементів (в першу чергу ²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th, ⁴⁰K, ⁸⁷Rb, хоч на початку існування Землі значним був і внесок розпаду ²³⁷Np, ²⁶Al, ³⁸Cl тощо), гравітаційна диференціація речовини в ядрі та нижній мантії, зменшення кінетичної енергії обертання Землі в результаті припливів під дією Місяця і Сонця (припливне тертя), стиск (пружна енергія) складають приблизно по 1,5–310³¹ Дж. Виділення і поглинання тепла в значних обсягах спостерігається також при плавленні, випаровуванні, кристалізації, поліморфних перетвореннях, різноманітних хімічних реакціях тощо. Теплова енергія перерахованих джерел, що вивільняється на земній поверхні в одиницю часу, значно вища за енергію тектонічних, сейсмічних та гідротермальних процесів.

Згідно сучасних уявлень про формування Землі, виділення акреційної, припливної і радіогенної енергії, а також уповільнення конвективного теплообміну призвели до розігріву земних надр (див. рис. 6.1), температура яких сягала, згідно моделі гомогенної акреції, не менш як 1800 К (для моделі гетерогенної акреції прогнозовані температури значно вищі). Такі температури є достатніми для часткового плавлення вихідної речовини, а значить і для прискорення процесів гравітаційної диференціації речовини, що зрештою і призвело до формування ядра і розшарування мантії. З плином часу змінювалась і інтенсивність виділення енергії кожним із джерел – приблизно через 0,51,010⁹ років основні обсяги теплової енергії генеруються вже в процесах гравітаційної диференціації речовини мантії та ядра. В результаті утворювались значні магматичні резервуари в верхній мантії, які в подальшому послужили джерелами речовини для інтрузій. Почалось формування астеносфери і літосфери. Потужна безводна і безкиснева первісна атмосфера (тиск поблизу денної поверхні складав тисячі атмосфер) впродовж сотень мільйонів років підтримувала температуру поверхні на рівні 700800 К і вище, що зокрема сприяло широкому розвитку в щойно сформованій земній корі таких специфічних порід як ендербіти. Зменшення тепловиділення від диференціації речовини, а також початок активних геологічних процесів призвели до вирівнювання швидкостей теплогенерації і теплових втрат. Основними чинниками теплового режиму стали охолодження завдяки тепловому випромінюванню через поверхню, радіоактивний розпад, тепло виділене при кристалізації і конвективний тепломасопереніс. При цьому, враховуючи відносно низьку швидкість кондуктивної теплопередачі в надрах Землі, можна говорити про те що швидкість поширення генерованого в мантії тепла є співставною з швидкістю геологічних процесів, які тепловою енергією власне і викликаються – підняття гарячих астенолітів, наприклад.

Рисунок 6.1 – Складові початкової теплової моделі землі

(за В.В.Гордієнко та ін., 2002 р.)

1 – вплив стиску; 2 – вплив ударів при акреції; 3 – сукупний ефект стиску та ударів; 4 – середня температура Землі перед виділенням ядра; 5 – розподіл температури після виділення ядра; 6 і 7 – солідус та ліквідус порід мантії.

Слід зауважити, що нині вплив внутрішнього теплового поля на температуру поблизу земної поверхні або клімат є мінімальним, оскільки потік енергії, що надходить на земну поверхню від Сонця, набагато більший, ніж із надр. І дійсно, щільність потоку променистої енергії Сонця на орбіті Землі (так звана сонячна постійна) складає приблизно 1400 Вт/м². Частина (близько 45 %) цієї енергії розсіюється і відбивається у міжпланетний простір атмосферою і хмарами, а решта поглинається атмосферою, гідросферою, літосферою і рослинним покривом, згодом або акумулюючись (в енергії хімічних з’єднань, фазових перетворень тощо), або випромінюючись назад у Всесвіт. Добові, сезонні, багаторічні і вікові варіації сонячної активності призводять до відповідних циклічних змін температур повітря, а також (з певним запізненням) приповерхневого прошарку гірських порід. Чим більший був період циклів активності, тим більшою є глибина їх теплового впливу. Наприклад, добові коливання температури повітря проявляються в ґрунтовому прошарку глибиною близько 1 - 1,5 м, що пов'язано з процесами перенесення сонячного теплового потоку за рахунок молекулярної теплопровідності порід, конвекції повітря і парів води, інфільтруючих осадків та підземних вод. Сезонні (річні) коливання викликають зміни температур на глибинах від перших метрів до 20-40 м. На таких глибинах теплопередача здійснюється в основному за рахунок молекулярної теплопровідності, а також руху підземних вод. На глибинах 20-40 м формується так званий пояс (зона) постійної річної температури, де температура залишається практично незмінною і перевищує середньорічну температуру повітря даної місцевості в середньому на 3,7 К. Таким чином, якщо не враховувати вікових кліматичних змін (вплив льодовикових періодів в антропогені викликає аномалії поля температур на глибинах до 3-4 км), то можна вважати, що на глибинах понад 40 м впливом циклічності сонячної активності можна зневажити, а температурний режим порід визначається глибинним потоком тепла й особливостями термічних властивостей порід.

Нижче зони постійної температури температура порід підвищується в середньому на 3 К при зануренні на кожні 100 м: від 0,0060,013 К/м в шарах високо теплопровідних порід (карбонати, евапорити, кварцити) на платформах до 0,030,10 К/м в низько теплопровідних породах (уламкові породи, лави) областей сучасного вулканізму. Це явище пояснюється наявністю регіонального висхідного теплового потоку від внутрішніх джерел тепла, величину якого прийнято характеризувати щільністю теплового потоку (щільність теплового потоку (поверхнева щільність теплового потоку, тепловий потік) q – кількість теплоти яка проходить в напрямі перпендикулярному до градієнту температур через одиницю площі за одиницю часу; [q]=1 Втм^-2). Середнє значення теплового потоку на континентах складає 0,06 Вт/м², його аномальні значення обумовлені особливостями будови як земної кори, так і верхньої мантії. Найважливішим джерелом тепла в земній корі і верхній мантії є енергія радіоактивного розпаду, а тепловий потік за рахунок первісного тепла землі не перевищує 0,010-0,015 Вт/м² [8].

Розпад радіоактивних елементів в Землі щороку дає (за різними оцінками) від 0,7 до 2,510²¹ Дж (річні втрати Землею тепла за рахунок провідності не перевищують 7,99,610²⁰ Дж). Нині основний внесок в утворення радіогенної енергії належить ²³⁸U і ²³²Th (див табл. 6.1, рис. 6.2), а на час утворення Землі понад 60 % енергії виділялось за рахунок розпаду ²³⁵U та ⁴⁰K, загальне ж виділення енергії тоді перевищувало 110²² Дж.

З наявних даних про розподіл радіоактивних ізотопів в геосферах очевидною є провідна роль верхньої частини земної кори в радіогенній генерації тепла - кількість теплоти, яка тут виділяється, є порівняною з обсягами радіогенної енергії мантії (за значно більшого об’єму останньої). Очевидною причиною такого стану є накопичення некогерентних елементів (в першу чергу рубідію, урану, торію і, меншою мірою, калію) в залишкових продуктах магматичної диференціації, що призвело до поступового збіднення цими елементами верхньої мантії і збагачення – земної кори. При цьому існує загальна тенденція до накопичення радіоактивних елементів в найбільш лейкократових утвореннях, що й ілюструє порівняння генерації тепла в різних типах інтрузивних порід (див. рис. 6.3). Цю тенденцію, однак, не можна абсолютизувати як у зв’язку з відмінністю геохімічної поведінки радіоактивних елементів, так і у зв’язку з реальним розмаїттям проявів магматичних, метасоматичних, метаморфічних, гідротермальних та інших процесів, які суттєво впливають на міграційну здатність тих чи інших ізотопів, обумовлюючи складний просторовий розподіл джерел тепла.

Таблиця 6.1 – Генерація радіогенного тепла в геосферах

	Елемент / ізотоп	Верхня частина земної кори (за Vedepohl, 1995)	Нижня частина земної кори (за Vedepohl, 1995)	Континентальна кора в цілому (за Taylor S.R., 1964)	Первісна (до утворення кори) мантія (за W.M.White, 1997)	Земля в цілому (за Ganapathy R., Anders E., 1974)
Вміст, %	U	0,00028	0,000093	0,00027	0,000002	0,0000018
	Th	0,0011	0,00066	0,00096	0,0000081	0,0000065
	K	2,87	1,31	2,09	0,024	0,017
	Rb	0,011	0,0041	0,009	0,00006	0,000058
Питома генерація радіогенного тепла, мкВт/м3	235U	0,029	0,011	0,029	0,00036	0,00039
	238U	0,71	0,26	0,71	0,0085	0,0093
	232Th	0,77	0,53	0,72	0,0097	0.0096
	40K	0,26	0,13	0,20	0,0037	0,0032
	87Rb	0,043	0,017	0,036	0,00038	0,00045
		1,8	0,95	1,7	0,023	0,023
Генерація теплової енергії, Дж/рік	235U	5,51018	9,01017	7,91018	1,01019	1,31019
	238U	1,31020	2,21019	1,91020	2,41020	3,21020
	232Th	1,51020	4,41019	1,91020	2,71020	3,21020
	40K	5,01019	1,11019	5,41019	1,01020	1,11020
	87Rb	8,01018	1,51018	9,61018	1,11019	1,51019
		3,41020	7,91019	4,61020	6,41020	7,81020

В будь-якому випадку вважається, що частка генерованого мантією тепла в величині кондуктивного потоку на континентах не перевищує третини, хоча в окремих ситуаціях вклад джерел тепла в земній корі може зростати до 90% (чохол давніх платформ) чи зменшуватись до 20-30 % (глибоко-еродовані блоки щитів) [8]. Прямі кореляційні зв’язки з величини теплового потоку з потужністю земної кори відсутні, інколи навіть встановлюється обернена кореляція між цими параметрами, що, на думку Р.І.Кутаса, теж свідчить про концентрування радіоактивних елементів виключно в верхній частині земної кори [8]. Суттєві корективи в розподіл радіоактивних елементів вносять також особливості геологічної будови та розвитку конкретних територій. Величина теплового потоку також залежить від тектонічного режиму території (див. рис. 6.4). Так, магматична модель формування континентальної земної кори передбачає її поступове остигання після утворення, але в результаті тектоно-магматичної активізації можливе нове підняття температури. Крім того, переніс теплової енергії в областях архейської стабілізації з надпотужною літосферою можливий лише за рахунок теплопровідності, що, природно, призводить до зменшення щільності теплового потоку від глибинних джерел (Nyblade і Pollack, 1993).

Рисунок 6.2 – Співвідношення обсягів питомої генерації теплової енергії в геосферах

1, 2, 3, 4, 5 – вклад в генерацію теплової енергії ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th, ⁴⁰K і ⁸⁷Rb (відповідно)

Рисунок 6.3 – Вклад природних радіоактивних ізотопів в генерацію теплової енергії в різних типах інтрузивних порід.

1, 2, 3, 4, 5 – вклад в генерацію теплової енергії ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th, ⁴⁰K і ⁸⁷Rb (відповідно)

У океанах, де потужність земної кори є малою, основним джерелом тепла є процеси в мантії на глибинах до 700 – 1000 км. Спостережена сталість середніх теплових потоків на континенті і в океанах (їх середні значення майже однакові) навіть за різкої зміни потужностей і будови земної кори, свідчить про відмінність будови верхньої мантії. Тому аномалії теплових потоків, тобто відхилення від установлених середніх потоків, несуть інформацію про будову і земної кори, і верхньої мантії. Потужні аномалії теплового поля формуються, як правило, в зонах активізації - над високопровідними розломними зонами та остигаючими інтрузіями (Кіровоградська аномалія теплового поля на УЩ, наприклад, теплові аномалії ДДЗ тощо), а також фіксують палеопозиції мантійних плюмів (палеопозиції ісландського плюму надійно простежуються до Скандинавії, а за іншими даними, до Південного Уралу [3]).

Рисунок 6.4 – Залежність теплового потоку від віку тектонічної активності (за Vitorello і Pollack, 1990)

І – радіогенне тепло корового походження; ІІ – тепло генероване тимчасовими нестаціонарними джерелами (пов’язаними з тектонікою); ІІІ – тепловий потік з глибинних джерел. Вік тектонічних структур: AR – архей, ePR – ранній протерозой; lPR – пізній протерозой, ePZ – ранній палеозой, lPZ – пізній палеозой, MZ – мезозой, і KZ – кайнозой.

Крім названих чинників регіонального характеру на розподіл температур впливають і локальні джерела тепла та аномалії провідності, найзначнішими з яких є: товщі з пониженою температурою (багаторічна мерзлота); породи і руди із підвищеною радіоактивністю; поверхневі і підземні, у тому числі термальні, води; особливості прояв сучасного вулканізму і тектонічних рухів; рослинність; екзотермічні і ендотермічні процеси в покладах вугілля, сульфідних і інших руд, нафтогазоносних і водоносних горизонтах; теплопровідність гірських порід і конвекція ґрунтового повітря та підземних вод тощо. Роль кожного з цих чинників визначається геолого-гідрогеологічною будовою району. Локальні теплові потоки, як і регіональні, залежать не тільки від наявності джерел тепла, але і від умов теплопереносу тепла за рахунок теплопровідності гірських порід, конвекції грунтового повітря і підземних вод та теплового випромінювання.