ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ФУНКЦИОНИРОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЫ

Функциональная роль литосферы в системе планеты Земля состоит в том, что литосфера, с одной стороны, представляет своеобразный барьер, замедляющий охлаждение мантии, с другой, она регулирует обмен вещества и энергии между мантией и географической оболочкой.

В настоящее время накопилось много данных, показывающих, что в литосфере идут свои, только ей присущие процессы, на базе как собственной, так и поступающей извне энергии.
Важнейшими источниками энергии, которые определяют функционирование литосферы, являются: распад радиоактивных элементов, гравитационная энергия, освобождающаяся в коре, энергия, поступающая из мантии и географической оболочки, а также ротационная энергия, возникающая в результате замедления вращения Земли.
Одним из главных источников поступления тепла в литосферу, в настоящее время считают радиоактивный распад урана (U), тория (Th) и калия (К). Генерация энергии литосферой при радиоактивном распаде будет прямо пропорциональна содержанию радиоактивных элементов в земной коре, которое медленно уменьшается.
За время существования Земли (4,5 млрд, лет) тепловыделение за счет радиоактивного распада уменьшилось в 4-5 раз (рис. 21). В настоящее время, по Ж. Гогелю (1978), оно составляет 3,6-10_6 кал/г. год или 9,6-10_6 кал/см3 год. В.Н. Жарков (1983) дает более низкое его значение, равное - 4,10-8 кал/г. год.
Количество генерируемого радиогенного тепла неравномерно распределяется и в пространстве вслед за неравномерным распределением радиоактивных элементов. Максимальное их содержание приходится на верхнюю сиалическую часть земной коры. Ниже, в метаморфическом слое и в основных породах, содержание радиоактивных элементов резко падает

Рис. 21. Выделение тепла отдельными радиоактивными элементами как функция геологического времени (по Ж. Гогелю, 1978)

(табл. 12). Для выяснения закономерностей радиогенного тепловыделения в земной коре Е.А. Любимова (1978) экспоненциальную модель тепловыделения замещает ступенчатой и зем-
О
ную кору условно делит на четыре слоя: осадочный, гранитогнейсовый, гранито-базитовый и гранулито-эклогитовый. По ее расчетам, у основания гранито-гнейсового слоя выделяется 2-10"13 кал/см3-с, у основания гранито-базитового - 1-10"13 кал/см3* с, а у основания земной коры всего 0,4-10-13 кал/см3* с. В перидотитах верхней мантии тепловыделение за счет распада радиоактивных элементов еще ниже и всего составляет 0,150,20-10'13 кал/см3* с.
Таблица 12
Средний состав «гранитного» слоя и радиогенное тепловыделение (Ронов, Ярошевскнй, 1971)

Порода	Распро странен- ность	Содержание радиоактивных элементов, 10"18 т/ч			Теплоге нерация Ю^кал/см^с
Порода	Распро странен- ность	и	тъ	К	Теплоге нерация Ю^кал/см^с
Граниты	18,1	3,9	16,5	22000	5,7
Гранодиориты и диориты	19,9	4,2	16,0	22000	5,7
Сиениты	0,3	5,6	14,0	21000	6,3
Габбро	3,7	0,9	2,7	5000	1,2
Дуниты	0,1	0,1	0,3	2000	0,18
Гнейсы	37,6	2.1	9,0	21700	3,3
Кристаллические сланцы	9,0	2,1	9,0	21700	3,3
Амфиболиты	9,8	0,8	2,0	3600	1,0
Мраморы	1,5	1,3	2,4	7000	1,4

За время существования Земли энергия распада радиоактивных элементов, по Л.П. Зоненшайну и Л.А. Савостину (1979), составила 0,41-Ю38 эрг. По расчетам Ж. Гогеля (1978), температура пород за счет радиоактивного распада могла быть повышена до 5770°С за 1 млрд, лет и до 47575'С за 4,5 млрд, лет. Очевидно, что охлаждение Земли за счет кондуктивного и других видов теплопереноса к поверхности играло существенную роль.
В общем, большинство исследователей считают, что Земля теряет столько тепла (4-108 кал/г • год), сколько в ней образуется в результате радиоактивного распада (В.Н. Жарков, 1963). Возможным источником энергии литосферы может быть замедление вращения Земли вокруг своей оси из-за приливного взаимодействия ее с Луной и, в меньшей мере, с Солнцем. Среднее значение этой энергии, по данным Н.Н. Парийского (1955), составляет примерно 1022 эрг/с. Частично эта энергия теряется, рассеиваясь в океанических приливах, особенно в мелких морях, частично в недрах литосферы при приливных ее деформациях. •
Г. Макдональд показал, что замедление вращения с 3 до 24 часов должно привести к выделению суммарной энергии 1,5-Ю38 эрг, или 600 кал/г для Земли в целом. Если бы все это тепло поглощалось в теле Земли, то температура в ее недрах достигала бы 2000°С. При условии же, что 90 % энергии диссипировало в мелких морях (вероятность чего достаточно велика), ее температура поднялась бы только на 200°С.
Некоторый вклад в энергетический баланс литосферы вносит и солнечная энергия. Однако мнения исследователей в определении ее роли сильно расходятся. Отдельные геологи вслед за В.И. Лебедевым (1957) и Н.И. Беловым, считают главной движущей силой глубинных процессов, преобразующих поглощенную кристаллическим веществом солнечную энергию при выветривании алюмосиликатов. Д.С. Коржин- ский (1955) и В.П. Зверев (1982) убедительно показали ошибочность этих взглядов. По их данным, в зоне гипергенеза большинство реакций носит экзотермический характер, а в зоне катагенеза преобладают эндотермические реакции. В припо-
U U
верхностнои части земной коры и на ее поверхности главными физико-химическими процессами являются окисление, гидратация, растворение и гидролиз минералов. Зона окисления контролируется глубиной активной циркуляции подземных вод. Наибольший экзотермический эффект дает окисление органического вещества с выделением 393,69 кДж/моль тепла, при окислении сульфидных руд 1433,71 кДж/моль.
С энергетической точки зрения определенное значение имеет растворение. Растворение кальцита, гипса, ангидрида и доломита происходит с выделением тепла, а галита - с его поглощением.
Наиболее распространенным гипергенным процессом являются реакции гидролитического разложения породообразующих силикатных минералов, приводящих к образованию глин. Энергетический их эффект, однако, небольшой: от -20 до -800 кДж/моль.
Оценивая удельный тепловой эффект различных геохимических реакций (табл. 13), В.П. Зверев приходит к выводу, что в большинстве случаев, за исключением процессов окисления, они имеют один и тот же порядок и соизмеримы. Итоговый геоэнергетический эффект их определяется скоростью реакций, которая весьма мала, как следствие, он заметен лишь в масштабе геологического времени. Определенный В.П. Зверевым энергетический эффект для центральной части Русской платформы составляет 1,193-Ю-8 Дж/см2 с. Для горных районов он заметно выше, для юго-западной части Кавказа равен 23,70-Ю-8 Дж/см2-с.

Таблица 13

Стадия литогенеза	Процесс	Удельный тепловой эффект Н,Дж/г	Количество тепловой энергии, выделяющейся, в реальных условиях, Дж/см2 с
Стадия литогенеза	Процесс	Удельный тепловой эффект Н,Дж/г	региональных	локальных
Гииергенез	Окисление Гидратация Растворение Гидролиз	-(6250-42000) -85 -(8,5-125) -(8,5-125) +80 -(20-800)	-4и • 10‘8 -4п • 109 -4п • 10‘9 -4п • 10-9 +4п • 10'9 -4п • 108	-16- ю-5 -16- 10-5 -4п • 10'8 -4п • 10-8 +12н • 10-7 -8п • 10-7
Седимснтоге- нез Диагенез	Кристаллиза ция Восстановле ние	+(8,5-125) -105 -60	±4п-10е
Ката-и метагенез	Дегидратация Гидрослюди- зация Хлоритизация	+85 +(8,5-40) +210	+4и • 10'8

Все рассмотренные выше энергетические потоки не в состоянии обеспечить энергией протекающие в литосфере процессы. По оценкам М. Ботта (1974), в континентальной коре генерируются всего 16 % ее энергии, а в океанической - всего 7 %. Так что на долю мантии приходится от 84 до 93 % тепла, теряемого Землей. Энергия, поступающая из мантии, представляет собой накопленное Землей тепло за счет аккреции и гравитационной дифференциации, при образовании Земли.
По расчетам Гогеля (1978), переход всей массы Земли от состояния равномерной плотности до современного с плотным ядром приводит к выделению энергии в количестве - 2,6-Ю38 эрг.с, или 1040 кал/г, которое достаточно для нагревания всей планеты до 5000°С. Некоторая гравитационная дифференциация происходит и сейчас, она-то и выступает в качестве источника современной энергии Земли. Десятой части энергии от 1040 кал/г достаточно, чтобы питать тепловой поток в 1,95• 1020 кал/год в течение 2,9 млрд. лет.
Земная кора, как известно, является хорошим изолятором и предохраняет Землю от быстрого остывания. Радиационное тепло, выделяющееся в земной коре, уменьшает градиент тем
пературы между мантией и земной корой и тем замедляет процесс передачи тепла из мантии в земную кору.
В.В. Гордиенко (1975) попытался оценить количество тепла, которое поступает в кору из мантии (табл. 14).
На докембрийской платформе, по его данным, при среднем тепловом потоке 0,73-1,30 мккал/см2-с поток колеблется от 0,6-0,9, или 0,4-0,6 мккал/см2- с, а мантийный - от 0,12 до 0,40 или от 0,33 до 0,70 мккал/см2 -с, составляя 15-80 % всего потока.
Передача тепла из мантии в кору происходит за счет кон- дуктивной теплопередачи, через лучеиспускание и при посредстве конвекции.
Теплопроводность пород земной коры изменяется более чем в 5-6 раз, в зависимости от состояния и состава вещества.
Средняя теплопроводность горных пород, по оценке М. Бот- та (1974), составляет 0,006 кал/см2-с.

Дж. Ферхуген и др. (1974) принимает ее около 0,01 кал/см2-с и рассчитывает время, необходимое для переноса тепла из центра Земли к поверхности. Оно примерно равно (6,4-108)210*2 = 40 • 1018 С, или 1012 лет, т.е. гораздо больше, чем возраст Земли. Для передачи тепла через 100-километровую толщу пород требуется около 3 • 108 лет, т.е. сотни миллионов лет. Гораздо быстрее тепло передается излучением, но оно наблюдается при температуре выше 800-1500°С. Приблизительное соотношение, определяющее вклад лучистого переноса тепла в общую теплопроводность при температуре, имеет вид:

где: п - показатель преломления,
s - постоянная Стефана-Больцмана, е - коэффициент непрозрачности.
Решающее значение для переноса тепла в мантии и частично в коре имеет конвекция, особенно проникающая конвекция, которая осуществляется в мантии и нижней части коры за счет движения флюидов и вертикального движения магмы, воды и пара в верхней части земной коры. Конвекция осуществляется только в том случае, когда температурный градиент равен или выше адиабатического градиента, который соответствует изменению температуры в соответствии с изменением давления в зависимости от глубины. Этот градиент должен быть порядка 0,25-0,30°С/км.

Тепловой поток, генерируемый в земной коре и поступающий из мантии в основных тектонических
зонах на территории Украины (по Гордиенко, 1975)

	Средний тепловой поток, мккал/см2 -с	Коровой		Мантийный
	Средний тепловой поток, мккал/см2 -с	Модель а	Модель б	Модель а	Модель б
Докембрийская платформа «Украинский щит»
Криворожско-кременчугская зона	0,73	0,60	0,40	0,13	' 0,33
Орехово-Павлоградская зона	1,05	0,90	0,55	0,15	0,50
Кировоградский блок	1,00	0,76	0,55	0,22	0,55
Днепрово-Донецкая впадина	1,05	0,83	0,60	0,22	0,45
Львовско-палеоз. прогиб	1.00	0,80	0,60	0,20	0,40
Геосинклинальнаые образования древней платформы
Предкарпатский прогиб	1,05	1,05	0,75	0	0,30
Складчатые Карпаты	1,80	1,0-1,30	0,6-0,8	0,8-05	1,2-1,0
Закарпатский прогиб	2,15	0,70	0,55	1,45	1,60
Скифская плита	1,48	0,90	0,65	0,58	0,83
Впадина Черного моря	0,80	0,45	0,40	0,35-0,80	0,40-1,10

Более детальное рассмотрение процессов остывания Земли с учетом лучеиспускания показывает, что слой остывания имеет толщину около 900 км. Глубже этого слоя распределение температур слабо изменяется от потока тепла к поверхности.
Поступающая в земную кору энергия перерабатывается в коре и становится собственной ее энергией, которая обеспечивает функционирование земной коры, в том числе процессы магматизма, метаморфизма, гранитизации, горообразования и другие, а также тот тепловой поток, который мы наблюдаем на поверхности земной коры. Измерение теплового потока показало, что он в целом для Земли примерно равен 2,4-1020 кал/год или 1028 Эрг/год, что составляет 3-104 доли солнечной радиации, получаемой Землей.
Измерение теплового потока и расчет глобальной средней как статистической совокупности, по данным Ли и Уеды (1965), Chapman (1977), Суэтновой (1975) равен 1,49-1,50 мккал/см2-с. По расчетам же Смирнова (1968), Полян и Смирнова (1969), с учетом возраста складчатости, мощности земной коры, характера физических полей и др. условий, получено мировое среднее, равное 1,18 мккал) см2-с. Е.А. Любимова (1976) считает, что действительная величина теплового потока Земли лежит где-то посредине, между 1,18 мккал / см2-с и 1,5 мюсал/см2-с. С ориентацией на последнюю цифру и рассчитана общая потеря тепла Землей, равная примерно 2,4-1020 кал/год, или 1028 Эрг/год.
По данным В.Н. Жаркова (1983), средний поток тепла через поверхность Земли примерно равен 1028 Эрг/год, что в 10-100 раз больше, чем вся энергия землетрясений и вулканизма.
Мировая средняя потеря тепла с поверхности Земли составляет 1,48-10'6 кал/см2-с. Для континентов она равна 1,41 мккал/см2-с, для океанов - 1,51 мккал/см2-с.
В соответствие с этими данными время остывания Земли - 1012 лет.
В целом же, в закономерностях распределения температур во внутренних частях Земли все еще много неясного. Об этом свидетельствуют температурные профили, построенные разными методами (рис.22). Геотермические расчеты Е.А. Любимовой основаны на данных о теплопроводности горных пород и тепловой истории Земли; С.П. Кларк и А.Е. Рингвуд развивают петрологическую модель, рассматривающую образование континентов как результат дифференциации вещества верхней мантии по вертикали. Д.С. Тозер продолжил кривые Кларка и Рингвуда с глубины 400 до 1400 км.

Рис. 22. Температуры Земли по расчетам Любимовой (1967) (а), Кларка и Рингвуда (1964) (в) и Тозера (1971) (с), показывающие участие теплопроводности, лучистого теплопереноса и конвекции соответственно. Заштрихованный участок профиля служит линейкой экстраполяции нескольких экспериментальных измерений солидуса перидотита.

При измерении теплового потока, неожиданно для геофизиков, обнаружилось равенство теплового потока на континентах и океанах. Одно из возможных объяснений этому явлению дал Г. Макдональд, который предположил существенное различие в содержании радиоактивных элементов и участие в переносе тепла теплопроводностью и лучеиспусканием (рис. 23). Это объяснение станет еще проще, если принять во внимание и различия в конвективном потоке.
Теоретическое обоснование равенства тепловых потоков предложил Ю.А. Косыгин (1983). По его мнению, приблизительное равенство теплового потока на континентальных и океанических площадях говорит о том, что тепловой поток обусловлен не неравномерным распределением радиоактивных элементов, а общей для земного шара причиной и возможно функцией массы планеты, которая появляется при достижении ею некоторой критической величины и гравитационное поле становится эффективным в смысле придания планете сферической формы. В этом случае равномерный поток тепла можно рассматривать как общее свойство планет земной группы.

1 : 3,29 : 40,0; K/U = 104, Th/U = 3,7; начальная температура на поверхности 4,5 млрд, лет назад = 0"С, на глубине 600 км и глубже - 1000°С; непрозрачность =10 см1.
При среднем равенстве теплового потока на материках и океанах большие его колебания наблюдаются в зависимости от тектонических структур, мощности земной коры, состава горных пород и некоторых других факторов.
Низкие тепловые потоки, по данным Е.А. Любимовой (1978), соответствуют зонам распространения архейских пород, характеризующихся низкой радиоактивностью и слабым поступлением тепла из мантии. На молодых платформах тепловой поток увеличивается до 1,2-1,7 мккал/см2-с. Аномалиями теплового потока выделяются краевые прогибы, узкие депрессии, выполненные песчано-глинистыми отложениями мощностью до 10-12 км. Их теплопроводность не превышает (3,0-4,0/-10 кал.с.град, что в два раза ниже теплопроводности фундамента.
Во впадинах с утонченной земной корой (например, Пан- нонской) тепловой поток поднимается до 2,45 мккал/см2-с.

Таблица 15
Тепловые потоки в основных геологических подразделениях континентов и океанов (по данным Ли и У еда, 1966)

Геологические подразделения	Среднее мккал/ см2«с	Среднеквад ратическое
	Среднее мккал/ см2«с	отклонение
Континенты
Докембрийские щиты Последокембрийские	0,9.	0,17
неорогенические области Орогенические области	1,54	0,38
палеозоя	1,23	0.40
Орогенические области	1,23	0,49
мезозоя и третичного периода Вулканические области третичного	1,92	0,49
	1,92
периода (без геотермических районов)	2,16	0.46
Океаны
Океанические котловины	1,28	0,53
Подводные хребты	1,82	1,56
Глубоководные желоба	0,99	0,61
Другие океанические области	1,71	1,05

В складчатых горах типа Альп и Кавказа тепловой поток колеблется от 1,0 до 4,0 мккал/см2с. В рифтовых зонах океана тепловой поток поднимается до 9,0 мккал/см2-с. В целом диапазон изменений теплового потока на континентах - от 0,4 до 3,0 мккал/см2-с. На океанах он гораздо больше: от ±0,1 до мккал/см2-с. Различия же между крупными тектоническими структурами не столь велики (табл. 15).
При примерно равном тепловом потоке континентов и океанических впадин, энергетическая структура их принципиально различна. На континентах литосфера получает за счет распада радиоактивных элементов 40% энергии и 60% - от мантии. Океаническая кора от распада радиоактивных элементов получает незначительное количество, практически же все тепло она получает из мантии. Соответственно и потери тепла больше.

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ФУНКЦИОНИРОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЫ:

- География - Землеведение - История Земли -