Тепловое поле Земли, процессы теплообмена в оболочках Земли. 
Тепловые свойства горных пород. 
Геоэкологическое значение изучения теплового поля

Под тепловым полем Земли понимается температура в её недрах и плотность теплового потока на её поверхности. Тепловое поле связано как с термическим режимом недр, так и со способностью различных оболочек Земли передавать глубинное тепло и самостоятельно его генерировать. Тепловое поле, равно как и другие физические поля, связывают с материальной средой, в которой возникают и взаимодействуют тепловые потоки. Последние, воздействуя на материальные, в частности природные объекты, определяют их тепловой режим, обуславливая деформацию теплового поля.

Есть физический смысл характеризовать тепловое поле посредством параметров потенциала U и напряженности Е. Однако в результате сложившихся многолетних представлений оперируют понятиями теплового потока, геотермической ступени и др.

К основным тепловым свойством природных объектов относятся теплопроводность л, единицы измерения которой Вт/м*К и теплоёмкость С. Теплоемкость измеряется в единицах Дж/кг*К.

Земля, как природный объект, представляет собой тепловой космический модуль, характеризующийся тепловым полем. Это поле складывается из постоянного внутреннего поля Земли (основное поле) и переменного теплового поля, присущего земным оболочкам (литосфере, гидросфере и атмосфере).

Тепловое поле Земли формируется под действием следующих энергетических процессов:

Солнечная энергия (получаемая и переизлучаемая обратно);

Геотермическая потеря теплоты;

Энергия, теряющаяся при замедлении вращения Земли;

Упругая энергия, высвобождающаяся при землетрясениях.

Абсолютная величина энергии солнечного излучения, падающего на Землю, в 10 тыс. раз превышает величину внутреннего теплового потока. Однако (сразу, а свыше 48%) после преобразований в атмосфере, гидросфере, литосфере, биосфере отражается обратно в космос и только 2% поглощается Землёй. (Богословский В.А., Жигалин А. Д., Хмелевской В. К. 2000).

Солнечная радиация определяет температуру лишь поверхностной части Земли, которая меняется в зависимости от времени суток, сезона, погоды, климата, а также от геоморфологических условий, наличия акватории, состава поверхностных пород, почв, грунтов, их влажности, залесённости, растительного покрова, застройки и других факторов, а в целом от интегральной характеристики её тепловых свойств. Этими же факторами характеризуется отражательная способность поверхности, количественную оценку которой можно определить по интенсивности инфракрасного (ИК) и радиотеплового (РТ) излучения.

Основной характеристикой теплового поля Земли является поток теплоты через земную поверхность, т. е. тепловой поток.

Тепловой поток, поступающий из земных недр к земной поверхности обозначается Q (Вт/м2), может быть определён по уравнению теплопроводности:

Q = -л (?t/?z) (1),.

где л — коэффициент теплопроводности горной породы, численно равный количеству тепла в Дж, протекающему за 1 с через слой площадью 1 м², если разность температур обоих поверхностей слоя равны 1 К, Вт/(м*К); ?t/?z — вертикальный градиент изменения температуры, К/м. Из выражения (1) следует, что Г = Q/л.

Знак минус в уравнении (1) свидетельствует о том, что тепловой поток течёт в в ту сторону, куда температура убывает.

По формуле (1) рассчитывается мгновенный (секундный) тепловой поток в Вт/м2.Часовые, суточные, месячные и годовые суммы теплового потока выражаются в Дж/м2, МДж/ м2, ГДж/ м2 и т. д.

Коэффициент теплопроводности, характеризующий свойства вещества передавать тепло, для различных горных пород и почвы неодинаков. В целом теплопроводность горных пород зависит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости и давления. При повышении плотности и давления, а значит, понижении пористости теплопроводность пород повышается. С увеличение влажности пород их теплопроводность резко увеличивается, так как коэффициент теплопроводности воды больше коэффициента теплопроводности воздуха. Например, изменение влажности с 10 до 50% может увеличить теплопроводность в 2 — 4 и более раз.

Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 2 — 4 (в среднем 3) Вт/м*К, осадочные — 0,5 — 5 (в среднем 2,25) Вт/м*К. Средняя теплопроводность земной коры — 2,34 Вт/м*К.

На основании многотысячных измерений были установлены величины тепловых потоков, проходящих через поверхность континентов и океанов. Среднее значение теплового потока для континентов равно 0,059 Вт/м2, а для океанов — 0,063 Вт/м2.

Эти расчёты подтверждают доводы профессора Козловского Е. А относительно источников тепла Земли. Ранее считалось, что основной вклад в общий тепловой поток Земли вносит земная кора за счет радиоактивного распада содержащихся в ней элементов. Однако изучение материалов Кольской сверхглубокой скважины позволили Е. А Козловскому показать, что основным источником тепла является дифференциация вещества мантии, а не тепловая энергии распада радиоактивных элементов, содержащихся в верхних горизонтах земной коры. Ведь если исходить о преобладающем вкладе тепловой энергии за счёт радиоактивного распада элементов, то континентальная кора, имеющая мощный гранитный слой должна бы иметь и больший поток, чем океаническая кора, в строении которой участвует маломощные осадки и базальтовый слой, в котором радиоактивных элементов очень мало.

Зональность земных недр по распределению теплового потока, изучена недостаточно в силу отсутствия инструментов проникновения вглубь геосфер.

По геотермическим и косвенным данным (термальные воды, излияния раскаленных лав) выделяют в земной толще три характерных термических зоны.

Верхняя приповерхностная, тонкая (в среднем до 30 м) зона земной коры имеет температуру, определяемую солнечной радиацией. Это гелиометрическая, или деятельная зона; имеет место ярко выраженный суточный, сезонный, годовой и многовековой ход.

Ниже располагается ещё более тонкая нейтральная зона (пояс) с постоянной температурой, соответствующей среднегодовой температуре данного места. Это тонкий слой постоянной среднегодовой температуры, который в зависимости от температурных поясов находиться на глубинах от 10 до 30−50 м.

Всю ниже лежащую толщу земной коры, а также мантию и земное ядро занимает геотермическая зона, температура которой определяется внутренними тепловыми источниками Земли, теплопроводностью пород и нарастает с глубиной В результате многолетних тепловых съёмок Земли накоплены сведения об особенностях теплового поля Земли. Величину нарастания температуры горных пород с глубиной, выражаемую в оС/м, называют геотермическим градиентом.

Для расчёта геотермического градиента Г = ?Т/?Z необходимо знать приращение температур? Т в интервале глубин? Z. Среднее значение градиента составляет на платформах около 0,03 оС/м, на кристаллических щитах — 0,01 оС/м, а в областях новейшего вулканизма — 0,2 — 0,5оС/м. В ряде случаев значения геотермического градиента, а следовательно и величины обратной её — геотермической ступени, могут существенно превышать указанные пределы. Наибольший геотермический градиент зафиксирован в США, в штате Орегон, где геотермический градиент составил 0,15оС/м, а соответствующая ему геотермическая ступень — 6,67 м/оС. Наименьший геотермический градиент — 0,0057 оС/м зарегистрирован в Трансваале (ЮАР), ему соответствует геотермическая ступень 172,7 м/оС.

Температура геотермической зоны определяется тепловыми источниками, находящимися в этой зоне.

Исходя из представлений, что ядро состоит из железа, были проведены расчеты температуры плавления с учетом давления. Согласно расчетам t на границе мантии и ядра должна быть 37 000, а t внутреннего ядра — 5000. Температура внутри Земли интенсивно возрастает до глубины 200 км, после чего её рост с глубиной замедляется.

Температурное поле Земли и закономерности его изменения определяются:

• — энергией космического и солнечного излучения;
• — внутренним теплом земных оболочек.

В связи с этим разделяют тепловые источники внешние (космические) и внутренние (планетарные).

Внешними источникам являются: солнечная радиация; излучение звезд; энергия метеоритов, падающих на Землю; гравитационное воздействие Луны и Солнца.

Внутренними источниками Земли являются: — дифференциация вещества мантии; выделение радиационного тепла, вследствие ядерных реакций; химические реакции; гидротермальные процессы.

Непосредственные измерения температуры недр в пределах суши производится в шахтах и буровых скважинах электротермометрами; для измерения на морском дне употребляют термоградиентографы. Теплопроводность горных пород определяется на основании изучения образцов в лабораториях.

Измерения температуры в Земле возможны, как говорилось выше, только до глубины нескольких километров. Далее температуру оценивают косвенно. Глубже 400 км определяются лишь вероятные пределы температуры. При этом учитывается, что в слое Гуттенберга температура близка к температуре плавления, а глубже температура повышается (благодаря росту давления) быстрее, чем фактическая температура, и у границы ядра Земли вещество недр остаётся твёрдым, хотя ядро (кроме субядра) расплавлено.

Таким образом, геотермический градиент с глубиной сильно уменьшается. Мощность теплового потока, идущего от Земли примерно в 4 тыс. раз меньше количества теплоты, получаемой Землёй от Солнца. Поэтому поступающее из недр Земли тепло, не влияет на климат.

Натурные измерения теплового потока на поверхности Земли выполнены не равномерно. Мало измерений выполненных в Южной Америке, Африке, Антарктиде. На основании выполненных измерений построена карта распределения теплового потока на поверхности Земли. Сделан вывод, что закономерностей изменения теплового потока от континентов к океанам не обнаруживается, притом, что внутри континентальных и океанических областей существует тесная корреляционная зависимость Q и основных геологических структур. На континентах Q min на щитах, а Q max в орогенных областях. В океанах, в противоположность к материкам Q min имеет место на крыльях хребтов и в глубоководных желобах.

Расчётные данные позволили учёным нарисовать такую картину тепловой истории Земли. Сразу после образования планеты из роя метеорных тел и космической пыли температура недр была, вероятно, 700 — 2000оС. Расчёты для Земли с силикатным ядром показывают, что она никогда не была расплавленной, кроме ядра и, быть может, слоя Гуттенберга. Глубокие недра Земли медленно нагревались (на несколько градусов за 107 лет), а верхние слои её (несколько сот километров) ещё медленно остывали.

Для решения ряда теоретических и практических проблем, связанных с механизмом преобразования солнечной энергии в географической оболочке Земли, определяется тепловой баланс Земли.

О тепловом балансе Земли, земной поверхности и атмосферы мы обсудим на следующей лекции.

Изучение теплового поля земли и тепловых (термических) свойств горных пород основаны методы терморазведки. Геотермические исследования проводятся в глубоких скважинах и на дне морей, в горных выработках, в шпурах и мелких скважинах. В результате измерений температур (или градиентов температур) строятся графики и карты, которые используются для расчёта геотермических градиентов и тепловых потоков. На них выделяются аномалии, истолкование которых служит для решения различных геологических, экологических или географических задач.

Для измерения абсолютных температур используются термометры, а для измерения приращения температур — термоградиентометры. Смонтированы они в виде зондов, погружаемых в шпуры или донные осадки. Кроме термометров и термоградиентометров в комплект аппаратуры для терморазведки входят блок питания или усиления, измерительные или регистрирующие приборы.

Региональные термические исследования сводятся к высокоточному (погрешность не более 0,01оС) неоднократному измерению температур или их приращений в глубоких скважинах, горных выработках и донных осадках озёр, морей и океанов. Чтобы исключить влияние сезонных колебаний температур, замеры берут на суше на глубинах свыше 50 — 100 м, а на дне водных акваторий — при глубине свыше 300 м. Для получения установившихся температур измерения проводят через несколько месяцев после бурения глубоких скважин, через несколько дней или часов после окончания бурения скважин или шпуров в горных выработках и через несколько минут после погружения (обычно до глубины 10 м) термозонда в донные осадки.

В результате работ рассчитывают геотермические градиенты и тепловые потоки по известным уравнениям.

Хотя региональные термические исследования пока ещё редки, но они позволили определит геотермическую ступень/геотермический градиент, сведения о которых приводились выше. Необходимо помнить, что региональные термические исследования служат для выяснения термического режима и состояние недр Земли, что является важным источником информации для геофизики и теоретической геологии. Практический выход этих исследований направлен на изучение геотермических ресурсов и выявление участков, перспективных на использование глубинного тепла в качестве источников тепловых потоков энергии. Эти участки располагаются в районах с повышенным тепловым потоком (свыше 25 мккал/см2*с) и геотермическими градиентами (5 — 20 град на 100 м).

Поисково-разведочные термические исследования в комплексе с друими наземными и подземными геофизическими методами проводят на рудных, угольных, нефтяных и газовых месторождениях. Температуры измеряют в скважинах наземного и подземного бурения. Наблюдения проводят в отдельных точках по стволу скважины (реже непрерывно) с неоднократными повторениями и носит характер параметрических, с повышенной точностью.

Интерпретация геотермических профилей и карт бывает качественной и количественной и сводится к выделению локальных аномалий термического поля и сопоставлению с аномалиями других геофизических методов, а также с геологическими материалами.

Инженерно-геологические термические исследования обычно проводят в неглубоких (до 100 м) скважинах. Получаемые материалы служат для оконтуривания многолетнемёрзлых и талых пород; для изучения динамики подземных вод (приток глубинных вод создаёт положительные аномалии температур, поверхностных — отрицательные); прогноз приближения забоя выработок к обводнённым зонам и решения других задач. Скорость фильтрации подземных вод можно определить по следующей формуле:

Q = л[vz/a*T1 — T2 — T1/z2 — z1*eVz/a**(z1 — z2) (2).

Тепловое поле, равно как и другие физические поля, связывают с материальной средой, в которой возникают и взаимодействуют тепловые потоки. Последние, воздействуя на материальные, в частности природные объекты, определяют их тепловой режим, обуславливая деформацию теплового поля.

Земля, как природный объект, представляет собой тепловой космический модуль, характеризующийся тепловым полем. Это поле складывается из постоянного внутреннего поля Земли (основное поле) и переменного теплового поля, присущего земным оболочкам (литосфере, гидросфере и атмосфере). Основным параметром теплового поля является температура.

Тепловое поле Земли формируется под действием следующих энергетических процессов:

• 1) Солнечная энергия (получаемая и переизлучаемая обратно);
• 2) Геотермическая потеря теплоты;
• 3) Энергия, теряющаяся при замедлении вращения Земли;
• 4) Упругая энергия, высвобождающаяся при землетрясениях.

Одним из главных источников современной тепловой энергии в земной коре является радиоактивный распад долгоживущих изотопов. Источником тепла является также процесс дифференциации вещества мантии.

Есть физический смысл характеризовать тепловое поле посредством параметров потенциала U и напряженности Е. Однако в результате сложившихся многолетних представлений оперируют понятиями теплового потока, геотермической ступени и др. В большинстве случаев изучают тепловой поток. Он обозначается Q. Единица измерения Вт/м2, его формула — уравнение теплопроводности:

(3),.

где: — коэффициент теплопроводности (Вт/м*К), — вертикальный градиент изменения температуры К/м. Знак «-» указывает на убывание температуры.

Зональность земных недр по распределению теплового потока, изучена недостаточно в силу отсутствия инструментов проникновения вглубь геосфер.

Характеристика тепловых свойств горных пород К тепловым свойством природных объектов относятся теплопроводность, единица измерения которой Вт/м*К и удельная теплоемкость С, измеряемая в единицах Дж/кг*К.

1) Теплопроводность (л) — направленный процесс распределения теплоты, приводящий к выравниванию температуры среды:

.

где q-удельный тепловой поток, grad Tградиент температуры.

2) Удельная теплоёмкость С — величина характеризующая теплоёмкость тела массой m, при увеличении температуры на 1 при действии количества теплоты Q. Единица измерения Дж/кгМК.

.

где m — масса тела, Q — количество теплоты, T2-T1 — изменение температуры тела.

Твердая фаза.

Теплопроводность минералов изменяется в пределах 0,3 (сера)420 (серебро) Вт/м?К и зависит от минерального состава, формы, размеров и пространственных ориентации кристаллов или зерен, температуры и давления.

Теплоемкость минералов изменяется в пределах 0,1254 кДж/кгМК и С зависит от их химического состава и структуры. Так как плотность () также определяется составом и структурой, то наблюдается тесная связь С и .

Жидкая фаза.

Теплопроводность воды в нормальных атмосферных условиях составляет =0,582 Вт/м?К. При увеличении температуры t до 100 возрастает до 0,7, а затем падает, так как уменьшается притяжение между молекулами. При увеличении давления возрастает и увеличивается с ростом концентрации солей.

Теплопроводность нефти при t =20 составляет 0,130,14 Вт/м?К. убывает в породах при увеличении нефтенасыщенности и увеличивается с ростом давления.

Теплоемкости воды и нефти составляют:

Своды= 4 кДж/кгМК, Снефти= 1,8−2,7 кДж/кгМК.

Газовая фаза.

Средние значения теплопроводности воздуха и природных газов следующие:

воздуха=0,2 441 Вт/м?К, метана=0,034Вт/мМК, этана=0,021 Вт/мМК. Эти значения возрастают с ростом температуры и давления.

Теплоемкость воздуха и природных газов характеризуется следующими показателями: Своздуха =1 кДж/кг?К, Сметана и этана =2,63,6 кДж/кг?К.

Магматические породы.

Теплопроводность магматических пород в щелочноземельном ряду от кислых к ультраосновным вначале несколько уменьшается, а затем увеличивается, что обусловливается не только некоторым уменьшением пористости, но и их разным вещественно-петрографическим составом.

эффузивных пород интрузивных в силу структурных особенностей. Самая низкая у щелочных пород 2,04 Вт/мМК, а наибольшая у кислых вулканитов (кварцевые порфиры) 4,5 Вт/мМК.

Теплоемкость магматических пород в щелочноземельном ряду наибольшая у диоритов (С=1,23 кДж/кг?К) и примерно одинаковая у гранитов и пироксенитов (С=0,93 кДж/кг?К.).

Метаморфические породы.

Теплопроводность характеризуется более широким диапазоном, чем у магматических пород (0,557,6 Вт/кг?К). В полиминеральных образованьях ниже, чем в мономинеральных.

Теплоёмкость метаморфических пород несколько ниже, чем у магматических и изменяется в пределах 0,31,72 кДж/кг?К.

Осадочные породы.

Теплопроводность и теплоёмкость осадочных пород характеризуются более значительными вариациями, нежели у кристаллических пород, что связано не только с их литологическим составом, но и влиянием эпигенетических преобразований. Диапазоны этих показателей для (0,1 7,5 кДж/кг?К) и для С (0,424,65 кДж/кг?К). Прослеживается тенденция уменьшения и увеличения С для следующих групп осадочных пород: 1) терригенно-глинистые, 2) плотные карбонатно-солоноватые и кварцевые породы, 3) каустобиолиты (торф, угли, горючие сланцы).

Для литологических разностей одноименных стадий преобразования ряд увеличения и уменьшения С следующий:

угли глины аргиллиты пески алевролиты известняки доломиты каменная соль.

Для одних и тех же литотипов, в частности терригенных пород, с возрастанием степени окаменения теплопроводность увеличивается, а теплоемкость уменьшается, при том, что сильно влияет обводненность пород и соленость подземных вод.

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.

Принципы решения прямых и обратных задач терморазведки.

Решение прямых задач терморазведки, то есть расчет аномалий теплового потока над нагретыми телами простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр, пласт и др.) осуществляется по формулам типа (78). Для более сложных физико-геологических моделей (ФГМ), например, теплового поля над реальными средами, используются программы математического моделирования геотермии (численные расчеты). При этом должны быть известны геометрические параметры разреза по данным комплекса геолого-геофизических методов и лабораторным измерениям тепловых свойств как объектов поиска, так и вмещающей среды.

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 не однозначно. 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.

Аппаратура для геотермических исследований.

Для геотермических исследований используют разного рода тепловизоры, термометры, термоградиентометры и тепломеры.

Тепловизоры используются для дистанционных аэрокосмических — радиотепловых и инфракрасных съемок (РТС и ИКС). Они работают в тех участках спектра длин электромагнитных волн от микрометрового до миллиметрового диапазона, где имеются так называемые окна прозрачности для разной облачности. Фоточувствителъными элементами (фотодетекторами) тепловизора служат особые кристаллы, чувствительные к электромагнитному излучению определенных длин электромагнитных волн.

Существуют также портативные переносные тепловизоры, в которых интенсивность инфракрасной съемки (ИКС) определяется визуально по цифровым индикаторам. Тепловизоры-спектрометры содержат устройства для спектрального разделения принятых излучений на разных частотах. В тепловизорах для аэрокосмической съемки имеется сканирующее электронно-механическое устройство для развертки фотодетектора перпендикулярно к направлению полета носителя техники, чтобы осуществить развертку изображения по строкам и кадрам, т. е. провести обзорную площадную съемку. Обработка информации проводится с помощью ЭВМ.

Термометры служат для измерения температуры пород или воды в скважинах (шпурах) или донных осадках. Чувствительным элементом таких термометров являются термочувствительные датчики, в качестве которых используются терморезисторы, полупроводниковые резисторы-термисторы, термочувствительные пъезокристаллы, включаемые в измерительные мостовые схемы с источником тока. Существуют шпуровые, скважинные и донные термометры с разной инерционностью (измерения могут длиться до 25 мин), с погрешностью измерений температур до ±0,02 °С и с градуировочной точностью до ±0,01 °С.

Современные технологии терморазведки.

В настоящее время для исследования состояния теплового поля Земли и ее природных ресурсов применяются радиотепловые (РТС) и инфракрасные (ИКС) аэрокосмические съемки. Ценным их преимуществом является возможность проводить измерения в темноте, а при соответствующем выборе длин волн — и практически при любой погоде.

Аномалии на полученных снимках формируются за счет тепловых потоков из недр, отражения солнечной энергии и зависят от оптических, тепловых и в меньшей степени электромагнитных свойств горных пород верхней части геологической среды. Недостатком является то, что радиотепловые и инфракрасные съемки осложняются термическими помехами, связанными с неравномерным тепловым обменом земной поверхности и атмосферой, изменяющимися климатическими и метеорологическими условиями, состоянием атмосферы и другими факторами. тепловой геотермический энергетический Другой вид исследований носит название геотермических и сводится к высокоточному (погрешность не более 0,02 °С) неоднократному измерению температур, их приращений, иногда тепловых потоков в разведочных скважинах, горных выработках шахт и рудников, донных осадках озер, морей и океанов. Чтобы исключить влияние сезонных колебаний температур, замеры на суше ведут на глубинах свыше 50−100 м, а на акваториях — при толще воды свыше 100 м. Термические измерения с целью восстановления температур, нарушенных вскрытием недр, проводят через несколько месяцев после бурения глубоких скважин, через несколько недель или дней после бурения неглубоких скважин или часов после пробивки шпуров. Поскольку в глубоких выработках, скважинах, на дне океанов температуры не меняются, то создаются банки данных температур, по которым строятся региональные термические карты больших территорий континентов и океанов.

Графики и карты распределения температур и градиентов температур служат как самостоятельным источником геотермической информации, так и для расчетов тепловых потоков.

Поисково-разведочные геотермические работы.

Терморазведка в комплексе с другими геофизическими методами может применяться в процессе поисков и разведки нефтяных, газовых, рудных, нерудных, угольных месторождений и их эксплуатации. Чаще всего измерения температур пород проводятся в скважинах наземного и подземного бурения и донных осадках океанов, морей в установившемся (за часы, сутки, месяцы в зависимости от глубины скважин) тепловом поле. Кроме того, температуры можно измерять в шпурах, пробуриваемых на земной поверхности глубиной 0,5−2 м, где через минуты или первые часы существует неустановившееся тепловое поле. По замеренным естественным температурам на разных глубинах строят графики их изменения с глубиной. Из наблюденных температур желательно исключить вариации фонового теплового поля. По разноглубинным замерам температур можно получить градиенты, а зная тепловые свойства пород — и тепловые потоки. При достаточной густоте точек площадных наблюдений строят карты изотерм (постоянных температур) для одинаковых глубин, карты средних геотермических градиентов и тепловых потоков.

Интерпретация геотермических графиков и карт обычно качественная и сводится к выделению локальных аномалий термического поля и сопоставлению их с аномалиями других геофизических методов, а также с геологическими данными. При количественной интерпретации используются данные математического моделирования.

Природа термических аномалий объясняется: 1) на месторождениях нефти и газа миграцией углеводородов (УВ) к земной поверхности, особенно по субвертикальным зонам трещиноватости, окружающим нефтегазовые ловушки (антиклинальные, структурно-тектонические и др.) 2) на рудных полиметаллических месторождениях большей теплопроводностью руд по сравнению с вмещающими породами, 3) над неметаллическими полезными ископаемыми типа кимберлитовых трубок, из которых до 10% алмазоносны, — видимо инфильтрацией к кровле трубок поверхностных вод по системам пор и трещин, а также физико-химическими процессами в теле трубок.

Области применения терморазведки.

Аэрокосмические дистанционные радиотепловые и инфракрасные съемки дают информацию для исследования природных ресурсов Земли и, в частности, для изучения районов активного вулканизма и гидротермальной деятельности, геологического картирования и поисков некоторых полезных ископаемых, инженерно-геологических и гидрогеологических съемок, решения задач почвоведения и мелиорации, изучения снежного, ледяного покрова и динамики ландшафтов, охраны природной среды и др.

Одной из интересных практически важных проблем, решаемых региональной термометрией и терморазведкой, является изучение геотермических ресурсов, то есть источников глубинной тепловой энергии недр Земли, используемых для выработки электроэнергии, теплофикации населенных пунктов, в курортологии, парниковых хозяйствах и т. п. Они связаны либо с высокотермальными подземными водами, либо с зонами перегретых пород по сравнению с окружающими массивами.

Термические исследования геологической среды могут использоваться при выделении локальных тепловых аномалий инженерно-геологической, гидрогеологической, мерзлотно-гляциологической и геоэкологической природы. В различных природных условиях получаемые геотермические профили и карты служат для оконтуривания многолетнемерзлых и талых горных пород с разными тепловыми свойствами; изучения динамики подземных вод (приток глубинных вод создает положительные аномалии температур, поверхностных — отрицательные); прогноза приближения забоя выработок к обводненным зонам и решения других задач.

Особый интерес представляет определение скорости фильтрации подземных вод. Для выявления мест фильтрации вод из водохранилищ, каналов, рек и стволов скважин, а также интервалов, где утечки отсутствуют, можно использовать измерения естественных и искусственных тепловых полей. Участки сосредоточенной фильтрации в берега акваторий выделяют по температурным аномалиям, знак которых зависит от температуры вод. Более четкие результаты получают при искусственном электрическом подогреве воды, например, в скважине. По скорости восстановления температур можно не только качественно выявить места утечек, но и оценить скорости фильтрации. В геоэкологических исследованиях шпуровую терморазведку можно использовать для изучения теплового загрязнения, выявления отходов промышленных и сельскохозяйственных предприятий в горных породах и поверхностных водах рек, озер, водохранилищ.

• · Проектное задание раздела 2-Д.
• 1. Дать общую характеристику методов терморазведки.
• 2. Охарактеризовать тепловое поле Земли и его циклические изменения.
• 3. Объяснить что собой представляют региональные тепловые потоки в океанах, рифтах, на континентах.
• 4. Привести примеры локальных термических аномалий.
• 5. Назвать основные термические и оптические свойства горных пород.
• 6. Объяснить что представляет собой аппаратура для геотермических исследований.
• 7. Изложить технологию воздушной съемки Земли в инфракрасных и ультрафиолетовых лучах.
• 8. Объяснить для чего нужны измерения температур на дне акваторий и в горных выработках.
• 9. Раскрыть сущность региональных, поисково-разведочных и инженерно-гидрогеологических термических исследований.
• · Тесты рубежного контроля раздела 2-Д.