Тепловой поток недр Земли в океанических областях

Исследования теплового потока из недр Земли проводились комиссиями Британской ассоциации в 18G8—18S3 гг. и в 1935—1939 гг. После завершения второго периода исследований Буллард [3] и Бенфилд [1] опубликовали данные первых надежных измерений величины теплового потока на суше; было установлено, что количество тепла, проходящего через континентальную кору, на несколько порядков величины больше потерн тепла при извержении вулканов или в результате рассеяния энергии сейсмическими волнами при землетрясениях. Эти данные побудили Булларда попытаться измерить тепловой поток через дно океана еще в 1939 г., однако осуществить подобные измерения удалось лишь спустя десятилетие [5]. Результаты первых успешных измерений океанического теплового потока, выполненных Ревел-лом и Максвеллом [18], были впоследствии подтверждены и привели к одному из наиболее важных открытий в этой области геофизики: оказалось, что плотности тепловых потоков через океаническую и континентальную кору, несмотря на значительные структурные различия, примерно равны.

Быстрое расширение исследований в области измерений океанического-теплового потока в последние годы обусловлено развитием приборостроения, а также все более расширяющимися возможностями использования судов для выполнения экспедиционных работ. Конструирование приборов облегчалось двумя благоприятными факторами: а) большой тепловой инерцией воды океана на большой глубине и б) относительной мягкостью осадочных отложений на дне океана, в которые благодаря этому можно легко внедрять термозонды. Измерения океанического теплового потока проводятся относительно легко и требуют меньших затрат, чем измерения теплового потока на континентах; поэтому в настоящее время количество измерений океанического теплового потока примерно в 10 раз превышает число измерений континентального тентового потока.

Техника измерений

Тепловой поток через дно океана определяется путем измерения температурного градиента и теплопроводности осадочных отложении на дне океана. Градиенты температуры измеряются одним из двух методов, основанных на одном и том же принципе, но несколько отличающихся конструктивно: методом цилиндрического термозонда, предложенным Буллардом, и методом Юинга, в котором маленькие температурные датчики прикрепляются к дойной грунтовой трубке. Теплопроводность обычно определяется квазистационарным методом с помощью топкой иглы на образцах осадков, извлекаемых на поверхность различными приспособлениями в месте измерения градиента температуры или вблизи него. Техника этих измерений подробно описана Лангсетом [9]; здесь мы упомянем вкратце лишь о последних усовершенствованиях этой методики.


Теплопроводность осадочных отложений на дне океанов пе изменяется сколько-нибудь значительно от одного пункта измерений к другому. Среднее значение теплопроводности, полученное на основе 586 измерений в различных местах, равно 1,98 мккал/(с·см·°С) со стандартным отклонением 0,22 [14, стр. 144]. Однако недавно Корри и др. [7] провели измерения теплопроводности на месте с помощью усовершенствованного зонда модели Булларда. После погружения зонда в грунт теплопроводность окружающих осадков измеряли одновременно с градиентом температуры путем нагревания тонкого зонда. С помощью этого скользящего зонда, смонтированного с внешней стороны основного зонда, измеряли также глубину погружения и захватывали небольшую порцию осадка. Предварительные результаты указывают, что определенные на месте значения теплопроводности могут быть несколько выше значений, измеренных на образцах, вынесенных на поверхность. Однако вопрос о том, насколько обоснован и падежей такой метод измерения на месте, окончательно еще пе решен [20].

Результаты измерений

Число измерений теплового потока через дно океанов возрастало чрезвычайно быстро. Первые измерения были проведены немногим более 15 лег назад; последняя сводка, составленная Ли и Уэда [15], включает 2600 отдельных наблюдений. Большая часть наблюдений относится к последним пяти годам; за год поступает около 500 сообщений о новых измерениях величины теплового потока.

Составление каталога опубликованных значений теплового потока или значений, которые содержатся в работах, находящихся в печати, начатое Ли и Уэда, непрерывно продолжается. Данные станций, расположенных на расстоянии менее 10 км одна от другой, обычно группируются вместе, причем берется среднее значение. Анализу, однако, подвергаются только специально отобранные из каталога данные. Отбрасываются те данные, которые представляются сомнительными по одной или нескольким из следующих причин: а) если сами исследователи считают полученные ими данные ненадежными; б) если информация о качестве данных или о местоположении станции, на которой проводились исследования, не является достаточно надежной; в) если имеются сомнения в том, достаточно ли точно определены значения градиента температуры при частичном погружении термозонда; г) если океанические измерения проводились на глубине менее 500 м; д) если континентальные станции были расположены в геотермических областях. Критерием геотермических областей в случае океанических измерений пользоваться очень трудно. Этим можно объяснить тот факт, что стандартное отклонение для океанических значений теплового потока больше, чем для континентальных.

Имеющиеся в настоящее время данные измерений теплового потока удобно представить с помощью карты с усреднением по сетке 5x5° (фиг. 1). Эти глобальные распределения основаны на 2225 значениях теплового потока, отобранных из общего числа 2526 значений, содержащихся в каталоге, и 359 значениях, не вошедших в каталог. Измерения на океанах относительно быстро захватывают все новые и новые площади, хотя существенные пробелы все же остаются. Между 45° с. ш. и 45° ю. ш. на море размещается около 915 областей размером 5X5°, из которых для 561 области имеется по меньшей мере одно измерение теплового потока. Такие области в сумме составляют немногим более 60% поверхности океана, лежащей между указанными широтами. В пределах тех же широт на континентах, а также на более высоких широтах как на континентах, так и в океанах измерения теплового потока охватывают значительно меньшую в процентном отношении площадь.



Статистический анализ 2584 отобранных значений теплового потока не отличается сколько-нибудь существенно от анализа, проведенного ранее Ли и Уэда [14], как об этом свидетельствуют данные табл. 1. Вследствие неоднородного географического распределения точек измерений величины теплового потока к интерпретации полученных результатов следует подходить с осторожностью. Чтобы скомпенсировать возможные расхождения, Ли и Уэда пользовались специальной статистикой для обработки результатов наблюдений, учитывающей географическую неоднородность [14, стр. 136]. Так как ячейки нанесенной на карту сетки имеют различную площадь, то географическое усреднение по сетке не может дать определенного постоянного эталона. Чтобы избежать этих затруднений, вычисляли и подвергали статистической обработке значения теплового потока, усредненные по сетке, состоящей из ячеек одинаковой площади (9·10⁴ кв. морских миль или 5х5° в районе экватора). Как видно из табл. 2, результаты подобного усреднения также не отличаются сколько-нибудь существенно от данных анализа, проведенного ранее Ли и Уэда.


Сравнение табл. 1 и 2 показывает, что среднее арифметическое и стандартное отклонение для значений, усредненных по сетке, меньше, чем для первоначально полученных данных. Это объясняется, по-видимому, тем, что геометрическая плотность измерений больше в областях высоких значений теплового потока, а также тем, что некоторые локальные изменения устраняются усреднением по сетке. Континентальные средние по сетке значения теплового потока пе превышают 3 мккал/(с·см²) (фиг. 2), так как значения, полученные в геотермических областях на суше, отбрасывались. Детальное сравнение океанических и континентальных гистограмм было бы преждевременным, так как на суше измерения покрывают лишь ограниченную поверхность. Однако и океанические, и континентальные средние по сетке значения теплового потока имеют приблизительно одну и ту же величину, равную 1,3 мккал/(с·см²); в результате анализа Ли и Уэда было получено значение, равное 1,1 мккал/(с·см²). Среднее арифметическое равно 1,46 мккал/(с·см²) для усредненного по сетке океанического теплового потока и 1,45 мккал/(с·см²) для континентального потока. Такое незначительное расхождение служит новым подтверждением того факта, что тепловые потоки через континентальную и океаническую коры равны.

В табл. 1 и 2 приведены также значения теплового потока для различных океанов, границы которых были определены Свердрупом и др. [19]. Данные табл. 1 показывают, что для всех океанических регионов, за исключением окраинных морей, стандартное отклонение возрастает с увеличением среднего арифметического и что стандартные отклонения намного больше, чем это-можно было бы объяснить ошибками измерений. Следовательно, области высоких значений теплового потока характеризуются также большими локальными вариациями. Низкое стандартное отклонение для окраинных морей обусловлено относительно высокими, по в достаточной степени однородными значениями теплового потока в Японском море. Для океанов самое высокое среднее арифметическое значение имеет тепловой поток Тихого океана, самое низкое — тепловой поток Атлантического океана. Такие значения теплового потока можно в основном объяснить тем, что измерения в восточной части Тихого океана продолжают концентрироваться в районе Восточнотихоокеанского поднятия; в других отношениях различия между океанами могут быть незначительными. Отношение числа измерений теплового потока для океанических хребтов к числу измерений теплового потока для океанических впадин изменяется примерно от 1:1 в Атлантическом и Индийском океанах до 2:1 в Тихом океане. Если сравнивать значения теплового потока, усредненные по сетке, то различия между тепловыми потоками для разных океанов будут меньше, что еще раз подчеркивает необходимость осторожной интерпретации данных в связи с их неодинаковым географическим распределением.

Надежность и непостоянство значений теплового потока

Известно, что значения теплового потока для океанов в некоторых районах сильно отличаются друг от друга в пределах относительно небольших расстояний. В связи с этим в ряде недавно опубликованных работ обсуждался вопрос о надежности таких измерений. По-видимому, здесь мы сталкиваемся с некоторой путаницей в установлении различия между точностью значений теплового потока и репрезентативностью какого-либо данного значения. Фон Герцен и Лангсет [23] указывают, что точность значений теплового потока может изменяться от станции к станции и зависит от величины температурного градиента и от природы осадочных отложений, в которые погружается зонд. Неблагоприятная комбинация этих факторов может дать случайную ошибку до 20%, хотя для большинства станций ошибка должна быть равна примерно 10% или менее. Точность измеряемых значений теплового потока можно определить повторными измерениями или измерениями в близлежащих пунктах, в которых региональный тепловой поток либо имеет постоянное значение, либо медленно меняется с расстоянием.

Ли и Уэда [14, стр. 89—91] получили общую оценку ошибок при измерении теплового потока, анализируя повторные измерения и измерения на близко расположенных (менее чем в 10 км друг от друга) станциях (неопределенность в расположении станций для большинства измерений на море равна ~5 км). Они заметили, что вследствие ошибок измерения среднее значение теплового потока для некоторой области, определенное из п наблюдений, может быть установлено с точностью до ±0,66/(n)^1/2 мккал/(с·см²) при уровне надежности 95 %.

Кроме ошибок измерения, при определении надежности значения регионального теплового потока, полученного из какой-либо группы измерений, следует учитывать и некоторые другие факторы (например, ошибки в определении местоположения станции и эффекты окружения). Во многих океанических областях, особенно на океанических хребтах и вблизи них, существенную роль может играть локальное непостоянство данных [24, 11]. Здесь существует относительно большая вероятность того, что какое-либо одно измерение не будет репрезентативным для данной области. Можно думать, что такое непостоянство данных обусловлено локальными эффектами окружения: переменной мощностью осадочного чехла, перекрывающего основание, быстрым осаждением или локальным оползанием осадка, молодыми магматическими интрузиями или сочетанием перечисленных факторов [24]. Кроме того, определенный вклад в неустойчивость данных, особенно при использовании коротких термозондов, могут вносить небольшие локальные колебания температуры у морского дна [16]. Согласно Ли и Коксу [13], анализ зависимости температуры воды океана от времени показывает, что полусуточные колебания температуры воды океана также могут внести некоторую ошибку в значения океанического теплового потока, особенно при сильно расчлененном рельефе. Различия между величинами теплового потока для небольших регионов [8] могут быть связаны с широтными вариациями теплопроводности коры и мантии. Однако до сих пор ни одна из этих возможных причин непостоянства значений теплового потока должным образом не изучена; их исследование, вероятно, явится предметом дальнейших работ.


Берч [2] попытался оценить надежность океанических измерений теплового потока путем сравнения их с измерениями, проведенными на континентах. Сравнивая относительную длину скважины, используемой при континентальных измерениях, с длиной океанических температурных проб, Берч пришел к выводу, что одно континентальное измерение можно приравнять к десяти океаническим измерениям. Однако в общем такое сравнение, по-видимому, провести трудно, так как океанические исследования выгодно отличаются от континентальных значительно большей точностью полученных значений разности температур и большей однородностью величин теплопроводности. Кроме того, зависимость выбора местоположения континентальных станций, на которых проводятся измерения теплового потока, от таких условий, как, например, наличие нефтяных скважин и шахт, значительно осложняет измерения регионального теплового потока, тогда как выбор местоположения океанических станций более произволен.

Обсуждение результатов

Наиболее важное открытие, сделанное при исследовании земного теплового потока, заключается в том, что средний тепловой поток на континентах не отличается сколько-нибудь значительно от среднего теплового потока в океанах. Классическая интерпретация этих данных, представленная Буллардом [4], является в настоящее время общепринятой: так как тепловой поток, вытекающий из земных недр, имеет главным образом радиогенное происхождение, то равенство тепловых потоков через сушу и море показывает, что радиоактивность под этими элементами земной коры приблизительно одинакова. Отсюда следует, что верхняя мантия под континентами отличается от верхней мантии под океанами. Таким образом, континенты и океаны отличаются между собой не только вблизи поверхности Земли, но и на глубине нескольких сотен километров [17].

Ли и Уэда [14] установили связь между тепловым потоком и главными геологическими особенностями земной поверхности. Среднее значение и стандартное отклонение значений океанического теплового потока равны 0,99 ±0,61 мккал/(с·см²) для желобов, 1,28 ±0,53 мккал/(с·см²) для океанических впадин и 1,82 ±1,56 мккал/(с·см²) для хребтов. Хотя такой анализ по мере накопления новых данных повторно не проводился, едва ли следует ожидать существенных изменений полученных ранее результатов, что подтверждается сравнением данных, приведенных в табл. 1 и 2.

Наиболее значительные вариации величины океанического теплового потока обусловлены наличием срединноокеанических хребтов. Самые высокие значения теплового потока наблюдаются в основном вблизи гребней этих хребтов; тем не менее на гребнях хребтов часто отмечаются также нормальные и даже пониженные значения теплового потока. Картина детального распределения теплового потока поперек гребней хребтов в значительной степени зависит от того, где производились измерения. Срединноатлантический хребет характеризуется, по-видимому, высокими значениями теплового потока главным образом в пределах полосы шириной около 200 км, проходящей вдоль его гребня [21, 11]. Некоторые участки Восточнотихоокеанского поднятия связаны со значительно более широкой полосой повышенных значений теплового потока [24, 10]. Графики, иллюстрирующие зависимость величины теплового потока от расстояния от гребня хребта, можно найти в работе Ли и Уэда [14, фиг. 15, 20 и 29].

Наши представления о характере прохождения теплового потока через дно океана, его распределении и связи с процессами, протекающими в мантии Земли, изменяются по мере накопления новых данных. Когда в нашем распоряжении имелось лишь несколько десятков измерений, казалось, что данные измерений теплового потока подтверждают концепцию конвективных течений под дном всего мирового океана [6, 22]. По мере увеличения количества полученных данных и размера площади, охваченной измерениями, выяснилось, что такая простая модель не может объяснить ряда фактов. Во-первых, относительно широкая полоса повышенных значений теплового потока на Восточнотихоокеанском поднятии резко отличается от узких аномальных зон Срединноатлантического и Срединноиндийского хребтов, где такие аномальные области иногда вообще отсутствуют [23, 11]; кроме того, длинные, но узкие и извилистые полосы высоких значений теплового потока, совпадающие с гребнями хребта, не вполне совпадают с простым распределением конвективных течений. Во-первых, профили теплового потока поперек срединноокеанических хребтов указывают на крайнее непостоянство значений теплового потока вблизи хребтов, даже в случае относительно спокойного рельефа Восточнотихоокеанского поднятия [24]. В-третьих, не все области высоких значений теплового потока связаны с океаническими хребтами, и на границах некоторых областей с аномальными значениями теплового потока переход в области с другими значениями теплового потока происходит на относительно коротких расстояниях [26].

Эти осложнения приводят к необходимости выдвижения более сложных гипотез распределения конвективных течений в пространстве и времени. Наличие относительно узкой и непостоянной полосы высоких значений теплового потока на большинстве срединиоокеанических хребтов может указывать на относительно неглубокую конвекцию, возможно связанную с интрузиями магмы вблизи поверхности¹ 124, 25]. Другая интерпретация заключается в том, что конвективные течения и поднятие материала под некоторыми хребтами возобновились лишь в недавнем геологическом прошлом. после длительного периода покоя [11].

Распределение теплового потока, кроме конвекции, можно также объяснить и другими процессами. Например, Ли [12] придает большое значение влиянию частичного плавления на термическую историю Земли и на эволюцию различных геологических провинций. Так как при частичном плавлении обычно происходит резко выраженное фракционирование радиоактивных элементов, го сложное распределение теплового потока может быть частично обусловлено вариациями, происходящими при химической дифференциации мантии и коры.

Быстрое накопление данных по измерению величины океанического теплового потока ведет к их более однородному географическому распределению. Для получения более ясной картины распределения теплового потока необходимы детальные исследования, которые позволили бы установить влияние эффектов окружения. Решение таких важных проблем, связанных с земными недрами, как история Земли, ее состав, ее динамика и т. д., зависит от интерпретации данных, полученных при измерениях величины теплового потока, и данных многих других геофизических и геологических исследований.

Примечания

1. В настоящее время сторонники гипотезы раздвигания дна океанов объясняют происхождение такой аномалии образованием в этих областях новых участков океанической коры за счет подъема из мантии легкого нагретого материала.