где QT — полный тепловой поток, а QC и QM — тепловые потоки, обусловленные обычной теплопроводностью и переносом масс соответственно. На поверхности Земли поток QM обычно пренебрежимо мал. Однако в некоторых областях, например в районах вулканов, горячих источников, в геотермических областях, QM играет важную роль. Мы рассмотрим данные, полученные при измерении QC в вулканических и геотермических областях, и исследуем связь между QC и QM в этих областях. Будет показано, что вулканические и геотермические области представляют собой области, в которых QC имеет в общем случае высокое значение. На этом основании авторы высказывают предположение, что практически все аномально высокие тепловые потоки связаны с магматической активностью даже в тех случаях, когда опа не проявляется на поверхности.
Тепловой поток QC в вулканических областях
Измерения QC на суше и на море позволяют следующим образом охарактеризовать термические свойства главных тектонических элементов Земли: средние значения теплового потока на континентах и в океанах почти одинаковы (табл. 1).
На фиг. 1а и 1в показаны области, где региональные значения QC выше 2 мккал(с·см2); эти области были выделены Симмонсом [34]. На этих фигурах хорошо видно четкое, закономерное распределение областей высоких значений теплового потока. К таким областям относятся: 1) участки суши в кольцевом Тихоокеанском орогеническом поясе и в области Альпийского орогена; 2) срединноокеанические хребты и их возможные продолжения, такие, как Калифорнийский залив и Красное море; 3) бассейны, например, Венгерский бассейн, Японское море, Охотское море; 4) другие области, такие, как восточноавстралийские хребты.
На фиг. 1б и 1г показано географическое распределение вулканов и кайнозойских вулканических пород. Около 2/3 современных вулканов приурочено к кольцевому Тихоокеанскому поясу. Хотя нам неизвестны значения теплового потока для большей части пояса, данные, полученные для западной части Северной Америки, Японских островов и Камчатки, позволяют предположить, что области, в которых значения теплового потока превышают 2 мккал/(с·см2), тесно связаны с вулканами. Это соотношение хорошо соблюдается на суше (за исключением Венгрии) [7].
На фиг. 2 показано распределение теплового потока в вулканической области на примере Японии и окружающих ее районов. Японские острова в целом располагаются в пределах кольцевого Тихоокеанского мезо-кайнозойского орогенического пояса. Однако вулканы, горячие источники (Т > 30° С) и геотермические области приурочены исключительно к внутренней зоне островной дуги, которая почти точно совпадает с зоной высоких значений теплового потока [37]. Среднее из восьми значений теплового потока в вулканической зоне Японии равно 2,16 мккал(с·см2). Эта величина значительно превышает среднее мировое значение (1,5 мккал(с·см2)) и среднее значение для всей Японии и примыкающих к ней областей (1,54 мккал(с·см2)). Следует помнить, что все эти величины QC получены в точках, расположенных достаточно далеко от действующих вулканов и геотермических площадей, и на них не мог влиять перенос массы. Известно, что QC много выше близ действующих вулканов или в геотермических областях. Например, для вулкана Кусацу-Сиране QC 11 мккал(с·см2) (фиг. 3), а для геотермической области Мацукава QC = 15 мккал(с·см2).
Таким образом, для полного теплового потока QT можно написать следующее выражение:
где QCO — средний тепловой поток, а QCR и QCL — «региональный» и «локальный» избыточные тепловые потоки.
В вулканической зоне Японии QCR = 0,62 мккал(с·см2) = 2,16 мккал/(с·см2) (среднее значение в вулканической зоне) минус 1,54 мккал (с·см2) (среднее значение для всех Японских островов). 13 других областях высоких значений теплового потока, изображенных на фиг. 1а—1г, QCR также грубо равно 0,5—1,0 мккал(с·см2). Для вулкана Кусацу-Сиране QCL = 9 мккал(с·см2), а для геотермической области Мацукава QCL = 13 мккал(с·см2). Болдижар [6| сообщил, что QCL в области Лардерелло равно 6—14 мккал(с·см2), а по данным Доусона и Фишера [11] QCL в области Уайракей достигает 40 мккал(с·см2). Таким образом, QCL обнаруживает большие локальные вариации и может сильно изменяться от места к месту. Определение локальной вариации QCL в окрестности действующего вулкана или в геотермической области, так же как и определение полного количества тепла, переносимого в виде QCL в данном месте, представляют собой важную проблему. Хотя на действующих вулканах [14, 31] и в геотермических областях [2, 1, 10] были проведены многочисленные измерения теплового потока, для решения вышеуказанных проблем необходимо еще выполнить большой объем исследований. В горячих областях, где QM > QC [33], значение QC часто не измеряют, так как QCL не представляет интереса с инженерной точки зрения. Применение методов измерения океанического теплового потока на вулканических островах до сих пор пе дало обнадеживающих результатов: значение 1,5 мккал(с·см2), полученное на расстояния около 30 км от извергающегося вулкана Миякеяма [48]. и значение 0,4—1,8 мккал(с·см2), полученное на склоне Стромболи примерно в 12 км от острова [4], были определены в ходе измерений, при которых зонд только частично проникал в твердое дно.
Было произведено несколько измерений QC в кратере действующего вулкана. Поляк [30] измерил средний тепловой поток QCL на дне кратера вулкана Мутновская сопка и получил зпачение 1000 мккал(с·см2). Согласно расчетный данным, тепловой поток на поверхности остывающей коры лавового озера (фиг. 4) в кратере Ала;) (Гавайские острова) равен 6000 мккал(с·см2) (температурные данные взяты из работы Пека и др. [28], теплопроводность принималась равной 2·10-3 кал/(с·см·°С)). Эти результаты показывают, что QCL может в 103 превышать QCO.
В океанических областях высокие значения теплового потока приурочены почти исключительно к срединноокеаническим хребтам и поднятиям. На фиг. 5 показаны профили теплового потока через Восточнотихоокеанское поднятие, срединный хребет Индийского океана и Срединноатлантический хребет. Типичный профиль теплового потока поперек срединноокеанического хребта характеризуется умеренным возрастанием QCR (2—3 мккал (с·см2)), связанным с наличием хребта, и наложением высоких значений теплового потока (QCL = 6—8 мккал(с·см2)), локализованных вблизи гребня хребта. Область умеренно высоких значений теплового потока QCR, связанных со средпнноокеапическими хребтами, простирается на значительное расстояние от гребня (фиг. 6).
Эти основные черты распределения теплового потока могут быть обусловлены характером глубинного строения мантии под океанами. Так, например, было замечено, что значения теплового потока в восточной части Тихого океана обычно выше, чем в западной [39, 41]. Эта крупномасштабная аномалия может быть связана с крупной конвективной ячейкой в мантии, размеры которой по широте совпадают с размерами всего Тихого океана, но чрезвычайно высокие значения теплового потока на гребне поднятия должны быть обусловлены локальным источником.
Природа подводных горячих источников и подводных геотермических областей мало изучена. Если принять, что теплопроводность субстрата равна 5-10-3 кал/(с·см·°С), то при значении теплового потока, равном 5 мккал/(с·см2), геотермический градиент должен быть равен 100° С/км (если только самый верхний слой океанической мантии не обладает чрезвычайно высокой радиоактивностью). При таком градиенте должно было бы происходить некоторое плавление самого верхнего слоя мантии. Все участки на суше, где QC, согласно измерениям, превышает 5 мккал/(с·см2) (фиг. 1), лежат в пределах геотермических областей. Таким образом, участки океана, где значения теплового потока превышают 5 мккал(с·см2), следует рассматривать как геотермические области.
Фон Герцен и Уэда [45] показали, что два узких пояса, располагающиеся на гребне Восточнотихоокеанского поднятия и характеризующиеся чрезвычайно высокими значениями теплового потока, могут быть связаны с поясами магматических тел на глубине около 10 км под дном океана. Сходным образом можно интерпретировать локальные высокие значения теплового потока QCL на гребнях Срединноатлантического и Срединноиндийского хребтов. Исследование проб, взятых со дна океана, свидетельствует о недавней вулканической активности над гребнем Восточнотихоокеанского поднятия [29, 9]. Гипотеза раздвигания дна океана (см. статьи на стр. 359 и 481) заслуживает предпочтения с геотермической точки зрения: если магма внедряется непрерывно со скоростью 4 см/год, образуя базальтовый слой толщиной 2 км на гребне Восточнотихоокеанского поднятия (шириной 40 км) (фиг. 6), то тепло, приносимое магмой, будет реализоваться в виде теплового потока QCL ≈ 10 мккал/(с·см2) в зоне гребня. Это значение теплового потока QCL, вычисленное по уравнению (3), приведенному ниже, близко к наблюдаемым значениям.
Данные, подтверждающие существование магматической активности в области срединноокеанических хребтов, были получены в Исландии при изучении Срединноатлантического хребта (фиг. 7). Бёдварссон [5] измерял QCR в участках, удаленных от активных геотермических областей (табл. 2), и получил значения от 4 до 5 мккал(с·см2) (среднее значение 4,8). Близ геотермической области локальная аномалия теплового потока QCL будет, естественно, намного выше. В Исландии вулканическая активность наблюдалась в зоне, лежащей на Срединноатлантическом хребте. Скорость выделения тепла, обусловленная переносом масс (QM), усредненная для всей площади Исландии, равной 103 000 км2, составляет 1,8 мккал/(с·см2) (тепловой поток, обусловленный эффузивным вулканическим материалом в послеледниковый период) плюс 0,8 мккал/(с·см2) (тепловой поток, связанный с термальными водами), что вместе дает 2,6 мккал/(с·см2) [5]. Следовательно, QT в Ислапдии будет превышать 7 мккал/(с·см2).
Калифорнийский залив, Аденский залив и Красное море представляют собой области высоких значений океанического теплового потока иного типа (фиг. 1а—1г). Если эти области являются продолжением срединноокеанических хребтов на континептах [16], то высокие значения теплового потока следует объяснять теми же причинами, что и в случае срединноокеанических хребтов. Восточноафриканский рифт и рифт в Сибири (проходящий через озеро Байкал) могут служить продолжением срединноокеанических хребтов в глубь континентов. В первом из них существуют действующие вулканы, а высокие значения теплового потока были получены для обоих рифтов [46, 24]. В Байкальском рифте имеется много потухших вулканов, не указанных на фиг. 1а—1г.
В окраинных морях, таких, как Японское и Охотское, был обнаружен высокий тепловой поток еще одного типа. Средние зпачепия теплового потока в глубоководных участках этих морей равны 2,46 мккал/(с·см2) [50] и 2,23 мккал/(с·см2) [49] соответственно. Так как эти участки характеризуются тонкой океанической корой [26, 20], то такие высокие значения теплового потока едва ли можно объяснить радиоактивностью коры. Поскольку расположение активных вулканов и областей высоких тепловых потоков ограничено континентальной стороной островных дуг (фиг. 2), то высокие значения теплового потока в окраинных морях могут указывать на наличие подповерхностной магматической активности [38].
Перенос тепла, не связанный с теплопроводностью
В непосредственной близости от активных вулканов или геотермических областей QCL более чем в пять раз превышает нормальное значение теплового потока QCO. Так как теплопроводности большинства пород имеют один и тот же порядок величины, высокое значение QC обусловлено, по существу, большими геотермическими градиентами. Однако такие большие градиенты не могут существовать на значительных глубинах, не вызывая плавления. Очевидно, высокие градиенты вблизи поверхности связаны в основном с подъемом геотерм, обусловленным происходящими в недрах Земли процессами, не зависящими от теплопроводности.
В геотермических областях перенос энергии определяется главным образом поведением системы вода — пар; безусловно, основной причиной подъема местных геотерм являются гидротермальные процессы. В результате в этих областях сильно возрастает QC, однако значительно более важную роль играет возрастание QM. Переносящие тепло гидротермальные системы исследовались в геотермических областях с точки зрения возможности использования геотермической энергии. В работах Элдера [13] и Мак-Нитта [25] дан обширный обзор этих проблем. В табл. 3 приведены собранные Уайтом [47] значения полного теплового потока для различных геотермических областей. Данные таблицы показывают, что полный выход энергии в геотермической области обычно равен 106—108 кал/с и зависит от протяженности области и от удельной интенсивности QM.
Тепловой поток вблизи поверхности в гидротермальной системе поддерживается конвекцией горячей воды под поверхностью Земли. В гидротермальной системе Уайракей в Новой Зеландии полная энергия, накопленная в виде теплосодержания пород и воды, оценивается приблизительно в 2·1018 кал [13]. При современном расходе энергии, происходящем со скоростью 2,5·108 кал/с, эта энергия должна была бы истощиться в течение 250 лет. Однако геологические данные свидетельствуют о том, что термальная система в этой области существовала более 106 лет [17] и что за последние 103 лет не произошло больших изменений температуры. По-видимому, количество нагретой воды поддерживается главным образом подтоком грунтовых вод. Время, необходимое для перезарядки резервуара путем взаимодействия поверхностных вод с глубоко залегающими источниками тепла, равно приблизительно 105 лет. Таким образом, для того чтобы поддерживать гидротермальную систему Уайракей, поступление энергии снизу должно происходить непрерывно в течение длительного периода, хотя скорость поступления не обязательно должна быть постоянной. Система конвекции горячей воды в проницаемой среде едва ли простирается на глубину более чем несколько километров. На больших глубинах должен действовать какой-то другой механизм подачи тепла. Как указывает Элдер [13], геологические и сейсмологические данные свидетельствуют о том, что в этом случае наиболее вероятным механизмом подачи тепла является самый типичный процесс такого рода — магматическая интрузия. Поэтому можно считать, что геотермические аномалии связаны в конечном счете с магматической активностью.
Вулканы представляют собой непосредственное поверхностное выражение магматической активности; геотермические явления — поверхностное выражение магмы, которая охлаждается на малых глубинах (фиг. 8). Если магма медленно поднимается из глубины и отдает тепло окружающей среде, она действует как движущийся источник тепла. Если первоначальное количество магмы невелико, она будет иметь тенденцию к затвердеванию. Обычно такой подповерхностной вулканической активностью (фиг. 8, в) можно объяснить высокие значения QCR в вулканических областях, а также в таких областях, как Японское и Охотское моря. Высокие значения регионального теплового потока QCR в Венгерском бассейне и в области Восточноавстралийских хребтов также могут быть связаны с подповерхностной вулканической активностью. Другое возможное объяснение существования высоких значений теплового потока — аномально высокая радиоактивность в коре или в верхней мантии; примером могут служить высокие значения теплового потока (~2,0 мккал/(с·см2)) в Раль-Джангл в Австралии [19] и в Блу-Маунтинс в Новой Англии [4, 35]. Различия в теплопроводности разных участков Земли могут оказывать влияние на аномальные значения теплового потока, но не могут обусловить аномалий большой протяженности.
Когда магма вытесняется на поверхность, из недр Земли за очень короткий промежуток времени удаляется большое количество энергии. Сугимура (личное сообщение, 1967) заметил, что количество тепла Е, выделяемое М граммами эффузивов, равно
При извержении вулкана Михара в 1777—1792 гг., М, согласно оценкам, было равно 0,65·1015 г [27]; таким образом, Е было равно 0,8·1023 эрг. Однако на протяжении истории действующего вулкана возникновение теплового потока QM характеризуется прерывистостью. Для вулкана Михара значение теплового потока QM, усредненное по времени на период свыше 1500 лет, в течение которого произошло более десяти крупных извержений, составляет 5·107 кал/с [27]. Близость этого значения к значению, соответствующему геотермическим областям (см. табл. 3), указывает на причинную связь между вулканической деятельностью и геотермической активностью.
Энергетика вулканизма
Оценка количества энергии, выделяющейся при извержениях вулканов, производилась многими учеными [43, 51, 52, 53, 36, 31]. Очевидно, основная часть энергии переносится в форме тепловой энергии изверженных материалов. Перенос тепла вулканическими землетрясениями и дрожаниями или кинетической энергией изверженных материалов настолько незначителен, что им можно пренебречь.
Вклад вулканической активности в тепловой поток можно оценить по размерам коры. Полный объем земной коры (7·109 км3), деленный на возраст наиболее древней породы (3,5·109 лет), дает среднюю скорость роста земной коры, равную 2 км3/год. С другой стороны, скорость образования вулканических пород в настоящее время оценивается приблизительно в 1 км3/год [21]. Вследствие неопределенности этих оценок, а также возможности того, что значительная часть магмы затвердевает в коре в виде изверженных пород, можно считать, что эти значения подтверждают точку зрения, согласно которой кора образовалась в результате вулканической активности на протяжении всей жизни Земли. Согласно уравнению (3), скорость 2 км3/год эквивалентна отдаче тепла, равной приблизительно 2·1018 кал/год. Это значение примерно на порядок величины больше предыдущих оценок [43], но все еще составляет лишь — 1% обусловленного теплопроводностью теплового потока, равного 2.4·1020 кал/год [23]. Обычно считают, что эти значения свидетельствуют о малой роли вулканизма как носителя энергии в глобальном масштабе. Если рассматривать только кайнозойские вулканические зоны, то скорость потери энергии в этом случае будет больше. По данным Бёцварссона [5], в Исландии для послеледникового периода значение QM (вулканические эффузивы) равно 1,8 мккал/(с·см2). Согласно оценкам Йокоямы [53], на вулканических островах Идзуситито к югу от Токио для последних 106 лет QM = 0,06 мккал/(с·см2); Сугимура и др. [36] для вулканических зон Японии (позднекайнозойская активность) дают QM = 0,04 мккал/(с·см2) для четвертичного периода и 0,3 мккал/(с·см2) для последних 50 лет. В то же время Поляк [31] установил, что в вулканической зоне Камчатки среднее QM составляет 2,5 мккал/(с·см2). Эти оценки, основанные на оценках объема вулканических изверженных материалов, едва ли отличаются большими ошибками. Значительные различия между величинами, полученными для Японии, Исландии и Камчатки, могут объясняться различиями в основном механизме магматической активности в этих областях.
Рикитаке и Йокояма [32, 51, 52, 53] указали, что вулканические процессы могут переносить намного большие количества тепловой энергии. На основе наблюдений над изменением локального геомагнитного поля, связанного с активностью вулкана Михара, Рикитаке и Йокояма пришли к выводу, что материал, лежащий под вулканом, должен терять свою намагниченность вследствие увеличения температуры в течение активной фазы, после чего материал охлаждается и вновь приобретает намагниченность. Согласно оценкам, количество тепловой энергии, теряемой в ходе этого процесса, примерно на 2 порядка величины больше, чем тепловая энергия изверженных материалов. Если это соотношение справедливо в общем случае, то зпачения вулканической энергии, определявшиеся до этого, следует умножить на 100 [18]. Это означает, что региональный тепловой поток, связанный с кайнозойским вулканизмом (см. выше) в Японии, должен быть равен не 0,04, а 4 мккал/(с·см2). Действительно, Йокояма [53] таким образом установил, что потеря энергии для вулканических островов Идзуситито должна быть равна 9 мккал/(с·см2). Конечно, эти значения усредняются по вулканической зоне, однако подобное усреднение может не иметь особого смысла, так как энергия такого рода связана с вулканическими извержениями; она имеет прерывистый характер и пространственно ограничена действующими вулканами. Ее нельзя определить с помощью измерений регионального Q вдали от действующих вулканов. Поэтому если отношение площади, занимаемой действующими вулканами, к площади вулканической зоны равно 1:100, то усредненный по времени тепловой поток от вулканов будет равен 400—900 мккал/(с·см2). Значение теплового потока для вулканов в период активности должно превышать эти значения на несколько порядков величины в зависимости от отношения периодов активности и неактивности. Как уже отмечалось ранее, одно лишь значение QCL. Для вулканов в период активности оказалось равным 103—104 мккал/(с·см2). QT должно быть много выше, чем QCL, вследствие большого QM. Действительно, Поляк [30] сообщил, что тепловой поток QM, переносимый газами и парами в вулкане Мутновская сопка, составляет на промежуточной стадии 2·105 мккал/(с·см2).
Дельсем [12] и Бонне [8] нашли, что энергия теплового излучения лавового озера вулкана Нирагонго равна приблизительно 1·106 мккал/(с·см2). Мы не рассматривали здесь перенос энергии излучением QR, однако в случае очень высокой температуры, например при активной лаве, QR также может быть существенным.
Главное возражение против гипотезы Рикитаке и Йокоямы — отсутствие носителя такого большого количества тепловой энергии. Так как количество энергии в 100 раз больше, чем могут переносить изверженные материалы, то количество подповерхностного носителя должно быть также по крайней мере в 100 раз больше количества этих материалов. Справедливость гипотезы Рикитаке и Йокоямы должна быть тщательно проверена для различных вулканов. Базальтовые вулканы, такие, как вулканы Гавайских островов, обладают высокой намагниченностью и поэтому подходят для подобного рода исследований. Эти исследования имеют большое значение, так как путем умножения количества вулканической энергии на коэффициент 100 мы приводим современное значение скорости отдачи вулканами тепла к значению, эквивалентному мировому тепловому потоку, обусловленному теплопроводностью, что должно сильно изменить наши представления о полном тепловом бюджете Земли. Например, совпадение с хондритовой моделью уже не будет иметь места.