Регіональний тепловий потік в земній корі
Нижче за нейтральний шар температура порід підвищується в середньому на 30 0С при зануренні на кожні 100 м. Це пояснюється наявністю регіонального теплового потоку від джерел внутрішнього тепла Землі, що підіймається до поверхні. Його величину прийнято характеризувати густиною теплового потоку (або просто тепловим потоком). Середнє значення теплового потоку як на суші, так і в океанах однаково і складає 0,06 Вт/м2, відхиляючись від нього не більше ніж в 5 – 7 разів. Постійність середніх теплових потоків суші і океанів при різкій зміні потужностей і будови земної кори свідчить про відмінність в тепловій будові верхньої мантії. Тому аномалії теплових потоків, тобто відхилення від встановлених середніх потоків, несуть інформацію про будову і земної кори, і верхньої мантії.
Встановлено, що основне джерело тепла на континентах – енергія радіоактивного розпаду. Це пояснюється більшою концентрацією радіоактивних елементів в земній корі, ніж в мантії. В океанах, де потужність земної кори мала, основним джерелом тепла є процеси в мантії на глибинах до 700 – 1000 км. Радіогенне тепло є основним серед інших видів теплової енергії надр. За час існування Землі воно більш ніж в 2 рази перевищило втрати за рахунок теплопровідності.
Тепловий потік визначається не тільки природою і потужністю джерел тепла, але і його перенесенням через гірські породи. Тепло передається за допомогою молекулярної теплопровідності гірських порід, конвекції і випромінювання. На великих глибинах (понад 10 км) передача тепла здійснюється в основному за рахунок випромінювання нагрітої речовини надр і конвекції, обумовленої рухом блоків земної кори, розплавлених лав, гідротерм. На менших глибинах перенесення тепла пов’язано з молекулярною теплопровідністю і конвекцією підземними водами.
Локальний тепловий потік
Джерела локальних теплових потоків, що викликають аномалії температур, різноманітні: наявність багаторічно мерзлих порід, тобто могутніх (до сотень метрів) товщ з негативними температурами; присутність порід і руд з підвищеною радіоактивністю; вплив екзотермічних (з поглинанням тепла) і ендотермічних (з виділенням тепла) процесів, що відбуваються в нафтогазоносних горизонтах, покладах вугілля, сульфідних і інших рудах; прояв сучасного вулканізму і тектонічних рухів; циркуляція підземних, у тому числі термальних, вод і ін. Роль кожного з цих чинників визначається геолого-гідрогеологічною будовою. Локальні теплові потоки, як і регіональні, залежать не тільки від наявності джерел, але і від умов перенесення тепла за рахунок теплопровідності гірських порід і конвекції ґрунтового повітря і підземних вод.
Регіональні термічні дослідження
Сутність регіональних термічних досліджень зводиться до високоточного (погрішність не більше 0,01 0С) неодноразовому вимірюванню температур або їх приростів в глибоких свердловинах, гірських виробленнях і донних осадів озер, морів і океанів. Щоб виключити вплив сезонних коливань температур, виміри на суші ведуть на глибинах понад 50 – 100 м, а на акваторіях - на глибині понад 300 м.
При бурінні свердловин порушується температурна рівновага, яка залежить від часу і способу буріння, умов циркуляції промивальної рідини або повітря, що продувається, під час буріння. В середньому час відновлення температури до первинних значень перевищує 10-кратний час буріння свердловини. Тому термічні вимірювання проводять після встановлення температур, тобто через декілька місяців після буріння глибоких свердловин і через декілька днів або годин після буріння свердловин або шпурів в гірських виробленнях.
Графіки і карти температур (або градієнтів температур) використовують для розрахунків геотермічних градієнтів, теплових потоків. Тепловий потік розраховують по відомому геотермічному градієнту (Гі) теплопровідності λт гірських порід, який визначається на зразках гірських порід і донних осадів (або за допомогою спеціальних термометрів).
В результаті багаторічних теплових зйомок Землі накопичені деякі відомості про особливості теплового поля Землі. Геотермічний ступінь (величина, зворотна геотермічному градієнту) складає на кристалічних щитах близько 100 м/град, на платформах – близько 30 м/град, в складчастих областях - 10 – 20 м/град, в областях новітнього вулканізму - 5 – 20 м/град. Мінімальні теплові потоки (0,02 – 0,04 Вт/м2) спостерігаються на платформах і особливо на докембрійських щитах, в глибоководних западинах; максимальні - на серединно-океанічних хребтах, в рифтових зонах і ділянках сучасного вулканізму (0,2 – 0,4 Вт/м2). Тепловий потік збільшується в напрямі від стародавніх до молодих областей складчастості, а в кожній з них спостерігається зростання потоків від предгірних прогинань до ділянок активного орогенезу. В тектонічно активних областях спостерігається різка диференціація теплових потоків, наприклад, зростання втричі від краєвих прогинань до областей кайнозойської складчастості. Не дивлячись на існуючу зразкову рівність теплових потоків в океанічних і континентальних областях, а також в регіонах різновікової складчастості, їх відмінності пов’язують з існуванням не тільки вертикальних, але і горизонтальних градієнтів температур.
Зміни температур в структурних і розвідувальних (на нафту і газ) свердловинах дозволяють розрахувати геотермічні градієнти і їх ділянку за глибиною і за площею. На рис. 2 наведений приклад розподілу температур по деяких свердловинах (за даними Е.А. Любимової). З нього видно, що в породах Українського щита геотермічний градієнт дуже малий: 0,010 – 0,015 0С/м, а в Ставропольському краю високий - 0,032 – 0,067 0С/м. По нафтових свердловинах Краснодарського краю геотермічний градієнт має проміжні значення - 0,020 – 0,046 0С/м.
Рисунок В.1 – Графіки розподілу температур по свердловинах у ряді районів України і Північного Кавказу (за даними Любімової): 1- Український щит; 2-Cтавропольський край; 3- Краснодарський край