Скачать презентацию Вид нашей планеты из космоса Геотермия Земли Скачать презентацию Вид нашей планеты из космоса Геотермия Земли

thermic.ppt

  • Количество слайдов: 61

Вид нашей планеты из космоса Вид нашей планеты из космоса

Геотермия Земли изучает тепловое состояние Земли и распределение температуры в её недрах. Современное термическое Геотермия Земли изучает тепловое состояние Земли и распределение температуры в её недрах. Современное термическое состояние Земли характеризуется постепенным ростом температуры от среднего значения около 15°С на поверхности до 5700 – 6000°С в центре планеты.

Такие свойства пород земных недр как теплопроводность, электропроводность, вязкость, способность поглощать звуковые волны (диссипативная Такие свойства пород земных недр как теплопроводность, электропроводность, вязкость, способность поглощать звуковые волны (диссипативная функция Q), предел прочности и скорости деформаций горных пород в значительной мере определяются температурой пород. Для объяснения механических свойств земных недр, и в частности, выделения областей мантии, охваченных конвекцией, необходимо знать распределение температуры с глубиной. Оно зависит от интенсивности переноса тепла из недр Земли к поверхности.

Внутренние источники тепловой энергии Земли 1) Обусловленные нагреванием при аккреции космических частиц из протопланетного Внутренние источники тепловой энергии Земли 1) Обусловленные нагреванием при аккреции космических частиц из протопланетного облака, а также их начальным теплосодержанием; 2) Связанные с процессом плотностной дифференциации при образования земного ядра Это максимальная энергия, выделившаяся за геологический период развития Земли ((1, 45 -4, 6)х1031 Дж. Пик выделения энергии - 2 -3 млрд. лет тому назад, затем доля гравитационной энергии падала. 3) Связанные с изменением кинетической энергии вращения Земли, сопровождавшимся превращением механической энергии в тепловую посредством приливного трения;

Внутренние источники тепловой энергии Земли 4) распад радиоактивных элементов 238 U, 232 Th, 40 Внутренние источники тепловой энергии Земли 4) распад радиоактивных элементов 238 U, 232 Th, 40 K вносит заметный вклад в современный тепловой баланс Земли. 5) кристализационныё и полиморфические превращения, перестройка электронных оболочек» фазовые, переходы, химические реакции. С выделением тепловой энергии протекают окислительные процессы, восстановление сульфатов. Тепло выделяется при уплотнении глинистых пород. Тепловые эффекты происходят при растворении.

Основным внешним источником энергии является Солнечная радиация. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает Основным внешним источником энергии является Солнечная радиация. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный (в среднем по поверхности Земли) 250 ккал/см 2 в год Из них около 1/3 отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации поглощает Земля.

Из них 41 ккал/см 2 в год поглощается атмосферой, а 126 ккал/см 2 в Из них 41 ккал/см 2 в год поглощается атмосферой, а 126 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации достигает земной поверхности. Из последних 18 ккал/см 2 в год отражается в атмосферу, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью. Атмосфера поглощает 41 + 18 = 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации – заметно меньше, чем земная поверхность. Из этих 108 ккал/см 2 в год 36 ккал/см 2 в год уходит в мировое пространство в виде длинноволнового излучения поверхности Земли, а 72 ккал/см 2 в год частично расходуется на испарение воды, и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи. При этом длинноволновое излучение Земли (поверхности + атмосферы) в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год, то есть почти эквивалентно количеству коротковолновой радиации, поглощаемой Землёй.

Тем самым, эквивалентный тепловой поток от Солнца, поглощаемый поверхностью Земли (72 ккал/см 2 в Тем самым, эквивалентный тепловой поток от Солнца, поглощаемый поверхностью Земли (72 ккал/см 2 в год = 2. 29× 10 -3 кал/см 2 сек = 2290 ЕТП) на три порядка больше потока из недр Земли (1. 5 ЕТП). Почти идеальный баланс коротковолновой радиации, получаемой от Солнца (167 ккал/см 2 в год) и длинноволновой радиации, излучаемой поверхностью Земли и атмосферой (167 ккал/см 2 в год). Как результат, излучение Солнца почти не вносит вклада в тепловой режим Земли, влияя лишь на его атмосферу и гидросферу и определяя среднюю температуру земной поверхности 15°С. Небольшая разница между поступающей (коротковолновой) и излучаемой в космос (длинноволновой) радиацией претерпевает ряд трансформаций в геосферах Земли (атмосфера, гидросфера, биосфера), идет на разрушение коренных пород, и накапливается в органическом веществе осадочных пород, в т. ч. в горючих полезных ископаемых. .

Поэтому Земля, как твёрдое тело, нагревается изнутри, в основном за счёт выделения гравитационной энергии Поэтому Земля, как твёрдое тело, нагревается изнутри, в основном за счёт выделения гравитационной энергии роста ядра и энергии, выделяющейся при распаде радиоактивных элементов. Остывает Земля за счет теплопотерь с поверхности.

Есть несколько механизмов теплопередачи: (а) металлическая проводимость (по сути электропроводность - возможно, имеет место Есть несколько механизмов теплопередачи: (а) металлическая проводимость (по сути электропроводность - возможно, имеет место в ядре Земли; (б) решетчатая (фононная) проводимость (представляет распространение энергии за счет колебаний атомов в кристаллических решетках; это диффузионный процесс передачи кинетической энергии от одних молекул к другим при столкновениях. Он наблюдается там, где есть пространственный градиент температуры. );

(в) радиационная теплопроводность (лучистым переносом тепла, т. е. электромагнитными колебаниями, например, перенос энергии от (в) радиационная теплопроводность (лучистым переносом тепла, т. е. электромагнитными колебаниями, например, перенос энергии от Солнца); (г) экситонным переносом тепла (связанным с возбуждением электронов и "дырок" при поглощении и отдачи кванта энергии).

(д) конвективный теплоперенос при движении теплоносителей При изучении геологических процессов основное значение имеют кондуктивный (д) конвективный теплоперенос при движении теплоносителей При изучении геологических процессов основное значение имеют кондуктивный и конвективный теплоперенос. Например, в зонах рифтинга нагрев литосферы является следствием кондуктивного теплопереноса, в то же время вдоль вертикальных зон начинающегося раздробления поднимаются расплавы и растворы флюидов и осуществляется конвективный перенос тепла.

Около 4 млрд. лет назад произошло кардинальное событие в истории Земли: мощная тепловая волна, Около 4 млрд. лет назад произошло кардинальное событие в истории Земли: мощная тепловая волна, идущая из глубины планеты, достигла верхней мантии, приведя к её частичному плавлению (данные по геохимии и изотопии раннеархейских коматиитов и базальтов; Конли, 1983; Windly 1984). Высокая степень плавления архейской астеносферы была причиной крупномасштабного ареального толеитового и коматиитового вулканизма.

По мере нарастания интенсивности вулканизма наступил момент, когда архейская литосфера, нагруженная тяжёлыми коматиитовыми лавами, По мере нарастания интенсивности вулканизма наступил момент, когда архейская литосфера, нагруженная тяжёлыми коматиитовыми лавами, стала в отдельных местах гравитационно неучтойчива и начала погружаться в астеносферу (Лобковский, Котёлкин, 2004). Над зонами субдукции возникли многочисленные разновозрастные дуги с известково-щелочным вулканизмом. Столкновение вулканических дуг друг с другом привело к образованию первых небольших протоконтинентов преимущественно тоналитового состава.

Протоконтиненты наращивались на активных континентальных окраинах, в частности, за счёт столкновения с магматическими дугами, Протоконтиненты наращивались на активных континентальных окраинах, в частности, за счёт столкновения с магматическими дугами, а также раскалывались в процессе рифтогенеза. К концу архея все протоконтиненты объединились в один суперконтинент Пангея-0, а на остальной поверхности Земли сформировался океан Панталасса.

Современное движение плит, вулканизм, сейсмичность, тепловой поток и изменение температуры пород с глубиной - Современное движение плит, вулканизм, сейсмичность, тепловой поток и изменение температуры пород с глубиной - всё это отражение энергетического состояния Земли

Тепловой поток Температура и тепловой поток – наиболее универсальные характеристики термического состояния земных недр Тепловой поток Температура и тепловой поток – наиболее универсальные характеристики термического состояния земных недр Тепловой поток – количество тепловой энергии, проходящее в направлении нормали к площадке через единицу площади в единицу времени.

Кондуктивный тепловой поток q = - k (d. T/dz) Средний тепловой поток с поверхности Кондуктивный тепловой поток q = - k (d. T/dz) Средний тепловой поток с поверхности Земли 62 м. Вт/м 2 (1. 48 10 -6 кал/см 2 с = 1. 48 ЕТП) Средний тепловой поток для конинентов – 59 м. Вт/м 2 (1. 41 ЕТП) Средний тепловой поток для океанов – 63 м. Вт/м 2 (1. 51 ЕТП)

Отдача энергии за счёт потока тепла через поверхность Земли, составляющая около 1028 эрг/год, в Отдача энергии за счёт потока тепла через поверхность Земли, составляющая около 1028 эрг/год, в 10 – 100 раз превышает энергию, выделяющуюся за этот период при землетрясениях и вулканической деятельности.

Кондуктивный тепловой поток определяется через основной закон молекулярной теплопроводности - закон Фурье: или в Кондуктивный тепловой поток определяется через основной закон молекулярной теплопроводности - закон Фурье: или в одномерном случае: q = - k (d. T/dz) k – коэффициент теплопроводности пород. Поток тепла всегда направлен в сторону убывания температуры. Для молекулярного и конвективного теплопереноса поток записывается в виде: Или : q = qcond + qconv = -k (d. T/dz) + f Cpf Vzf Tf f, Cpf, Vzf и Tf – плотность, теплоёмкость, скорость и температура конвектирующего флюида.

Теплообмен внутри Земли должен быть достаточно интенсивным, чтобы не допустить её перегрева Среднее значение Теплообмен внутри Земли должен быть достаточно интенсивным, чтобы не допустить её перегрева Среднее значение термической диффузии пород Земли ( = K/ Cp) не более 0. 01 см 2/сек и тогда характерное время остывания Земли за счёт кондуктивной теплопроводности имеет порядок t = (0. 1 – 1) R 2/ 1011– 1012 лет, т. е. на порядки величины больше возраста Земли. Следовательно, несмотря на высокую теплопроводность ядра, средняя теплопроводность мантии 0. 01 -0. 03 кал/(смсек°К) не достаточна, чтобы объяснить наблюдаемое остывание Земли кондуктивным переноса тепла.

Таким образом, чтобы избежать перегрева внутренних областей в мантии, должен существовать эффективный механизм теплопереноса Таким образом, чтобы избежать перегрева внутренних областей в мантии, должен существовать эффективный механизм теплопереноса - – это конвекция в мантии и ядре Земли. Конвективная теплопроводность - единственный механизм, обеспечивающий эффективный перенос тепла из любой внутренней области Земли к поверхности за времена, заметно меньшие возраста нашей планеты.

Конвекция, управляющая глобальной эволюцией Земли, определяется взаимодействием процессов в трёх основных динамических оболочках Земли Конвекция, управляющая глобальной эволюцией Земли, определяется взаимодействием процессов в трёх основных динамических оболочках Земли (Maruyama, 1994; Fukao et al. , 1994) : верхней оболочкe, где доминирует механизм тектоники плит, средней оболочке (включающей целиком нижнюю мантию и часть подлитосферной верхней мантии), где развивается так называемая плюм-тектоника, и нижней оболочкe, совпадающей с ядром Земли, где превалирует тектоника роста ядра Земли (гравитационно-химическая конвекция).

Движущий механизм глобальной конвекции – это механизм накопления тяжёлого вещества субдуцируемых плит на границе Движущий механизм глобальной конвекции – это механизм накопления тяжёлого вещества субдуцируемых плит на границе между верхней и нижней мантией (670 км) и его внезапного прорыва в нижнюю мантию в виде глобального нисходящего плюма (аваланша), который приводит к образованию компенсирующего глобального восходящего плюма. Если такой наведённый восходящий плюм окажется под суперконтинентом - Пангеей, то он вызывает распад последнего на отдельные континенты с образованием между ними океанов. Далее снова накопление тяжёлого вещества уже от новых зон субдукции, которое вновь завершается лавинным прорывом его критической массы в нижнюю мантию в виде нового глобального нисходящего плюма. Над ним постепенно формируется новый суперконтинент – Пангея, затем цикл Вильсона повторяется вновь.

Таким образом, в глобальной конвекции основная генерация положительной плавучести (создание относительно лёгкого вещества) происходит Таким образом, в глобальной конвекции основная генерация положительной плавучести (создание относительно лёгкого вещества) происходит на границе ядро-мантия в результате химико-гравитационной дифференциации вещества мантии, тогда как основная генерация отрицательной плавучести (создание тяжёлого вещества) происходит в верхней мантии в результате процесса эклогитизации океанской коры в зонах субдукции (Лобковский, Котёлкин, 2004). При этом текущая конвекция имеет две основные моды: двухярусную, когда ячейки в нижней и верхней мантии развиваются без обмена веществом через фазовую границу раздела (670 км), и одноярусную, которая характеризуется прорывом через фазовую границу вещества нижней мантии в верхнюю и наоборот. Тепловая конвекция имеет место на фоне глобальной

Релей-Тейлоровская (термическая) конвекция Перепад температур и масштаб длины пограничного слоя конвекционной ячейки: / d Релей-Тейлоровская (термическая) конвекция Перепад температур и масштаб длины пограничного слоя конвекционной ячейки: / d = A R -1/4 = B [( ) / (g d 3)] R 3/4 где число Релея R определяется как R = (g d 4 q) / (k ) = Ra = g d 3 T / ( ) А и В – константы, определяемые из численных экспериментов, - коэффициент термического расширения; d – толщина конвектирующего слоя, коэффициент термической диффузии, k – теплопроводность, - кинематическая вязкость, q – тепловой поток в области через слой, T - разность температур верхней и нижней поверхностей ячейки. Верхняя часть верхней мантии с частично расплавленным материалом : = 4 10 -15 м 2 сек-1 и = 30 км и = 200°С (Ra = 470) Основная часть верхней мантии: = 2 10 -17 м 2 сек-1 и = 80 км и = 400°С (Ra=356)

Конвекция-эффективный механизм теплопереноса Для Релей-Тсйлоровской конвекции в верхней мантии с ячейками, длиной L и Конвекция-эффективный механизм теплопереноса Для Релей-Тсйлоровской конвекции в верхней мантии с ячейками, длиной L и глубиной d отношение полного теплового потока (конвсктивного + кондуктивного) к кондуктивному, т. е. число Нуссельта Nu (или Пекле, Pe=Nu - 1), имеет вид Nu Ra 1/3 (d / L) 2/3 Для значений кинематической вязкости; термической диффузии; коэффициента термического расширения и разности температур, характерных для мантии, число Релея может превосходить103. Тогда значение Nu может превосходить 10. Таким образом, конвективную теплопроводность следует рассматривать как единственный механизм, обеспечивающий эффективный перенос тепла из любой внутренней области Земли к ее поверхности за времена, заметно меньшие возраста нашей планеты.

Благодаря конвекции в мантии устанавливается градиент температуры, близкий к адиабатическому (d. T / dz)S Благодаря конвекции в мантии устанавливается градиент температуры, близкий к адиабатическому (d. T / dz)S = (g f T) / Cp Т – абсолютная температура, g – ускорение силы тяжести, f – коэффициент термического расширения, Ср – теплоёмкость при постоянном давлении. Для градиента в восходящем течении базальтового расплава (g = 9. 81 м/сек 2, f = 6. 8 10 -5 °К-1 (для расплава !), Т = 1500°К, Ср = 1000. Дж / кг°К) получим (d. T / dz)S 1°С / км Для градиента в восходящем течении нерасплавленного “твёрдого” материала мантии ( f = 3. 2 10 -5 °К-1 (для нерасплавленной мантии), Т = 1500°К, Ср = 1047. Дж / кг°К) получим (d. T / dz)S 0. 5°С / км.

Слой D’’ толщиной 100 -150 км - термический граничный слой для конвекционных ячеек в Слой D’’ толщиной 100 -150 км - термический граничный слой для конвекционных ячеек в мантии. Выше него температурный градиент в мантии почти адиабатический (0, 5° С/км), а в пределах слоя D’’ - высокие градиенты (до 12°С/км). Температура пород в верхней части слоя D’’ оценивается 3300°± 800°К (Jones, 1977). Температура на границе «ядромантия» (основание слоя D’’) составляет 4000 -4300°К, На границе внешнего и внутреннего ядра – 5150 -5600°К и в центре Земли – около 5700°К – 6300°К (Boehler, 1992; 1993).

Изменение температуры пород и солидуса с глубиной Изменение температуры пород и солидуса с глубиной

Основание литосферы и её термическая толщина определяется пересечением кривой солидуса пород мантии Ts(z) с Основание литосферы и её термическая толщина определяется пересечением кривой солидуса пород мантии Ts(z) с текущей геотермой литосферы Т(z, t).

Тепловой поток из земных недр характеризует основной масштаб энергетики Земли. Отдача энергии за счёт Тепловой поток из земных недр характеризует основной масштаб энергетики Земли. Отдача энергии за счёт потока тепла через поверхность Земли, составляющая около 1028 эрг/год, в 10 – 100 раз превышает энергию, выделяющуюся за этот период при землетрясениях и вулканической деятельности. Увеличение температуры пород с глубиной О высокой температуре земных недр свидетельствуют вулканические извержения, гидротермальная деятельность, рост температуры при погружении в глубоких шахтах. В нормальных (невулканических) континентальных областях геотермический градиент d. T/dz составляет около 30°С/км, однако, он сильно варирует от места к месту. Так, разнообразные современные тектонические структуры характеризуются самыми разными значениями градиентов, от 100 -200°С/км в осевых зонах СОХ и континентальных рифтовых зонах до 5 -10°С/км и даже отрицательных значений d. T/dz на внутренних склонах глубоководных желобов, глубоководных котловинах (типа Чёрного моря), в зонах развития мерзлоты и т. д. ).

Результаты измерений теплового потока Средний тепловой поток с поверхности Земли - 62 м. Вт/м Результаты измерений теплового потока Средний тепловой поток с поверхности Земли - 62 м. Вт/м 2 (1. 48 10 -6 кал/см 2 с = 1. 48 ЕТП) Средний тепловой поток для конинентов - 59 м. Вт/м 2 (1. 41 ЕТП) Средний тепловой поток для океанов - 63 м. Вт/м 2 (1. 51 ЕТП) Поток сильно варирует в пределах разных тектонических структур и площадей различного возраста.

Скорости относительных движений на границах литосферных плит (в см / год) 1 – дивергентные Скорости относительных движений на границах литосферных плит (в см / год) 1 – дивергентные и трансформные границы плит; 2 – планетарные пояса сжатия; 3 – конвергентные границы плит.

Срединно-океанические хребты – глобальные морфоструктуры на поверхности Земли протяжённостью около 65 000 км Это Срединно-океанические хребты – глобальные морфоструктуры на поверхности Земли протяжённостью около 65 000 км Это места непрерывного (в геологическом масштабе времени) вулканизма и сейсмичности. Осевые зоны хребтов – места формирования океанической коры Непрерывное состояние растяжения, характерное для осевых зон СОХ приводит к периодическому образованию трещин, заполнению их базальтом и излиянию базальта на поверхность дна. Так формируются слои океанической коры: подушечные базальты (слой 2 А), дайково-интрузивный слой (2 В) и слоистого и изотропного габбро (3 А и 3 В)

Океаническая литосфера Тепловой поток (q) через дно океана падает с увеличением возраста коры (t, Океаническая литосфера Тепловой поток (q) через дно океана падает с увеличением возраста коры (t, млн. лет) по закону остывающего полупространства: q = 500 / t (м. Вт/м 2) q = 11. 9 / t (ЕТП) (1 ЕТП = 41. 868 м. Вт/м 2) Осевые зоны СОХ (слайд 3) характеризуются максимальным тепловым потоком Распределение теплового потока (рассчитаноколо 500 м. Вт/м 2, ного – сплошные линии и измеренного – основную часть которого чёрточки) в зависимости от возраста дна окесоставляет конвективный ана (Anderson and Hobart, 1977). вынос тепла. ` Гидротермальный вынос тепла в осевых зонах СОХ–основная причина различия измеренных и вычисленных тепловых потоков

Возраст океанической коры Возраст океанической коры

Глубинное строение литосферы осевых зонн СОХ V>8 см/год Глубинное строение литосферы осевых зонн СОХ V>8 см/год

40% теплопотерь на СОХ и ~ 20% всех теплопотерь Земли приходится на процессы гидротермальной 40% теплопотерь на СОХ и ~ 20% всех теплопотерь Земли приходится на процессы гидротермальной циркуляции. Места концентрированного выхода гидротермальных вод в осевых зонах СОХ – курильщики. Они открыты в 1978 г при изучении САХ (37° с. ш. ). Черные (температура воды в струе Т = 350 -400°С), белые (Т=100 -200°С) и серые курильщики (Т=250 -300°С). Скорость выхода струи V = 1 -5 м/с. Время жизни курильщика десятки - сотни лет. За 1. 5 -2 млн лет через гидроциркуляционную систему проходит масса воды, равная массе всего океана. Накопление 200 и более метров слабопроницаемых морских глин преры вает связь системы трещин с океаном и и тем самым подавляет гидротермальную конвекцию. Тогда тепловой поток становится в основном кондуктивным.

Хр. Хуан-де-Фуко, 44° 58’с. ш. , 130° 14’з. д. Хр. Хуан-де-Фуко, 44° 58’с. ш. , 130° 14’з. д.

Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоководных гидротермальных полях (Lowell et al. , 1995) Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоководных гидротермальных полях (Lowell et al. , 1995)

Тепловой поток океанических областей и прилегающих акваторий сильно меняется в зависимости от их тектонической Тепловой поток океанических областей и прилегающих акваторий сильно меняется в зависимости от их тектонической природы: Осевые зоны СОХ (q от 500 м. Вт/м 2 и выше). Океанические котловины (от 40 – 70 м. Вт/м 2 в зависимости от возраста) Трансформные разломы (q = 135 - 360 м. Вт/м 2). Пассивные континентальные окраины (q = 40 - 60 м. Вт/м 2)

Глубинное сечение литосферы переходной зоны Южной Бразилии бассейна Глубинное сечение литосферы переходной зоны Южной Бразилии бассейна

Дивергентные границы плит (зоны пододвигания океанической литосферы ) Центральная часть южной Аляски (Montgomery et Дивергентные границы плит (зоны пододвигания океанической литосферы ) Центральная часть южной Аляски (Montgomery et al. 2003)

Зоны поддвига : q в районе желоба понижен, так что на внутреннем склоне жёлоба Зоны поддвига : q в районе желоба понижен, так что на внутреннем склоне жёлоба q=30 -40 мвт/м 2, в районе вулканической дуги и окраинного моря высокие q=80 - 120 мвт/м 2 Протяжённые пояса сейсмичности и вулканизма связаны с зонами пододвигания (субдукции) океанической литосферы

МЕХАНИЗМ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ЛИНЕЙНЫХ ЗОН СЕЙСМИЧНОСТИ И ВУЛКАНИЗМА В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ МЕХАНИЗМ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ЛИНЕЙНЫХ ЗОН СЕЙСМИЧНОСТИ И ВУЛКАНИЗМА В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ

Модель формирования преддугового бассейна при островном типе дуг сжатия (Япония, Алеуты, Филиппины; Никишин и Модель формирования преддугового бассейна при островном типе дуг сжатия (Япония, Алеуты, Филиппины; Никишин и др. , 1999). (высокогорный рельеф, континентальное основание преддуговой области, надвиги и осадочные бассейны в задуговой области. Тектоническое положение задуговых бассейнов в западной части тихого океана в раннем миоцене (Курильский, Японский, Сикоку и Пересе-Вела; Никишин и др. , 1999). 1 -новые бассейны с океанической корой, 2 - оси спрединга, 3 -зоны субдукции, 4 -вулканические дуги, 5 -отмершие вулкани-ческие дуги, 6 сдвиги, 7 - континентальные рифты.

Скорости относительных движений на границах литосферных плит (в см / год) 1 – дивергентные Скорости относительных движений на границах литосферных плит (в см / год) 1 – дивергентные и трансформные границы плит; 2 – планетарные пояса сжатия; 3 – конвергентные границы плит.

Землетрясения Землетрясения

Ниагата, Япония, 16. 06. 1964 Тайвань, 21. 09. 1999 Сиэтл, шт. Вашингтон, 29. 04. Ниагата, Япония, 16. 06. 1964 Тайвань, 21. 09. 1999 Сиэтл, шт. Вашингтон, 29. 04. 1965 Турция, 14. 11. 1999

Вулканы Вулканы

Филиппины, 12. 06. 1991 Аляска, 21. 04. 1990 Ключевская сопка, 1991 Сэн-Хеленс, 1980 Филиппины, 12. 06. 1991 Аляска, 21. 04. 1990 Ключевская сопка, 1991 Сэн-Хеленс, 1980

Тепловой поток континентальных областей Тепловой поток сильно зависит от тектонической природы рассматриваемой структуры см. Тепловой поток континентальных областей Тепловой поток сильно зависит от тектонической природы рассматриваемой структуры см. карту теплового потока СССР Области континентальных щитов характеризуются тепловым потоком от 30 до 50 мвт/м 2 Краевые прогибы Русской платформы - 40 -60 мвт/м 2 Молодые складчатые пояса (Кавказ, Карпаты, Копет-Даг) - до 120 мвт/м 2 Области континентального рифтогенеза (Байкал), влияния мантийных струй (плюмов – Забайкалье) и вулканической активности (100 -300 мвт/м 2),

Средний тепловой поток и рассчитанные глубинные температуры различных континентальных структур Европы (Cermak, Lastukova, 1987). Средний тепловой поток и рассчитанные глубинные температуры различных континентальных структур Европы (Cermak, Lastukova, 1987). Структура Тепловой поток МВт/м 2 Толщина коры км Температура (°С) на МОХО Температура (°С) на z = 40 км Балтийский, Украинский щиты 39 (31 – 47) 42 (37 – 47) 280 - 480 250 – 510 Вост. Европейская платформа 44 (37 – 51) 42 (38 – 46) 390 - 550 350 – 570 Каледонская Европа 48 (41 – 53) 35 (30 – 41) 440 - 480 440 – 600 Западная Сибирь 54 (48 – 60) 38 (35 – 42) 540 - 640 520 – 720 Герцинская Европа 68 (56 – 80) 30 (28 – 33) 540 - 740 650 – 1040 Урал 49 (43 – 55) 43 (40 – 46) 500 – 640 440 – 640 Альпийская Европа Термальные бассей ны (Панонский, Рейнский) 71 (55 – 87) 34 (27 – 41) 650 - 850 630 – 1150 97 (79 – 115) 25 (22 – 28) 730 - 900 1020 - 1250

Значительные изменения теплового потока с глубиной могут быть связаны с резкими изменениями климата в Значительные изменения теплового потока с глубиной могут быть связаны с резкими изменениями климата в четвертичное время, с наличием вечномёрзлых пород, (скв. 411, Уренгойское м-ие, Западно. Сибирский бассейн).

Искажения в распределении теплового потока с глубиной заметны даже через 10 тысяч лет после Искажения в распределении теплового потока с глубиной заметны даже через 10 тысяч лет после исчезновения зоны вечной мерзлоты (Южный Урал; Галушкин, Яковлев, 2003) Изменения теплового потока через дно Чёрного моря, вызванные прорывом тёплых вод Средиземного моря 5 и 7 тысяч лет назад (Галушкин и др. , 2006).