Виды теплопереноса

Различают кондуктивную теплопередачу, конвективный теплоперенос и тепловое излучение.

13.2.1. Кондуктивная теплопередача.

Основным механизмом перераспределения тепла в Земной коре многие считают кондуктивную теплопроводность горных пород. Здесь происходит непосредственная передача энергии от частиц (молекул, атомов, электронов) с большей энергией к частицам с меньшей энергией.

Количественный показатель – коэффициент теплопроводности (λ) – количество тепла, проходящее в единицу времени через единицу площади поперечного сечения при перепаде температуры на 1⁰С, на единицу длины. Изменяется от 0,1 до 26,5·10^-3 кал/см·с⁰. Повышенные значения наблюдаются у изверженных по сравнению с осадочными и у древних по сравнению с молодыми горными породами. К параметрам, характеризующим тепловой поток из недр Земли относятся геотермический градиент, геотермическая ступень и плотность теплового потока (Г, G, q).

где, ε – удельное тепловое сопротивление пород (м/час с/ккал).

Распределение теплового потока на Земле неравномерно. Низкие – для древнескладчатых и щитов, высокие – для молодых альпийских структур и районов современного вулканизма.

13.2.2 Конвективный теплоперенос.

Агентами его являются подземные воды, пароводяная смесь и магматические расплавы. Экспериментальные данные показали, что количество тепла, выносимого подземными водами, не только соизмеримо с кондуктивным (молекулярным тепловым потоком), но и иногда выше его. Наиболее активно эти процессы протекают в верхней части разреза континентальной коры (до 3-5 км), где подземные воды перемещаются в виде фильтрационного потока и осуществляется гидрологический круговорот воды. В более глубоких горизонтах преобладает диффузия, а конвективный перенос уменьшается. А вот в глубоких тектонически активных зонах, где Н₂О – пар, роль конвекции снова возрастает.

Н.А. Огильви дал математическое обоснование теплового эффекта при восходящем (нисходящем) движении подземных вод.

где, Г_н – геотермический градиент на глубине Н;

Г_н=0 – начальный Г при Н=О;

V – скорость фильтрации («+» при восходящем, «-» - при нисходящем движении).

λ – теплопроводность пород.

Проникновение метеорных вод с низкой температурой вглубь Земли приводит к их постепенному нагреванию. При восходящем движении подземных

вод или их фильтрации по пласту часть тепла теряется на теплообмен вод и пород. Тепловыми эффектами сопровождаются также различные физико-механические, биохимические и другие процессы в гидрогеологической системе (например дроссельный эффект при газообразовании). Поэтому на поверхность Земли поступают воды нагретые, т.е. можно говорить о выносе тепла с подземными водами.

Вообще тепловой баланс в гидрогеологии рассматривается в связи с водным балансом, что выражается специальными уравнениями, где испарение и сток рассчитываются по радиационному балансу с учетом скрытой теплоты испарения и атмосферных осадков.

Н.М. Фролов (1976) предложил формулу, которая базируется на значении модуля подземного стока (М_подз.) и Г для конкретных площадей

д = 0,3 Г (h -2500) М_подз С_о

где, h – мощность зоны (слоя) подземного стока

2500 – поправка на безградиентную зону,

С_о – удельная теплоемкость воды

По этой формуле он получил среднее количество тепла для территории СНГ д =0,24 мк кал/см²·с.

При оценке выноса тепла с подземными водами следует учитывать и вынужденную конвекцию, т.е. дополнительное поступление тепла при вскрытии глубинных термальных вод буровыми скважинами. В отдельных случаях она может быть значительной. Например, на Камчатке суммарный вынос тепла опытными скважинами в 2,5 раза выше естественных конвективных теплопотерь.

13.3 Геотермические зоны земной коры

По температурному режиму выделяют гелиотермозону, пояс постоянных годовых температур и геотермозону.

Гелиотермозона – от «Гелиос» - солнце. Солнечная радиация изменяется в связи с вращением Земли вокруг Солнца и своей оси, с географической широтой, рельефом местности и экспозицией склонов и др. Здесь выделяются слои суточных, сезонных и годовых температур. Однако глубина проникновения солнечного тепла в геологическом времени может превышать глубину проникновения годовых температур. Суточные температуры проникают на глубину не более 2м, а обычно 1м на суше, а в океане – до 20-30 м. Сезонные температурные изменения связаны с сезонами года и развиты на глубину 8-10 м. Годовые – на континентах – 15-30 м, а в океане до 350 м. Изменение глубины распространения годовых температур зависит от геологического строения, географических и гидрогеологических условий, высоты снежного покрова и др.

Анализ наблюдений за температурой позволяет строить графики колебания температуры на различных глубинах по термометрическим данным (термоизоплеты).

Пояс постоянных годовых температур – глубина, на которой амплитуда годовых колебаний температуры равна 0. Глубина этого пояса изменяется в значительных пределах, а сама температура может колебаться от -13⁰ до +20⁰С, что зависит

от климатических условий, плотности и мощности снежного покрова. Обычно эта температура близка к среднегодовой температуре воздуха на поверхности земли. Глубину определяют по графикам термоизоплет.

Геотермозона – залегает глубже зоны постоянных температур и характеризуется постепенным нарастанием температуры за счет влияния внутреннего тепла Земли. Термический режим этой зоны зависит от характера геологической структуры и тектонических особенностей, тепловых свойств пород, истории развития региона и гидрогеологических условий.

Понятие о геотермическом градиенте (Г) и геотермической ступени (G)

Геотермический градиент изменяется от 0,16 до 6⁰/100 м, а иногда до 20⁰/100 м. Геотермическая ступень в среднем составляет 33 м, но изменяется в широких пределах: от 1 до 200м. Можно вычислить температуру недр на любой глубине (Н).

где, tв – среднегодовая температура воздуха

h – глубина слоя постоянных температур

Можно решить и обратную задачу, Н = G(Т_н – tв)+ h

т.е. определить глубину, зная температуру.

Дата добавления: 2014-01-07