10 Tepelné pole Země Studiem tepelného pole Země se zabývá geotermika. Tento vědní obor se intenzivně rozvíjel zejména v posledních dvaceti letech a výzkumům z tohoto období také vděčíme za větší část poznatků a poměrně ucelené představy o tepelném hospodářství Země. Větší zájem o geotermi-ku vyvolala zejména v šedesátých letech teorie litosférických desek (viz část 11.2.3) a v sedmdesátých letech vzrůstající zájem o využití geotermální energie v důsledku nastupující energetické krize. První poznatky o projevech geotermální energie a teplotách v Zemi jsou ovšem daleko staršího data. Za prvý popis geotermálních jevů lze považovat zprávu Plinia o výbuchu Vesuvu v r. 79 před n. 1. V r. 1671 formuloval R. Boyle dodnes aktuální problémy geotermiky, jako změny ročních variací teploty s hloubkou, vysvětlení geotermických gradientů tepelnými zdroji uvnitř Země, přenos tepla vedením a konvekcí. V r. 1820 řešil J. B. Fourier otázku chladnutí Země za předpokladu konstantní počáteční teploty jako problém vedení tepla v nekonečném poloprostoru. V r. 1830 provedl F. Reich četná teplotní měření v dolech a publikoval prvé údaje o geotermických gradientech a v r. 1846 diskutoval A. v. Humboldt otázku geotermických gradientů ve své práci o dlouhodobě zmrzlých půdách Sibiře. V r. 1886 byl v Anglii založen komitét, jehož členem byl i britský fyzik W. Kelvin. Úkolem tohoto komitétu bylo shromažďovat data o geotermických gradientech a tepelné vodivosti. Významným přínosem tohoto období byl objev přirozené radioaktivity H. Becquerelem (1896) a zjištění, že produkci tepla, vyvolanou rozpadem radioaktivních prvků v horninách, je nutno uvážit při řešení tepelné historie Země. Na přelomu století ustupují otázky geotermiky poněkud do pozadí. Dalším impulsem pro rozvoj geotermiky a její použití k řešení četných úkolů v oblasti geologických věd jsou prvá stanovení tepelného toku na moři v r. 1950 E. C. Bullardem. Dnes zaujímá geotermika velmi významné místo mezi geofyzikálními disciplínami, neboť přispívá k objasnění řady fyzikálních jevů v kůře, plášti i jádru. Konvekční proudy vyvolané pohybem hmot v astenosféře v důsledku teplotních rozdílů jsou s největší pravděpodobností příčinou pohybů litosférických desek a vzniku riftových a subdukčních zón v místě jejich styku. Geotermika přispívá značnou měrou též k objasnění základních fyzikálních procesů ve vývoji Země jako planety. 10.1 Základní pojmy, zdroje tepelné energie, způsoby přenosu __________tepla___________________________________________ Nejdůležitější veličina uplatňující se při studiu tepelného pole Země je hustota tepelného toku q (W . m-2), která udává množství tepla protékajícího na zemském povrchu jednotkovou plochou za jednotku času. Je mírou přenosu energie a je vázána s teplotním gradientem grád ■& (°C . m_1) a měrnou tepelnou vodivostí A (W . m_1 . K_1) vztahem 9=-Agrad#. (10.1) 195 Veličina q má charakter vektoru, který má opačnou orientaci než vektor grád Ů, a může být v horninovém prostředí orientována libovolně. Nás ovšem z praktického hlediska bude zajímat pouze tok tepelné energie ve směru kolmém k zemskému povrchu, tj. ve směru osy z. V tom případě představuje grád ů přírůstek teploty na jednotku hloubky. Tento vektor, který směřuje do středu Země, označujeme jako geotermický pradient G = grád ů, jeho převrácenou hodnotu jako geotermický stupeň ľ (m . °C_1). Velikost geotermického gradientu — při konstantním tepelném toku q — závisí na měrné tepelné vodivosti horninového prostředí A a pohybuje se ve svrchních částech zemské kůry v rozmezí G [10; 40° C . km"1]. Vektor hustotytepelnéhotokuqje naopak orientován ze středu Země kolmo k ideálnímu povrchu Země (geoidu) a naznačuje tak skutečnost, že Země jako planeta svou tepelnou energii ztrácí. Uvážíme-li jeho průměrnou hodnotu pro celý povrch Země q == 60 mW . m~2, pak ztrácí Země každou sekundu 30,5 . 1012 J tepelné energie, tj. za rok 9,6 . 1020 J. Pro srovnání celkové zásoby fosilního paliva na Zemi mohou poskytnout energii v hodnotě cca 1,6. 1023 J, tzn., že by mohly krýt tepelnou ztrátu Země pouze 170 let. Tyto tepelné ztráty Země jsou kompenzovány vnitřními a vnějšími zdroji tepelné energie. Mezi vnitřní zdroje patří na prvém místě teplo uvolněné samovolným rozpadem radioaktivních prvků, tzv. radiogenní teplo, dále pak teplo uvolněné při geochemických exotermních reakcích, při stlačení spodních vrstev tíhovou silou nadloží (gravitační teplo), při gravitační diferenciaci, při mechanických a tektonických pohybech, při pohlcování energie seismických vln a při prodlužování periody rotace Země, účinkem slapových sil Slunce a Měsíce (G. J. F. MacDonald in M. H. P. BoTT, 1971). Ze všech uvedených zdrojů energie má největší význam radiogenní teplo, ostatní zdroje energie jsou ve srovnání s touto složkou zanedbatelné. Ze všech radioaktivních prvků v přírodě se vyskytujících se můžeme omezit pouze na uran (izotopy 235U a 238U), thorium (232Th) a radioaktivní izotop draslíku (40K), které jsou nejrozšířenější zejména v zemské kůře a pravděpodobně i ve svrchním plášti. Přestože jde o prvky vzácné, které jen velmi zřídka vytvářejí významná ložiska, jsou naopak ve velmi nízkých koncentracích obsaženy téměř ve všech horninách, ve vodě světových moří a dokonce i v atmosféře. 1 ppm U (10~4 % U) produkuje za rok v 1 kg horniny energii 3,06 . 10~3 J, 1 ppm Th 0,84 . 10"3 J. Protože mezi obsahem U a Th existuje v přírodě poměr přibližně 1 : 3,5 (zvláště u středně kyselých a bazických horninových typů), považujeme tepelnou produkci U a Th za přibližně rovnocennou. Draslík K je jedním z 10 nejhojnějších prvků na Zemi a jako takový tvoří důležitou složku běžných horninotvorných minerálů (K-živce, slídy, jílové minerály apod.). Tepelná produkce 1 % draslíku v 1 kg horniny (způsobená však pouze rozpadem izotopu 40K, který tvoří jen 0,013 % přírodního K) je 1,13 . 103Jza rok. Protože zastoupení radioaktivních prvků v jednotlivých horninových typech je rozdílné, vykazují též rozdílné horninové typy rozdílnou produkci radiogenního tepla (tab. 10.1). Podle mnohých autorů, v závislosti na tom, jaký přijali model pro rozdělení radioaktivních prvků v Zemi, stačí tato energie pokrýt téměř všechny tepelné ztráty Země. Rozložení tepelných zdrojů v zemském nitru musí být nutně nestejnorodé. Radioaktivní prvky jsou nejvíce zastoupeny v kůře a ve svrchním plášti do hloubky cca 400 km. Dá se tedy předpokládat, že v této oblasti bude tvorba tepelné energie nejintenzívnější. J. A. Ljubimova (1968) rozděluje Zemi na dvě oblasti: oblast s intenzívním odvodem tepla, která se v posledních 2-3 miliardách let postupně ochlazuje a smršťuje (především kůra a svrchní plášť) a oblast v hloubkách větších než 700 km, ve které energetické zdroje způsobují postupný ohřev, provázený nejen zvětšováním objemu, ale i látkovou a gravitační diferenciací. Toto jsou pravděpodobně hlavní příčiny vzniku švů a riftových zón v kůře a ve svém důsledku i příčiny tektonického neklidu. Z vnějších zdrojů energie je to především energie slunečního záření. Vezmeme-li v úvahu všechny složky slunečního záření v celém rozsahu spektra (tj. včetně neviditelné oblasti), je celkový tok sluneční zářivé energie dopadající každou sekundu na 1 m2 povrchu Země q' = 140 mW . m~2, což zdaleka převyšuje ztráty odpovídající tepelnému toku z nitra Země 196 Tabulka 10.1 Radiogenní produkce tepla A (W . m3) různých horninových typů (upraveno podle L. Rybacha, 1973; S. P. Clarka, 1966 a J. J. W. Rogerse a J. A. S. Adamse, in K. H. Wedepoll, 1969) Skupina hornin Hornina A [W . irT3] vyvřelé pegmatit 5,25 granit 3,28 granit/rhyolit 2,50 granodiorit/dacit 1,51 andesit 1,11 gabro 0,32 peridotit 0,012 dunit 0,002 ultrabasika bez rozlišení 0,011 metamorfované rula 2,44 břidlice 0,57 kvarcit 0,32—0,41 amfibolit 0,008 sedimentární jílovec 2,45 arkóza 1,14 vápenec 0,77 dolomit 0,45 karbonáty bez rozlišení 0,33 hlubokomořský sediment 1,94 k povrchu. Velká část sluneční energie je však opět odrážena zpět do prostoru, část je spotřebována rostlinstvem při fytogenních reakcích, část se spotřebuje na koloběh vody v přírodě a pouze malá část přispívá k tepelné bilanci Země a vyvolává denní a roční kolísání teplot horninového prostředí v bezprostřední blízkosti povrchu (viz část 15.3.1). Přenos tepla mezi dvěma místy s rozdílnou teplotou se v Zemi uskutečňuje vedením (kontrakcí)» zářením a tzv. přenosem exdtonovým (V. Čermák, A. Janáčková, 1973). Tam, kde dochází k přesunu hmot, existuje navíc přenos tepelné energie s pohybující se hmotou (přenos konvekcí). Uvážíme-li všechny způsoby přenosu tepla, existenci tepelných zdrojů v horninovém prostředí a zanedbáme skutečnost, že měrná tepelná vodivost A závisí na teplotě ů, má modifikovaná Fourierova rovnice pro vedení tepla tvar XA A = XV2Ů+ -^- - F grád d , (10.2) Ôt CQ kde: t — čas (s), A — objemová produkce tepla (W . m~3) — viz též tab. 10.1, c — měrné teplo (J . kg-1. K-1), p — hustota horninového prostředí (kg . m~3), V — rychlost pohybu hmot (m.s-1). Rovnice (10.1) je řešením této diferenciální rovnice za předpokladu, že ve sledovaném horninovém prostředí lze přenos tepla konvekcí zanedbat. Přenos tepla vedením převládá v zemské kůře a ve svrchním plášti, přenos tepla zářením a přenos excitonový převládá ve spodním plášti a v jádře. Výjimečně se v zemské kůře uplatní tepelná konvekce (vývěry prostých i termálních vod, výron lávy v oblastech s vulkanickou činností). Větši význam má tepelná konvekce ve svrchním plášti (příčina kontinentálního driftu) a ve vnějším jádru. 197 Tabulka 10.2 Měrná tepelná vodivost X, měrná teplotní vodivost a a měrné teplo c různých horninových typů (podle U. I. Moisenko, A. A. Smyslov, T. Z. Čadovič in N. B. Dortman, 1976) A a c Hornina [W.m-'.K"1] [10"6m2. s"1] [J . kg'1 . K"1] vyvřelé peridotit 4,37 1,33 1005 pyroxenit 4,33 1,28 1005 serpentinit 2,63 0,89 1005 gabro 2,28 0,97/ 1005 diabas 2,29—2,50 0.95Í 860 diorit 2,20 0,64 1136 křemitý diorit 3,00 0,78 1214 syenit 2,26 0,63 — granodiorit 2,11 0,52 1057 granit 2,40 0,93 946 čedič . 1,45 0,53 1231 křemitý porfyr 2,11 0,60 1172 porfyrit 1,88 0,93 900 obsidian 1,46 0,56 1047 láva 0,49 0,29 1122 tuf 2,34 1,09 1411 metamorfované metapyroxenit 3,15 1,16 921 amfibolit 2,22 0,67 1134 ortorula 2,00 0,72 . 1113 rula 2,02 0,73 979 břidlice 2,46. 0,96 1096 kvarcit 5,26 1,79 991 mramor 2,56 1,10 857 kvarcitický karbonát 2,71 0,90 1210 rohovec 3,39 1,45 1480 sedimentární pískovec 1,66 0,99 972 jílovec 1,22 0,95 866 jíl 1,49 0,66 1240 vápenec 2,40 1,13 887 dolomit 3,24 1,24 1088 slin 1,92 0,71 1634 křída 1,58 0,48 1935 sůl kamenná 3,64 1,56 2557 rašelina 0,07 1,62 1758 Součinitel tepelné vodivosti A (též měrná tepelná vodivost) je jedním ze základních fyzikálních parametrů hornin (tab. 10.2). Horninotvorné minerály vykazují značný rozptyl hodnot měrné tepelné vodivosti (A = 0,4 až 8,4 W . m-1 . K"1). U vyvřelých a metamorfovaných hornin je určována měrnou tepelnou vodivostí A, a poměrným zastoupením mt jednotlivých horninotvor-ných minerálů. U sedimentárních hornin klesá se vzrůstající pórovitostí a vzrůstá se stupněm nasycení pórového prostoru vodou. U většiny hornin (kromě diabasu a anortozitu) vykazuje A výrazný pokles se vzrůstající teplotou. Předpokládá se, že pro ů > 500 °C (rozhraní kůra—plášť) se u všech hornin asymptoticky blíží hodnotě A = 2,09 W . m-1. K_1. 198 Součinitel teplotní vodivostí a (m2 . s"1; též měrná teplotní vodivost) charakterizuje rychlost vyrovnám teploty v sledovaném horninovém prostředí a je roven poměru měrné tepelné vodivosti A a měrné tepelné kapacity c při konstantním tlaku podle vztahu X a = ------, (10.3) CQ kde p je přirozená hustota hornin (kg . m-3). Uvážíme-li nepříliš velký rozptyl hodnot měrného tepla (c = 850 až 2000 J . kg"1 . K"1) a hustoty hornin (p = 2000 až 3000 kg . m~3), pohybuje se hodnota měrné teplotní vodivosti pro většinu hornin v intervalu a = 5 . 10~7 až 20 . 10~7 m2 . s_1 (tab. 10.2), průměrná hodnota pro vy vřelé horniny je a = 13 . 10-7 m2 . s_1. 10.2______Závislost teploty na hloubce, tepelná historie Země Průběh teploty v zemském tělese není dosud znám s dostatečnou přesností, odhady jednotlivých badatelů se uší podle toho, jaký model Země pro své výpočty přijali. Nejlépe je znám průběh teploty do hloubky cca 10 km z přímého měření v průzkumných vrtech. Přípovrcbové vrstvy Země jsou ovlivněny do hloubky několika dm denním, do hloubky 20—30 m ročním cyklem teplotních změn. Intenzita těchto změn závisí též na charakteru povrchu (obnažený povrch, nízký či vysoký rostlinný porost), na členitosti terénu a na klimatu (obr. 10.1). Základní představu o změně teploty do hloubky několika km nám poskytne teplotní měření ve vrtech. Protože hustoty tepelného toku nevykazují příliš velký rozptyl, je velikost teplotního gradientu určována převážně hodnotou tepelné vodivosti hornin. Na našem území nepřesahuje obvykle teplota v hloubce 20—30 m hodnotu ů = 10 °C, teplotní gradienty do hloubky prvních jednotek km se pohybují v rozmezí G = 10—40 °C . km-1. Představu o pravděpodobném průběhu teplot v hloubkách větších než 10 km můžeme získat jedině tak, že si vytvoříme určitý model Země, ve kterém je definována pravděpodobná závislost měrné tepelné vodivosti na hloubce a pravděpodobné rozložení zdrojů radiogenního tepla. Pro některé oblasti ČSSR je pravděpodobný průběh teploty do hloubky 80 km znázorněn na obr. 10.2. V hloubce 100 km nepřesahují teploty ve starých konsolidovaných oblastech (q < 50 mW . m~2) hodnotu ů = 1200 °C, v mladých sedimentárních pánvích s extrémním tepelným tokem (q > 100 mW . m-2) hodnotu ů = 2000 °C. Pro hloubky větší než 100 km vzrůstá výrazně tepelná vodivost zemského nitra, teplotní gradient se naopak snižuje, takže na rozhraní plášť—jádro teplota pravděpodobně nepřesahuje hodnotu ů = 4700 "Cav centru Země hodnotu ů = 6000 °C (J. A. Ljubimova, 1962, J. Verhoogen, 1956). Podle některých autorů jsou odpovídající teploty značně nižší (2500 °C na rozhraní plášť—jádro, 3000 °C ve středu Země - viz M. Beazley, 1981). Otázka nynějšího rozdělení teplot úzce souvisí s tepelnou historií Země. Tepelné pole Země totiž vykazuje značnou setrvačnost. Představa o tepelném vývoji Země může tedy přispět i k objasnění některých jevů současnosti. Z řady hypotéz a představ o tepelné historii Země vyhovuje nejlépe současným poznatkům o vnitřním složení Země představa J. A. Ljubimové (in V. Čermák, 1967). Vychází z kosmogonické teorie O. J. Šmidta o vzniku Země koncentrací hmoty z mezihvězdného prachu cca před 4,7 miliardami let. Celou tepelnou historii lze rozdělit na období před a po diferenciaci hmoty podle hustoty. První období v rozmezí —4,7 až —3 miliardy let je charakterizované vznikem a postupným nárůstem hmoty Země až na hodnotu 0,8 Mz, kde veličina Mz představuje nynější hmotnost 199 30 10 XII f^=fe=fc=fe£* \ t=t=r* ^7 -10 -A-----3------o------4 S 1»fC] 10.1 Roční cyklus teplotních změn (podle G. A. Čeremenského, 1972): a) na povrchu Země v závislosti na charakteru pokryvu; b) do hloubky 7,5 m v oblastech dlouhodobě zmrzlé půdy (římské číslice u křivek udávají měsíc, ve kterém bylo měření provedeno). Označení: 1 — louka, 2 — bez porostu, 3 — les, 4 — vzduch 200 300 400 COO 800 1000 1200 O 10 20 ü £Ĺ 40 -c SO SO 70 10.2 Pravděpodobný průběh teploty do hloubky 80 km v Českém masívu a ve východoslovenské neogenní pánvi (podle V. Čermáka, 1980). Označení: M„ M2 — minimální a maximální teploty v mezihorském bloku Českého masívu, KH — v Krušných horách, ČK - v české křídě (mřížkou je vyznačena oblast teplot, způsobujících tavení hornin) 3o„ ßSSgVj ^< Bg\ \ \ » \ . "Nttttt ■■*-■ \ \ \Ma\ \ \ H X \\ \ \ kh\ \čk \ » *[*>' °C] 0 n -i 1 2 i i i 3 4 5 1^<5s 1 - 'e 2 -3 -4 - plááf \ N2 \ \ 1 .A Jí. m O T™ < ■ SI vnější' jádro 2> / \ / \ / S-~ vnitřní A i/ \ 6 - jádro V * 10.3 Pravděpodobný průběh teploty v zemském tělese (1) a křivky mezních hodnot (2) pro taveninu (podle J. A. Liubimové in V. Čermák, 1967) 201 Země. Počáteční teplota hmoty byla nulová, rovněž teplotu povrchu planety lze po celou dobu jejího vývoje považovat prakticky za nulovou. Na růstu teploty uvnitř zemského tělesa se podílely tři složky tepelné energie: teplo uvolněné přeměnou kinetické energie dopadlých častíc, teplo uvolněné adiabatickým stlačením hmoty a nárůstem hustoty, teplo uvolněné rozpadem radioaktivních prvků, které byly původně rozptýleny v zemské hmotě rovnoměrně (žádná hustotní ani látková diferenciace Země neexistovala). Ke konci prvního období vzrostla teplota uvnitř Země natolik, že došlo zejména ve středních hloubkách k postupnému měknutí až roztavení hmoty a současně ke gravitační diferenciaci, tj. vzniku jádra, pláště a kůry. S tím souvisí i vynesení radioaktivních prvků k povrchu, takže v kůře je po diferenciaci asi stokrát vyšší koncentrace 238U, 235U, 232Th a třikrát vyšší koncentrace '"'K než v plášti, zatímco v plášti se snížila koncentrace těchto radioizotopů pouze 08%. Graf v obr. 10.3, znázoňující průběh teplot v zemském tělese na závěr druhého vývojového období, byl vypočten řešením základní diferenciální rovnice pro vedení tepla s uvážením dosavadních znalostí o fyzikálních vlastnostech jednotlivých vrstev. Srovnáme-li jej s křivkami mezních teplot pro taveninu, pak je zřejmé, že plášť může být alespoň zčásti ve stavu plastickém a vnější jádro ve stavu tekutém. 10.3 Pole tepelného toku, význam tepelné energie pro formování ______ zemského povrchu________________________________ Pro posouzení tepelného hospodářství Země, tj. pro vymezení míst s větším a menším výnosem tepelné energie z nitra Země, je třeba znát rozložení hustot tepelného toku na zemském povrchu. Ke stanovení hustoty tepelného toku se využívá vztahu (10.1). Musíme tedy znát měrnou tepelnou vodivost A horninového prostředí a geotermický gradient G v daném místě. Měrná tepelná vodivost A různých hornin se stanoví zpravidla laboratorně z odebraných vzorků (nejspolehlivější a nejrozšířenější je metoda tzv. „dělené tyče" — V. Čermák, M. Křesl, 1968). Přímé metody měření v terénu jsou poměrně méně přesné. Geotermický gradient G se zpravidla určuje z teplotních měření v hlubokých vrtech (A > 400 až 500 m), výjimečně i v hlubokých dolech (zde je teplotní pole zpravidla narušeno cirkulací vzduchu). K měření se používá teploměrů založených na principu elektrických odporových teploměrů s absolutní přesností 0,01 °C. Kontrola se provádí maximálními rtuťovými teploměry. Hodnoty tepelného toku lze ovšem také měřit přímo v terénu tzv. fluxmetry (blíže k problematice geotermických měření např. V. Čermák, 1967, S. Mareš et al., 1979). Na zemském povrchu lze všude pozorovat tok tepelné energie z hlubin k povrchu. Hustota tepelného toku q byla již změřena na mnoha místech jak na kontinentech, tak oceánech. Průměrná hodnota q na 5 kontinentech se pohybuje v rozmezí 50—70 mW. m~2, v oceánech v rozmezí 54—75 mW. m-2. Pro celý povrch Země je průměrná hodnota q = 62,3 ± 40,1 mW . m-2 (A. M. Jessop et al., 1976). Vzhledem k nápadně odlišné stavbě oceánické a kontinentální zemské kůry a vyššímu podílu radioaktivních prvků v kontinentální kůře je shoda v průměrných hodnotách q překvapující. Zřejmě je příspěvek tepelného toku z pláště větší než se původně předpokládalo. Přehled o geografickém rozložení hustoty tepelného toku v měřítku celé Země podává obr. 10.4. Hustoty tepelného toku vykazují poměrně těsný nepřímý korelační vztah ke stáří tektonických celků a k mocnosti zemské kůry. V oblastech s kontinentální kůrou lze pozorovat nejvyšší hodnoty hustoty tepelného toku (q > 100 mW.m-2) v oblastech tercierního a mladšího vulkanismu, v riftových zónách (bajkalský rift q = 104,3 ± 18,8 mW . m-2, rýnský rift) a v mladších tercierních pánvích s malou mocností kůry (např. panónska pánev). Poněkud nižšími hodnotami (q < 80 mW. m"2) se projevují mladší 202 i li gza 2--------3 10.4 Geografické rozložení hustoty tepelného toku na Zemi (upraveno podle McGraw-Hill Encyclopedia of the Geological Sciences, 1978): a) aritmetický průměr hustoty tepelného toku z rázného počtu měření pro plochy o rozměrech 5° zeměpisné šířky x 5° zeměpisné délky; b) směrodatné odchylky sq hustot tepelného toku pro plochy o rozměrech 5° zeměpisné šířky x 5° zeměpisné délky: 1 — sq < 20,9 mW . m~2; 2 — sq > 20,9 mW . m~2; 3 — hranice mezi hlavními litosférickými deskami (největší rozptyl hodnot připadá na okrajové části litosférických desek) pásemná pohoří (alpský orogén q = 72 ± 23,9 mW.m"2, Kordillery q = 76,6 ± 26,0 mW.m"2), ještě nižšími hodnotami paleozoické orogeny (kaledonidy, variscidy q = 67 + 75,4 mW.m"2). Nejnižší, poměrně vyrovnané hodnoty byly pozorovány v oblastech pevninských štítů (q = 43,5 ± 17,3 mW. m"2 ve štítech kanadském, baltském, ukrajinském, indickém, australském, jihoafrickém — viz K. Horai, G. Simmons, 1969). Podobná situace existuje v oblastech s oceánickou kůrou. Nejnižší hodnoty připadají na hlubokomořské příkopy 41,5 ± 25,5 mW.m"2. Na hlubokomořských rovinách dosahují 53,6 ± 22,2 mW.m-2, v ostrovních obloucích 56,9 ± 22,6 mW.m-2 a na riftech v podmořských hřbetech 76,2 ± 65,3 mW.m"2. Velký rozptyl poměrně vysokých hodnot na oceánských hřbetech je projevem diferenciovaného tepelného toku a tektonické aktivity (V. Škvor, J. Zeman, 1976). Stejně jako na pevninách i v oceánech připadají nejvyšší hustoty tepelného toku na oblasti sopečné aktivity. Vysoké hodnoty hustot tepelného toku q korelují s kladnými izostatickými anomáliemi, s vysokými kladnými gradienty vertikálních tektonických pohybů v neogénu a kvartéru, sníženými rychlostmi seismických vln ve svrchním plášti, často jsou doprovázeny velkými magnetickými anomáliemi. Oblasti výrazných horizontálních gradientů q korelují velmi dobře s oblastmi zvýšené seismicity. Jsou to především oblasti styku pevninských ker, kde vznikají též zemětřesení s hluboko založenými hypocentry. Obraz, který poskytuje pole hustot tepelného toku spolu s poznatky seismologie a s polem tíhovým a magnetickým, podporuje významně teorii litosférických desek a globální tektoniky. Charakteristický profil hodnot q nad středooceánským hřbetem (riftem) a subdukční zónou (obr. 203 ÍO.S) vede nutně k představě konvekčních proudů v astenosféře, které mají pod liftem vzestupný charakter a v místech subdukčních zón charakter sestupný. Existují pochopitelně oblasti, kde konvekční proudy mají složku horizontální a ta je příčinou pohybu litosférických desek. V prostoru subdukčních zón se na třetí ploše přeměňuje mechanická energie v tepelnou, horniny sa natavují a takto vzniklé magmatické krby mají za následek sopečnou činnost v oblastech ostrovních oblouků. Pokud nesou litosf érické desky kontinentální hmotu, oddělí se tato v místě kolise (subdukce), vznikají vrásové příkrovy a velká pásemná pohoří. Ukazuje se tedy, že tepelná energie Země je pravděpodobně nejvýznamnější endogenní silou při formování zemského povrchu. Mapa hustot tepelného toku v ČSSR (obr. 10.6) byla sestavena z 101 stanovení q do r.1976 V. Čermákem (1976). Průměrná hodnota q = 71,1 ± 22,1 mW . m-2. Rozložení hustot tepelného toku odpovídá obecně zjištěným zákonitostem. Relativně nízká geotermická aktivita je charakteristická pro větší část Českého masívu, zejména pro jeho jižní a střední stabilní část. 204 Směrem k severozápadu a severovýchodu tepelný tok roste úměrně tomu, jak klesá mocnost zemské kůry. Maximální hodnoty q jsou dosaženy v okolí Teplic, přibližně v oblasti křížení labského a oháreckého zlomového systému. Zvýšení geotermické aktivity v Krušnohoří lze vysvětlit vysokou radioaktivitou povrchových hornin, v oblasti České křídy zvýšením tepelného toku ze svrchního pláště. Podél karpatské čelní předhlubně roste tepelný tok od jihozápadu k severovýchodu. Vysoké hodnoty q na Ostravsku souvisejí zřejmě s tektonickým oživením v době alpsko-karpatského vrásnění. Hodnoty q v oblasti Karpat rostou ve všech směrech od vnějších k vnitřním strukturním jednotkám karpatského oblouku. Nejvyšší hustoty tepelného toku byly zjištěny ve Východoslovenské nížině (q = 100—130 mW . m-2). V rozložení hustot tepelného toku na území ČSSR se tak výrazně projevuje skutečnost, že oblast Českého masívu je součástí geologicky konsolidované Meso-Evropy, zatímco Západní Karpaty jsou součástí mladé Neo-Evropy. 205 a} 10.5 Schematizovaný průběh hustoty tepelného toku q nad modelem riftové zóny a subdukční zóny (upraveno podle M. Beazley, 1981): a) křivka hustot tepelného toku na profilu protínajícím středooceánský hřbet (rift) a hlubokomořský příkop se subdukční zónou; b) řez modelem zemské kůry a svrchního pláště. Označení: 1 - hladina oceánu; 2 - kontinentální kůra; 3 - oceánická kůra; 4 - rigidní část svrchního pláště, tvořící spolu se zemskou kůrou litosférickou desku (s vyznačenými izotermami ve °C); 5 — astenosféra s vyznačením směru konvekčních proudů; 6 - středooceánský hřbet (rift); 7 - hlubokomořský příkop; 8 — sopky ostrovních oblouků; 9 - subdukční zóna s vyznačenými ohnisky zemětřesení 10.6 Mapa hustot tepelného toku q na území ČSSR (V. Čermák, 1976) 206 Mapy hustot tepelného toku mají velký význam i z národohospodářského hlediska, neboť zóny zvýšené geotermické aktivity jsou vodítkem pro vyhledávání geotermální energie.Uvážíme-li současné ceny vrtných prací, pak ekonomicky využitelné zdroje mohou být získány pouze z oblastí, kde q > 80 mW . m-2 (Teplicko a podkrušnohorský prolom v Českém masívu, okraj Panónske nížiny na Slovensku). 10.4_______Podíl vulkanické činnosti na tepelném hospodářství Země Zemské těleso ztrácí teplo nejen v důsledku tepelného toku, ale i při vulkanické činnosti. Vulkanickou činností se rozumí všechny procesy související s pohybem magmatu uvnitř i na povrchu zemské kůry. Magma je v podstatě suspenze pevných částic v roztaveném kapalném prostředí o velmi vysokých teplotách (např. v kráteru sopky Ključevskaja byly naměřeny teploty magmatu 1145-1200 °C). V podobě magmatu se vynáší na zemský povrch nebo do zemské kůry značné množství tepla. Množství tepelné energie uvolněné při sopečné činnosti se odhaduje řádově na 1018 J za rok. Zatímco vlastní sopečná činnost je poměrně krátkodobým jevem, existuje řada jevů, které ji doprovázejí nebo po ní následují. Mezi ně patří především termální prameny, které jsou většinou výrazem dohasínající sopečné činnosti. Horké páry se při výstupu puklinami v zemské kůře ochlazují a kondenzují v horkou vodu nebo se mohou mísit s chladnějšími podzemními vodami, které ohřívají a vystupují na povrch jako termální prameny. Výstup vody může probíhat plynule nebo přerušovaně. Přerušované výrony byly na Islandu nazvány gejzíry. Velký počet je jich např. na Novém Zélandu, kde po 5 let byl v činnosti největší světový gejzír Waimangu, který při každém vývěru vyvrhoval asi 800 t vody a kamene až do výšky 460 m. Termální prameny vynášejí ze zemského tělesa značné množství tepla. Např. podle J. Rineharta (1970) činí výnos tepla gejzíru Old Faithful v Yellowstonském národním parku 5,61 .106 J . s-1 (počáteční teplo vody při erupci je 112 °C, při ukončení 93 °C). K uvolňování tepelné energie dochází i při dalších průvodních jevech vulkanické činnosti jako jsou fumaroly (exhalace plynů a par, které často se sykotem unikají pod tlakem z trhlin — jejich teplota podle vzdálenosti od sopky kolísá od 100 do 800 °C) a solfatary (výrony po skončení vulkanické činnosti složené z vodní páry, sirovodíku, oxidu siřičitého a oxidu uhličitého). Hlavní ohniska sopečné činností se stejně jako ohniska zemětřesení koncentrují do okrajových částí hlavních litosférických desek. Ovšem i uvnitř těchto zdánlivě kompaktních desek existují místa, kde magma vystupuje z hlubin k povrchu a nebo kde hluboké tektonické zlomy pronikají zemskou kůrou až ke svrchnímu plášti, odkud zemské teplo uniká k povrchu. 10.5 Využití geotermámí energie Pevné zemské těleso představuje obrovský a prakticky nevyčerpatelný zdroj tepelné energie. Z praktického hlediska mají však význam jen ty jeho části, kde existují bud přirozené přenašeče tepla (např. termální vody) nebo kde lze zemské teplo získávat zavedením umělých přenosových médií z povrchu. Geotermální energie se využívá zejména k výrobě elektrické energie a k vytápění razných objektů. Např. v r. 1978 se z tohoto zdroje využívalo 7045 MW k vytápění a 1370 MW k výrobě elektrické energie, v r. 1982 to bylo již 3287 MW elektrické energie. Nejrozšířenější je využívání geotermální energie v USA, Itálii, Japonsku, na Novém Zélandu, Islandu, v SSSR atd. 207 Mezi přednosti geotermální energie patří, vedle praktické nevyčerpatelnosti a skutečnosti, že v mnoha místech přirozenou cestou vystupuje na zemský povrch, to, že její využívám s sebou nepřináší odpadní produkty znečišťující krajinnou sféru jako při využití fosilních paliv. Geotermální zdroje lze podle A. M. Jessopa (in V. Čermák, 1976) dělit na: a) oblasti rezervoárů přírodní páry (z energetického hlediska nejvýhodnější); b) oblasti vysokotennámích zdrojů (100-250 °C); c) oblasti nízkotermámích zdrojů (40-100 °C); d) oblasti „dry hot rock", t j. oblasti, kde existuje vysoký tepelný tok, chybí však hydrotermální projevy; v takových místech je třeba vytvořit tzv. podzemní tepelný kotel či rozsáhlý objem rozrušených hornin a soustavou vrtů sem zavést povrchovou vodu a po jejím ohřátí ji čerpat; e) normami oblasti. Zdroje skupin a) — c) jsou v současnosti využívány v některých zemích, zdroje skupiny d) jsou studovány a skupina zdrojů e) je perspektivní z dlouhodobého hlediska v souvislosti se zdokonalováním techniky a technologie určené k získávání tepla. V ČSSR je geotermální energie tradičně využita k lázeňským účelům (nejteplejší je voda Vřídla n v Karlových Varech — změřená teplota v prameni na zemském povrchu je 72 °C), v menší míře se využívá v Podunajské nížině k vytápění skleníků a k rekreačním účelům. Z perspektivního hlediska je pro využití geotermální energie nejnadějnější Východoslovenská nížina (blíže o možnostech využití geotermální energie v ČSSR V. Čermák, 1976, V. Čermák et al., 1981, M. Hazdrová et al., 1981). 208