В теории введено понятие дебаевской температуры (ТD), которая разделяет интервалы высокотемпературного поведения параметров от низкотемпературного. Для горных пород ТD составляет 900-600°С. Температура порядка 600°С достигается в Земле на глубинах 30-50 км. Следовательно, изменение поведения фононной теплопроводности в зависимости от температуры приурочено к самому верхнему слою литосферы. При высоких температурах (T>>TD) теплопроводность пропорциональна (1/Т). С понижением температуры (T<TD) она возрастает, достигая максимума, после чего падает в соответствии с законом (Т3) в области очень низких температур, которые не характерны для Земли. Что касается влияния давления на фононную теплопроводность, то в верхних слоях, где доминирует действие температуры, решеточная теплопроводность должна падать с глубиной. В более глубоких слоях, где превалирует эффект давления, теплопроводность должна возрастать. Эти разные тенденции обусловливают появление минимума на кривой зависимости теплопроводности от глубины, приуроченного к верхним слоям верхней мантии.

По экспериментальным данным, полученным для интервала температур от 20° до 700°С (Ф.Берч, К.Кавада), можно отметить, что для большинства пород теплопроводность убывает с температурой почти как 1/Т; при эксперименте породы были приведены к уровню нулевой пористости, так как пористость и влагонасыщенность очень влияют на теплопроводность.

Причина уменьшения фононной теплопроводности с ростом температуры при Т>TD заключается в том, что решеточное рассеивание фононов тем больше, чем больше максимальные смещения атомов от их средних положений в кристаллической решетке. Это объясняет, в частности, тот факт, что теплопроводность тел, состоящих из относительно легких атомов, больше теплопроводности тел с тяжелыми атомами, слабо между собой связанными.

Все приведенные рассуждения сделаны для бездефектных кристаллов. Различные дефекты (точечные, примесные, изотопические), а также границы в поликристаллических телах могут служить дополнительными источниками рассеивания фононов, т.е. уменьшением теплопроводности. При высоких температурах дефектами можно пренебречь, так как определяющим является рассеивание фононов процессами переброса. Но при уменьшении температур, когда влияние процессов переброса быстро падает, заметно сказываются дефекты.

В заключение рассуждений о решеточной теплопроводности приведем эмпирически полученные соотношения для базальтов, связывающие теплопроводность и температуру:

k » 3,1/T при Т>573 K и

k » 1,15/T при Т<573 K.

При высоких температурах в недрах Земли (>1200°C) становятся существенными два других механизма теплопередачи: радиационный и экситонный. Радиационный теплоперенос связан с лучистым теплообменом, т.е. с передачей энергии электромагнитными колебаниями. Радиационная теплопроводность ничтожно мала на глубинах до 100-200 км и становится сравнимой с фононной теплопроводностью на больших глубинах, превосходя даже ее в верхней мантии, но убывая в нижней мантии из-за роста коэффициента поглощения излучения веществом.

Экситонная теплопроводность (по термину "экситон", т.е. квант возбуждения) связана с возбуждением электрона и "дырки" при поглощении кванта энергии, который превышает энергию связи. Экситонная теплопроводность, так же как и радиационная, пренебрежимо мала при относительно невысоких температурах, т.е. в литосфере. Но на глубинах более 500 км экситонная составляющая даже превышает радиационную и быстрее растет с глубиной.

Еще раз отметим, что в практических задачах нам важно знать фононную теплопроводность пород. Два же других вида теплопроводности нельзя игнорировать при исследовании теплового состояния и термической истории Земли как планеты.

Говоря о механизмах теплопередачи, необходимо изучить такой важный для Земли процесс, как конвекция, т.е. перенос тепла самим теплоносителем. Применительно к Земле теплоносителями являются вода, пар, магма и магматические растворы. Эти теплоносители, обладая большой теплоемкостью, при своем движении перераспределяют глубинный тепловой поток, создавая положительные и отрицательные аномалии температуры и теплового потока. Если теплоперенос теплопроводностью происходит повсеместно, где существует температурный градиент, то перенос конвекцией осуществляется только там, где имеются условия для движения теплоносителей. Очевидно, что наиболее интенсивно конвекция происходит в активно развивающихся геологических структурах, где проявляются разломная тектоника, вулканизм и гидротермальная деятельность. Но даже в стабильных тектонических блоках необходимо учитывать конвективный теплоперенос в верхней активной гидродинамической зоне.

К сожалению, геотермическое поле невозможно охарактеризовать только лишь температурой недр из-за того, что температура зависит от глубины измерений, а также часто и от широты местности. Для того, чтобы нормировать температуру по глубине, введено понятие геотермического градиента (grad T). Геотермический градиент является векторной величиной и определяется из выражения:

grad T = i dT/dx + j dT/dy + k dT/dz.

Плотность теплового потока (или, как часто называют, "тепловой поток") - это самая информативная геотермическая характеристика, так как он характеризует мощность теплового источника и величину теплопотерь с поверхности Земли. Тепловой поток коррелирует с параметрами других геофизических полей, которые также характеризуют источник соответствующих полей, например, с величинами гравитационных (Dg) и магнитных (DT) аномалий, что объясняется сходными генетическими факторами, формирующими эти аномалии. Для определения теплового потока традиционно используется метод раздельного измерения геотермического градиента и теплопроводности. Тепловой поток определяется как произведение этих величин:

q = -k (idT/dx + jdT/dy + kdT/dz).

Тепловой поток на континентах измеряется в буровых скважинах, которые, во-первых, пригодны для измерений по своему техническому состоянию, а во-вторых, находились "в состоянии покоя" после окончания бурения по крайней мере 30-50 дней. За это время тепловые возмущения, вызванные процессами бурения и промывки, в основном рассеиваются, и температура бурового раствора становится близкой к температуре окружающих пород.

Подавляющее большинство измерений теплового потока на континентах и в океанах, полученных к настоящему времени (а это более 30 тыс. пунктов), выполнено с помощью "раздельной методики", т.е. измерений геотермического градиента и коэффициента теплопроводности. Этот метод, несмотря на два источника погрешностей, является наиболее методически разработанным, а потому и наиболее точным.

В районах с высокими тепловыми потоками, например в вулканических областях, делались попытки прямых измерений теплового потока с помощью тепломеров. К сожалению, их низкая чувствительность не позволяет использовать тепломеры в областях со средними и низкими тепловыми потоками.