stringtranslate.com

Геотермический градиент

Профиль температуры внутренней части Земли, схематический вид ( расчетный ). Красная пунктирная линия показывает минимальную температуру плавления соответствующей мантийной породы. Геотермический градиент остается ниже температуры плавления породы, за исключением астеносферы. Резкие поднятия происходят в самой верхней мантии и на границе ядро-мантия.

Геотермический градиент – это скорость изменения температуры по мере увеличения глубины недр Земли . Как правило, температура коры повышается с глубиной из-за теплового потока от гораздо более горячей мантии ; Вдали от границ тектонических плит температура повышается примерно на 25–30 °C/км (72–87 °F/миль) глубины у поверхности в большей части мира. [1] Однако в некоторых случаях температура может падать с увеличением глубины, особенно вблизи поверхности, - явление, известное как обратный или отрицательный геотермический градиент. Влияние погоды, Солнца и сезона достигает глубины примерно 10–20 м (33–66 футов).

Строго говоря, геотермальное понятие обязательно относится к Земле, но это понятие может быть применено и к другим планетам. В единицах СИ геотермический градиент выражается в °C/км, [1] К/км, [2] или мК/м. [3] Все они эквивалентны.

Внутреннее тепло Земли возникает из комбинации остаточного тепла от планетарной аккреции , тепла, образующегося в результате радиоактивного распада , скрытого тепла от кристаллизации ядра и, возможно, тепла от других источников. Основными тепловыделяющими нуклидами на Земле являются калий-40 , уран-238 , уран-235 и торий-232 . [4] Считается, что внутреннее ядро ​​имеет температуру от 4000 до 7000 К, а давление в центре планеты составляет около 360  ГПа (3,6 миллиона атм). [5] (Точное значение зависит от профиля плотности на Земле.) Поскольку большая часть тепла образуется в результате радиоактивного распада, ученые полагают, что на ранних этапах истории Земли, до того, как нуклиды с коротким периодом полураспада были исчерпаны, производство тепла на Земле было бы гораздо выше. Примерно 3 миллиарда лет назад производство тепла было вдвое больше, чем сегодня, [6] что привело к большим градиентам температуры внутри Земли, более высоким скоростям мантийной конвекции и тектонике плит , что привело к образованию магматических пород, таких как коматииты , которые больше не образуются. . [7]

На вершину геотермического градиента влияет температура воздуха . Самые верхние слои твердой планеты имеют температуру, создаваемую местной погодой, и снижаются примерно до среднегодовой температуры земли (MAGT) на небольшой глубине около 10-20 метров в зависимости от типа почвы, камня и т. д. ; [8] [9] [10] [11] [12] именно эта глубина используется для многих геотермальных тепловых насосов . [13] Верхние сотни метров отражают изменение климата в прошлом; [14] При дальнейшем снижении теплота неуклонно увеличивается, поскольку внутренние источники тепла начинают доминировать.

Источники тепла

Земля в разрезе от ядра до экзосферы
Геотермальная буровая установка в Висконсине, США

Температура внутри Земли увеличивается с глубиной. Высоковязкие или частично расплавленные породы с температурой от 650 до 1200 °C (от 1200 до 2200 °F) обнаруживаются на краях тектонических плит, увеличивая геотермический градиент в окрестностях, но постулируется, что только внешнее ядро ​​существует в расплавленном состоянии. или жидкое состояние, а температура на границе внутреннего и внешнего ядра Земли на глубине около 3500 километров (2200 миль) оценивается в 5650 ± 600 Кельвинов . [15] [16] Теплосодержание Земли составляет 10 31 джоуль . [1]

Радиогенное тепло от распада 238 U и 232 Th в настоящее время вносит основной вклад во внутренний тепловой баланс Земли .

В континентальной коре Земли распад естественных радиоактивных нуклидов вносит значительный вклад в производство геотермального тепла. Континентальная кора богата минералами более низкой плотности, но также содержит значительные концентрации более тяжелых литофильных элементов, таких как уран. Из-за этого здесь находится самый концентрированный мировой резервуар радиоактивных элементов, обнаруженных на Земле. [19] Природные радиоактивные элементы обогащены гранитными и базальтовыми породами, особенно в слоях, расположенных ближе к поверхности Земли. [20] Эти высокие уровни радиоактивных элементов в значительной степени исключены из мантии Земли из-за их неспособности замещать мантийные минералы и последующего обогащения в расплавах во время процессов плавления мантии. Мантия в основном состоит из минералов высокой плотности с более высокими концентрациями элементов с относительно небольшими атомными радиусами, таких как магний (Mg), титан (Ti) и кальций (Ca). [19]

Геотермический градиент в литосфере более крутой , чем в мантии, поскольку мантия переносит тепло преимущественно за счет конвекции, что приводит к геотермическому градиенту, который определяется мантийной адиабатой, а не кондуктивными процессами теплопередачи, преобладающими в литосфере, которые действуют как тепловой пограничный слой конвектирующей мантии. [ нужна цитата ]

Тепловой поток

Тепло постоянно течет от источников внутри Земли к поверхности. Общие теплопотери с Земли оцениваются в 44,2 ТВт ( 4,42×10 13 Вт ). [22] Средний тепловой поток составляет 65 мВт/м 2 над континентальной корой и 101 мВт/м 2 над океанической корой . [22] В среднем это 0,087 Вт/квадратный метр (0,03 процента солнечной энергии, поглощаемой Землей [23] ), но она гораздо более сконцентрирована в районах с тонкой литосферой, например, вдоль срединно-океанических хребтов (где расположены новые океанические хребты). создается литосфера) и вблизи мантийных плюмов . [24] Земная кора эффективно действует как толстый изолирующий слой, который должен быть пронизан жидкостными каналами (магмы, воды и т. д.), чтобы высвободить тепло под ним. Большая часть тепла на Земле теряется из-за тектоники плит и мантийного апвеллинга, связанного с срединно-океаническими хребтами. Другим основным способом потери тепла является проводимость через литосферу , большая часть которой происходит в океанах, поскольку кора там намного тоньше и моложе, чем под континентами. [22] [25]

Тепло Земли восполняется за счет радиоактивного распада со скоростью 30 ТВт. [26] Глобальные объемы геотермальных потоков более чем в два раза превышают темпы потребления человеком энергии из всех первичных источников. Глобальные данные о плотности теплового потока собираются и компилируются Международной комиссией по тепловому потоку (IHFC) IASPEI / IUGG . [27]

Прямое применение

Тепло из недр Земли можно использовать в качестве источника энергии, известного как геотермальная энергия . Геотермический градиент использовался для отопления помещений и купания со времен Древнего Рима, а в последнее время для производства электроэнергии. По мере того, как население Земли продолжает расти, растет и потребление энергии и соответствующие воздействия на окружающую среду, которые соответствуют глобальным первичным источникам энергии. Это вызвало растущий интерес к поиску источников энергии, которые являются возобновляемыми и сокращают выбросы парниковых газов. В районах с высокой плотностью геотермальной энергии современные технологии позволяют производить электроэнергию из-за соответствующих высоких температур. Производство электроэнергии из геотермальных ресурсов не требует топлива, обеспечивая при этом реальную базовую энергию с уровнем надежности, который постоянно превышает 90%. [19] Для добычи геотермальной энергии необходимо эффективно передавать тепло из геотермального резервуара на электростанцию, где электрическая энергия преобразуется из тепла путем пропускания пара через турбину, соединенную с генератором. [19] Эффективность преобразования геотермального тепла в электричество зависит от разницы температур между нагреваемой жидкостью (водой или паром) и температурой окружающей среды, поэтому выгодно использовать глубокие высокотемпературные источники тепла. В мировом масштабе тепло, хранящееся в недрах Земли, обеспечивает энергию, которая до сих пор считается экзотическим источником. По состоянию на 2007 год в мире установлено около 10 ГВт геотермальной электрической мощности, что обеспечивает 0,3% мирового спроса на электроэнергию. Дополнительные 28 ГВт мощности прямого геотермального отопления установлены для централизованного теплоснабжения, отопления помещений, спа, промышленных процессов, опреснения и сельскохозяйственного применения. [1]

Вариации

Геотермический градиент варьируется в зависимости от местоположения и обычно измеряется путем определения температуры на забое открытой скважины после бурения скважины. Однако на температурные диаграммы, полученные сразу после бурения, влияет циркуляция бурового раствора. Для получения точных оценок забойной температуры необходимо, чтобы скважина достигла стабильной температуры. Это не всегда достижимо по практическим соображениям.

В стабильных тектонических областях в тропиках график зависимости температуры от глубины будет сходиться к среднегодовой температуре поверхности. Однако в районах, где в плейстоцене образовалась глубокая вечная мерзлота , можно наблюдать низкую температурную аномалию, сохраняющуюся на глубине до нескольких сотен метров. [28] Холодная аномалия Сувалки в Польше привела к признанию того, что подобные тепловые возмущения, связанные с плейстоцен- голоценовыми климатическими изменениями, регистрируются в скважинах по всей территории Польши, а также на Аляске , северной Канаде и Сибири .

В областях голоценового поднятия и эрозии (рис. 1) пологий градиент будет высоким до тех пор, пока не достигнет точки (обозначенной на рисунке «Точка перегиба»), где он достигнет стабилизированного режима теплового потока. Если градиент стабилизированного режима проецируется выше этой точки до пересечения с современной среднегодовой температурой, высота этого пересечения над современным уровнем поверхности дает меру степени голоценового поднятия и эрозии. В районах голоценового опускания и отложения (рис. 2) начальный градиент будет ниже среднего до тех пор, пока не достигнет точки выхода на стабилизированный режим теплового потока.

Изменения приземной температуры, будь то суточные, сезонные или вызванные изменениями климата и циклом Миланковича , проникают под поверхность Земли и вызывают колебания геотермического градиента с периодами, варьирующимися от суток до десятков тысяч лет, и амплитудой, которая уменьшается. с глубиной. Самые длиннопериодные вариации имеют масштабную глубину в несколько километров. [29] [30] Талая вода из полярных ледяных шапок , текущая по дну океана, имеет тенденцию поддерживать постоянный геотермический градиент по всей поверхности Земли. [29] [ сомнительно – обсудить ] [ нужна проверка ]

Если бы скорость повышения температуры с глубиной, наблюдаемая в неглубоких скважинах, сохранялась бы и на больших глубинах, температура глубоко в недрах Земли вскоре достигла бы точки, при которой горные породы плавились бы. Однако мы знаем, что мантия Земли твердая благодаря передаче S-волн . Градиент температуры резко уменьшается с глубиной по двум причинам. Во-первых, механизм теплового переноса меняется с проводимости , как внутри жестких тектонических плит, на конвекцию в той части мантии Земли, которая конвектирует. Несмотря на свою твердость , большая часть мантии Земли в течение длительного периода времени ведет себя как жидкость , а тепло переносится путем адвекции или переноса материала. Во-вторых, производство радиоактивного тепла сосредоточено в земной коре, особенно в верхней части земной коры, поскольку концентрации урана , тория и калия там самые высокие: эти три элемента являются основными производителями радиоактивного тепла на Земле. Таким образом, геотермический градиент в толще мантии Земли составляет порядка 0,5 кельвина на километр и определяется адиабатическим градиентом , связанным с мантийным веществом ( перидотитом в верхней мантии). [31]

Отрицательный геотермический градиент

Отрицательные геотермические градиенты возникают там, где температура снижается с глубиной. Это происходит в верхних нескольких сотнях метров у поверхности. Из-за низкой температуропроводности пород на глубокие подземные температуры практически не влияют суточные или даже годовые колебания температуры поверхности. Таким образом, на глубине нескольких метров подземные температуры аналогичны среднегодовой температуре поверхности. На больших глубинах подземные температуры отражают долгосрочное среднее значение за прошлый климат, так что температуры на глубинах от десятков до сотен метров содержат информацию о климате последних сотен и тысяч лет. В зависимости от местоположения они могут быть холоднее нынешних из-за более холодной погоды, приближающейся к последнему ледниковому периоду , или из-за недавнего изменения климата. [32] [33] [14]

Отрицательные геотермические градиенты также могут возникать из-за глубоких водоносных горизонтов , где передача тепла от глубоких вод путем конвекции и адвекции приводит к тому, что вода на более мелких уровнях нагревает соседние породы до более высокой температуры, чем породы на несколько более глубоких уровнях. [34]

Отрицательные геотермические градиенты также обнаруживаются в больших масштабах в зонах субдукции. [35] Зона субдукции — это граница тектонической плиты, где океаническая кора погружается в мантию из-за высокой плотности океанической плиты по сравнению с подстилающей мантией. Поскольку тонущая плита входит в мантию со скоростью несколько сантиметров в год, теплопроводность не может нагревать плиту так же быстро, как она погружается. Следовательно, погружающаяся плита имеет более низкую температуру, чем окружающая мантия, что приводит к отрицательному геотермическому градиенту. [35]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ abcd Фридлейфссон, Ингвар Б.; Бертани, Руджеро; Хюнгес, Эрнст; Лунд, Джон В.; Рагнарссон, Арни; Рыбач, Ладислав (11 февраля 2008 г.). О. Хомейер и Т. Триттин (ред.). «Возможная роль и вклад геотермальной энергии в смягчение последствий изменения климата» (PDF) . Обзорное совещание МГЭИК по возобновляемым источникам энергии, материалы . Любек, Германия: 59–80. CiteSeerX  10.1.1.362.1202 . Архивировано из оригинала 12 марта 2013 г. Проверено 3 ноября 2013 г.
  2. ^ Джонс, MQW (июль 2018 г.). «Температура целинных пород и геотермические градиенты в комплексе Бушвельд». Журнал Южноафриканского института горного дела и металлургии . 118 (7): 671–680. дои : 10.17159/2411-9717/2018/v118n7a1 . ISSN  2225-6253.
  3. ^ «Компонентные части сбора данных о мировом тепловом потоке» . Пангея . Группа по составлению глобальных тепловых потоков. 11 апреля 2013 г. doi :10.1594/PANGAEA.810104 . Проверено 23 сентября 2021 г.
  4. ^ Сандерс, Роберт (10 декабря 2003 г.). «Радиоактивный калий может быть основным источником тепла в ядре Земли». Новости Калифорнийского университета в Беркли . Проверено 28 февраля 2007 г.
  5. ^ Альфе, Д.; Гиллан, MJ; Вокадло, Л.; Бродхолт, Дж.; Прайс, ГД (2002). «Первоначальное моделирование ядра Земли» (PDF) . Философские труды Королевского общества . 360 (1795): 1227–44. Бибкод : 2002RSPTA.360.1227A. дои : 10.1098/rsta.2002.0992. PMID  12804276. S2CID  21132433 . Проверено 28 февраля 2007 г.
  6. ^ аб Тюркотт, DL; Шуберт, Г (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. стр. 136–7. ISBN 978-0-521-66624-4.
  7. ^ Влаар, Н; Ванкекен, П; Ванденберг, А (1994). «Охлаждение земли в архее: последствия сброса давления в более горячей мантии». Письма о Земле и планетологии . 121 (1–2): 1–18. Бибкод : 1994E&PSL.121....1В. дои : 10.1016/0012-821X(94)90028-0.
  8. ^ Калогиру, Сотерис и Флоридес, Георгиос. (2004). Измерения температуры грунта на различных глубинах, документ конференции 3-й Международной конференции по технологиям устойчивой энергетики, Ноттингем, Великобритания, https://www.researchgate.net/publication/30500372_Measurements_of_Ground_Temperature_at_Various_Depths https://ktisis.cut.ac.cy/bitstream/10488 /870/3/C55-PRT020-SET3.pdf
  9. ^ Уильямс Г. и Голд Л. Canadian Building Digest 180m 1976. Национальный исследовательский совет Канады, Институт исследований в области строительства. https://nrc-publications.canada.ca/eng/view/ft/?id=386ddf88-fe8d-45dd-aabb-0a55be826f3f,
  10. ^ «Измерение и значение температуры подземных вод - Национальная ассоциация подземных вод» . Национальная ассоциация подземных вод. 23 августа 2015 г. Архивировано из оригинала 23 августа 2015 г.
  11. ^ «Средняя годовая температура воздуха - МЭТТ» . www.icax.co.uk. _
  12. ^ «Температура земли как функция местоположения, сезона и глубины». builditsolar.com .
  13. ^ Рафферти, Кевин (апрель 1997 г.). «Информационный комплект выживания для будущего владельца бытового геотермального теплового насоса» (PDF) . Ежеквартальный бюллетень Геотеплового центра . Том. 18, нет. 2. Климат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. стр. 1–11. ISSN  0276-1084. Архивировано из оригинала (PDF) 17 февраля 2012 года . Проверено 21 марта 2009 г.Автор опубликовал обновленную версию этой статьи, заархивированную 17 февраля 2013 г. на Wayback Machine , в феврале 2001 г.
  14. ^ Аб Хуанг, С., Х. Н. Поллак и П. Я. Шен (2000), Температурные тенденции за последние пять столетий, восстановленные на основе температур скважин, Nature, 403, 756–758.
  15. ^ Алфе, Д.; М. Дж. Гиллан; Г.Д. Прайс (1 февраля 2003 г.). «Термодинамика из первых принципов: температура и состав ядра Земли» (PDF) . Минералогический журнал . 67 (1): 113–123. Бибкод : 2003MinM...67..113A. дои : 10.1180/0026461026610089. S2CID  98605003. Архивировано из оригинала (PDF) 16 марта 2007 г. Проверено 1 марта 2007 г.
  16. ^ Штайнле-Нойманн, Герд; Ларс Стиксруд; Рональд Коэн (5 сентября 2001 г.). «Новое понимание внутреннего ядра Земли». Институт Карнеги в Вашингтоне . Архивировано из оригинала 14 декабря 2006 г. Проверено 1 марта 2007 г.
  17. ^ Анута, Джо (30 марта 2006 г.). «Пробный вопрос: Что нагревает ядро ​​Земли?». physorg.com . Проверено 19 сентября 2007 г.
  18. ↑ Джонстон, Хэмиш (19 июля 2011 г.). «Радиоактивный распад составляет половину тепла Земли». PhysicsWorld.com . Институт физики . Проверено 18 июня 2013 г.
  19. ^ abcd Уильям, GE (2010). Геотермальная энергия: возобновляемые источники энергии и окружающая среда (стр. 1–176). Бока-Ратон, Флорида: CRC Press.
  20. ^ Венгенмайр Р. и Бурке Т. (ред.). (2008). Возобновляемая энергия: концепции устойчивой энергетики будущего (стр. 54-60). Вайнхайм, Германия: WILEY-VCH Verlag GmbH & Co. KGaA.
  21. ^ Тюркотт, DL; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 137. ИСБН 978-0-521-66624-4.
  22. ^ abc Поллак, Генри Н. и др., Тепловой поток из недр Земли: анализ глобального набора данных, Обзоры геофизики, 31, 3 / август 1993 г., стр. 273. Архивировано 11 августа 2011 г. в Wayback Machine, doi : 10.1029/93RG01249.
  23. ^ «Климат и энергетический бюджет Земли». НАСА. 14 января 2009 г.
  24. ^ Ричардс, Массачусетс; Дункан, РА; Куртильо, ВЕ (1989). «Базальты паводка и следы горячих точек: головы и хвосты шлейфов». Наука . 246 (4926): 103–107. Бибкод : 1989Sci...246..103R. дои : 10.1126/science.246.4926.103. PMID  17837768. S2CID  9147772.
  25. ^ Склетер, Джон Дж.; Парсонс, Барри; Жопар, Клод (1981). «Океаны и континенты: сходства и различия в механизмах потери тепла». Журнал геофизических исследований . 86 (B12): 11535. Бибкод : 1981JGR....8611535S. дои : 10.1029/JB086iB12p11535.
  26. ^ Рыбач, Ладислав (сентябрь 2007 г.). «Геотермальная устойчивость» (PDF) . Ежеквартальный бюллетень Геотеплового центра . Том. 28, нет. 3. Кламат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. стр. 2–7. ISSN  0276-1084. Архивировано из оригинала (PDF) 8 марта 2018 г. Проверено 07 марта 2018 г.
  27. ^ www.ihfc-iugg.org IHFC: Международная комиссия по тепловому потоку — домашняя страница. Проверено 18.09.2019.
  28. ↑ «Замороженное время» из Польского геологического института. Архивировано 27 октября 2010 г. в Wayback Machine.
  29. ^ ab Стейси, Фрэнк Д. (1977). Физика Земли (2-е изд.). Нью-Йорк: Джон Уайли и сыновья. ISBN 0-471-81956-5.стр. 183-4
  30. ^ Сон, Норман Х.; Казуя Фудзита (1997). Принципы геофизики . Блэквелл Наука. ISBN 0-86542-076-9.стр. 187-9
  31. ^ Тюркотт, DL; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 187. ИСБН 978-0-521-66624-4.
  32. ^ Лахенбрух, А.Х., и Маршалл, Б.В. (1986). Изменение климата: геотермальные данные из вечной мерзлоты в Арктике Аляски. Наука, 234(4777), 689-696.
  33. ^ Шафанда Дж., Шевчик Дж. и Майорович Дж. (2004). Геотермальные данные об очень низких ледниковых температурах на краю Фенноскандинавского ледникового щита. Письма о геофизических исследованиях, 31 (7).
  34. ^ Зиагос, JP, и Блэквелл, DD (1986). Модель переходных температурных эффектов горизонтального потока жидкости в геотермальных системах. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 27 (3-4), 371-397.
  35. ^ ab Ernst, WG, (1976) Петрологические фазовые равновесия, WH Freeman, Сан-Франциско.

«Геотермальные ресурсы». DOE/EIA-0603(95) Справочная информация и исходные данные за 1990 год, первоначально опубликованные в Ежегоднике возобновляемых источников энергии за 1995 год . Проверено 4 мая 2005 г.