Геотермический градиент — это скорость изменения температуры по мере увеличения глубины в недрах Земли . Как правило, температура коры повышается с глубиной из-за теплового потока из гораздо более горячей мантии ; вдали от границ тектонических плит температура повышается примерно на 25–30 °C/км (72–87 °F/миля) глубины вблизи поверхности в континентальной коре. [1] Однако в некоторых случаях температура может понижаться с увеличением глубины, особенно вблизи поверхности, явление, известное как обратный или отрицательный геотермический градиент. Влияние погоды, Солнца и сезона достигает только глубины примерно 10–20 м (33–66 футов).
Строго говоря, геотермальный обязательно относится к Земле, но эта концепция может быть применена и к другим планетам. В единицах СИ геотермический градиент выражается как °C/км, [1] K/км, [2] или мК/м. [3] Все они эквивалентны.
Внутреннее тепло Земли возникает из-за комбинации остаточного тепла от планетарной аккреции , тепла, выделяемого при радиоактивном распаде , скрытого тепла от кристаллизации ядра и, возможно, тепла из других источников. Основными теплопроизводящими нуклидами на Земле являются калий-40 , уран-238 , уран-235 и торий-232 . [4] Считается, что внутреннее ядро имеет температуру в диапазоне 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 обеспечивается радиоактивным распадом, ученые полагают, что на раннем этапе истории Земли, до того, как иссякли нуклиды с коротким периодом полураспада , теплопроизводство Земли было намного выше. Примерно 3 миллиарда лет назад производство тепла было вдвое больше, чем сегодня, [6] что привело к большим температурным градиентам внутри Земли, более высоким скоростям конвекции мантии и тектоники плит , что позволило образоваться магматическим породам, таким как коматииты , которые больше не образуются. [7]
Верхняя часть геотермического градиента находится под влиянием температуры атмосферы . Самые верхние слои твердой планеты имеют температуру, создаваемую местной погодой, снижающуюся примерно до среднегодовой средней температуры грунта (MAGT) на небольшой глубине около 10-20 метров в зависимости от типа грунта, горной породы и т. д.; [8] [9] [10] [11] [12] именно эта глубина используется для многих тепловых насосов, использующих тепло грунта . [13] Верхние сотни метров отражают прошлые изменения климата; [14] спускаясь ниже, тепло неуклонно увеличивается, поскольку внутренние источники тепла начинают доминировать.
Температура внутри Земли увеличивается с глубиной. Высоковязкие или частично расплавленные породы при температурах от 650 до 1200 °C (от 1200 до 2200 °F) находятся на границах тектонических плит, увеличивая геотермический градиент в непосредственной близости, но только внешнее ядро, как предполагается, существует в расплавленном или жидком состоянии, а температура на границе внутреннего ядра Земли и внешнего ядра, на глубине около 3500 километров (2200 миль), оценивается в 5650 ± 600 Кельвинов . [15] [16] Теплосодержание Земли составляет 10 31 джоулей . [1]
В континентальной коре Земли распад естественных радиоактивных нуклидов вносит значительный вклад в производство геотермального тепла. Континентальная кора богата минералами с низкой плотностью, но также содержит значительные концентрации более тяжелых литофильных элементов, таких как уран. Из-за этого она содержит самый концентрированный глобальный резервуар радиоактивных элементов, обнаруженных на Земле. [19] Природные радиоактивные элементы обогащены в гранитных и базальтовых породах, 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 замещаться в минералах мантии и последующего обогащения в расплавах во время процессов плавления мантии. Мантия в основном состоит из минералов с высокой плотностью с более высокими концентрациями элементов, которые имеют относительно малые атомные радиусы, таких как магний (Mg), титан (Ti) и кальций (Ca). [19]
Геотермический градиент в литосфере круче, чем в мантии, поскольку мантия переносит тепло в основном за счет конвекции, что приводит к геотермическому градиенту, который определяется адиабатой мантии, а не процессами кондуктивной теплопередачи, которые преобладают в литосфере, действующей как тепловой пограничный слой конвектирующей мантии. [ необходима ссылка ]
Тепло постоянно течет от своих источников внутри Земли к поверхности. Общие потери тепла Землей 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] Это составляет в среднем 0,087 Вт/м 2 (0,03 процента солнечной энергии, поглощаемой Землей [23] ), но гораздо больше сконцентрировано в областях, где литосфера тонкая, например, вдоль срединно-океанических хребтов (где создается новая океаническая литосфера) и вблизи мантийных плюмов . [24] Земная кора эффективно действует как толстое изолирующее одеяло, которое должно быть пронизано жидкими каналами (магмы, воды или другого) для высвобождения тепла под ней. Большая часть тепла на Земле теряется через тектонику плит, через подъем мантии, связанный со срединно-океаническими хребтами. Другим важным способом потери тепла является проводимость через литосферу , большая часть которой происходит в океанах из-за того, что там кора намного тоньше и моложе, чем под континентами. [22] [25]
Тепло Земли восполняется радиоактивным распадом со скоростью 30 ТВт. [26] Глобальные скорости геотермального потока более чем в два раза превышают скорость потребления энергии человеком из всех первичных источников. Глобальные данные о плотности теплового потока собираются и компилируются Международной комиссией по тепловому потоку (IHFC) IASPEI / IUGG . [ 27]
Тепло из недр Земли может быть использовано в качестве источника энергии, известного как геотермальная энергия . Геотермальный градиент использовался для отопления помещений и купания со времен Древнего Рима, а в последнее время для выработки электроэнергии. Поскольку население Земли продолжает расти, увеличивается и потребление энергии, а также соответствующие воздействия на окружающую среду, которые соответствуют глобальным первичным источникам энергии. Это вызвало растущий интерес к поиску источников энергии , которые являются возобновляемыми и имеют сниженные выбросы парниковых газов. В районах с высокой плотностью геотермальной энергии современные технологии позволяют вырабатывать электроэнергию из-за соответствующих высоких температур. Выработка электроэнергии из геотермальных ресурсов не требует топлива, при этом обеспечивая истинную энергию базовой нагрузки с надежностью, которая постоянно превышает 90%. [19] Для извлечения 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 нагретой 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 все еще рассматривается как экзотический источник. Около 10 ГВт геотермальной электрической мощности установлено по всему миру по состоянию на 2007 год, что обеспечивает 0,3% мирового спроса на электроэнергию. Еще 28 ГВт прямой геотермальной тепловой мощности установлено для централизованного теплоснабжения, отопления помещений, спа, промышленных процессов, опреснения и сельскохозяйственных применений. [1]
Геотермический градиент меняется в зависимости от местоположения и обычно измеряется путем определения температуры на дне открытого ствола скважины после бурения скважины. Однако температурные каротажи, полученные сразу после бурения, подвержены влиянию циркуляции бурового раствора. Для получения точных оценок температуры на дне скважины необходимо, чтобы скважина достигла стабильной температуры. Это не всегда достижимо по практическим причинам.
В стабильных тектонических областях в тропиках график зависимости температуры от глубины будет сходиться к среднегодовой температуре поверхности. Однако в районах, где глубокая вечная мерзлота развивалась в плейстоцене , можно наблюдать аномалию низкой температуры, которая сохраняется до нескольких сотен метров. [28] Аномалия холода Сувалки в Польше привела к признанию того, что аналогичные тепловые возмущения, связанные с климатическими изменениями плейстоцена- голоцена, регистрируются в скважинах по всей Польше, а также на Аляске , севере Канады и в Сибири .
В областях голоценового подъема и эрозии (рис. 1) мелкий градиент будет высоким, пока не достигнет точки (обозначенной на рисунке как «Точка перегиба»), где он достигает стабилизированного режима теплового потока. Если градиент стабилизированного режима спроецировать выше этой точки до его пересечения с современной среднегодовой температурой, высота этого пересечения над современным уровнем поверхности дает меру степени голоценового подъема и эрозии. В областях голоценового оседания и отложения (рис. 2) начальный градиент будет ниже среднего, пока не достигнет точки, где он присоединится к стабилизированному режиму теплового потока.
Изменения температуры поверхности, будь то ежедневные, сезонные или вызванные изменениями климата и циклом Миланковича , проникают под поверхность Земли и вызывают колебания геотермического градиента с периодами от одного дня до десятков тысяч лет и амплитудой, которая уменьшается с глубиной. Самые долгопериодные изменения имеют глубину шкалы в несколько километров. [29] [30] Талая вода с полярных ледяных шапок, текущая по дну океана, имеет тенденцию поддерживать постоянный геотермический градиент по всей поверхности Земли. [29] [ сомнительно – обсудить ] [ необходима проверка ]
Если бы скорость роста температуры с глубиной, наблюдаемая в неглубоких скважинах, сохранялась на больших глубинах, то температуры глубоко внутри Земли вскоре достигли бы точки, при которой породы начали бы плавиться. Однако мы знаем, что мантия Земли твердая из-за передачи S-волн . Температурный градиент резко уменьшается с глубиной по двум причинам. Во-первых, механизм переноса тепла меняется с проводимости , как в жестких тектонических плитах, на конвекцию , в той части мантии Земли, которая конвектирует. Несмотря на свою твердость , большая часть мантии Земли ведет себя в течение длительных временных масштабов как жидкость , и тепло переносится адвекцией или переносом материалов. Во-вторых, производство радиоактивного тепла сосредоточено в земной коре, и особенно в верхней ее части, поскольку концентрации урана , тория и калия там самые высокие: эти три элемента являются основными производителями радиоактивного тепла в пределах Земли. Таким образом, геотермический градиент в объеме мантии Земли составляет порядка 0,5 Кельвина на километр и определяется адиабатическим градиентом, связанным с материалом мантии ( перидотит в верхней мантии). [31]
Отрицательные геотермические градиенты возникают там, где температура уменьшается с глубиной. Это происходит в верхних нескольких сотнях метров вблизи поверхности. Из-за низкой температуропроводности горных пород, глубокие подземные температуры практически не подвержены влиянию суточных или даже годовых колебаний температуры поверхности. На глубине нескольких метров подземные температуры, таким образом, аналогичны среднегодовой температуре поверхности. На больших глубинах подземные температуры отражают долгосрочное среднее значение прошлого климата, так что температуры на глубине от десятков до сотен метров содержат информацию о климате последних сотен или тысяч лет. В зависимости от местоположения они могут быть холоднее текущих температур из-за более холодной погоды вблизи последнего ледникового периода или из-за более позднего изменения климата. [32] [33] [14]
Отрицательные геотермические градиенты могут также возникать из-за глубоких водоносных горизонтов , где передача тепла из глубинных вод путем конвекции и адвекции приводит к тому, что вода на более мелких уровнях нагревает прилегающие породы до более высокой температуры, чем породы на несколько более глубоком уровне. [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 относительно подстилающей мантии. Поскольку погружающаяся плита входит в мантию со скоростью несколько сантиметров в год, теплопроводность не может нагревать плиту так же быстро, как она погружается. Поэтому погружающаяся плита имеет более низкую температуру, чем окружающая мантия, что приводит к отрицательному геотермическому градиенту. [35]
«Геотермальные ресурсы». DOE/EIA-0603(95) Справочная информация и исходные данные за 1990 год. Первоначально опубликовано в Renewable Energy Annual 1995. Получено 4 мая 2005 г.
