Из Википедии, бесплатной энциклопедии
  (Перенаправлено с Geothermal (геология) )
Перейти к навигации Перейти к поиску
«Геотермал» перенаправляется сюда. Для использования в других целях, см Геотермальный (значения) .
Температурный профиль внутренней части Земли, схематический вид ( оценка ).

Геотермический градиент - это скорость изменения температуры по мере увеличения глубины недр Земли . Как правило, температура земной 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 / мили) 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. Строго говоря, геотермальная энергия обязательно относится к Земле, но это понятие может быть применено к другим планетам.

Внутреннее тепло Земли происходит от комбинации остаточного тепла от планетарной аккреции , тепла, производимого в результате радиоактивного распада , скрытого тепла от кристаллизации ядра и, возможно, тепла от других источников. Основными изотопами, производящими тепло на Земле, являются калий-40 , уран-238 , уран-235 и торий-232 . [2] В центре планеты температура может достигать 7000 К (6730 ° C; 12 140 ° F), а давление может достигать 360  ГПа (3,6 миллиона атм). [3] Поскольку большая часть тепла создается за счет радиоактивного распада, ученые считают, что в начале истории Земли, до появления изотопов с короткимипериод полураспада истощился, производство тепла Землей было бы намного выше. Производство тепла было вдвое больше, чем в настоящее время, примерно 3 миллиарда лет назад [4], что привело к большим градиентам температуры внутри Земли, большей скорости мантийной конвекции и тектонике плит , что позволило производить магматические породы, такие как коматииты , которые больше не являются сформирован. [5]

На вершину геотермического градиента влияет температура воздуха . Самые верхние слои твердой планеты имеют температуру, создаваемую местной погодой, снижаясь примерно до среднегодовой температуры (MATT) на небольшой глубине; [6] [7] [8] именно эта глубина , которая используется для многих наземного источника тепловых насосов , иногда слабо называют «геотермальные тепловые насосы» от дилетантов. [9] Верхние сотни метров отражают изменение климата в прошлом; [10] по мере того, как внутренние источники тепла начинают преобладать, при дальнейшем снижении тепла становится все больше.

Источники тепла [ править ]

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

Температура на Земле увеличивается с глубиной. Высоковязкая или частично расплавленная порода при температурах от 650 до 1200 ° C (от 1200 до 2200 ° F) находится на окраинах тектонических плит, что увеличивает геотермический градиент поблизости, но постулируется, что только внешнее ядро ​​существует в расплавленном состоянии. или жидкое состояние, а температура на границе внутреннего ядра / внешнего ядра Земли на глубине около 3500 километров (2200 миль) оценивается в 5650 ± 600 Кельвинов . [11] [12] Теплосодержание Земли составляет 10 31 джоулей . [1]

  • Большая часть тепла создается распадом естественно радиоактивных элементов. По оценкам, от 45 до 90 процентов тепла, уходящего с Земли, происходит от радиоактивного распада элементов, в основном расположенных в мантии. [4] [13] [14]
  • Гравитационная потенциальная энергия, которую можно разделить на:
    • Освобождение при аккреции Земли.
    • Тепло, выделяющееся во время дифференциации , когда тяжелые металлы ( железо , никель , медь ) попадают в ядро ​​Земли.
  • Скрытое тепло, выделяющееся при кристаллизации жидкого внешнего ядра на внутренней границе ядра .
  • Тепло может вырабатываться приливными силами на Земле во время ее вращения (сохранение углового момента). В результате земные приливы рассеивают энергию внутри Земли в виде тепла.
  • Нет авторитетных ученых, которые предполагали бы, что какое-либо значительное количество тепла может быть создано магнитным полем Земли , как предполагают некоторые современные народные теории.
Радиогенный тепло от распада 238 U и 232 Th в настоящее время являются основными факторами , способствующими в внутренний бюджет тепла Земли .

В континентальной коре Земли распад естественных радиоактивных изотопов вносит значительный вклад в производство геотермального тепла. Континентальная кора богата минералами с более низкой плотностью, но также содержит значительные концентрации более тяжелых литофильных минералов, таких как уран. Из-за этого он содержит самый концентрированный глобальный резервуар радиоактивных элементов, обнаруженных на Земле. [15] Встречающиеся в природе изотопы обогащены гранитом и базальтовыми породами, особенно в слоях, расположенных ближе к поверхности Земли. [16]Эти высокие уровни радиоактивных элементов в значительной степени исключены из мантии Земли из-за их неспособности замещать минералы мантии и, как следствие, обогащения расплавами во время процессов плавления мантии. Мантия в основном состоит из минералов высокой плотности с более высокими концентрациями элементов, которые имеют относительно небольшой атомный радиус, таких как магний (Mg), титан (Ti) и кальций (Ca). [15]

Современные изотопы, выделяющие большое количество тепла [17]
ИзотопТепловыделение

[Вт / кг изотопа]

Период полураспада

[годы]

Средняя мантийная концентрация

[кг изотопа / кг мантии]

Тепловыделение

[Вт / кг мантии]

238 U9,46 × 10 −54,47 × 10 930,8 × 10 −92,91 × 10 −12
235 U56,9 × 10 −50,704 × 10 90,22 × 10 −90,125 × 10 −12
232 Чт2,64 × 10 −514,0 × 10 9124 × 10 −93,27 × 10 −12
40 К2,92 × 10 −51,25 × 10 936,9 × 10 −91,08 × 10 −12

Геотермический градиент более крутой в литосфере, чем в мантии, потому что мантия переносит тепло в основном за счет конвекции, что приводит к геотермическому градиенту, который определяется мантийной адиабатой, а не кондуктивными процессами теплопередачи, которые преобладают в литосфере, которая действует. как тепловой пограничный слой конвектирующей мантии. [ необходима цитата ]

Тепловой поток [ править ]

Основная статья: Внутренний тепловой баланс Земли

Тепло постоянно течет от своих источников на Земле к поверхности. Общие потери тепла с Земли оцениваются в 44,2 ТВт ( 4,42 × 10 13 Вт ). [18] Средний тепловой поток составляет 65 мВт / м 2 над континентальной корой и 101 мВт / м 2 над океанической корой . [18] Это в среднем 0,087 ватт / квадратный метр (0,03 процента солнечной энергии, поглощаемой Землей [19] ), но гораздо больше сконцентрировано в областях с тонкой литосферой, например, вдоль срединно-океанических хребтов (где появляются новые океанические хребты). литосфера) и около мантийных плюмов . [20] Земная кораэффективно действует как толстое изолирующее одеяло, которое необходимо пронизывать жидкостными каналами (магмы, воды или других), чтобы высвободить тепло под ним. Большая часть тепла на Земле теряется из-за тектоники плит, из-за подъема мантии, связанного со срединно-океаническими хребтами. Другой основной способ потери тепла - это теплопроводность через литосферу , большая часть которой происходит в океанах из-за того, что кора там намного тоньше и моложе, чем под континентами. [18] [21]

Тепло Земли восполняется за счет радиоактивного распада в размере 30 ТВт. [22] Мировые скорости геотермальных потоков более чем в два раза превышают уровень потребления энергии человеком из всех первичных источников. Глобальные данные о плотности теплового потока собираются и обрабатываются Международной комиссией по тепловому потоку (IHFC) IASPEI / IUGG . [23]

Прямая заявка [ править ]

Тепло из недр Земли можно использовать в качестве источника энергии, известного как геотермальная энергия.. Геотермальный градиент использовался для обогрева помещений и купания с древнеримских времен, а с недавних пор - для выработки электроэнергии. По мере того, как население продолжает расти, растет и потребление энергии, и соответствующие воздействия на окружающую среду, которые согласуются с глобальными первичными источниками энергии. Это вызвало растущий интерес к поиску возобновляемых источников энергии, которые позволили бы сократить выбросы парниковых газов. В районах с высокой плотностью геотермальной энергии современные технологии позволяют вырабатывать электроэнергию из-за соответствующих высоких температур. Для выработки электроэнергии из геотермальных ресурсов не требуется топлива, при этом обеспечивается истинная энергия базовой нагрузки со степенью надежности, которая постоянно превышает 90%. [15]Для извлечения геотермальной энергии необходимо эффективно передавать тепло от геотермального резервуара к электростанции, где электрическая энергия преобразуется из тепла путем пропускания пара через турбину, соединенную с генератором. [15] В мировом масштабе тепло, хранящееся в недрах Земли, обеспечивает энергию, которая до сих пор рассматривается как экзотический источник. По состоянию на 2007 год в мире установлено около 10 ГВт геотермальных электрических мощностей, что составляет 0,3% мирового спроса на электроэнергию. Дополнительные 28 ГВт мощности прямого геотермального отопления установлены для централизованного теплоснабжения, отопления помещений, спа, промышленных процессов, опреснения и сельскохозяйственных приложений. [1]

Варианты [ править ]

Геотермический градиент меняется в зависимости от местоположения и обычно измеряется путем определения температуры в открытом стволе скважины после бурения скважины. Однако на термограммы, полученные сразу после бурения, влияет циркуляция бурового раствора. Для получения точных оценок забойной температуры необходимо, чтобы скважина достигла стабильной температуры. Это не всегда возможно по практическим причинам.

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 аномалию низкой температуры, которая сохраняется до нескольких сотен метров. [24] Сувалка аномалии холод в Польше привел к признанию того, что подобные тепловым возмущения , связанные с Pleistocene- голоценовых климатических изменений фиксируются в буровых скважин по всей Польше, а также на Аляске , на севере Канады и Сибири .

В областях поднятия и эрозии голоцена (рис. 1) неглубокий градиент будет высоким, пока не достигнет точки перегиба, где он достигнет режима стабилизированного теплового потока. Если градиент стабилизированного режима спроектирован выше точки перегиба до его пересечения с современной среднегодовой температурой, высота этого пересечения над уровнем современной поверхности дает меру степени поднятия и эрозии голоцена. В областях погружения и отложения голоцена (рис. 2) начальный градиент будет ниже среднего, пока не достигнет точки перегиба, где он присоединится к стабилизированному режиму теплового потока.

Изменение температуры поверхности, вызванное климатическими изменениями и циклом Миланковича, может проникать ниже поверхности Земли и вызывать колебания геотермического градиента с периодами, варьирующимися от суток до десятков тысяч лет, и амплитудой, которая уменьшается с глубиной и имеет масштаб глубины. нескольких километров. [25] [26] Талая вода из полярных ледяных шапок, текущая по дну океана, имеет тенденцию поддерживать постоянный геотермический градиент по всей поверхности Земли. [25]

Если бы скорость повышения температуры с увеличением глубины, наблюдаемая в неглубоких скважинах, сохранялась на больших глубинах, температуры глубоко внутри Земли вскоре достигли бы точки, при которой породы плавятся. Однако мы знаем, что мантия Земли тверда из-за передачи S-волн . Температурный градиент резко уменьшается с глубиной по двум причинам. Во-первых, механизм переноса тепла меняется от теплопроводности , как в твердых тектонических плитах, к конвекции в той части мантии Земли, которая конвектирует. Несмотря на свою твердость , большая часть мантии Земли в течение долгого времени ведет себя как жидкость , а тепло переносится посредствомадвекция или перенос материала. Во-вторых, производство радиоактивного тепла сконцентрировано в земной коре, и 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 материалом мантии ( перидотит в верхней мантии). [27]

Отрицательный геотермальный градиент [ править ]

Отрицательные геотермические градиенты возникают там, где температура снижается с глубиной. Это происходит в верхних слоях на несколько сотен метров у поверхности. Из-за низкой температуропроводности горных пород на подземные температуры практически не влияют суточные или даже годовые колебания температуры поверхности. Таким образом, на глубине в несколько метров подземные температуры близки к среднегодовой температуре поверхности. На больших глубинах подземные температуры отражают долгосрочное среднее значение за прошлый климат, поэтому температуры на глубинах от десятков до сотен метров содержат информацию о климате последних сотен или тысяч лет. В зависимости от местоположения они могут быть холоднее, чем нынешние температуры, из-за более холодной погоды, близкой к последнему ледниковому периоду., или из-за недавнего изменения климата. [28] [29] [10]

Отрицательные геотермические градиенты могут также возникать из-за глубоких водоносных горизонтов , где теплопередача от глубокой воды 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 глубоком уровне. [30]

Отрицательные геотермические градиенты также обнаруживаются в больших масштабах в зонах субдукции. [31] Зона субдукции - это граница тектонической плиты, где океаническая кора погружается в мантию из-за высокой плотности океанической плиты по сравнению с нижележащей мантией. Поскольку опускающаяся плита входит в мантию со скоростью несколько сантиметров в год, теплопроводность не может нагреть пластину так быстро, как она опускается. Следовательно, опускающаяся плита имеет более низкую температуру, чем окружающая мантия, что приводит к отрицательному геотермическому градиенту. [32] />

См. Также [ править ]

  • Температурный градиент
  • Внутренний тепловой баланс Земли
  • Геотермальная энергия
  • Гидротермальная циркуляция

Ссылки [ править ]

  1. ^ a b c Фридлейфссон, Ингвар Б .; Бертани, Руджеро; Хуэнгес, Эрнст; Лунд, Джон В .; Рагнарссон, Арни; Рыбач, Ладислав (11 февраля 2008 г.). О. Хохмейер и Т. Триттин (ред.). «Возможная роль и вклад геотермальной энергии в смягчение последствий изменения климата» (PDF) . Любек, Германия: 59–80. Архивировано из оригинального (PDF) 12 марта 2013 года . Проверено 3 ноября 2013 . Цитировать журнал требует |journal=( помощь )
  2. ^ Сандерс, Роберт (2003-12-10). «Радиоактивный калий может быть основным источником тепла в ядре Земли» . Новости Калифорнийского университета в Беркли . Проверено 28 февраля 2007 .
  3. ^ Alfè, D .; Гиллан, MJ; Vocadlo, L .; Brodholt, J .; Прайс, GD (2002). « Неэмпирическое моделирование ядра Земли» (PDF) . Философские труды Королевского общества . 360 (1795): 1227–44. Bibcode : 2002RSPTA.360.1227A . DOI : 10,1098 / rsta.2002.0992 . PMID 12804276 . S2CID 21132433 . Проверено 28 февраля 2007 .   
  4. ^ а б Тюркотт, DL; Шуберт, G (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. С. 136–7. ISBN 978-0-521-66624-4.
  5. ^ Vlaar, N; Ванкекен, П; Ванденберг, А (1994). «Охлаждение Земли в Архее: Последствия сброса давления таяния в более горячей мантии». Письма о Земле и планетах . 121 (1–2): 1–18. Bibcode : 1994E & PSL.121 .... 1V . DOI : 10.1016 / 0012-821X (94) 90028-0 .
  6. ^ «Измерение и значение температуры подземных вод - Национальная ассоциация подземных вод» . Национальная ассоциация подземных вод. 23 августа 2015. Архивировано из оригинала 23 августа 2015 года.
  7. ^ «Средняя годовая температура воздуха - МАТОВЫЙ» . www.icax.co.uk .
  8. ^ «Температура земли как функция местоположения, сезона и глубины» . builditsolar.com .
  9. ↑ Рафферти, Кевин (апрель 1997 г.). «Информационный комплект для выживания будущего владельца геотермального теплового насоса» (PDF) . Ежеквартальный вестник Гео-Теплового центра . 18 (2). Клмат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. С. 1–11. ISSN 0276-1084 . Архивировано из оригинального (PDF) 17 февраля 2012 года . Проверено 21 марта 2009 .   В феврале 2001 г. автор опубликовал обновленную версию этой статьи.
  10. ^ a b Хуанг, С., Х. Н. Поллак и П. Я. Шен (2000), Температурные тренды за последние пять столетий, реконструированные по температурам в скважинах, Nature, 403, 756–758.
  11. ^ Alfe, D .; MJ Gillan; GD Price (01.02.2003). «Термодинамика из первых принципов: температура и состав ядра Земли» (PDF) . Минералогический журнал . 67 (1): 113–123. Bibcode : 2003MinM ... 67..113A . DOI : 10.1180 / 0026461026610089 . S2CID 98605003 . Архивировано из оригинала (PDF) на 2007-03-16 . Проверено 1 марта 2007 .  
  12. ^ Steinle-Neumann, Герд; Ларс Стиксруд; Рональд Коэн (2001-09-05). «Новое понимание внутреннего ядра Земли» . Институт Карнеги Вашингтона . Архивировано из оригинала на 2006-12-14 . Проверено 1 марта 2007 .
  13. ^ Anuta, Джо (2006-03-30). «Пробный вопрос: что нагревает ядро ​​Земли?» . Physorg.com . Проверено 19 сентября 2007 .
  14. ↑ Джонстон, Хэмиш (19 июля 2011 г.). «Радиоактивный распад составляет половину тепла Земли» . PhysicsWorld.com . Институт физики . Проверено 18 июня 2013 года .
  15. ^ a b c d Уильям, GE (2010). Геотермальная энергия: возобновляемые источники энергии и окружающая среда (стр. 1-176). Бока-Ратон, Флорида: CRC Press.
  16. ^ Wengenmayr, Р., & Buhrke, Т. (ред.). (2008). Возобновляемая энергия: концепции устойчивой энергетики будущего (стр. 54-60). Вайнхайм, Германия: WILEY-VCH Verlag GmbH & Co. KGaA.
  17. ^ Turcotte, DL; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 137. ISBN 978-0-521-66624-4.
  18. ^ a b c 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
  19. ^ «Климат и энергетический бюджет Земли» . НАСА. 2009-01-14.
  20. ^ Ричардс, Массачусетс; Дункан, РА; Куртильо, В.Е. (1989). "Базальты паводков и следы горячих точек: головы и хвосты плюмов". Наука . 246 (4926): 103–107. Bibcode : 1989Sci ... 246..103R . DOI : 10.1126 / science.246.4926.103 . PMID 17837768 . S2CID 9147772 .  
  21. ^ Склейтер, Джон G; Парсонс, Барри; Жопарт, Клод (1981). «Океаны и континенты: сходства и различия в механизмах потери тепла». Журнал геофизических исследований . 86 (B12): 11535. Bibcode : 1981JGR .... 8611535S . DOI : 10.1029 / JB086iB12p11535 .
  22. ^ Rybach, Ladislaus (сентябрь 2007). «Геотермальная устойчивость» (PDF) . Ежеквартальный вестник Гео-Теплового центра . 28 (3). Кламат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. С. 2–7. ISSN 0276-1084 . Проверено 7 марта 2018 .  
  23. ^ www.ihfc-iugg.org IHFC: Международная комиссия по тепловому потоку - домашняя страница. Проверено 18.09.2019.
  24. ↑ The Frozen Time, из Польского геологического института. Архивировано 27 октября 2010 г. на Wayback Machine.
  25. ^ a b Стейси, Фрэнк Д. (1977). Физика Земли (2-е изд.). Нью-Йорк: Джон Вили и сыновья. ISBN 0-471-81956-5. стр.183-4
  26. ^ Сон, Норман Х .; Казуя Фудзита (1997). Принципы геофизики . Blackwell Science. ISBN 0-86542-076-9. стр. 187-9
  27. ^ Turcotte, DL; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 187. ISBN. 978-0-521-66624-4.
  28. ^ Lachenbruch, AH, & Marshall, BV (1986). Изменение климата: геотермальные свидетельства вечной мерзлоты в Арктике на Аляске. Наука, 234 (4777), 689-696.
  29. ^ Šafanda J., Шевчик J., & Majorowicz, J. (2004). Геотермальные свидетельства очень низких ледниковых температур на краю Фенноскандинавского ледникового щита. Письма о геофизических исследованиях, 31 (7).
  30. ^ Ziagos, JP, & Blackwell, DD (1986). Модель переходных температурных эффектов горизонтального потока жидкости в геотермальных системах. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 27 (3-4), 371-397.
  31. ^ Эрнст, WG, (1976) Petrologic Phase Equilibria, WH Freeman, Сан-Франциско.
  32. ^ Эрнст, WG, (1976) Petrologic Phase Equilibria, WH Freeman, Сан-Франциско.

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