固体地球物理学第八章概念.pptx

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第八章地球的温度场,温度是地球最重要的物理性质之一。

但地球的热状态研究也是地球物理学中最薄弱的分支，它与地震方法、电磁方法、重力方法相比，远未成熟。

比如，大约在100km深度以下，温度分布就很不确定，而且热源分布和传热机制都带有很大程度的推理或猜测性。

尽管如此，由于这个问题与地球起源、地球动力学、地球热能利用以及地震成因等问题关系密切，因而引起了人们的极大兴趣。

首先介绍有关地球温度场的一些基本知识。

然后，对地表热流、传热机制、地球热源的分布、地球内部温度场的分布及其观测方法进行讲述。

最后，就地热的应用进行简单介绍。

8.1,有关地球温度场的一些基本知识,一、温度1、温度温度是热力学所特有的一个物理量，是热的强度的一个指标，它表示物体的“热度”或“冷度”。

2、温标要定量地确定温度的数值，必须对不同的冷热程度给以数值的表示，即确定温标。

国际上规定以热力学温标为一切温度测量的基本温标，它是通过理想气体温标来实现的，又称开氏温标（K）。

此外，常用的还有摄氏温标（0C）和华氏温标（0F），如下图所示。

开氏温标（绝对温标），把气体从00C起进行等体积冷却，每降低1度，它的压强降低1273，在2730C时气体压强会降低到零。

把2730C这个温度叫做绝对零度。

华氏温标:

在标准大气压下，把水的冰点温度定为320F，水的沸点定为2120F。

摄氏温标:

在标准大气压下，把水的冰点温度定为00C，水的沸点定为1000C。

这是日常用得最为广泛的一种温标。

三种温标的转换:

二、地温梯度资料表明，地球内几百米深度以下，已经完全不受地表温度变化的影响了，其温度是随深度增加而增加的。

地温梯度：

我们把地球内温度随深度的增高率叫做地温梯度。

用,表示，h是深度，其单位一般用0C/km表示。

测量结果表明:

地下的温度总是在随深度而增加，但平均增加率（即温度梯度）不同。

在非火山区是每加深100m，温度增加30C；,在火山、海岭及构造活动激烈的地区，地温梯度高；在地盾海沟以及构造活动微弱的地区，温度梯度低。

同一地区，不同深度的温度梯度也是不一样的。

一般，随深度增加而减小。

在核幔边界dT/dh约为0.7150C/km，在地核内的温度梯度恐怕就更低了。

三、岩石的热学性质,1、热流密度（q）在单位时间内通过单位面积的热量叫做热流密度，用符号q表示。

其单位为:

mW/m2，与曾用过的CGS制单位cal/（cm2s）的换算关系为:

lcal/（cm2s）=41.868mW/m2,在温度平衡过程中，热量总是由高温向低温处流动，与温度梯度的方向相反，但与温度梯度的大小成正比，即,式中比例常数K叫做热导率。

若能测得某地的温度梯度和岩石热导率，就可以计算出通过该点的热流。

地表的热流密度，平均约为62.8mW/m2，其方向总是流向地面外的。

2、热导率（）热导率是衡量热量流过物质难易程度的尺度。

其物理意义是：

沿热传导方向，单位时间内通过单位厚度岩石，使岩石两侧温度差为1K（或10C）时，所通过的热量。

常用单位:

W/（mK）和W/（m0C）。

地球的热导率很小。

例如，在地下1m深处，就几乎感觉不到地面温度的日变化，并且地上的变化，要迟半天以后才能到达；再往下深几米，就只能测出温度的季节变化，并且要滞后几个月才能到达;在大约1km处，仍能找到最近一次冰期时代（104年前）留下的低温痕迹。

岩石的热导率受其成分、孔隙度、温度和压力等条件影响。

表711给出不同岩石或矿物在标准温压下的热导率值。

表中单位为W/（m0C），若要换算成曾沿用己久的单位cal/（cms0C）时，需乘以2.39。

钻石Diamond1600Silver418镁Magnesium159Glass1.2SedimentaryRock1.2to4.2UpperMantle6.7LowerMantle20Wood0.1,可以通过测量其他物理量，然后换算成热导率K。

例如，海底沉积岩的热阻率k1与水含量（%）有很好的线性关系（如图712所示）。

这样，我们可通过测量其含水量，根据含水量查图712得到热阻率k1，从而得到热导率K。

3、岩石的热扩散率（ThermalDiffusivity:

）岩石的热扩散率x是反映岩石热惯性特征的综合性参数。

即岩石在受热或冷却时，各部分温度趋于一致的能力。

其定义式是:

x=K/Cp式中，K是热导率；是密度；Cp定压比热，即压力恒定，温度改变1度时，物体吸收或放出的热量。

X的单位是m2/s。

大多数岩石的热扩散率都很小，其范围是05x1062x106m2/s。

4、岩石热产率（A）岩石放射性衰变要产生热量。

规定单位时间内单位体积的岩石放出的热量叫热产率，用A来表示，单位为mW/m3。

四、地球内部传热机制,固体的经典传热机制是通过自由电子的自由运动和晶格原子的热振动传输热量。

这在温度梯度较大的地壳上部是有效的传热机制。

但是，温度梯度在几十公里深度以下必然要大幅度减小，否则地幔的温度将会超过岩石熔点。

因此在温度梯度较小的地球深部，仅靠经典的热传导方式已不能传输足够的热量。

根据目前的了解，地球内部主要有以下几种传热方式。

1、热传导（声子传热）地面附近的岩石，是通过其晶格原子的热振动，分离出带有一定能量的并沿着温度梯度方向传播的波，一般叫做声子（phonon），声子与晶体作用，或者互相作用，从而传递热能。

图713是一个实验结果，反映出Ka的变化特点:

在地球上层，深度增加时，温度增加比较快，压强增加比较慢，总的效果是热导率ka随深度而减小，大约到100一150km（低速层附近）时，Ka达到极小;在这一深度之后，压力的影响超过温度的影响，从而使Ka随深度增加而增加。

2、热辐射（光子传热）自然界中，绝对温度高于0（K）的物体表面，总是连续地发射由电磁波载运的能量，使相隔一定距离的不同温度的物体（无论它们之间有、无能进行导热或对流换热的介质）之间，有一净热量从高温物体传到低温物体。

这种热量传递方式称为热辐射。

在常温下，热辐射的光谱段大部分落在红外线区，小部分落在可见光谱区。

超过100km以后，温度足够高时，很多硅酸盐矿物对于红外辐射是“透明的”，即其热能如同光线（光子）一样，以辐射形式传播出去。

可以预计，在地下大约500km以后，温度更高，Kb将超过Ka，即那里的热辐射作用超过热传导作用，如图713所示。

3、热激发（激子传热）辐射能激发原子，但当辐射的能量还不足以产生自由电子时，形成有一定自由活动度的、呈电中性的电子-空穴对，称为激子。

因此，激子能导热，而不能导电。

它沿着温度梯度方向流动，将激发能传递给相邻的未激发的原子。

激子传热在地球上层的作用是不重要的，然而在地幔中，Kc要比Ka和Kb的作用更大。

从图71.3可以清楚看到，大约在200一300km后，Kc已大大超过Ka和Kb。

上述三种传热机制虽然差别很大，但都是以“波”的形式传输热量，它们在不同的深度上对热传输的贡献不同。

在地球深处的总热导率K为:

K=Ka+Kb+Kc（7.1.8）我们在计算传输热量时，考虑的都是总热导率K。

如果知道温度梯度dT/dZ和热导率k则可计算其热流量q。

4、迁移上述的传热机制属于“波动”，即物质本身并没有发生迁移。

但是，当物质本身从高温地点移向低温地点时，所携带的热能也随之迁移。

应当说，这是最有效、最直接的传热方式，而且不需要很大的温度梯度。

在地球内部，这种物质迁移是经常发生的。

如火山活动、热水活动、岩浆活动、地幔对流（当然，最后一种带有推测性）。

可以证明，只要迁移速率每年达到百分之几厘米，物质迁移所传的热，与上述热传导的量级相当。

若速率更高，它将是一种起主导作用传热方式。

事实上，物质迁移在地幔中可能起一种“热安全阀”作用:

如果地幔中某种积热太多而又传不出去时，则地幔将变软或部分熔化，以潜热方式积蓄热量，当温度梯度提高和物质粘度降低到一定程度时，将造成热物质流动，同时将热能传到地面。

热对流是物质迁移的一种形式。

这种形式在地球内部的物质迁移中，居于重要地位。

这里着重加以介绍。

瑞利数R如果一层液体接受来自下方的热量，它受热后体积膨胀，周围不受热的液体对它施加一个合成后向上的力即浮力Ff。

该Ff正比现重力加速度g、体膨胀系数、温度梯度即:

同时，液体层受到浮力作用而上升过程中，必然还会受到来自周围液体施加的与运动方向相反的粘滞力Fz的影响。

Fz的大小与密度、定压比热Cp，热导率K和运动粘度等诸量有关，即,在厚度为h的液体层中，当Ff与Fz相抗衡时，液体层运动图象发生了变化。

为表示这两种力量的抗衡情况，常引用一个无量纲的比值R，叫瑞利数（RayleighNumber）。

其定义为:

瑞利指出:

当R达到103（临界值）时，就会产生对流。

对于地球内部能否发生对流，关键在于那里的条件能否使瑞利数达到和超过临界值。

地核瑞利数Rh:

取g=5m/s2，=5x105/K，,h=3000km,=12g/cm3,=0.15K/km,Cp=500J/（kg-K）,=3W/（m-）,=5x107m2/s,代人上式（719），算得:

Rh1032显然，该值己远远超过临界值103，地核内肯定可以发生对流。

这种强烈的对流很可能是地核传热的主要形式。

这种对流的存在，也为地磁场成因的发电机学说提供了依据。

对于地幔，也可依照上述办法计算瑞利数。

但上地幔和下地幔的运动粘度是不相同的。

据估计，上地幔的运动粘度1025m2s，算得上地幔瑞利数Rms超过了临界值，即可以发生对流。

下地幔的运动粘度1030m2s，计算结果，下地幔瑞利数Rmx低于临界值，因而不可能发生对流。

因此，上地幔内可存在对流，这又为地球上部岩石图内发生的板块构造和海底扩张提供有关驱动力源的依据。

应当指出，不同作者从不同角度所得运动粘度相差很大，因而，对于热对流的分布形态的估计，也有很大出人。

例如，到底是上地幔对流，还是全地幔对流就有争论。

8.2地球的热流分布,一、地表热流地球表面感觉到的来自太阳热能每年约有1025J,其中只有很少一部分能穿透到地下约几百米深处，而大部分热仍返回空间。

因此，太阳热对地球内部的影响，与地球里面存在的热（地球内热，简称地热）相比，是微不足道的。

1、地表热流概念地球内部的热量以各种形式传到地面，最明显的形式是火山和温泉。

地热在逸出地表的过程中，直接或间接地推动了与构造运动、岩浆活动和变质活动有关的地质过程;地热主要采取一种极缓慢的大范围释放形式，这种形式称为地表热流，它在地球物理所究中占有很重要的地位。

地球表面的热流密度，系指地球在单位时间内通过单位面积流出的热量（能量），简称地表热流或大地热流。

地表热流值很小，仅相当于地面接收的太阳热辐射能流密度的几千分之一。

表7.2.1给出通过地面的能流类型及其平均能流密度和地球总能流量。

总能流量除以1.6x1022sm，则得平均能流密度。

该表说明，在地球丢失的诸项能量之中，以地表热流居于首位。

地表热流是反映地球内热的基本物理量，它对于研究地球整体的热学性质十分重要。

同时，就局部的规模而言，地热测量的结果可以用来寻找断层和裂缝等构造，在生产上用于热田开发等。

2、全球的地表热流数据由于地表热流是表征地球内部热状态的一个物理量，因此，各国都非常重视对这一物理量的观测与研究。

但由于它不能像地震方法、电磁方法、重力方法那样，可进行大范围的连续观测，而只能一个点一个点地进行因此，对全球地表热流的观测和确定，具有相当大的困难。

直到1981年7月，在加拿大举行的第21届IASPEI（地震及地球内部物理学委员会）会议上，统计得知:

全球热流数据大约7000个，其中海上数据比陆地多4一5倍。

这些数据虽然可以展示出全球热场分布面貌，但这些观测值的质量相差很大，尤其是数据的分布很不均匀。

如果按赤道处50x50的大小为一块，全球共有2592块，其中仅1200余块有地热数据，其