固体地球物理学导论-地热场与地球的热状态-p课件.ppt

1、1pptppt课件课件 The earth is a warm planet. The heat on the surface of the earth comes from the radiation of the sunlight and the diffusion of the internal heat of the earth. The heat from the latter is far less than that from the sun, their ratio is about 1:1000. In the earth, however, the heat mainly

2、comes from the inner of the earth due to poor thermal conductivities of rocks. 地球是一个温暖的行星，地球表面的热量主要来自于太阳光的辐射地球是一个温暖的行星，地球表面的热量主要来自于太阳光的辐射和地球内部热量的扩散，但太阳的辐射热量远多于地球内部的扩散热量和地球内部热量的扩散，但太阳的辐射热量远多于地球内部的扩散热量，两者之比约为，两者之比约为1000:11000:1。 然而，在地球内部的热量主要来源于地球自身，其原因就是地壳岩然而，在地球内部的热量主要来源于地球自身，其原因就是地壳岩石的导热性很差。石的导热性很差

3、。2pptppt课件课件 地热场地热场 地球的地热场地球的地热场( (或温度场或温度场) )是地球的物理场之一，它表示地球内部各是地球的物理场之一，它表示地球内部各圈层中的温度分布状态。地球内部温度分布不仅与空间位置有关，而且圈层中的温度分布状态。地球内部温度分布不仅与空间位置有关，而且还随时间变化。我们把地温度场内某点的温度是随时间变化，则称之为还随时间变化。我们把地温度场内某点的温度是随时间变化，则称之为非稳定地热场，不随时间变化称为稳定地热场。非稳定地热场，不随时间变化称为稳定地热场。 热量热量( (Q) 根据热力学第一定律，热量是能量的一种形式，在一定条件下它可根据热力学第一定律，热量

4、是能量的一种形式，在一定条件下它可以与其它形式的能量互相转化。如某系统以与其它形式的能量互相转化。如某系统(或物体或物体)所吸收的热量所吸收的热量(Q)，等，等于该系统于该系统(或物体或物体)对外界所做的功对外界所做的功(W)与系统与系统(或物体或物体)内能的改变或转化内能的改变或转化量之和。量之和。3pptppt课件课件 热流密度热流密度 热流密度被定义为在热流密度被定义为在单位时间单位时间内流过内流过单位面积单位面积的热量，它是一个矢的热量，它是一个矢量，以温度降低的方向为正。地球的大地热流密度是表征地球地温场的量，以温度降低的方向为正。地球的大地热流密度是表征地球地温场的一个重要物理量，

5、一般用它表示地球内部热能向地球表面散失的状况。一个重要物理量，一般用它表示地球内部热能向地球表面散失的状况。所以大地热流密度系指单位时间内通过地球表面单位面积所散失的热流所以大地热流密度系指单位时间内通过地球表面单位面积所散失的热流量。根据稳定热传导原理，它等于岩石热导率与相应地温梯度的乘积。量。根据稳定热传导原理，它等于岩石热导率与相应地温梯度的乘积。 4pptppt课件课件 （岩石）热导率（岩石）热导率（Thermal conductivity） k (W/m2) k: W/(mK). Orq = -kT Here q is the thermal flux, T is the tempe

6、rature. Generally the thermal conductivity k decreases with the increment of the temperature. xTkq5pptppt课件课件 (岩石岩石)比热容比热容 Heat capability Cp 热比（容）热比（容）Cp is the thermal energy which unit mass obtains as its temperature increases one degree (K) 比热容比热容(Cp)是表征岩石存储热的能力，其物理意义是：单位质量的物是表征岩石存储热的能力，其物理意义是：单

7、位质量的物质温度升高一度所吸收的热量。其表达式为质温度升高一度所吸收的热量。其表达式为Cp=Q/(MT)6pptppt课件课件 热扩散率热扩散率 （Thermal diffusivity） = k/(Cp)式中式中表示岩石密度，热扩散率表示岩石密度，热扩散率( )是表征岩石在加热或冷却时各部分温度是表征岩石在加热或冷却时各部分温度趋于一致的能力。因岩石的比热容变化不大，对热扩散率影响较小，所趋于一致的能力。因岩石的比热容变化不大，对热扩散率影响较小，所以，岩石的热扩散率主要与岩石热导率及密度有关以，岩石的热扩散率主要与岩石热导率及密度有关 。岩石热扩散率随岩。岩石热扩散率随岩石含水量的增加而增

8、加，一般在顺岩石层理方向比垂直层理方向要大，石含水量的增加而增加，一般在顺岩石层理方向比垂直层理方向要大，具有方向性。具有方向性。7pptppt课件课件 生热率（热产率）生热率（热产率）Thermal productivity 单位体积的物体（热源）在单位时间内所产生的热量。单位体积的物体（热源）在单位时间内所产生的热量。 岩石热产率（或生热率）系指单位岩石体积内放射性元素衰变所释岩石热产率（或生热率）系指单位岩石体积内放射性元素衰变所释出的热量。研究表明，热产率可以通过地球中丰度较高且其衰变半周期出的热量。研究表明，热产率可以通过地球中丰度较高且其衰变半周期与地球年龄相当的放射性同位素的含量

9、来确定，地球中与地球年龄相当的放射性同位素的含量来确定，地球中U235, U238, Th232, K40符合这些条件。许多学者通过研究提出了岩石中符合这些条件。许多学者通过研究提出了岩石中U、Th、K的含量与的含量与热产率热产率A的关系的关系式中式中表示岩石密度表示岩石密度(kg/m3)，CU、CTh、CK分别表示分别表示U(ppm)、Th(ppm)、K(%)的浓度，这里，热产率的浓度，这里，热产率A的单位为的单位为(W/m3)。)58. 365. 252. 9(105KThUCCCA8pptppt课件课件 传导传热传导传热 Heat conduction (phonon heat tran

10、sfer) 热传导热传导 热传导是由物质晶格原子或质子热运动传递热量的形式，这种形式热传导是由物质晶格原子或质子热运动传递热量的形式，这种形式也称也称“声子传热声子传热”，其沿温度梯度方向向外传播。在，其沿温度梯度方向向外传播。在10001000以下，地壳以下，地壳岩石主要以岩石主要以“声子传热声子传热”方式进行热传递。方式进行热传递。 热传导传热率为：热传导传热率为： ka=K0 3/2 Vp3 p1/2 T-5/4 其中其中K0为实验常数，为实验常数，为密度，为密度，Vp为纵波速度，为纵波速度，p为压力，为压力，T为温度为温度 Rocks are not good conductive m

11、edia. They are semi-conductors or dielectric media. No free electrons like metals can be engaged to transfer heat. Real process is the particle vibration of the crystal lattice by heat. 9pptppt课件课件 辐射传热辐射传热 热辐射（光子传热）热辐射（光子传热） Heat radiation (photon heat transfer) 辐射传热率为辐射传热率为kb=(16/3)(n2/)T3n为折射率，为折

12、射率，为暗度（辐射强度按为暗度（辐射强度按e- z衰减），衰减）， 是波尔兹曼是波尔兹曼(Boltzmann) 常数，常数，T为温度。热辐射是地幔物质主要的传热方式。为温度。热辐射是地幔物质主要的传热方式。 As the temperature excesses 750, the heat transfers mainly in infrared rays instead conduction, i.e. kbka. 10pptppt课件课件 热激发热激发 热激发热激发(激子传热激子传热) Heat excitation (exciton heat transfer) In the situa

13、tion of certain temperature and pressure the atoms of materials in the earth will excite by action of thermal radiation. Since the radiation energy is not enough to produce free electrons, the results of excitation only transfer the heat to unexcited atoms. This mechanism is called heat excitation.

14、热激发传热率为热激发传热率为kc=K0 e-E/T K0: 常数，常数，E：激发能量，：激发能量，：波尔兹曼（：波尔兹曼（Boltzmann）常数，）常数，T：温度：温度11pptppt课件课件 激子的传热在地球的浅部是微不足道的，但在地表激子的传热在地球的浅部是微不足道的，但在地表100 km以下深度以下深度，它的作用不可忽略，相应的热导率称为，它的作用不可忽略，相应的热导率称为“激子热导率激子热导率”。岩石温度越。岩石温度越高，其热传导能量就越大，在地幔中激子热导率比上述两种热导率更大高，其热传导能量就越大，在地幔中激子热导率比上述两种热导率更大。 以上三种热传递机制都是以以上三种热传递机

15、制都是以“波波”的形式传播热量，在地球内部不的形式传播热量，在地球内部不同深度上贡献不一样，通常用统一的形式表示热导率，即同深度上贡献不一样，通常用统一的形式表示热导率，即 k=ka+kb+kc12pptppt课件课件热传导方程：热传导方程：If the temperature and heat do not change with time, which means they are stable, the equation is If there is no source inside the media, the equation is pCSTtT2kST202 T13pptppt课件

16、课件 对流传热对流传热 Heat convection (热对流热对流) 当物质由高温移向低温区内，所携带的热能也随之发生迁移，这就当物质由高温移向低温区内，所携带的热能也随之发生迁移，这就是热对流。在地球内部，这种物质迁移是经常发生的，例如火山活动、是热对流。在地球内部，这种物质迁移是经常发生的，例如火山活动、热水活动、岩浆活动、地幔对流等。热水活动、岩浆活动、地幔对流等。 若液体某部分下方受热，体积膨胀，而周围未受热液体将对其产生若液体某部分下方受热，体积膨胀，而周围未受热液体将对其产生压力，即导致它受到向上的浮力压力，即导致它受到向上的浮力F浮浮g （g：重力，：重力，：体膨胀系数，：体

17、膨胀系数，：温度梯度）：温度梯度）向上运动液体同时受到来自液体自身的粘滞阻力向上运动液体同时受到来自液体自身的粘滞阻力F阻阻 （：动力粘滞系数，：动力粘滞系数， ：热扩散率）：热扩散率）两者之比称为瑞雷数（两者之比称为瑞雷数（Rayleigh Number）: 当瑞雷数超过当瑞雷数超过103 （临界值）时，将产生对流。（临界值）时，将产生对流。 kCgRp14pptppt课件课件 一般认为地球是由冷尘埃物质聚集而成，原始温度不可能很高。原一般认为地球是由冷尘埃物质聚集而成，原始温度不可能很高。原始温度决定于地球的堆积条件以及地球形成过程中短寿命放射性元素的始温度决定于地球的堆积条件以及地球形成

18、过程中短寿命放射性元素的含量，根据测量，地球表面单位时间单位面积的热流密度平均约为含量，根据测量，地球表面单位时间单位面积的热流密度平均约为1.54.1868102 W/m2，则地球的总热流密度每年约为则地球的总热流密度每年约为Q2.4110204.1868 J/a 15pptppt课件课件 地面热流密度、地球内部的加温等的能量来源都需要地球内部的能地面热流密度、地球内部的加温等的能量来源都需要地球内部的能源来解释。目前一致认为，放射性元素衰变所发出的热量是地球内部热源来解释。目前一致认为，放射性元素衰变所发出的热量是地球内部热源的主要来源。此外，还有其他可能的热源，加重力分异热、潮汐摩擦源的

19、主要来源。此外，还有其他可能的热源，加重力分异热、潮汐摩擦热、化学反应热等。热、化学反应热等。 另一方面，地球还通过火山、地震、温泉以及造山运动等形式从局另一方面，地球还通过火山、地震、温泉以及造山运动等形式从局部地区间断地释放能量，估计它们的数值比地面总热流密度小，其中地部地区间断地释放能量，估计它们的数值比地面总热流密度小，其中地震波释放的能量大部分转换成热能消失在地球之内。震波释放的能量大部分转换成热能消失在地球之内。 以下讨论几种可能的热源。以下讨论几种可能的热源。（续）16pptppt课件课件 地球形成时的温度地球形成时的温度 在冷尘埃相陨石积聚而成地球的过程中。物质的引力位降低。释

20、放在冷尘埃相陨石积聚而成地球的过程中。物质的引力位降低。释放出大量的能量，约为出大量的能量，约为31032 J，其中一部分能量用于加热地球。由于地，其中一部分能量用于加热地球。由于地球收缩时，内部压力增高，产生绝热压缩，估计这部分热量仅能使地球球收缩时，内部压力增高，产生绝热压缩，估计这部分热量仅能使地球温度升高几百度，但总的结果是，所放出的热能不可能使地球熔化。据温度升高几百度，但总的结果是，所放出的热能不可能使地球熔化。据此认为地球形成时的内部温度不超过此认为地球形成时的内部温度不超过1200。 17pptppt课件课件 放射性元素生热放射性元素生热 放射性元素生热是指由放射性元素衰变时所

21、产生的热能。在构成地放射性元素生热是指由放射性元素衰变时所产生的热能。在构成地球的岩石和矿物中，存在着多种放射性元素，但这些放射性元素并不可球的岩石和矿物中，存在着多种放射性元素，但这些放射性元素并不可能都成为地球内部的主要热源，其中只有满足以下三个条件的放射性元能都成为地球内部的主要热源，其中只有满足以下三个条件的放射性元素才能认为是地球内部加热的主要热源，即素才能认为是地球内部加热的主要热源，即 放射性元素在构成地球的岩石中具有足够的丰度；放射性元素在构成地球的岩石中具有足够的丰度； 放射性元素在衰变时能产生足够多的热量（生热率大）；放射性元素在衰变时能产生足够多的热量（生热率大）； 放射

22、性元素的半衰期要与地球的年龄相当。放射性元素的半衰期要与地球的年龄相当。 在构成地球的岩石和矿物中，存在的放射性元素主要有在构成地球的岩石和矿物中，存在的放射性元素主要有238U、235U、232Th、87Rb(铷铷)、40K等，其中具有足够丰度的生热率较高且半衰期与地等，其中具有足够丰度的生热率较高且半衰期与地球年龄相当的只有球年龄相当的只有U、Th、K。18pptppt课件课件 元素主要富集在地球的上层，据此可以推断，放射性热源富集在元素主要富集在地球的上层，据此可以推断，放射性热源富集在地壳之内，而在地幔较贫乏。地壳之内，而在地幔较贫乏。19pptppt课件课件 各类放射性元素对于总生热

23、率的各类放射性元素对于总生热率的影响随时间的变化如图所示。现在以影响随时间的变化如图所示。现在以238U产生的热量为主，在产生的热量为主，在30亿年前则亿年前则由由40K产生的热量起重要作用。产生的热量起重要作用。20pptppt课件课件 如果地球的原始物质组成和放射性元素含量的模式已知，就能估算如果地球的原始物质组成和放射性元素含量的模式已知，就能估算使这些物质熔化所需要的热量使这些物质熔化所需要的热量L和这些放射性元素在地球形成和这些放射性元素在地球形成45亿年以来亿年以来所放出的总热能所放出的总热能H。利用热传导定律，还可计算出由地表流出的总热流量。利用热传导定律，还可计算出由地表流出的

24、总热流量Q。大多数模式给出。大多数模式给出L301030J，H(6-20)1030，Q(1-8)1030J。 这些数值说明，放射性元素生热不足以使整个地球熔化，但使地球这些数值说明，放射性元素生热不足以使整个地球熔化，但使地球温度升高，而不是冷却。据估算，认为放射性生热使地球温度比初始温温度升高，而不是冷却。据估算，认为放射性生热使地球温度比初始温度升高度升高1500。21pptppt课件课件 形成地核过程中产生的形成地核过程中产生的热量热量 假设地球形成的初期是比较均匀的，以后出于内部的生热和加温，假设地球形成的初期是比较均匀的，以后出于内部的生热和加温，产生了物质的运动和化学分界，于是形成

25、了地核、地慢和地壳。由于较产生了物质的运动和化学分界，于是形成了地核、地慢和地壳。由于较重的物质流向地心，较轻的物质形成地壳，使重力位能降低，因而释放重的物质流向地心，较轻的物质形成地壳，使重力位能降低，因而释放出大量能量。出大量能量。 如果地球形成过程中物质聚集迅速，则内部的引力收缩热能就会很如果地球形成过程中物质聚集迅速，则内部的引力收缩热能就会很大。有人估计，收缩到现在地球大小的均匀球体，由于地球半径变化，大。有人估计，收缩到现在地球大小的均匀球体，由于地球半径变化，引力所做的功可表示为引力所做的功可表示为 但大半部分已在收缩过程中释放。有学者估计，由一个均匀的地球但大半部分已在收缩过程

26、中释放。有学者估计，由一个均匀的地球演变成分层的地球所释放的能量约为演变成分层的地球所释放的能量约为1.251031J，其中的大部分可使地，其中的大部分可使地球平均温度升高球平均温度升高1500，而小部分用于熔化铁，而小部分用于熔化铁镍相和积蓄成应变能。镍相和积蓄成应变能。RGMW35322pptppt课件课件 其它形式的热源其它形式的热源 太阳系形成初期，地月距离很近，地球自转的速度比现在快得多，太阳系形成初期，地月距离很近，地球自转的速度比现在快得多，地球自转周期大概为地球自转周期大概为2-4小时。由于潮汐摩擦，地球自转变慢，月球与地小时。由于潮汐摩擦，地球自转变慢，月球与地球的距离也越来

27、越远。当地球的自转周期由球的距离也越来越远。当地球的自转周期由3小时变到小时变到24小时的时候，旋小时的时候，旋转动能的消失约为转动能的消失约为1.51031J，这个能量除了一小部分用消耗在增加月球，这个能量除了一小部分用消耗在增加月球的动能外，极大部分消耗在浅海的潮汐摩擦中，但仅使地球增温的动能外，极大部分消耗在浅海的潮汐摩擦中，但仅使地球增温200左左右。右。 火山喷发所散失的能量比地面热流至少小两个数量级。地震波所释火山喷发所散失的能量比地面热流至少小两个数量级。地震波所释放的能量最后变为热能消失在地球内。放的能量最后变为热能消失在地球内。 化学反应释放的热量，化学反应释放的热量，.23

28、pptppt课件课件 大地热流密度值是地球热损耗中的传导部分。通过测量垂向温度随大地热流密度值是地球热损耗中的传导部分。通过测量垂向温度随深度增加深度增加(温度梯度温度梯度)和测定测温范围内岩石的热导率，可以求出大地热流和测定测温范围内岩石的热导率，可以求出大地热流密度值。大地热流密度易受地壳升降、水的运移或火山活动的干扰，并密度值。大地热流密度易受地壳升降、水的运移或火山活动的干扰，并且地球内部释放的热能且地球内部释放的热能(1.54.186810- 2W/m2)比太阳辐射能比太阳辐射能(3.24.1868102W/m2)小约小约2万倍，所以地面热流密度对大气温度和气万倍，所以地面热流密度对

29、大气温度和气候不会有什么影响。候不会有什么影响。24pptppt课件课件大地热流密度的基本特征大地热流密度的基本特征 在大陆上，古老地盾区的热流密度较低，而现代火山带、新生代岩在大陆上，古老地盾区的热流密度较低，而现代火山带、新生代岩浆活动带的热流密度较高。研究表明，新生代活动带的热流密度超过浆活动带的热流密度较高。研究表明，新生代活动带的热流密度超过24.186810-2W/m2，前寒武纪地盾的热流密度趋于稳定，约为，前寒武纪地盾的热流密度趋于稳定，约为(0.9-1.05)4.186810-2W/m2；大陆造山带的平均热流密度随着造山带的年龄；大陆造山带的平均热流密度随着造山带的年龄增加而减

30、少，越老的构造带热流越小。增加而减少，越老的构造带热流越小。 在大洋，洋底的热流密度随洋底年龄的增加而减小；洋中脊处海洋在大洋，洋底的热流密度随洋底年龄的增加而减小；洋中脊处海洋热流密度最高，并对称地向两侧降低。在深海沟处常为低热流密度。热热流密度最高，并对称地向两侧降低。在深海沟处常为低热流密度。热流密度和地壳年龄的关系同海底扩张模式相一致。流密度和地壳年龄的关系同海底扩张模式相一致。 20世纪世纪90年代公布的华北及邻区的热流数据表明，华北地台古老基年代公布的华北及邻区的热流数据表明，华北地台古老基岩出露隆起区为低热密度流区，热流密度为岩出露隆起区为低热密度流区，热流密度为46.06mW/

31、m2。华北地台新生。华北地台新生代强烈助陷地带为高热密度流区，热流密度为代强烈助陷地带为高热密度流区，热流密度为71.18mW/m2。25pptppt课件课件 大陆与海洋热流密度的相似性大陆与海洋热流密度的相似性 以前人们认为大陆的热流密度比海洋大得多。因为大陆地壳里花岗以前人们认为大陆的热流密度比海洋大得多。因为大陆地壳里花岗岩层很厚，而花岗岩的放射性生热率很高。而海洋的地壳很薄因而推岩层很厚，而花岗岩的放射性生热率很高。而海洋的地壳很薄因而推测大陆热流密度比海洋大得多。但是，测量结果证实两者的热流密度相测大陆热流密度比海洋大得多。但是，测量结果证实两者的热流密度相差很小。差很小。 可以看出

32、，大陆热流密度和海洋热流密度的平均值很相近，特别是它们可以看出，大陆热流密度和海洋热流密度的平均值很相近，特别是它们平均值（所采用的平均值是平均值（所采用的平均值是300英里英里300英里面积内的数据平均）：英里面积内的数据平均）： 大陆：大陆： 1.454.186810-2W/m2 海洋：海洋： 1.464.186810-2W/m226pptppt课件课件 大陆相海洋的热流密度只是在数值相似、而其形成的机制是不相同大陆相海洋的热流密度只是在数值相似、而其形成的机制是不相同的。的。 海洋岩石圈较薄，认为平均是海洋岩石圈较薄，认为平均是70 km。若取热扩散系数。若取热扩散系数=0.012cm2

33、/s，按照传导方程估算，热量自岩石圈底部传到海洋底部的时间近似为，按照传导方程估算，热量自岩石圈底部传到海洋底部的时间近似为1.3108年，这个值相当于较老洋底的年龄，也就是说，在海洋较年轻的年，这个值相当于较老洋底的年龄，也就是说，在海洋较年轻的区域，深部地慢的热流还来不及传到海洋底部，测得的地表热流密度主区域，深部地慢的热流还来不及传到海洋底部，测得的地表热流密度主要来自岩石圈内释放的剩余热，对于年龄大于要来自岩石圈内释放的剩余热，对于年龄大于4.0109年龄的古老洋区，年龄的古老洋区，可以认为岩石圈内的温度分布已趋于稳定，洋底热流密度主要来自岩石可以认为岩石圈内的温度分布已趋于稳定，洋底

34、热流密度主要来自岩石圈的底部，以传导热为主。圈的底部，以传导热为主。 在大陆，地表热流的近在大陆，地表热流的近60来自岩石圈底部，另来自岩石圈底部，另40来自地壳内放来自地壳内放射性物质的衰变，大陆热流密度与最后一次造山运动、侵蚀速率以及放射性物质的衰变，大陆热流密度与最后一次造山运动、侵蚀速率以及放射性热源分布有关。射性热源分布有关。 （续）27pptppt课件课件 地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造 按照板块假说，地球上层由岩石图和软流图组成，变形发生在板块按照板块假说，地球上层由岩石图和软流图组成，变形发生在板块的边缘地区，板块内部被认为是不变形的刚体。板块在地球表面做相对的边

35、缘地区，板块内部被认为是不变形的刚体。板块在地球表面做相对运动，成为地震活动和各种构造活动的原因，地球表面消耗的机械能，运动，成为地震活动和各种构造活动的原因，地球表面消耗的机械能，大部分消耗在这些地带。大部分消耗在这些地带。 在板块的生长部位，即大洋中脊的热流密度可达在板块的生长部位，即大洋中脊的热流密度可达126-335mW/m2，离，离开中脊便逐渐降低，直至达到平均正常热流密度开中脊便逐渐降低，直至达到平均正常热流密度(50-100 mW/m2)。深海。深海沟处常为低热流密度。在岛弧地区或大陆边缘的火山地带，热流密度很沟处常为低热流密度。在岛弧地区或大陆边缘的火山地带，热流密度很高。高。

36、 全球热流场的分布，论证了板块学说关于部分熔融的上地慢物质沿全球热流场的分布，论证了板块学说关于部分熔融的上地慢物质沿着洋中脊不断涌到地表，海洋板块向洋脊两侧扩张，经冷却形成洋底岩着洋中脊不断涌到地表，海洋板块向洋脊两侧扩张，经冷却形成洋底岩石层，冷却的岩石层在海沟处又重新插入地幔软流圈中石层，冷却的岩石层在海沟处又重新插入地幔软流圈中一种对流模一种对流模式。软流圈物质的向上涌流是地热演化的表现，它一方面有助于软流圈式。软流圈物质的向上涌流是地热演化的表现，它一方面有助于软流圈的对流冷却，另一方面促进地幔物质的分异。的对流冷却，另一方面促进地幔物质的分异。28pptppt课件课件（续）29pp

37、tppt课件课件 地壳浅层的温度是目前能直接测量的温度范围。地壳浅层的温度分地壳浅层的温度是目前能直接测量的温度范围。地壳浅层的温度分布状态从地表向下大致可分为三带，即变温带布状态从地表向下大致可分为三带，即变温带( (外热层外热层) )、恒温带、恒温带( (中性层中性层) )和增温带和增温带( (内热带内热带) )。 地表的温度取决于接受太阳的辐射热聚与地壳热量损耗之间的平衡地表的温度取决于接受太阳的辐射热聚与地壳热量损耗之间的平衡，地表接受太阳辐射的总热且约为，地表接受太阳辐射的总热且约为1.31.310102323J/aJ/a，而地壳表面吸收的总热，而地壳表面吸收的总热量为量为5.85.

38、810101919J/aJ/a，前者比后者大，前者比后者大4 4个数量级，所以地表的温度状况，主个数量级，所以地表的温度状况，主要由太阳辐射热所决定。由于太阳辐射热存在日变化、年变化和多年变要由太阳辐射热所决定。由于太阳辐射热存在日变化、年变化和多年变化的周期性变化，故地下温度也随之变化，形成了变温带。温度的变化化的周期性变化，故地下温度也随之变化，形成了变温带。温度的变化大体与正弦曲线相符，其幅度随深度而减小。大体与正弦曲线相符，其幅度随深度而减小。30pptppt课件课件 一般情况下，日变的影响深度在一般情况下，日变的影响深度在1 12m,2m,年变温带的深度为年变温带的深度为151530

39、m30m左左右。多年变温带中长周期性右。多年变温带中长周期性(35(35100a)100a)的影响深度可达数百米。的影响深度可达数百米。 地壳深层的温度无法直接测量，只有通过间接的方法进行推断和分地壳深层的温度无法直接测量，只有通过间接的方法进行推断和分析。根据浅层的初始测温资料，如地表温度，热流和岩石的热导率等，析。根据浅层的初始测温资料，如地表温度，热流和岩石的热导率等，通过理论计算推断深部的温度。由通过理论计算推断深部的温度。由可知，当热场是一个稳定场（不随时间变化）时，有可知，当热场是一个稳定场（不随时间变化）时，有如果考虑一维情况，即温度仅随深度变化，有如果考虑一维情况，即温度仅随深

40、度变化，有 （续一）pCATtT2AT2AdzTd2231pptppt课件课件 求解上述方程，求解上述方程，这里这里q0为地面热流，并设地面温度他为地面热流，并设地面温度他T0=0,可得可得若地下介质为两层（若地下介质为两层（k1, k2, A1, A2),),即可解得即可解得多层情况可依此类推。如果考虑生热率随深度呈指数变化，则有多层情况可依此类推。如果考虑生热率随深度呈指数变化，则有 （续二）2021zAzqT221221211011211012111012222210 )(hzAhzhAqhhAqTzhzAzqThz)( zeAzqT102032pptppt课件课件（续三）33pptpp

41、t课件课件 地球深部的温度分布表明了地球深部的热状态，但它无法直接测量地球深部的温度分布表明了地球深部的热状态，但它无法直接测量。同时，利用浅部的测温资料推算地壳以下的深部温度也不适用了。因。同时，利用浅部的测温资料推算地壳以下的深部温度也不适用了。因为地球探部的热状态与地壳有明显的不同，一是放射性元素集中于地壳为地球探部的热状态与地壳有明显的不同，一是放射性元素集中于地壳浅层，所测地温梯度远比深部高，二是在地壳深部除热传导外，温度越浅层，所测地温梯度远比深部高，二是在地壳深部除热传导外，温度越高，辐射传热能力所起的作用也越大，这就增加了深部物质总的传热能高，辐射传热能力所起的作用也越大，这就

42、增加了深部物质总的传热能力，地温梯度相应地降低了。若以地壳浅部地温梯度值力，地温梯度相应地降低了。若以地壳浅部地温梯度值23/100m直接直接推至地下推至地下6371km的地心处，温度将高达的地心处，温度将高达12l05 ，整个地球将熔化，整个地球将熔化，显然，这与事实不符。显然，这与事实不符。 34pptppt课件课件 由于岩石圈以下的放射源分布以及热导率知道得很少，因此不能应由于岩石圈以下的放射源分布以及热导率知道得很少，因此不能应用热传导方程来计算地幅的温度其它方法如：用热传导方程来计算地幅的温度其它方法如： 用间接方法可以求得地幔的温度梯度，若巳知某边界的温度，其用间接方法可以求得地幔

43、的温度梯度，若巳知某边界的温度，其它深度的温度使可用积分求得；它深度的温度使可用积分求得； 根据实验或理论求得地慢物质在相应压力条件下的熔点，由于地根据实验或理论求得地慢物质在相应压力条件下的熔点，由于地幅绝大部份处于固体状态，熔点可以认为是地因温度的上限；幅绝大部份处于固体状态，熔点可以认为是地因温度的上限； 物质的电导率对于温度比较敏感，用测量所得的电导率也可以计物质的电导率对于温度比较敏感，用测量所得的电导率也可以计算温度；算温度； 近来依靠精密的岩石学实验结果，可以确定深源岩石产地的环境近来依靠精密的岩石学实验结果，可以确定深源岩石产地的环境条件，特别是温度，这种方法只能测量二、三百公

44、里以内的温度。但由条件，特别是温度，这种方法只能测量二、三百公里以内的温度。但由于它的准确度高，所以很受重视。于它的准确度高，所以很受重视。（续一）35pptppt课件课件 绝热自压温度绝热自压温度 假定地幔没有放射性源，只是由于压力作用使温度升高，称为绝热假定地幔没有放射性源，只是由于压力作用使温度升高，称为绝热自压温度，它应当是地因温度的下限。物质在绝热压缩时，与外界没有自压温度，它应当是地因温度的下限。物质在绝热压缩时，与外界没有热交换，按照热力学定律可得温度随压力的变化为热交换，按照热力学定律可得温度随压力的变化为 为体膨胀系数，为体膨胀系数，Cp为恒压状态下的比热。由于处于流体静力平

45、衡状态为恒压状态下的比热。由于处于流体静力平衡状态，所以有，所以有r为地球半径，则为地球半径，则 （续二）pCTpT drgdp TCgdrdTp 36pptppt课件课件 用上述公式可以得到地幔不同深度的绝热自压温度。如令用上述公式可以得到地幔不同深度的绝热自压温度。如令T200为为200公里深度处的温度，可计算幔核界面的绝热自压温度应为公里深度处的温度，可计算幔核界面的绝热自压温度应为1.5T200。显然，。显然，绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令T2001500，则幅核界，则幅核界面的绝热自压温度大约为面的绝热自压温度大约为2250，这时

46、地幔的平均绝热梯度为，这时地幔的平均绝热梯度为0.28/km。 /Cp的数值还可以自其它方法得到。在通常情况下，比热的数值还可以自其它方法得到。在通常情况下，比热Cp对于对于p和和T都是不敏感的，因此只要能够求得体膨胀系数都是不敏感的，因此只要能够求得体膨胀系数 ，便能计算地球内部的温，便能计算地球内部的温度。弗霍根度。弗霍根1960由此估计地核附近的温度约为由此估计地核附近的温度约为2700K，它和上述绝热自，它和上述绝热自压温度相差不大。压温度相差不大。（续三）37pptppt课件课件 物质的熔点物质的熔点 地幔物质的熔点可以认为是地慢温度的上限数值。地幔物质的熔点可以认为是地慢温度的上限

47、数值。 实际上，地慢物实际上，地慢物质是由多成份系统所组成，因此熔化是在一定温度范围内产生的。质是由多成份系统所组成，因此熔化是在一定温度范围内产生的。 按照克劳修斯按照克劳修斯克拉珀龙方程，熔点温度克拉珀龙方程，熔点温度Tm随压力变化可写成随压力变化可写成 L为熔化时的潜热，为熔化时的潜热，VL和和VS，分别为液相和固相的比容，分别为液相和固相的比容(密度的倒数密度的倒数)。 实验室中直接测量熔点的技术还只能在十万大气压以内进行，它大实验室中直接测量熔点的技术还只能在十万大气压以内进行，它大约相应于约相应于300公里的深度。更深处的熔点只能从地震波速度或是固体物理公里的深度。更深处的熔点只能

48、从地震波速度或是固体物理学寻找解答。学寻找解答。 （续四）LTVVdpdTmSLm)(38pptppt课件课件 在不同地区，上地慢的温度可能相差很大。温度的横向变化很可能是在不同地区，上地慢的温度可能相差很大。温度的横向变化很可能是产生地质构造的一种重要因素。古老洋盆地和大陆地盾的热流比较稳定产生地质构造的一种重要因素。古老洋盆地和大陆地盾的热流比较稳定，它们的上地慢温度分布更有代表性。利用斜长石地温计测量海岭拉斑，它们的上地慢温度分布更有代表性。利用斜长石地温计测量海岭拉斑玄武岩产地周围的温度大约为玄武岩产地周围的温度大约为1300。拉斑玄武岩浆产地的深度大约为。拉斑玄武岩浆产地的深度大约为

49、100公里；由此向深部延伸，海洋温度的增加可按照绝热温度梯度为公里；由此向深部延伸，海洋温度的增加可按照绝热温度梯度为0.6/km来计算。来计算。 （续五）39pptppt课件课件（续六）40pptppt课件课件 假定整个地核是由铁所组成，外核是液态的铁，内核是固态的铁，假定整个地核是由铁所组成，外核是液态的铁，内核是固态的铁，那么内外核界面的温度应当就是该处压力下铁的熔点。那么内外核界面的温度应当就是该处压力下铁的熔点。 内核温度应比铁内核温度应比铁的熔点为低，外核温度应比铁的熔点为高。因此研究铁在相应压力下的的熔点为低，外核温度应比铁的熔点为高。因此研究铁在相应压力下的熔点对于研究地核的温

50、度有重要的意义。熔点对于研究地核的温度有重要的意义。 实验室测量的多半是实验室测量的多半是l0万大气压以内的熔点，更高压力的熔点需要从万大气压以内的熔点，更高压力的熔点需要从实验数据外推，它们可有很大出入。希金斯和肯尼迪实验数据外推，它们可有很大出入。希金斯和肯尼迪1970认为金属铁的认为金属铁的熔点随压力的变化可用下式表示：熔点随压力的变化可用下式表示：其中其中 0为零压下物质的体膨胀系数，为零压下物质的体膨胀系数， 和和 0分别为高压和零压下物质的密分别为高压和零压下物质的密度度, 若已知压下的熔点和熔点梯度，并根据地核密度的分布，便能求出地若已知压下的熔点和熔点梯度，并根据地核密度的分布