Процессы генерации и передачи тепла

Возможные источники тепла внутри Земли:

1. Долгоживущие радиоактивные изотопы.

Ранее мы выяснили, что долгоживущие радиоактивные изотопы играли большую роль при первичном разогреве Земли. За 1-ый млрд. лет температура Земли должна была повыситься до 700ºС. А за весь период существования Земли – до 1800ºС. Поэтому был сделан вывод о том, что вклад долгоживущих радиоактивных изотопов может объяснить только часть начального разогрева Земли. Следовательно, должны существовать и другие источники тепла внутри Земли.

2. Короткоживущие радиоактивные изотопы.

К ним относятся изотопы Al²⁶, Cl³⁶, Te⁶⁰. Наиболее важным из них является

Al²⁶. Период его полураспада равен 0.73 млн. лет и в начальный период существования планеты Земля этот изотоп мог быть источником значительного количества тепла в течение примерно 10 млн. лет. Если же формирование Земли продолжалось около 100 млн. лет, тогда распад короткоживущих изотопов мог нагреть только 10% объёма недр первичной Земли.

3. Тепло, запасенное при образовании Земли.

Вклад в разогрев Земли могли внести следующих два процесса:

а) высвобождение кинетической энергии при ударах протопланетных частиц, сталкивающихся с растущей Землёй, и

б) адиабатическое сжатие, сопровождавшееся постепенным ростом температуры.

Почти вся энергия соударения малых тел с растущей Землёй рассеивается в виде тепла в непосредственной близости от сталкивающихся тел и излучается в пространство. Предполагают, что лишь 0.1% энергии соударений поглощается Землёй, что может поднять температуру Земли лишь на 30ºС.

Более существенное увеличение температуры даёт адиабатическое сжатие, постепенно увеличивающееся по мере агломерации частиц. Если давление в центре Земли в результате аккреции стало равно 3000 бар, то при адиабатическом градиенте температура в центре Земли в процессе слипания частиц должна была подняться на 900ºС с постепенным уменьшением её к поверхности.

4. Преобразование энергии вращения Земли в тепло.

Возможным источником внутреннего тепла может быть диссипация энергии вращения Земли, по мере того как вращение замедляется из-за приливного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем. Расчеты показывают, что если бы всё приливное тепло поглощалось в теле Земли, то температура в её недрах достигла бы 2000ºС. С другой стороны, если бы 90% энергии диссипировало в мелких морях, температура поднялась бы только на 200ºС. К сожалению, нет достоверных данных о том, как делятся потери энергии между приливами в океанах и в твёрдой Земле.

5. Образование ядра.

Обычно полагают, что Земля образовалась в процессе аккреции примерно однородного материала. Кора, мантия и ядро выделились впоследствии в процессе дифференциации вещества. Образование ядра должно было освободить большое количество гравитационной энергии вследствие концентрации железо-никелевой фазы высокой плотности в центре Земли.

Тозер оценил суммарное изменение гравитационной энергии и энергии напряжений при образовании ядра из вещества первоначально недифференцированной Земли. Он нашёл, что выделившееся тепло в объёме 94% должно было разогреть Землю до 1500ºС. Полное тепло, образовавшееся при выделении ядра сопоставимо с суммарным теплом радиоактивного распада долгоживущих изотопов, выделившемся за всю историю Земли.

Перенос тепла в Земле (передача тепла)

1. Теплопроводность.

Бóльшая часть теряемого Землёй тепла достигает поверхности посредством теплопроводности пород земной коры. Расчеты показывают, что в этом случае геотермический градиент должен быть 25ºС/км. Тогда на глубине 100 км температура должна быть 2500ºС и привести к обширному плавлению мантии, что не имеет места. С другой стороны, известно, что на глубинах порядка 60 км температура в отдельных местах должна достигать 1200ºС, чтобы образовать базальтовую магму. Поэтому до того, как достичь глубины 100 км, геотермический градиент должен уменьшиться примерно в 10 раз. Выполаживание кривой зависимости температуры от глубины можно объяснить либо концентрацией внутренних источников тепла вблизи поверхности Земли, либо более эффективным механизмом переноса тепла, чем простая теплопроводность, либо совместным действием этих причин.

(Коэффициент теплопроводности твёрдых и жидких тел – это величина, равная отношению плотности теплового потока через изотермическую поверхность к градиенту температуры)

, Вт/(м·град)

Здесь единицами измерения являются для Q - Вт/м², а для grad T - град/м,

P.S.1 вт = 10⁷эрг/сек = 0.862 ккал/час.

2. Перенос тепла лучеиспусканием и экситонами.

При температурах выше 800…1500ºС значительное количество тепла передаётся через породу лучеиспусканием. В результате лучистого переноса коэффициент теплопроводности увеличивается на дополнительную величину K_r:

,

где n – показатель преломления;

s – постоянная Стефана-Больмана;

е – коэффициент непрозрачности;

Т – температура.

Как видно, эффективность лучистого переноса тепла связана с прозрачностью, в частности, силикатных минералов к несущим тепловую энергию красным лучам видимого спектра и инфракрасным лучам.

Возможен и другой механизм переноса тепла, увеличивающий эффективную теплопроводность при высоких температурах. Тепло может переноситься «экситонами». Нейтральные атомы возбуждаются радиацией, энергия которой недостаточна для образования свободных электронов. Энергия атома передаётся соседнему атому. При этом возникает перенос тепла. Не исключается, что в некоторых областях мантии ниже 100 км интенсивность экситоновой теплопроводности равна, а может быть и больше интенсивности лучистой теплопроводности.

Таким образом, вполне вероятно, что теплопроводность верхней мантии глубже 100 км на порядок выше, чем у поверхности. Увеличение теплопроводности может быть вызвано лучистым и экситоновым переносом тепла. Поэтому геотермический градиент на этих глубинах меньше. Увеличение теплопроводности с глубиной может прекратиться в переходной зоне мантии и ниже из-за увеличения непрозрачности.

3. Перенос тепла тепловой конвекцией.

Тепловая конвекция в жидкой среде может вынести наверх большое количество тепла даже при сравнительно небольшом температурном градиенте. По-видимому, именно конвекцией передаётся тепло вверх через внешнее ядро.

Важная геотермическая роль конвекции состоит в том, что тепло из недр Земли может быть вынесено к поверхности гораздо быстрее, чем посредством теплопроводности.

Другим видом быстрой передачи тепла к поверхности Земли может быть «проникающая» конвекция. Это название относится к направленным вверх течениям разогретых жидкостей с малой плотностью. Таковы, например, течения магмы или гидротермальных растворов в уплотнённой пористой среде. Этот процесс необратим, и магма или горячая вода остаются на земной поверхности или вблизи неё. Таков, вероятно, основной путь выноса тепла наверх в геотермальных регионах, включая и океанические подводные хребты.