固体地球物理学导论地热场与地球的热状态课件.ppt

《固体地球物理学导论地热场与地球的热状态课件.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《固体地球物理学导论地热场与地球的热状态课件.ppt（53页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、第六章 地热场与地球的热状态,热场概念与岩石热物理特征地球内部的热源与大地热流地球内部的温度分布地球的热历史,1,t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 abou

2、t 1:1000. In the earth, however, the heat mainly 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1000:1。 然而，在地球内部的热量主要来源于地球自身，其原因就是地壳岩石的导热性很差。,温暖的地球,2,t课件,6.1 热场概念与岩石热物理特征 6.1.1 地热场与热流密度概念 地热场 地球的地热场(或温

3、度场)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。 热量(Q) 根据热力学第一定律，热量是能量的一种形式，在一定条件下它可以与其它形式的能量互相转化。如某系统(或物体)所吸收的热量(Q)，等于该系统(或物体)对外界所做的功(W)与系统(或物体)内能的改变或转化量之和。,地热场与热量,3,t课件,热流密度 热流密度被定义为在单位时间内流过单位面积的热量，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一个重要物理量，

4、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。,热流密度,4,t课件,6.1.2 岩石热物理性质 （岩石）热导率（Thermal conductivity） k (W/m2) k: W/(mK). Orq = -kT Here q is the thermal flux, T is the temperature. Generally the thermal conductivity k decreases with the increment of the temper

5、ature.,岩石热导率,5,t课件, (岩石)比热容 Heat capability Cp 热比（容）Cp is the thermal energy which unit mass obtains as its temperature increases one degree (K) 比热容(Cp)是表征岩石存储热的能力，其物理意义是：单位质量的物质温度升高一度所吸收的热量。其表达式为Cp=Q/(MT),岩石的比热容,6,t课件,热扩散率 （Thermal diffusivity） = k/(Cp)式中表示岩石密度，热扩散率()是表征岩石在加热或冷却时各部分温度趋于一致的能力。因岩石的比热

6、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 。岩石热扩散率随岩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。,岩石热扩散率,7,t课件,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。 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U、Th、K的含量与热产率A的关系式中

7、表示岩石密度(kg/m3)，CU、CTh、CK分别表示U(ppm)、Th(ppm)、K(%)的浓度，这里，热产率A的单位为(W/m3)。,岩石生热率,8,t课件,6.1.3 热传递方式 传导传热 Heat conduction (phonon heat transfer) 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，这种形式也称“声子传热”，其沿温度梯度方向向外传播。在1000以下，地壳岩石主要以“声子传热”方式进行热传递。 热传导传热率为： ka=K0 3/2 Vp3 p1/2 T-5/4 其中K0为实验常数，为密度，Vp为纵波速度，p为压力，T为温度 Rocks are no

8、t good conductive media. 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.,岩石热传导传热,9,t课件,辐射传热 热辐射（光子传热） Heat radiation (photon heat transfer) 辐射传热率为kb=(16/3)(n2/)T3n为折射率，

9、为暗度（辐射强度按e-z衰减），是波尔兹曼(Boltzmann) 常数，T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.,岩石热辐射传热,10,t课件,岩石热激发传热,热激发 热激发(激子传热) Heat excitation (exciton heat transfer) In the situation of certain temperature and pressure the a

10、toms 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. 热激发传热率为kc=K0 e-E/T K0: 常数，E：激发能量，：波尔兹曼（Boltzma

11、nn）常数，T：温度,11,t课件,“波”的形式传播热量,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，它的作用不可忽略，相应的热导率称为“激子热导率”。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。 以上三种热传递机制都是以“波”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 k=ka+kb+kc,12,t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 equa

12、tion is If there is no source inside the media, the equation is,13,t课件,热对流传热,对流传热 Heat convection (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。 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F浮g （g：重力，：体膨胀系数，：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F阻 （：动力粘滞系数， ：热扩散率）两者之比称为瑞雷数（Ray

13、leigh Number）: 当瑞雷数超过103 （临界值）时，将产生对流。,14,t课件,6.2 地球内部的热源与大地热流 6.2.1 地球内部的热源 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Q2.4110204.1868 J/a,地球内部热源,15,t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

14、，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。 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。,地球内部热源 （续）,16,t课件,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。释放出大量的能量，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。据此认为地球形成时的内部温度不超过120

15、0。,地球形成时的温度,17,t课件,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 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238U、235U、232Th、87Rb(铷)、40K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U、Th、K。,放射性元

16、素生热,18,t课件,岩石放射性含量与生热率,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。,19,t课件,放射性元素总生热随时间变化,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238U产生的热量为主，在30亿年前则由40K产生的热量起重要作用。,20,t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45亿年以来所放出的总热能H。利用热传导定律，还可计算出由地表流出的总热流量Q。大多数模式给出L301030J，H(6-20)1030，Q(1-8)1030J。 这些数值说

17、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度升高1500。,放射性元素生热的结果,21,t课件,形成地核过程中产生的热量 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，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 但大半部分已在收缩过程中释放。有学者估计，由一个均匀的地球演变成分层的地

18、球所释放的能量约为1.251031J，其中的大部分可使地球平均温度升高1500，而小部分用于熔化铁镍相和积蓄成应变能。,形成地核过程中产生的热量,22,t课件,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，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，月球与地球的距离也越来越远。当地球的自转周期由3小时变到24小时的时候，旋转动能的消失约为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。地震波所释放的能量最后变为热能消失在地球内。

19、化学反应释放的热量，.,其它热源,23,t课件,6.2.2 大地热流密度及其特征 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(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(1.54.186810-2W/m2)比太阳辐射能(3.24.1868102W/m2)小约2万倍，所以地面热流密度对大气温度和气候不会有什么影响。,大地热流密度,24,t课件,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

20、度超过24.186810-2W/m2，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。 20世纪90年代公布的华北及邻区的热流数据表明，华北地台古老基岩出露隆起区为低热密度流区，热流密度为46.06mW/m2。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71.18mW/m2。,大地热流密度的基本特征,25,t课件

21、,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差很小。 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300英里300英里面积内的数据平均）： 大陆： 1.454.186810-2W/m2 海洋： 1.464.186810-2W/m2,大陆与海洋的热流密度,26,t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的。 海洋岩石圈较薄，认为平均是70 km。若取热扩散系数=0.0

22、12cm2/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4.0109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圈的底部，以传导热为主。 在大陆，地表热流的近60来自岩石圈底部，另40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热源分布有关。,大陆与海洋的热流密度 （续）,27,t课件,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

23、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。 在板块的生长部位，即大洋中脊的热流密度可达126-335mW/m2，离开中脊便逐渐降低，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。 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式。软流圈物质的向上涌流是地热演化

24、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。,地面热流密度与板块构造,28,t课件,地面热流密度与板块构造 （续）,29,t课件,6.3 地球内部的温度分布 6.3.1 地壳的温度 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(外热层)、恒温带(中性层)和增温带(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，地表接受太阳辐射的总热且约为1.31023J/a，而地壳表面吸收的总热量为5.81019J/a，前者比后者大4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

25、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。温度的变化大体与正弦曲线相符，其幅度随深度而减小。,地球内部的温度分布地壳温度,30,t课件,一般情况下，日变的影响深度在12m,年变温带的深度为1530m左右。多年变温带中长周期性(35100a)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,地壳温度 （续一）,31,t课件,求解上述方程，这里q0为地面热流，并

26、设地面温度他T0=0,可得若地下介质为两层（k1, k2, A1, A2),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,地壳温度 （续二）,32,t课件,地壳温度 （续三）,33,t课件,6.3.2 地幔的温度 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力，地温梯度相应地降低了。若以地壳浅部地温梯度值23/100

27、m直接推至地下6371km的地心处，温度将高达12l05 ，整个地球将熔化，显然，这与事实不符。,地球内部的温度分布地幔温度,34,t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条件，特别是温度，这种方法只能测量二、三

28、百公里以内的温度。但由于它的准确度高，所以很受重视。,地幔温度 （续一）,35,t课件,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 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衡状态，所以有r为地球半径，则,地幔温度 （续二）,36,t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T200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1.5T200。显然，绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令T2001500，则幅核界面的

29、绝热自压温度大约为2250，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Cp对于p和T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度。弗霍根1960由此估计地核附近的温度约为2700K，它和上述绝热自压温度相差不大。,地幔温度 （续三）,37,t课件,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。 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。 按照克劳修斯克拉珀龙方程，熔点温度Tm随压力变化可写成 L为熔化时的潜热，VL和VS，分别为液相和固相的比容(密度的倒数)。 实验室中直接测量熔点的

30、技术还只能在十万大气压以内进行，它大约相应于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学寻找解答。,地幔温度 （续四）,38,t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0.6/km来计算。,地幔温度 （续五）,39,t课件,地幔温度 （续六）,40,t课件,6.3.3 地核的温度 假定整个地核是由铁所组成，

31、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。 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l0万大气压以内的熔点，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1970认为金属铁的熔点随压力的变化可用下式表示：其中0为零压下物质的体膨胀系数， 和0分别为高压和零压下物质的密度, 若已知压下的熔点和熔点梯度，并根据地核密度的分布，便能求出地核的熔点。,地球内部的温度分布地核温度,41,t课件,假定地核系由纯铁所组成，它的熔点为 肯尼迪等人应用冲击波技术测

32、量铁在300万巴下的密度，并利用上式得到铁的熔点变化曲线，内外核边界的熔点为4300K左右。 假定外核没有放射性物质，外核温度的变化纯系绝热自压所产生的. 如取外核的体膨胀系数为1.310-6/,，可得外核的绝热梯度为0.14/km，它大约是地幔绝热梯度的一半。由此可以计算外核的绝热自压温度，并得到幔核界面上地核物质的绝热温度应为4000K，它比内外核界面的温度只小300K。这个温度被认为偏高约1000K。,地核温度 （续一）,42,t课件,为了实现地馒温度分布与地核温度分布在幔核边界一致，即克服上述由纯铁计算熔点偏高1000K的困难，促使人们考虑地核可能不是纯铁组成，而是由含杂质的铁组成。考

33、虑到内核由于密度比铁高，可能含有镍等重金属，从而组成类似铁镍合金的内核。又考虑到外核由于密度比铁低，可能含有硫、硅等轻物质，从而组成含有非金属的铁外核。这样，在内外核边界上仍可保持原来铁的熔化温度，而在核馒边界上的温度可以降低1000K，即3000K左右。从而将地幔过温度渡分布与地核温度分布连为一个整体。,地核温度 （续二）,43,t课件,地核温度 （续三）,44,t课件,6.4 地球的热历史 从地球形成直到今日的温度变化历史，目前还很难给出确切的进程，只能给出变化轮廓。即使是这样，所得的结果对于了解现今地球内部的温度分布也是有益的，而且，在某种程度可借助于这些结果，对未来地球的发展做预测。,

34、地球的热历史,45,t课件,6.4.1 地球的原始温度 地球的原始温度和地球起源有密切关系。二十多年前曾经普遍认为地球是在高温条件下形成的，因此假设原始地球处于熔化状态。但是近来关于地球起源的研究，认为地球是由气体和固体尘埃云堆积形成的，它的原始温度不可能很高。原始地球温度决定于地球的堆积条件以及地球形成过程中放射性元素(短寿命)的含量。曾经怀疑原始地球中的26Al衰变为26Mg时(半衰期为0.94106年)可能产生足够大的热能，使地球熔化。但是，通过测量不同陨石、月岩以及地球岩石中26Mg/24Mg的比值，发现它们没有任何明显的差别。因此，26Al的作用也许不大。,地球的原始温度,46,t课

35、件,在地球形成过程中，如果碰撞以及自压所释放的重力能完全转化为热，它的能量十分可观，但是事实上这样产生的热大部分可能辐射到空间中去，只有很少一部分保留下来。如果地球堆积是均匀的，后来由于某种机制使它产生分异，重物质向中心集中，轻物质向表面迁移。分异过程所释放的重力能也需要加以考虑。 在地球初期历史中，月球可能和地球很靠近。潮汐产生的热能和月地距离的六次方成反比，因此，它和当时月地距离的关系很大。计算的结果表明，如果月地潮汐产生的热均匀分布于整个地球中，它所产生的温度增高是很小的。,地球的原始温度 （续）,47,t课件,6.4.2 地球的增温与约束 地球的增温 现在人们已放弃“原始地球正在冷却”

36、的传统认识，承认地球是在增温。地球的增温方式有： 吸积增温 根据均-吸积学说，地球是由温度不高的尘埃和陨石物质积聚而成。在这个过程中，由于物质的引力位能降低，释放出来的能量以撞击而转化成热量，其中只有极少一部分进入地球，使其增温；同时，随着物质增多，内部压力增大，造成绝热自压生热，也使地球增温。这样的增温过程，可称为吸积增温。放出大约31032J能量，通过复杂计算，估计可使地球增温1500。,地球的增温,48,t课件,分异增温 地球刚形成时是比较均匀的，以后由于地球内部的生热和加热温，导致物质运动和分异，从而形成现今的地壳、地幔和地核。由一个均匀的地球演化成一个分层地球，通过分异而使重力位降低

37、，因而释放大量能量，估计为1.31031J。这部分能量除用于熔化铁镍和积蓄应变能外，绝大部分可用于地球增温。我们称之为分异增温。估计可使地球继续增温1500。,地球的增温 （续一）,49,t课件,放热增温 在地球的吸积，分异过程中伴随有放射性元素的衰变过程，因而有十分可观的放射热。这种增温可能比吸积增温和分异增温对地球早期的温度分布影响更大。在这些放射性元素中，除长寿命的238U、235U、232Th、87Rb、40K继续衰变放出热量外，还有相当一部分短寿命元素如26Al、10Be、36Ce等早已从地球上消失了。它们所提供的能量，在量级上与分异过程释放的能量相当。增温的结果，促成了物质的流动、

38、分异，也改变了放射性元素在地球内的分布，完成了地球的成层构造。,地球的增温 （续二）,50,t课件,约束条件 温度的增加，保持了地球的活力。但是，这个增温趋势能否保持下去，以至全球熔化？根据地球内部的放射性含量可以估计放射性热产量H，根据地表热流密度可以估计地球向外散失的热量Q，潜热(熵)Lc。它们分别是 生热 Q(18)1030J散热 H(620)1030J， 潜热 Lc301030J，显然，有QHLc 这个不等式称为地球内部热量的相互约束条件。,地球的增温 （续三）,51,t课件,地球内部热量的相互约束条件表明，放射性热产量比地表散失热量大2-3倍，意味着地球在增温，而不是冷却，但是，所产生的热量，即使全部用于加热地球，也不可能使地球全部熔化。因此，地球整体在加温，而且可以在局部地区出现物质熔化，但不会酿成全球熔化。这就是地球走过的热历史。,地球的增温 （续四）,52,t课件,谢 谢 ！,待续,53,