Geotermální gradient - Geothermal gradient

Teplotní profil vnitřní Země, schematický pohled ( odhad ).

Geotermální gradient je rychlost změny teploty s ohledem na rostoucí hloubku v nitru Země . Obecně platí, že teplota kůry stoupá s hloubkou v důsledku tepelného toku z mnohem teplejšího pláště ; daleko od hranic tektonických desek teplota ve většině světa stoupá v hloubce asi 25–30 ° C/km (72–87 ° F/mi) blízko povrchu. V některých případech však teplota může klesat s rostoucí hloubkou, zejména v blízkosti povrchu, což je jev známý jako inverzní nebo negativní geotermální gradient. Přesně řečeno, geotermální nutně odkazuje na Zemi, ale koncept může být aplikován na jiné planety. Některé z běžných jednotek SI nalezených v literatuře jsou ° C/km, ° K/km a ° mK/m, všechny jsou ekvivalentní.

Vnitřní teplo Země pochází z kombinace zbytkového tepla z planetární narůstání , tepla produkovaného radioaktivním rozpadem , latentního tepla z krystalizace jádra a případně tepla z jiných zdrojů. Hlavními nuklidy produkujícími teplo na Zemi jsou draslík-40 , uran-238 , uran-235 a thorium-232 . Předpokládá se, že vnitřní jádro má teploty v rozmezí 4 000 až 7 000 K a tlak ve středu planety se odhaduje na přibližně 360  GPa (3,6 milionu atm). (Přesná hodnota závisí na profilu hustoty v zemi.) Protože velká část tepla je zajištěna radioaktivním rozpadem, vědci se domnívají, že na počátku pozemské historie, dříve než byly vyčerpány nuklidy s krátkým poločasem rozpadu , by produkce tepla Země byly mnohem vyšší. Produkce tepla byla dvakrát vyšší než v současnosti přibližně před 3 miliardami let, což vedlo k větším teplotním gradientům v zemi, vyšším rychlostem konvekčního pláště a deskové tektonice , což umožňuje produkci vyvřelých hornin, jako jsou komatiity, které se již netvoří.

Vrchol geotermálního gradientu je ovlivňován atmosférickou teplotou . Nejvyšší vrstvy pevné planety jsou při teplotě produkované místním počasím a rozpadají se na přibližně roční průměrnou průměrnou teplotu (MATT) v malé hloubce; právě tato hloubka je používána pro mnoho tepelných čerpadel typu země-voda , někdy laiky označována jako „geotermální tepelná čerpadla“. Horní stovky metrů odrážejí minulé změny klimatu; při dalším klesání se teplo stabilně zvyšuje, protože vnitřní zdroje tepla začínají dominovat.

Zdroje tepla

Odříznutí Země od jádra k exosféře

Geotermální vrtačka ve Wisconsinu v USA

Teplota na Zemi se zvyšuje s hloubkou. Vysoce viskózní nebo částečně roztavená hornina při teplotách mezi 650 až 1 200 ° C (1 200 až 2 200 ° F) se nachází na okrajích tektonických desek, což zvyšuje geotermální gradient v blízkém okolí, ale předpokládá se, že v roztaveném stavu existuje pouze vnější jádro nebo tekutý stav a teplota na hranici vnitřního/vnějšího jádra Země, hluboká kolem 3 500 kilometrů (2 200 mi), se odhaduje na 5650 ± 600 Kelvinů . Tepelný obsah Země je 10 ³¹ joulů .

• Velká část tepla je vytvářena rozpadem přirozeně radioaktivních prvků. Odhaduje se, že 45 až 90 procent tepla unikajícího ze Země pochází z radioaktivního rozpadu prvků nacházejících se převážně v plášti.
• Gravitační potenciální energie, kterou lze dále rozdělit na:
  • Uvolněte během narůstání Země.
  • Teplo uvolňované během diferenciace , kdy do zemského jádra sestupovalo množství těžkých kovů ( železo , nikl , měď ).
• Latentní teplo uvolňované při krystalizaci kapalného vnějšího jádra na hranici vnitřního jádra .
• Teplo může být generováno přílivovými silami na Zemi, jak se otáčí (zachování momentu hybnosti). Výsledné přílivy a odlivy Země rozptýlí energii v nitru Země jako teplo.
• Neexistuje žádná uznávaná věda, která by naznačovala, že jakékoli významné teplo může být vytvářeno magnetickým polem Země , jak naznačují některé současné lidové teorie.

Radiogenic tepla z rozpadu ²³⁸ U a ²³² Th jsou nyní zásadním způsobem přispívají k vnitřní rozpočtu tepla zemského .

V kontinentální kůře Země přispívá rozpad přírodních radioaktivních nuklidů k ​​produkci geotermálního tepla. Kontinentální kůra je bohatá na minerály s nižší hustotou, ale také obsahuje významné koncentrace těžších litofilních prvků , jako je uran. Z tohoto důvodu drží nejkoncentrovanější globální rezervoár radioaktivních prvků na Zemi. Přirozeně se vyskytující radioaktivní prvky jsou obohaceny o žulové a čedičové horniny, zejména ve vrstvách blíže k zemskému povrchu. Tyto vysoké úrovně radioaktivních prvků jsou do značné míry vyloučeny ze zemského pláště kvůli jejich neschopnosti nahradit minerály v plášti a následnému obohacení tavenin během procesů tavení pláště. Plášť je většinou tvořen minerály s vysokou hustotou s vyšší koncentrací prvků, které mají relativně malé atomové poloměry, jako je hořčík (Mg), titan (Ti) a vápník (Ca).

Geotermální gradient je v litosféře strmější než v plášti, protože plášť transportuje teplo primárně konvekcí, což vede ke geotermálnímu gradientu, který je určen adiabatem pláště, nikoli procesy vodivého přenosu tepla, které v litosféře převládají jako tepelná mezní vrstva konvekčního pláště.

Tepelný tok

Teplo neustále proudí ze svých zdrojů uvnitř Země na povrch. Celkové tepelné ztráty ze Země se odhadují na 44,2 TW ( 4,42 × 10 ¹³ W ). Průměrný tepelný tok je 65 mW/m ² přes kontinentální kůru a 101 mW/m ² přes oceánskou kůru . To je v průměru 0,087 watt/metr čtvereční (0,03 procent sluneční energie absorbované Zemí), ale je mnohem koncentrovanější v oblastech, kde je litosféra tenká, například podél středooceánských hřebenů (kde vzniká nová oceánská litosféra) a poblíž pláště chocholy . Zemská kůra účinně funguje jako tlustá izolační pokrývka, kterou musí propíchnout tekutinové potrubí (magma, voda nebo jiné), aby se uvolnilo teplo pod ním. Více tepla na Zemi se ztrácí deskovou tektonikou, a to zvýšením pláště spojeným se středooceánskými hřebeny. Další hlavní způsob tepelné ztráty, je podle vedení přes litosféry , přičemž většina z nich se vyskytuje v oceánech v důsledku kůry tam je mnohem tenčí a mladší než podle kontinentů.

Teplo Země je doplňováno radioaktivním rozpadem rychlostí 30 TW. Globální geotermální průtoky jsou více než dvojnásobné než spotřeba lidské energie ze všech primárních zdrojů. Globální údaje o hustotě toku tepla jsou shromažďovány a sestavovány Mezinárodní komisí pro tepelné proudy (IHFC) IASPEI / IUGG .

Přímá aplikace

Teplo z nitra Země lze využít jako zdroj energie, známý jako geotermální energie . Geotermální gradient se používá k vytápění a koupání prostor od starověkých Římanů a v poslední době k výrobě elektřiny. Jak lidská populace stále roste, roste i využívání energie a související dopady na životní prostředí, které jsou v souladu s globálními primárními zdroji energie. To způsobilo rostoucí zájem o hledání zdrojů energie, které jsou obnovitelné a mají snížené emise skleníkových plynů. V oblastech s vysokou hustotou geotermální energie umožňuje současná technologie výrobu elektrické energie díky odpovídajícím vysokým teplotám. Výroba elektrické energie z geotermálních zdrojů nevyžaduje žádné palivo a přitom poskytuje skutečnou energii základního zatížení se spolehlivostí, která neustále překračuje 90%. Aby bylo možné získávat geotermální energii, je nutné efektivně přenášet teplo z geotermálního zásobníku do elektrárny, kde je elektrická energie přeměněna na teplo průchodem páry turbínou připojenou k generátoru. Účinnost přeměny geotermálního tepla na elektřinu závisí na teplotním rozdílu mezi ohřívanou tekutinou (vodou nebo párou) a teplotou prostředí, proto je výhodné použít hluboké, vysokoteplotní zdroje tepla. V celosvětovém měřítku teplo uložené v nitru Země poskytuje energii, která je stále považována za exotický zdroj. Od roku 2007 je na celém světě instalováno asi 10 GW geotermální elektrické kapacity, což vytváří 0,3% celosvětové poptávky po elektřině. Dalších 28 GW přímého geotermálního topného výkonu je instalováno pro dálkové vytápění, prostorové vytápění, lázně, průmyslové procesy, odsolování a zemědělské aplikace.

Variace

Geotermální gradient se mění podle umístění a obvykle se měří stanovením teploty spodního otevřeného otvoru po vrtání vrtu. Protokoly teploty získané bezprostředně po vrtání jsou však ovlivněny cirkulací vrtné kapaliny. Abychom získali přesné odhady teploty spodního otvoru, je nutné, aby studna dosáhla stabilní teploty. To není z praktických důvodů vždy možné.

Ve stabilních tektonických oblastech v tropech se graf teplotní hloubky přiblíží k průměrné roční teplotě povrchu. V oblastech, kde se během pleistocénu vyvinul hluboký permafrost, lze pozorovat nízkoteplotní anomálii, která přetrvává až několik set metrů. Suwałki za studena anomálie v Polsku vedl k uznání že podobné teplotní poruchy spojené s Pleistocene- holocénu klimatické změny jsou zaznamenány ve vrtech v celém Polsku, stejně jako v Aljašce , severní Kanadě a na Sibiři .

V oblastech holocenního zdvihu a eroze (obr. 1) bude mělký gradient vysoký, dokud nedosáhne bodu (na obrázku označeného jako „inflexní bod“), kde dosáhne stabilizovaného režimu toku tepla. Pokud se gradient stabilizovaného režimu promítne nad tento bod do jeho průsečíku s dnešní průměrnou roční teplotou, pak výška tohoto průsečíku nad dnešní povrchovou hladinou udává míru rozsahu holocenního pozvednutí a eroze. V oblastech poklesu a depozice holocénu (obr. 2) bude počáteční gradient nižší než průměr, dokud nedosáhne bodu, kde se připojí ke stabilizovanému režimu tepelného toku.

Změny povrchové teploty, ať už denní, sezónní nebo vyvolané změnami klimatu a Milankovitchovým cyklem , pronikají pod zemský povrch a způsobují oscilaci v geotermálním gradientu s periodami pohybujícími se od jednoho dne do desítek tisíc let a amplitudou, která klesá s hloubkou. Variace nejdelšího období mají hloubku stupnice několik kilometrů. Tající voda z polárních ledovců proudících po dně oceánů má tendenci udržovat konstantní geotermální gradient na celém povrchu Země.

Pokud by rychlost nárůstu teploty s hloubkou pozorovanou v mělkých vrtech měla přetrvávat ve větších hloubkách, teploty hluboko uvnitř Země by brzy dosáhly bodu, kde by se tály horniny. Víme však, že plášť Země je pevný kvůli přenosu S-vln . Teplotní gradient dramaticky klesá s hloubkou ze dvou důvodů. Za prvé, mechanismus tepelného transportu se mění z vedení , jako v tuhých tektonických deskách, na konvekci , v části zemského pláště, která proudí. Navzdory své pevnosti se většina zemského pláště chová v dlouhých časových měřítcích jako tekutina a teplo se přenáší pomocí advekce neboli transportu materiálu. Za druhé, produkce radioaktivního tepla je soustředěna v zemské kůře, a zejména v horní části kůry, protože koncentrace uranu , thoria a draslíku jsou zde nejvyšší: tyto tři prvky jsou hlavními producenty radioaktivního tepla na Zemi . Geotermální gradient v převážné části zemského pláště je řádově 0,5 kelvinu na kilometr a je určen adiabatickým gradientem spojeným s materiálem pláště ( peridotit v horním plášti).

Negativní geotermální gradient

Negativní geotermální gradienty se vyskytují tam, kde teplota klesá s hloubkou. K tomu dochází v horních několika stovkách metrů blízko povrchu. Vzhledem k nízké tepelné difuzivitě hornin nejsou hluboké podzemní teploty téměř ovlivněny denními nebo dokonce ročními změnami povrchové teploty. V hloubkách několika metrů jsou proto podzemní teploty podobné průměrné roční teplotě povrchu. Ve větších hloubkách odrážejí podzemní teploty dlouhodobý průměr za minulé klima, takže teploty v hloubkách desítek až stovek metrů obsahují informace o klimatu posledních stovek až tisíců let. V závislosti na místě mohou být tyto teploty chladnější než současné teploty kvůli chladnějšímu počasí blízkému poslední době ledové nebo kvůli novější změně klimatu.

Negativní geotermální gradienty mohou také nastat v důsledku hlubokých zvodněných vrstev , kde přenos tepla z hluboké vody konvekcí a advekcí vede k tomu, že voda na mělčích úrovních zahřívá sousední horniny na vyšší teplotu než horniny na poněkud hlubší úrovni.

Negativní geotermální gradienty se také nacházejí ve velkých měřítcích v subdukčních zónách. Subdukční zóna je hranice tektonické desky, kde se oceánská kůra propadá do pláště kvůli vysoké hustotě oceánské desky vzhledem k podložnímu plášti. Vzhledem k tomu, že se potápějící se deska dostává do pláště rychlostí několika centimetrů za rok, vedení tepla nedokáže desku zahřát tak rychle, jak se potápí. Klesající deska má proto nižší teplotu než okolní plášť, což má za následek negativní geotermální gradient.

Viz také

• Teplotní gradient
• Rozpočet vnitřního tepla Země
• Geotermální energie
• Hydrotermální oběh
• Soubor dat PANGEA Global Heat Flow Database s geotermálními gradienty pro velký počet lokalit po celém světě

Reference