固體地球物理學導(dǎo)論6

1、第六章,第六章 地熱場與地球的熱狀態(tài),熱場概念與巖石熱物理特征 地球內(nèi)部的熱源與大地熱流 地球內(nèi)部的溫度分布 地球的熱歷史,第六章,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

2、 about 1:1000. In the earth, however, the heat mainly comes from the inner of the earth due to poor thermal conductivities of rocks. 地球是一個溫暖的行星，地球表面的熱量主要來自于太陽光的輻射和地球內(nèi)部熱量的擴散，但太陽的輻射熱量遠多于地球內(nèi)部的擴散熱量，兩者之比約為1000:1。 然而，在地球內(nèi)部的熱量主要來源于地球自身，其原因就是地殼巖石的導(dǎo)熱性很差。,溫暖的地球,第六章,6.1 熱場概念與巖石熱物理特征 6.1.1 地熱場與熱流密度概念 地熱場 地球的地熱場

3、(或溫度場)是地球的物理場之一，它表示地球內(nèi)部各圈層中的溫度分布狀態(tài)。地球內(nèi)部溫度分布不僅與空間位置有關(guān)，而且還隨時間變化。我們把地溫度場內(nèi)某點的溫度是隨時間變化，則稱之為非穩(wěn)定地熱場，不隨時間變化稱為穩(wěn)定地熱場。 熱量(Q) 根據(jù)熱力學第一定律，熱量是能量的一種形式，在一定條件下它可以與其它形式的能量互相轉(zhuǎn)化。如某系統(tǒng)(或物體)所吸收的熱量(Q)，等于該系統(tǒng)(或物體)對外界所做的功(W)與系統(tǒng)(或物體)內(nèi)能的改變或轉(zhuǎn)化量之和。,地熱場與熱量,第六章,熱流密度 熱流密度被定義為在單位時間內(nèi)流過單位面積的熱量，它是一個矢量，以溫度降低的方向為正。地球的大地熱流密度是表征地球地溫場的一個重要物理量

4、，一般用它表示地球內(nèi)部熱能向地球表面散失的狀況。所以大地熱流密度系指單位時間內(nèi)通過地球表面單位面積所散失的熱流量。根據(jù)穩(wěn)定熱傳導(dǎo)原理，它等于巖石熱導(dǎo)率與相應(yīng)地溫梯度的乘積。,熱流密度,第六章,6.1.2 巖石熱物理性質(zhì) （巖石）熱導(dǎo)率（Thermal conductivity） k (W/m2) k: W/(mK). Or q = -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.,巖石熱導(dǎo)率,第六章, (巖石)比熱容 Heat capability Cp 熱比（容） Cp is the thermal energy which unit mass obtains as its temperature increases one degree (K) 比熱容(Cp)是表征巖石存儲熱的能力，其物理意義是：單位質(zhì)量的物質(zhì)溫度升高一度所吸收的熱量。其表達式為 Cp=Q/(MT),巖石的比熱容,第六章,熱擴散率 （Thermal diffusivity） = k/(Cp) 式中表示巖石密度，熱擴散率()是表征巖石在加熱或冷卻時各部分溫度趨于一致的能力。因巖石的比熱容

6、變化不大，對熱擴散率影響較小，所以，巖石的熱擴散率主要與巖石熱導(dǎo)率及密度有關(guān) 。巖石熱擴散率隨巖石含水量的增加而增加，一般在順巖石層理方向比垂直層理方向要大，具有方向性。,巖石熱擴散率,第六章,生熱率（熱產(chǎn)率）Thermal productivity 單位體積的物體（熱源）在單位時間內(nèi)所產(chǎn)生的熱量。 巖石熱產(chǎn)率（或生熱率）系指單位巖石體積內(nèi)放射性元素衰變所釋出的熱量。研究表明，熱產(chǎn)率可以通過地球中豐度較高且其衰變半周期與地球年齡相當?shù)姆派湫酝凰氐暮縼泶_定，地球中U235, U238, Th232, K40符合這些條件。許多學者通過研究提出了巖石中U、Th、K的含量與熱產(chǎn)率A的關(guān)系 式中表示

7、巖石密度(kg/m3)，CU、CTh、CK分別表示U(ppm)、Th(ppm)、K(%)的濃度，這里，熱產(chǎn)率A的單位為(W/m3)。,巖石生熱率,第六章,6.1.3 熱傳遞方式 傳導(dǎo)傳熱 Heat conduction (phonon heat transfer) 熱傳導(dǎo) 熱傳導(dǎo)是由物質(zhì)晶格原子或質(zhì)子熱運動傳遞熱量的形式，這種形式也稱“聲子傳熱”，其沿溫度梯度方向向外傳播。在1000以下，地殼巖石主要以“聲子傳熱”方式進行熱傳遞。 熱傳導(dǎo)傳熱率為： ka=K0 3/2 Vp3 p1/2 T-5/4 其中K0為實驗常數(shù)，為密度，Vp為縱波速度，p為壓力，T為溫度 Rocks are not go

8、od 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.,巖石熱傳導(dǎo)傳熱,第六章,輻射傳熱 熱輻射（光子傳熱） Heat radiation (photon heat transfer) 輻射傳熱率為 kb=(16/3)(n2/)T3 n為折射率，為暗度（

9、輻射強度按e-z衰減），是波爾茲曼(Boltzmann) 常數(shù)，T為溫度。熱輻射是地幔物質(zhì)主要的傳熱方式。 As the temperature excesses 750, the heat transfers mainly in infrared rays instead conduction, i.e. kbka.,巖石熱輻射傳熱,第六章,巖石熱激發(fā)傳熱,熱激發(fā) 熱激發(fā)(激子傳熱) Heat excitation (exciton heat transfer) In the situation of certain temperature and pressure the atoms of

10、 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. 熱激發(fā)傳熱率為 kc=K0 e-E/T K0: 常數(shù)，E：激發(fā)能量，：波爾茲曼（Boltzmann）常數(shù)，

11、T：溫度,第六章,“波”的形式傳播熱量,激子的傳熱在地球的淺部是微不足道的，但在地表100 km以下深度，它的作用不可忽略，相應(yīng)的熱導(dǎo)率稱為“激子熱導(dǎo)率”。巖石溫度越高，其熱傳導(dǎo)能量就越大，在地幔中激子熱導(dǎo)率比上述兩種熱導(dǎo)率更大。 以上三種熱傳遞機制都是以“波”的形式傳播熱量，在地球內(nèi)部不同深度上貢獻不一樣，通常用統(tǒng)一的形式表示熱導(dǎo)率，即 k=ka+kb+kc,第六章,熱傳導(dǎo)方程,熱傳導(dǎo)方程： If the temperature and heat do not change with time, which means they are stable, the equation is If

12、there is no source inside the media, the equation is,第六章,熱對流傳熱,對流傳熱 Heat convection (熱對流) 當物質(zhì)由高溫移向低溫區(qū)內(nèi)，所攜帶的熱能也隨之發(fā)生遷移，這就是熱對流。在地球內(nèi)部，這種物質(zhì)遷移是經(jīng)常發(fā)生的，例如火山活動、熱水活動、巖漿活動、地幔對流等。 若液體某部分下方受熱，體積膨脹，而周圍未受熱液體將對其產(chǎn)生壓力，即導(dǎo)致它受到向上的浮力 F浮g （g：重力，：體膨脹系數(shù)，：溫度梯度） 向上運動液體同時受到來自液體自身的粘滯阻力 F阻 （：動力粘滯系數(shù)， ：熱擴散率） 兩者之比稱為瑞雷數(shù)（Rayleigh Numb

13、er）: 當瑞雷數(shù)超過103 （臨界值）時，將產(chǎn)生對流。,第六章,6.2 地球內(nèi)部的熱源與大地熱流 6.2.1 地球內(nèi)部的熱源 一般認為地球是由冷塵埃物質(zhì)聚集而成，原始溫度不可能很高。原始溫度決定于地球的堆積條件以及地球形成過程中短壽命放射性元素的含量，根據(jù)測量，地球表面單位時間單位面積的熱流密度平均約為 1.54.1868102 W/m2， 則地球的總熱流密度每年約為 Q2.4110204.1868 J/a,地球內(nèi)部熱源,第六章,地面熱流密度、地球內(nèi)部的加溫等的能量來源都需要地球內(nèi)部的能源來解釋。目前一致認為，放射性元素衰變所發(fā)出的熱量是地球內(nèi)部熱源的主要來源。此外，還有其他可能的熱源，加重

14、力分異熱、潮汐摩擦熱、化學反應(yīng)熱等。 另一方面，地球還通過火山、地震、溫泉以及造山運動等形式從局部地區(qū)間斷地釋放能量，估計它們的數(shù)值比地面總熱流密度小，其中地震波釋放的能量大部分轉(zhuǎn)換成熱能消失在地球之內(nèi)。 以下討論幾種可能的熱源。,地球內(nèi)部熱源 （續(xù)）,第六章,地球形成時的溫度 在冷塵埃相隕石積聚而成地球的過程中。物質(zhì)的引力位降低。釋放出大量的能量，約為31032 J，其中一部分能量用于加熱地球。由于地球收縮時，內(nèi)部壓力增高，產(chǎn)生絕熱壓縮，估計這部分熱量僅能使地球溫度升高幾百度，但總的結(jié)果是，所放出的熱能不可能使地球熔化。據(jù)此認為地球形成時的內(nèi)部溫度不超過1200。,地球形成時的溫度,第六章,

15、放射性元素生熱 放射性元素生熱是指由放射性元素衰變時所產(chǎn)生的熱能。在構(gòu)成地球的巖石和礦物中，存在著多種放射性元素，但這些放射性元素并不可能都成為地球內(nèi)部的主要熱源，其中只有滿足以下三個條件的放射性元素才能認為是地球內(nèi)部加熱的主要熱源，即 放射性元素在構(gòu)成地球的巖石中具有足夠的豐度； 放射性元素在衰變時能產(chǎn)生足夠多的熱量（生熱率大）； 放射性元素的半衰期要與地球的年齡相當。 在構(gòu)成地球的巖石和礦物中，存在的放射性元素主要有238U、235U、232Th、87Rb(銣)、40K等，其中具有足夠豐度的生熱率較高且半衰期與地球年齡相當?shù)闹挥蠻、Th、K。,放射性元素生熱,第六章,巖石放射性含量與生熱率

16、,元素主要富集在地球的上層，據(jù)此可以推斷，放射性熱源富集在地殼之內(nèi)，而在地幔較貧乏。,第六章,放射性元素總生熱隨時間變化,各類放射性元素對于總生熱率的影響隨時間的變化如圖所示。現(xiàn)在以238U產(chǎn)生的熱量為主，在30億年前則由40K產(chǎn)生的熱量起重要作用。,第六章,如果地球的原始物質(zhì)組成和放射性元素含量的模式已知，就能估算使這些物質(zhì)熔化所需要的熱量L和這些放射性元素在地球形成45億年以來所放出的總熱能H。利用熱傳導(dǎo)定律，還可計算出由地表流出的總熱流量Q。大多數(shù)模式給出 L301030J，H(6-20)1030，Q(1-8)1030J。 這些數(shù)值說明，放射性元素生熱不足以使整個地球熔化，但使地球溫度升

17、高，而不是冷卻。據(jù)估算，認為放射性生熱使地球溫度比初始溫度升高1500。,放射性元素生熱的結(jié)果,第六章,形成地核過程中產(chǎn)生的熱量 假設(shè)地球形成的初期是比較均勻的，以后出于內(nèi)部的生熱和加溫，產(chǎn)生了物質(zhì)的運動和化學分界，于是形成了地核、地慢和地殼。由于較重的物質(zhì)流向地心，較輕的物質(zhì)形成地殼，使重力位能降低，因而釋放出大量能量。 如果地球形成過程中物質(zhì)聚集迅速，則內(nèi)部的引力收縮熱能就會很大。有人估計，收縮到現(xiàn)在地球大小的均勻球體，由于地球半徑變化，引力所做的功可表示為 但大半部分已在收縮過程中釋放。有學者估計，由一個均勻的地球演變成分層的地球所釋放的能量約為1.251031J，其中的大部分可使地球平

18、均溫度升高1500，而小部分用于熔化鐵鎳相和積蓄成應(yīng)變能。,形成地核過程中產(chǎn)生的熱量,第六章,其它形式的熱源 太陽系形成初期，地月距離很近，地球自轉(zhuǎn)的速度比現(xiàn)在快得多，地球自轉(zhuǎn)周期大概為2-4小時。由于潮汐摩擦，地球自轉(zhuǎn)變慢，月球與地球的距離也越來越遠。當?shù)厍虻淖赞D(zhuǎn)周期由3小時變到24小時的時候，旋轉(zhuǎn)動能的消失約為1.51031J，這個能量除了一小部分用消耗在增加月球的動能外，極大部分消耗在淺海的潮汐摩擦中，但僅使地球增溫200左右。 火山噴發(fā)所散失的能量比地面熱流至少小兩個數(shù)量級。地震波所釋放的能量最后變?yōu)闊崮芟г诘厍騼?nèi)。 化學反應(yīng)釋放的熱量，.,其它熱源,第六章,6.2.2 大地熱流密度

19、及其特征 大地熱流密度值是地球熱損耗中的傳導(dǎo)部分。通過測量垂向溫度隨深度增加(溫度梯度)和測定測溫范圍內(nèi)巖石的熱導(dǎo)率，可以求出大地熱流密度值。大地熱流密度易受地殼升降、水的運移或火山活動的干擾，并且地球內(nèi)部釋放的熱能(1.54.186810-2W/m2)比太陽輻射能(3.24.1868102W/m2)小約2萬倍，所以地面熱流密度對大氣溫度和氣候不會有什么影響。,大地熱流密度,第六章,大地熱流密度的基本特征 在大陸上，古老地盾區(qū)的熱流密度較低，而現(xiàn)代火山帶、新生代巖漿活動帶的熱流密度較高。研究表明，新生代活動帶的熱流密度超過24.186810-2W/m2，前寒武紀地盾的熱流密度趨于穩(wěn)定，約為(0

20、.9-1.05)4.186810-2W/m2；大陸造山帶的平均熱流密度隨著造山帶的年齡增加而減少，越老的構(gòu)造帶熱流越小。 在大洋，洋底的熱流密度隨洋底年齡的增加而減?。谎笾屑固幒Ｑ鬅崃髅芏茸罡?，并對稱地向兩側(cè)降低。在深海溝處常為低熱流密度。熱流密度和地殼年齡的關(guān)系同海底擴張模式相一致。 20世紀90年代公布的華北及鄰區(qū)的熱流數(shù)據(jù)表明，華北地臺古老基巖出露隆起區(qū)為低熱密度流區(qū)，熱流密度為46.06mW/m2。華北地臺新生代強烈助陷地帶為高熱密度流區(qū)，熱流密度為71.18mW/m2。,大地熱流密度的基本特征,第六章,大陸與海洋熱流密度的相似性 以前人們認為大陸的熱流密度比海洋大得多。因為大陸地殼里

21、花崗巖層很厚，而花崗巖的放射性生熱率很高。而海洋的地殼很薄因而推測大陸熱流密度比海洋大得多。但是，測量結(jié)果證實兩者的熱流密度相差很小。 可以看出，大陸熱流密度和海洋熱流密度的平均值很相近，特別是它們平均值（所采用的平均值是300英里300英里面積內(nèi)的數(shù)據(jù)平均）： 大陸： 1.454.186810-2W/m2 海洋： 1.464.186810-2W/m2,大陸與海洋的熱流密度,第六章,大陸相海洋的熱流密度只是在數(shù)值相似、而其形成的機制是不相同的。 海洋巖石圈較薄，認為平均是70 km。若取熱擴散系數(shù)=0.012cm2/s，按照傳導(dǎo)方程估算，熱量自巖石圈底部傳到海洋底部的時間近似為1.3108年，

22、這個值相當于較老洋底的年齡，也就是說，在海洋較年輕的區(qū)域，深部地慢的熱流還來不及傳到海洋底部，測得的地表熱流密度主要來自巖石圈內(nèi)釋放的剩余熱，對于年齡大于4.0109年齡的古老洋區(qū)，可以認為巖石圈內(nèi)的溫度分布已趨于穩(wěn)定，洋底熱流密度主要來自巖石圈的底部，以傳導(dǎo)熱為主。 在大陸，地表熱流的近60來自巖石圈底部，另40來自地殼內(nèi)放射性物質(zhì)的衰變，大陸熱流密度與最后一次造山運動、侵蝕速率以及放射性熱源分布有關(guān)。,大陸與海洋的熱流密度 （續(xù)）,第六章,地面熱流密度與板塊構(gòu)造 按照板塊假說，地球上層由巖石圖和軟流圖組成，變形發(fā)生在板塊的邊緣地區(qū)，板塊內(nèi)部被認為是不變形的剛體。板塊在地球表面做相對運動，成

23、為地震活動和各種構(gòu)造活動的原因，地球表面消耗的機械能，大部分消耗在這些地帶。 在板塊的生長部位，即大洋中脊的熱流密度可達126-335mW/m2，離開中脊便逐漸降低，直至達到平均正常熱流密度(50-100 mW/m2)。深海溝處常為低熱流密度。在島弧地區(qū)或大陸邊緣的火山地帶，熱流密度很高。 全球熱流場的分布，論證了板塊學說關(guān)于部分熔融的上地慢物質(zhì)沿著洋中脊不斷涌到地表，海洋板塊向洋脊兩側(cè)擴張，經(jīng)冷卻形成洋底巖石層，冷卻的巖石層在海溝處又重新插入地幔軟流圈中一種對流模式。軟流圈物質(zhì)的向上涌流是地熱演化的表現(xiàn)，它一方面有助于軟流圈的對流冷卻，另一方面促進地幔物質(zhì)的分異。,地面熱流密度與板塊構(gòu)造,第

24、六章,地面熱流密度與板塊構(gòu)造 （續(xù)）,第六章,6.3 地球內(nèi)部的溫度分布 6.3.1 地殼的溫度 地殼淺層的溫度是目前能直接測量的溫度范圍。地殼淺層的溫度分布狀態(tài)從地表向下大致可分為三帶，即變溫帶(外熱層)、恒溫帶(中性層)和增溫帶(內(nèi)熱帶)。 地表的溫度取決于接受太陽的輻射熱聚與地殼熱量損耗之間的平衡，地表接受太陽輻射的總熱且約為1.31023J/a，而地殼表面吸收的總熱量為5.81019J/a，前者比后者大4個數(shù)量級，所以地表的溫度狀況，主要由太陽輻射熱所決定。由于太陽輻射熱存在日變化、年變化和多年變化的周期性變化，故地下溫度也隨之變化，形成了變溫帶。溫度的變化大體與正弦曲線相符，其幅度隨

25、深度而減小。,地球內(nèi)部的溫度分布地殼溫度,第六章,一般情況下，日變的影響深度在12m,年變溫帶的深度為1530m左右。多年變溫帶中長周期性(35100a)的影響深度可達數(shù)百米。 地殼深層的溫度無法直接測量，只有通過間接的方法進行推斷和分析。根據(jù)淺層的初始測溫資料，如地表溫度，熱流和巖石的熱導(dǎo)率等，通過理論計算推斷深部的溫度。由 可知，當熱場是一個穩(wěn)定場（不隨時間變化）時，有 如果考慮一維情況，即溫度僅隨深度變化，有,地殼溫度 （續(xù)一）,第六章,求解上述方程，這里q0為地面熱流，并設(shè)地面溫度他T0=0,可得 若地下介質(zhì)為兩層（k1, k2, A1, A2),即可解得 多層情況可依此類推。如果考慮

26、生熱率隨深度呈指數(shù)變化，則有,地殼溫度 （續(xù)二）,第六章,地殼溫度 （續(xù)三）,第六章,6.3.2 地幔的溫度 地球深部的溫度分布表明了地球深部的熱狀態(tài)，但它無法直接測量。同時，利用淺部的測溫資料推算地殼以下的深部溫度也不適用了。因為地球探部的熱狀態(tài)與地殼有明顯的不同，一是放射性元素集中于地殼淺層，所測地溫梯度遠比深部高，二是在地殼深部除熱傳導(dǎo)外，溫度越高，輻射傳熱能力所起的作用也越大，這就增加了深部物質(zhì)總的傳熱能力，地溫梯度相應(yīng)地降低了。若以地殼淺部地溫梯度值23/100m直接推至地下6371km的地心處，溫度將高達12l05 ，整個地球?qū)⑷刍?，顯然，這與事實不符。,地球內(nèi)部的溫度分布地幔溫度

27、,第六章,由于巖石圈以下的放射源分布以及熱導(dǎo)率知道得很少，因此不能應(yīng)用熱傳導(dǎo)方程來計算地幅的溫度其它方法如： 用間接方法可以求得地幔的溫度梯度，若巳知某邊界的溫度，其它深度的溫度使可用積分求得； 根據(jù)實驗或理論求得地慢物質(zhì)在相應(yīng)壓力條件下的熔點，由于地幅絕大部份處于固體狀態(tài)，熔點可以認為是地因溫度的上限； 物質(zhì)的電導(dǎo)率對于溫度比較敏感，用測量所得的電導(dǎo)率也可以計算溫度； 近來依靠精密的巖石學實驗結(jié)果，可以確定深源巖石產(chǎn)地的環(huán)境條件，特別是溫度，這種方法只能測量二、三百公里以內(nèi)的溫度。但由于它的準確度高，所以很受重視。,地幔溫度 （續(xù)一）,第六章,絕熱自壓溫度 假定地幔沒有放射性源，只是由于壓力

28、作用使溫度升高，稱為絕熱自壓溫度，它應(yīng)當是地因溫度的下限。物質(zhì)在絕熱壓縮時，與外界沒有熱交換，按照熱力學定律可得溫度隨壓力的變化為 為體膨脹系數(shù)，Cp為恒壓狀態(tài)下的比熱。由于處于流體靜力平衡狀態(tài)，所以有 r為地球半徑，則,地幔溫度 （續(xù)二）,第六章,用上述公式可以得到地幔不同深度的絕熱自壓溫度。如令T200為200公里深度處的溫度，可計算幔核界面的絕熱自壓溫度應(yīng)為1.5T200。顯然，絕熱自壓溫度與上地幔溫度的起點值有關(guān)。如令T2001500，則幅核界面的絕熱自壓溫度大約為2250，這時地幔的平均絕熱梯度為0.28/km。 /Cp的數(shù)值還可以自其它方法得到。在通常情況下，比熱Cp對于p和T都是

29、不敏感的，因此只要能夠求得體膨脹系數(shù)，便能計算地球內(nèi)部的溫度。弗霍根1960由此估計地核附近的溫度約為2700K，它和上述絕熱自壓溫度相差不大。,地幔溫度 （續(xù)三）,第六章,物質(zhì)的熔點 地幔物質(zhì)的熔點可以認為是地慢溫度的上限數(shù)值。 實際上，地慢物質(zhì)是由多成份系統(tǒng)所組成，因此熔化是在一定溫度范圍內(nèi)產(chǎn)生的。 按照克勞修斯克拉珀龍方程，熔點溫度Tm隨壓力變化可寫成 L為熔化時的潛熱，VL和VS，分別為液相和固相的比容(密度的倒數(shù))。 實驗室中直接測量熔點的技術(shù)還只能在十萬大氣壓以內(nèi)進行，它大約相應(yīng)于300公里的深度。更深處的熔點只能從地震波速度或是固體物理學尋找解答。,地幔溫度 （續(xù)四）,第六章,在

30、不同地區(qū)，上地慢的溫度可能相差很大。溫度的橫向變化很可能是產(chǎn)生地質(zhì)構(gòu)造的一種重要因素。古老洋盆地和大陸地盾的熱流比較穩(wěn)定，它們的上地慢溫度分布更有代表性。利用斜長石地溫計測量海嶺拉斑玄武巖產(chǎn)地周圍的溫度大約為1300。拉斑玄武巖漿產(chǎn)地的深度大約為100公里；由此向深部延伸，海洋溫度的增加可按照絕熱溫度梯度為0.6/km來計算。,地幔溫度 （續(xù)五）,第六章,地幔溫度 （續(xù)六）,第六章,6.3.3 地核的溫度 假定整個地核是由鐵所組成，外核是液態(tài)的鐵，內(nèi)核是固態(tài)的鐵，那么內(nèi)外核界面的溫度應(yīng)當就是該處壓力下鐵的熔點。 內(nèi)核溫度應(yīng)比鐵的熔點為低，外核溫度應(yīng)比鐵的熔點為高。因此研究鐵在相應(yīng)壓力下的熔點對

31、于研究地核的溫度有重要的意義。 實驗室測量的多半是l0萬大氣壓以內(nèi)的熔點，更高壓力的熔點需要從實驗數(shù)據(jù)外推，它們可有很大出入。希金斯和肯尼迪1970認為金屬鐵的熔點隨壓力的變化可用下式表示： 其中0為零壓下物質(zhì)的體膨脹系數(shù)， 和0分別為高壓和零壓下物質(zhì)的密度, 若已知壓下的熔點和熔點梯度，并根據(jù)地核密度的分布，便能求出地核的熔點。,地球內(nèi)部的溫度分布地核溫度,第六章,假定地核系由純鐵所組成，它的熔點為 肯尼迪等人應(yīng)用沖擊波技術(shù)測量鐵在300萬巴下的密度，并利用上式得到鐵的熔點變化曲線，內(nèi)外核邊界的熔點為4300K左右。 假定外核沒有放射性物質(zhì)，外核溫度的變化純系絕熱自壓所產(chǎn)生的. 如取外核的體

32、膨脹系數(shù)為1.310-6/,，可得外核的絕熱梯度為0.14/km，它大約是地幔絕熱梯度的一半。由此可以計算外核的絕熱自壓溫度，并得到幔核界面上地核物質(zhì)的絕熱溫度應(yīng)為4000K，它比內(nèi)外核界面的溫度只小300K。這個溫度被認為偏高約1000K。,地核溫度 （續(xù)一）,第六章,為了實現(xiàn)地饅溫度分布與地核溫度分布在幔核邊界一致，即克服上述由純鐵計算熔點偏高1000K的困難，促使人們考慮地核可能不是純鐵組成，而是由含雜質(zhì)的鐵組成?？紤]到內(nèi)核由于密度比鐵高，可能含有鎳等重金屬，從而組成類似鐵鎳合金的內(nèi)核。又考慮到外核由于密度比鐵低，可能含有硫、硅等輕物質(zhì)，從而組成含有非金屬的鐵外核。這樣，在內(nèi)外核邊界上仍

33、可保持原來鐵的熔化溫度，而在核饅邊界上的溫度可以降低1000K，即3000K左右。從而將地幔過溫度渡分布與地核溫度分布連為一個整體。,地核溫度 （續(xù)二）,第六章,地核溫度 （續(xù)三）,第六章,6.4 地球的熱歷史 從地球形成直到今日的溫度變化歷史，目前還很難給出確切的進程，只能給出變化輪廓。即使是這樣，所得的結(jié)果對于了解現(xiàn)今地球內(nèi)部的溫度分布也是有益的，而且，在某種程度可借助于這些結(jié)果，對未來地球的發(fā)展做預(yù)測。,地球的熱歷史,第六章,6.4.1 地球的原始溫度 地球的原始溫度和地球起源有密切關(guān)系。二十多年前曾經(jīng)普遍認為地球是在高溫條件下形成的，因此假設(shè)原始地球處于熔化狀態(tài)。但是近來關(guān)于地球起源的

34、研究，認為地球是由氣體和固體塵埃云堆積形成的，它的原始溫度不可能很高。原始地球溫度決定于地球的堆積條件以及地球形成過程中放射性元素(短壽命)的含量。曾經(jīng)懷疑原始地球中的26Al衰變?yōu)?6Mg時(半衰期為0.94106年)可能產(chǎn)生足夠大的熱能，使地球熔化。但是，通過測量不同隕石、月巖以及地球巖石中26Mg/24Mg的比值，發(fā)現(xiàn)它們沒有任何明顯的差別。因此，26Al的作用也許不大。,地球的原始溫度,第六章,在地球形成過程中，如果碰撞以及自壓所釋放的重力能完全轉(zhuǎn)化為熱，它的能量十分可觀，但是事實上這樣產(chǎn)生的熱大部分可能輻射到空間中去，只有很少一部分保留下來。如果地球堆積是均勻的，后來由于某種機制使它產(chǎn)生分異，重物質(zhì)向中心集中，輕物質(zhì)向表面遷移。分異過程所釋放的重力能也需要加以考慮。 在地球初期歷史