Геотермия (англ. geothermy)

Геотермия (англ. geothermy) — раздел геофизики,
изучающий тепловое состояние, распределение
температуры, её источники в недрах Земли, а так-
же тепловую историю Земли. Происходит от гре-
ческого Geo — Земля и Therme — тепло.
Геотермия – один из наиболее спекулятивных
разделов глобальной геофизики, поскольку все
наши знания о распределении источников тепла
и механизмах теплопереноса в Земле базируют-
ся на измерениях, выполненных на ее поверхнос-
ти или вблизи нее.

ИСТОЧНИКИ ВНУТРЕННЕЙ ЭНЕРГИИ ЗЕМЛИ

распад радиоактивных изотопов U, Th, K;
гравитационная дифференциация вещества;
приливное трение;
метаморфизм;
фазовые переходы.

Радиоактивный распад долгоживущих изотопов 40K, 235U, 238U и 232Th. Но содержания указанных радиоактивных изотопов в глубинных оболочках современной Земли (мантии и ядре) ничтожно малы Одного радиоактивного распада явно не хватает для обеспечения современной геотермальной энергии.
Остаточное тепло, накопленное в недрах Земли еще с ранних стадий ее эволюции (в процессе начального разогрева, аккреционного, радиогенного и приливного)
Гравитационная дифференциация ее недр (конвекция), начавшаяся на самых ранних стадиях эволюции Земли и продолжающаяся в настоящее время, часть энергии которой также переходит в тепло.

Под тепловым полем Земли понимаются
температура в ее недрах, с одной стороны,
и плотность теплового потока на ее поверх-
ности – с другой. Тепловое поле связано как
с термическим режимом недр, так и со способ-
ностью различных оболочек Земли переда-
вать глубинное тепло и самостоятельно его
генерировать.
Тепловой поток Q – это то тепло, которое
уходит из недр Земли через ее поверхность в
атмосферу, а затем в космическое пространст-
во (те самые ничтожные 0,02% от теплового
бюджета земной поверхности). Современная
скорость потери тепла Землей примерно равна
4,3 · 1013 Вт (Дж/с), или 1,35 · 1021 Дж/год.

4,3 · 1013 Вт (Дж/с), или
1,35 · 1021 Дж/год.

Тепловой поток — количество теплоты, переданное через изотермическую поверхность в единицу времени. Тепловой поток измеряется в ваттах или ккал/ч (1 вт = 0,86 ккал/ч). Тепловой поток, отнесённый к единице изотермической поверхности, называется плотностью теплового потока или тепловой нагрузкой; обозначается обычно q, измеряется в Вт/м2 или ккал/(м2×ч). Плотность теплового потока —вектор, любая компонента которого численно равна количеству теплоты, передаваемой в единицу времени через единицу площади, перпендикулярной к направлению взятой компоненты.

Теплоперенос в Земле осуществляется преимущественно за счет двух механизмов – молекулярного (кондуктивного) и конвективного.
Важнейшим процессом, обусловливающим динамику мантии и в конечном счете и земной коры, является конвекция, прежде всего тепловая. Если бы внутреннее тепло, накапливающееся в Земле в результате действия описанных факторов, поступало к поверхности лишь путем обычной теплопроводности, т.е. кондуктивного теплопереноса, Земля неминуемо довольно быстро разогрелась бы до полного плавления. Именно то обстоятельство, что в мантии Земли теплоперенос осуществляется не только кондуктивным, но и конвективным путем, гарантирует нашу планету от перегрева..

Плотность кондуктивного теплового потока q на поверхности Земли описывается законом Фурье: q= - k dT/dz
где k – коэффициент теплопроводности, T – температура, а z – координата в направлении изменения температуры.

Коэффициент теплопроводности k (или удельная теплопроводность) измеряется в Вт · м –1 · °С–1 или Дж · м–1 · с–1 · °С–1) и служит мерой того, насколько легко тепло распространяется через материал, или, более строго, сколько тепла нужно подвести к нижней границе слоя единичной толщины, чтобы за единицу времени температура на его верхней границе изменилась на 1°С.

Зависимость распространения температурного возмущения от времени при нагревании или охлаждении материала определяется коэффициентом температуропроводности χ
χ = k/Cp· ρ
где ρ – плотность материала, а Cp – его удельная теплоемкость
Температуропроводность литосферы, как уже отмечалось, чрезвычайно низка и составляет в среднем около 10 – 6 м2/с, а для проникновения температурных возмущений на расстояние l требуется время l2/χ.

Среднее по всем континентам значение плотности теплового потока (qc) составляет 56,5 мВт/м2, по океанам (qo) – 102,2 мВт/м2. Полный тепловой поток Q из недр Земли получается суммированием произведений континентального и океанского тепловых потоков на площади континентов (включая континентальные окраины) Sc = 2 · 1014 м2 и океанов So = 3,1 · 1014 м2:
Q = Scqc + Soqo = Qc + Qo = 4,3⋅1013 Вт .

Разделив глобальный тепловой поток Q на площадь поверхности Земли S = 5,1 · 1014 м2, получаем среднее значение плотности глобального теплового потока qср = 84 мВт/м2.
Плотность теплового потока, генерируемого только в коре qcr, может быть рассчитана по формуле
q cr = ρ c h c H c,
где ρc – плотность коры, hc – ее мощность, а Hc – радиогенная теплогенерация на единицу массы.

главным отличием океанского и континентального тепловых потоков является то, что первый в основном (на 99%) имеет мантийное происхождение и распространяется конвективным путем, тогда как второй в значительной степени радиогенного происхождения и распространяется, за исключением локальных областей, кондуктивным путем.

Геомагнетизм
Геомагнети́зм — раздел геофизики, изучающий происхождение и природу магнитного поля Земли.
Геомагнетизм рассматривает вопросы:
возникновение и эволюция основной, постоянной составляющей геомагнитного поля;
природа переменной составляющей (примерно 1 % от основного поля);
структура магнитосферы;
изучение закономерностей вариаций геомагнитного поля.

В 1600 году английский ученый Уильям Гильберт в своей книге «О магните, магнитных телах и большом магните - Земле». представил Землю, как гигантский постоянный магнит, ось которого не совпадает с осью вращения Земли (угол между этими осями называют магнитным склонением)

Геомагнетизм
Магнитное поле Земли создается замкнутыми электрическими токами в ее недрах и намагниченностью горных пород. Оно характеризуется двумя векторными величинами – напряженностью H и магнитной индукцией B, связанными уравнением
B = μ0 (H + J), (1.5.1)
где μ0 – магнитная проницаемость вакуума (скалярная величина), а J – намагниченность среды (векторная величина).

Геомагнетизм
Магнитное поле Земли создается замкнутыми электрическими токами в ее недрах и намагниченностью горных пород. Оно характеризуется двумя векторными величинами – напряженностью H и магнитной индукцией B, связанными уравнением
B = μ0 (H + J), (1.5.1)
где μ0 – магнитная проницаемость вакуума (скалярная величина), а J – намагниченность среды (векторная величина).

Геомагнетизм
Те́сла (обозначение: Тл, T) — единица измерения индукции магнитного поля в СИ, численно равная индукции такого однородного магнитного поля, в котором на 1 метр длины прямого проводника, перпендикулярного вектору магнитной индукции, с током силой 1 ампер действует сила 1 ньютон.

Геомагнитные полюса
располагаются в точках с
координатами 79° с.ш. и 71° з.д. (в Гренландии) и 79° ю.ш. и 109° в.д. (в Антарктиде).

Геомагнетизм
Те́сла (обозначение: Тл, T) — единица измерения индукции магнитного поля в СИ, численно равная индукции такого однородного магнитного поля, в котором на 1 метр длины прямого проводника, перпендикулярного вектору магнитной индукции, с током силой 1 ампер действует сила 1 ньютон.

Магнитные полюса Земли - это часть магнитного (геомагнитного) поля нашей планеты, которое генерируется потоками расплавленного железа и никеля, окружающего внутреннее ядро Земли (другими словами, турбулентная конвекция во внешнем ядре Земли генерирует геомагнитное поле). Поведение Магнитного поля Земли объясняют течением жидких металлов на границе земного ядра с мантией. Смена магнитных полюсов Земли (инверсия магнитного поля, англ. geomagnetic reversal) происходит каждые 11,5-12,5 тысяч лет. Называют и другие цифры - 13.000 лет и даже 500 тысяч лет, а последняя инверсия произошла 780.000 лет назад. По всей видимости, переполюсовка Магнитного Поля Земли - явление непериодическое.

Элементы магнитного поля
Полный вектор индукции геомагнитного поля B может быть разложен на составляющие: вертикальную Z и горизонтальную H. Угол между горизонтальной составляющей геомагнитного поля H и направлением на географический север
называется склонением D, а угол между полным вектором B и его горизонтальной составляющей H – наклонением I.

Несколько слов о магнитных картах. Обычно через каждые 5 лет распределение магнитного поля на поверх­ности Земли представляется магнитными картами трех или более магнитных элементов. На каждой из таких карт проводятся изолинии, вдоль которых данный элемент имеет постоянную величину. Линии равного склонения D назы­ваются изогонами, наклонения I – изоклинами, величины полной силы В – изодинамическими линиями или изодинами. Изомагнитные линии элементов H, Z, Х и Y назы­ваются соответственно изолиниями горизонтальной, вер­тикальной, северной или восточной компонент.

sinФ = sinϕ sinϕм + cosϕ cosϕм cos D ,
sin(Λ − λ ) = cosϕм sin D / cosФ ,
где ϕm – геомагнитная широта в точке наблюдения:

Как дипольная, так и недипольная составляющие геомагнитного поля со временем меняются по направлению и интенсивности. Это явление получило название вариаций геомагнитного
поля.
Периоды вариаций изменяются от миллионов лет до долей секунд. Причины длиннопериодных вариаций связывают с процессами, идущими в глубоких недрах Земли, а короткопериодных – с процессами, протекающими в ее магнитосфере.

Инверсии магнитного поля

Магнитное поле измеряют со спутника, выведенного на заданную орбиту, с которой, как считается, уже неощутимы эффекты неоднородной намагниченности земной коры. Это поле рассматривают в качестве нормального (главного) и вычитают из полного геомагнитного поля, измеряемого на земной поверхности. Полученное в остатке поле считают аномальным.

При работе с аномальным магнитным полем единица индукции в системе СИ – тесла (Тл), оказывается неудобной, поэтому на практике используют дробную единицу нанотесла,
1 нТл = 10 – 9 Тл.

Существуют три геомагнитных поля, образованных разными источниками.
Первое - главное, или нормальное (в пределах 20-60·103 нТл), генерируемое токами в жидкой части ядра Земли. Расположение именно его силовых линий фиксируют компасы.
Второе - переменное, оно порождается токами в ионосфере и магнитосфере. Типичное его проявление - магнитные бури. Для умеренных широт значения солнечно-суточных вариаций ~ 30 нТл, а возмущенных (магнитных бурь) 100-1000 нТл.
И наконец - аномальное. Последнее существует благодаря намагниченности земной коры по всей ее толщине (~40 км),

Намагниченность, созданная современным геомагнитным полем, называется индуцированной (или cовременной) и обозначается Ji Ее направление в любой точке Земли может быть определено обратным пересчетом по формулам (1.5.4) – (1.5.6). Интенсивность (амплитуда) индуцированной намагниченности целиком зависит от магнитной восприимчивости породы χ - определяется содержанием в горной породе ферромагнитных минералов
Эмпирическим путем получены соотношения определяющие магнитную восприимчивость горных пород:
χ = 1,185ρ
для магматических пород, где p – объемная доля ферромагнитных минералов, и ,
χ = 0,033ν1,33
для метаморфических пород, где V – объемное содержание ферромагнитных минералов (в процентах).

Намагниченность остаточная, намагниченность Jr, которую имеет ферромагнитный материал при напряжённости внешнего поля, равной нулю. Н. о. зависит как от магнитных свойств материала, так и от его магнитной предыстории — характера предыдущих воздействий на него магнитного поля