Земля в Мировом пространстве; происхождение, строение и состав Земли
Тепловое поле Земли. Внешняя и внутренняя теплота Земли. Земля относится к группе холодных небесных тел. В космическое пространство она излучает меньше энергии, чем получает извне. На ее поверхность воздействует огромный энергетический поток, поступающий от Солнца, т.е. внешняя теплота. В течение 1 мин на 1 см2 земной поверхности, ориентированной перпендикулярно солнечным лучам, попадает 8,173 Дж тепла. Это так называемая солнечная постоянная. Около 40 % этой энергии сразу же отражается от ее поверхности в космическое пространство. Однако, как отмечалось, Земля усваивает только 2/3 энергии; та ее доля, которая отражается планетой, называется альбедо. Для Земли альбедо составляет 0,33. Остальная часть преобразуется атмосферой, гидросферой и биосферой в длинноволновое излучение, нагревающее эти геосферы, и затем обратно отражается в космическое пространство. Лишь 2 % энергии идет на разрушение горных пород, образование осадочных пород, накапливается в органическом веществе и горючих полезных ископаемых. Все точки земной поверхности, располагающиеся на одной широте, получают от Солнца в течение года одно и то же количество тепла. Перераспределение тепла на земной поверхности зависит от: формы рельефа, распределения воды и суши, растительного покрова, воздушных и морских течений. Все это влияет на климат местности. Различают среднесуточные, среднемесячные и среднегодовые температуры. Линии, соединяющие точки с одинаковыми средними температурами (суточными, месячными, годовыми) называются изотермами. С высотой температура воздуха понижается. Высота подъема, при которой температура воздуха понижается на 1 °C, называется аэротермической ступенью. Величина, обратная аэротермической ступени, называется аэротермическим градиентом— Га. Он соответствует понижению температуры (°C) при подъеме на высоту 1000 м. Солнечная энергия определяет температуру самого верхнего слоя Земли, которая изменяется под влиянием суточных и сезонных колебаний климата. Суточные изменения температуры сказываются до глубины 1-2 м, в то время как сезонные колебания фиксируются на глубине до 30 м. Глубина, ниже которой сезонные колебания температуры не влияют на горные породы, называется поясом постоянных температур, или нейтральным слоем. Весь объем приповерхностного слоя, где сказываются сезонные колебания температур, называют гелиотермозоной. Ниже гелиотермозоны располагается геотермозона, в которой температура определяется внутренними энергетическими ресурсами Земли. В 1868 г. по инициативе английского физика У. Томсона были систематизированы данные по изменению температуры с глубиной в шахтах и скважинах, которые показали, что в среднем на каждые 100 м температура изменяется на 2,5-3,5 °С. С этого времени паука о тепловом поле Земли — геотермия стала опираться на строгий фактический материал. Тепловое поле Земли. Внешняя и внутренняя теплота Земли. Главными геотермическими параметрами теплового поля Земли являются: • геотермический градиент; • геотермическая ступень; • коэффициенты теплопроводности; • теплоемкость; • плотность теплового потока; • величина теплогенерации. Геотермический градиент характеризует изменение температуры горных пород на единицу расстояния. В зависимости от того, измеряется температура по площади или в вертикальном разрезе, выделяют горизонтальный и вертикальный геотермические градиенты. Обычно значения геотермического градиента составляют 3—5 °C на каждые 100 м. В верхних же слоях Земли он равен 2 °C на 100 м. Закономерность нарастания температуры с глубиной справедлива лишь для верхних оболочек земных недр, примерно до глубины 70 км, т. е. до раздела кора — мантия. В мантии увеличение температуры с глубиной определяется адиабатическим градиентом, который равен 0,35—0,45 °С/км. С помощью адиабатического градиента расчетное значение температуры земного ядра оценивается в 5—6 тыс. °C. Величина, обратная геотермическому градиенту называется геотермической ступенью. Она характеризует длину интервала пород, в пределах которого температура повышается на 1°. Геотермический градиент является важным параметром теплового поля Земли, но он не дает полного представления о том, какое количество тепла проходит через объем пород за определенный период времени, то есть не характеризует теплопотери Земли. Ведь при одинаковом температурном градиенте через породы, обладающие разной теплопроводностью, пройдет и разное количество тепла. Способность пород проводить тепло характеризует коэффициент теплопроводности (К), который равен количеству тепла, переносимого через единицу поверхности за единицу времени при градиенте температур, равном единице. Главный закон теплопроводности — закон Фурье: количество тепла dQ, переносимого за единицу времени dt через единицу площади dS в направлении нормали Z к этой площади, пропорционально градиенту температуры dT/dz: Коэффициент теплопроводности пород зависит от следующих особенностей их состава и строения: • от свойств слагающих минералов и их взаимоотношений между собой; • от степени раскристаллизованности и размеров кристаллов (аморфные, неполпокристаллические породы обладают худшей теплопроводностью по сравнению с полнокристаллическими); • от соотношений фаз, входящих в породу (твердой, жидкой, газообразной). При прочих равных условиях водонасыщепность пород увеличивает ее теплопроводность; • от текстурных особенностей пород, в частности пористости, которая снижает теплопроводность, особенно когда поры заполнены газом. Важное значение имеет и структура норового пространства. Наиболее полную характеристику тепловому полю даст плотность теплового потока (q), который рассчитывается как произведение геотермического градиента (G) на коэффициент теплопроводности (k):
Slaidy.com
