固体地球物理学导论

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1、固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论第六章第六章第六章第六章 地热场与地球的热状态地热场与地球的热状态地热场与地球的热状态地热场与地球的热状态pp热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征pp地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流pp地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布pp地球的热历史地球的热历史地球的热历史地球的热历史1固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 The earth

2、 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 about 1:1000. In the earth, however, the heat mainly comes from the inner

3、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，两者之比约为者之比约为1000:11000:1。 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。的导热性很差。温暖的地球温暖的地球温暖的地球温暖的地球

4、2固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论6.16.1热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征热场概念与岩石热物理特征 6.1.1 6.1.1 6.1.1 6.1.1 地热场与热流密度概念地热场与热流密度概念地热场与热流密度概念地热场与热流密度概念 地热场地热场 地球的地热场地球的地热场( (或温度场或温度场) )是地球的物理场之一，它表示地球内部各圈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

5、地温度场内某点的温度是随时间变化，则称之为非稳定时间变化。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。地热场，不随时间变化称为稳定地热场。 热量热量( (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。如某系统与其它形式的能量互相转化。如某系统(或物体或物体)所吸收的热量所吸收的热量(Q)，等于，等于该系统该系统(或物体或物体)对外界所做的功对外界所做的功(W)与系统与系统(或物体或物体)内能的改变或转化量之内能的改变或转化量之和。和。地热场与热量

6、地热场与热量地热场与热量地热场与热量3固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 热流密度热流密度 热流密度被定义为在热流密度被定义为在单位时间单位时间内流过内流过单位面积单位面积的热量，它是一个矢量，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，一般用它表示地球内部热能向地球表面散失的状况。所以大地要物理量，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。根据稳热流密度系指单位时间内通过

7、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。定热传导原理，它等于岩石热导率与相应地温梯度的乘积。 热流密度热流密度热流密度热流密度4固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 6.1.2 6.1.2 6.1.2 6.1.2 岩石热物理性质岩石热物理性质岩石热物理性质岩石热物理性质 （岩石）热导率（岩石）热导率（Thermalconductivity）k(W/m2)k:W/(mK).Orq = -kT Here q is the thermal flux, T is the temperature. Generally

8、the thermal conductivity k decreases with the increment of the temperature.岩石热导率岩石热导率岩石热导率岩石热导率5固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 (岩石岩石)比热容比热容 HeatcapabilityCp热比（容）热比（容）Cpis the thermal energy which unit mass obtains as its temperatureincreasesonedegree(K)比比热热容容(Cp)是是表表征征岩岩石石存存储储热热的的能能力力，其其物物理理意意

9、义义是是：单单位位质质量量的的物物质温度升高一度所吸收的热量。其表达式为质温度升高一度所吸收的热量。其表达式为Cp=Q/(MT)岩石的比热容岩石的比热容岩石的比热容岩石的比热容6固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 热扩散率热扩散率 （Thermaldiffusivity） =k/(Cp)式中式中表示岩石密度，热扩散率表示岩石密度，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。因岩石的比热容变化不大，对热扩散率影响较小，所度趋于一致的能力。因岩石的比热容变化不大，对热扩散率影响较小，所以，岩石的热扩散率主要与

10、岩石热导率及密度有关以，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。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。有方向性。岩石热扩散率岩石热扩散率岩石热扩散率岩石热扩散率7固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 生热率（热产率）生热率（热产率）Thermalproductivity单位体积的物体（热源）在单位时间内所产生的热量。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岩

11、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符符合这些条件。许多学者通过研究提出了岩石中合这些条件。许多学者通过研究提出了岩石中U、Th、K的含量与热产率的含量与热产率A的关系的关系式中式中表示岩石密度表示岩石密度(kg/m3)，CU、CTh、CK分别表示分别表示U(ppm)、Th(ppm)、K(%)的浓度，这里，热产率的浓度，这

12、里，热产率A的单位为的单位为(W/m3)。岩石生热率岩石生热率岩石生热率岩石生热率8固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 6.1.3 6.1.3 6.1.3 6.1.3 热传递方式热传递方式热传递方式热传递方式 传导传热传导传热Heatconduction(phononheattransfer)热传导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，这种形式也称称“声子传热声子传热”，其沿温度梯度方向向外传播。在，其沿温度梯度方向向外传播。在10001000以下，地壳以下，地壳岩石主岩石主要以

13、要以“声子传热声子传热”方式进行热传递。方式进行热传递。热传导传热率为：热传导传热率为： ka=K03/2Vp3p1/2T-5/4其中其中K0为实验常数，为实验常数，为密度，为密度，Vp为纵波速度，为纵波速度，p为压力，为压力，T为温度为温度Rocks are not 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 vibr

14、ation of the crystal lattice by heat.岩石热传导传热岩石热传导传热岩石热传导传热岩石热传导传热9固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 辐射传热辐射传热热辐射（光子传热）热辐射（光子传热）Heatradiation(photonheattransfer) 辐射传热率为辐射传热率为kb=(16/3)(n2/)T3n为折射率，为折射率，为暗度（辐射强度按为暗度（辐射强度按e- z衰减），衰减）， 是波尔兹曼是波尔兹曼(Boltzmann)常数，常数，T为温度。热辐射是地幔物质主要的传热方式。为温度。热辐射是地幔物质主要的传热方式

15、。As the temperature excesses 750, the heat transfers mainly in infrared rays instead conduction, i.e. kbka. 岩石热辐射传热岩石热辐射传热岩石热辐射传热岩石热辐射传热10固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论岩石热激发传热岩石热激发传热岩石热激发传热岩石热激发传热 热激发热激发热激发热激发(激子传热激子传热)Heatexcitation(excitonheattransfer) In the situation of certain temperature

16、 and pressure the atoms 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. 热激发传热率为热激发传热率为kc=K0e-E/TK0:

17、常数，常数，E：激发能量，：激发能量，：波尔兹曼（：波尔兹曼（Boltzmann）常数，）常数，T：温度：温度11固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论“ “波波波波” ”的形式传播热量的形式传播热量的形式传播热量的形式传播热量激子的传热在地球的浅部是微不足道的，但在地表激子的传热在地球的浅部是微不足道的，但在地表100km以下深度，以下深度，它的作用不可忽略，相应的热导率称为它的作用不可忽略，相应的热导率称为“激子热导率激子热导率”。岩石温度越高，。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。其热传导能量就越大，在地幔中激子热导

18、率比上述两种热导率更大。以以上上三三种种热热传传递递机机制制都都是是以以“波波”的的形形式式传传播播热热量量，在在地地球球内内部部不不同同深度上贡献不一样，通常用统一的形式表示热导率，即深度上贡献不一样，通常用统一的形式表示热导率，即 k=ka+kb+kc12固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论热传导方程热传导方程热传导方程热传导方程热传导方程：热传导方程：If the temperature and heat do not change with time, which means they are stable, the equation is If t

19、here is no source inside the media, the equation is 13固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论热对流传热热对流传热热对流传热热对流传热 对流传热对流传热Heatconvection(热对流热对流) 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、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。热水活动、岩浆活动、地幔对流等。若若液液体体

20、某某部部分分下下方方受受热热，体体积积膨膨胀胀，而而周周围围未未受受热热液液体体将将对对其其产产生生压力，即导致它受到向上的浮力压力，即导致它受到向上的浮力F浮浮g（g：重力，：重力，：体膨胀系数，：体膨胀系数，：温度梯度）：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向上运动液体同时受到来自液体自身的粘滞阻力F阻阻（：动力粘滞系数，：动力粘滞系数，：热扩散率）：热扩散率）两者之比称为瑞雷数（两者之比称为瑞雷数（RayleighNumber）:当瑞雷数超过当瑞雷数超过103（临界值）时，将产生对流。（临界值）时，将产生对流。14固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体

21、地球物理学概论6.26.2地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流地球内部的热源与大地热流 6.2.1 6.2.1 6.2.1 6.2.1 地球内部的热源地球内部的热源地球内部的热源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，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1.54.186

22、8102W/m2，则地球的总热流密度每年约为则地球的总热流密度每年约为Q2.4110204.1868J/a地球内部热源地球内部热源地球内部热源地球内部热源15固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论地面热流密度、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，还有其他可能的热源，加重力分异热、潮汐摩擦热、化主要来源。此外，还有其他可能的热源，加重力分异热、潮汐摩擦

23、热、化学反应热等。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。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。以下讨论几种可能的热源。地球内部热源地球内部热源地球内部热源地球内部热源 （续）（续）16固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 地球形成时的温度地球形成时的温度在冷尘埃相陨石积聚

24、而成地球的过程中。物质的引力位降低。释放出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，约为大量的能量，约为31032J，其中一部分能量用于加热地球。由于地球收，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球形成时的内部温度不超过1200。 地球形成时的温度地球形成时的温度地球形成时的温度地球形成时

25、的温度17固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 放射性元素生热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

26、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。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(铷铷)、40K等，其中具有足够丰度的生热率较高且半衰期与地等，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球年龄相当的只有U、Th、K。放射性元素生热放射性元素生热放射性元素生热放射性元素生热18固体地球物理学概论固体地球物理学概论固

27、体地球物理学概论固体地球物理学概论岩石放射性含量与生热率岩石放射性含量与生热率岩石放射性含量与生热率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。壳之内，而在地幔较贫乏。19固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论放射性元素总生热随时间变化放射性元素总生热随时间变化放射性元素总生热随时间变化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。现在以影响随时间的变化如图所示。现在以238U产生

28、的热量为主，在产生的热量为主，在30亿年前则亿年前则由由40K产生的热量起重要作用。产生的热量起重要作用。20固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 如如果果地地球球的的原原始始物物质质组组成成和和放放射射性性元元素素含含量量的的模模式式已已知知，就就能能估估算算使使这这些些物物质质熔熔化化所所需需要要的的热热量量L和和这这些些放放射射性性元元素素在在地地球球形形成成45亿亿年年以以来来所所放放出出的的总总热热能能H。利利用用热热传传导导定定律律，还还可可计计算算出出由由地地表表流流出出的的总总热热流流量量Q。大多数模式给出。大多数模式给出L301030J，H

29、(6-20)1030，Q(1-8)1030J。这这些些数数值值说说明明，放放射射性性元元素素生生热热不不足足以以使使整整个个地地球球熔熔化化，但但使使地地球球温温度度升升高高，而而不不是是冷冷却却。据据估估算算，认认为为放放射射性性生生热热使使地地球球温温度度比比初初始始温温度度升升高高1500。放射性元素生热的结果放射性元素生热的结果放射性元素生热的结果放射性元素生热的结果21固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 形成地核过程中产生的热量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，产假设地球形成的初期是比较均匀的，以后

30、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。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。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做的功可表示为但大半部分已在收缩过程中释放

31、。有学者估计，由一个均匀的地球演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球所释放的能量约为变成分层的地球所释放的能量约为1.251031J，其中的大部分可使地球平，其中的大部分可使地球平均温度升高均温度升高1500，而小部分用于熔化铁，而小部分用于熔化铁镍相和积蓄成应变能。镍相和积蓄成应变能。形成地核过程中产生的热量形成地核过程中产生的热量形成地核过程中产生的热量形成地核过程中产生的热量22固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 其它形式的热源其它形式的热源太太阳阳系系形形成成初初期期，地地月月距距离离很很近近，地地球球自自转转

32、的的速速度度比比现现在在快快得得多多，地地球球自自转转周周期期大大概概为为2-4小小时时。由由于于潮潮汐汐摩摩擦擦，地地球球自自转转变变慢慢，月月球球与与地地球球的的距距离离也也越越来来越越远远。当当地地球球的的自自转转周周期期由由3小小时时变变到到24小小时时的的时时候候，旋旋转转动动能能的的消消失失约约为为1.51031J，这这个个能能量量除除了了一一小小部部分分用用消消耗耗在在增增加加月月球球的的动动能外，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。左右。火火山山喷喷发发所所散散失失的的能能量量比比地地面面热热流流至至少少

33、小小两两个个数数量量级级。地地震震波波所所释释放放的能量最后变为热能消失在地球内。的能量最后变为热能消失在地球内。化学反应释放的热量，化学反应释放的热量，.其它热源其它热源其它热源其它热源23固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 6.2.2 6.2.2 6.2.2 6.2.2 大地热流密度及其特征大地热流密度及其特征大地热流密度及其特征大地热流密度及其特征大大地地热热流流密密度度值值是是地地球球热热损损耗耗中中的的传传导导部部分分。通通过过测测量量垂垂向向温温度度随随深深度度增增加加(温温度度梯梯度度)和和测测定定测测温温范范围围内内岩岩石石的的热热导导率率

34、，可可以以求求出出大大地地热热流流密密度度值值。大大地地热热流流密密度度易易受受地地壳壳升升降降、水水的的运运移移或或火火山山活活动动的的干干扰扰，并并且且地地球球 内内 部部 释释 放放 的的 热热 能能 (1.54.186810-2W/m2)比比 太太 阳阳 辐辐 射射 能能(3.24.1868102W/m2)小小约约2万万倍倍，所所以以地地面面热热流流密密度度对对大大气气温温度度和和气气候候不会有什么影响。不会有什么影响。大地热流密度大地热流密度大地热流密度大地热流密度24固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 大地热流密度的基本特征大地热流密度的基本特

35、征在在大大陆陆上上，古古老老地地盾盾区区的的热热流流密密度度较较低低，而而现现代代火火山山带带、新新生生代代岩岩浆浆活活动动带带的的热热流流密密度度较较高高。研研究究表表明明，新新生生代代活活动动带带的的热热流流密密度度超超过过24.186810-2W/m2，前前寒寒武武纪纪地地盾盾的的热热流流密密度度趋趋于于稳稳定定，约约为为(0.9-1.05)4.186810-2W/m2；大大陆陆造造山山带带的的平平均均热热流流密密度度随随着着造造山山带带的的年年龄龄增增加而减少，越老的构造带热流越小。加而减少，越老的构造带热流越小。在在大大洋洋，洋洋底底的的热热流流密密度度随随洋洋底底年年龄龄的的增增加

36、加而而减减小小；洋洋中中脊脊处处海海洋洋热热流流密密度度最最高高，并并对对称称地地向向两两侧侧降降低低。在在深深海海沟沟处处常常为为低低热热流流密密度度。热热流流密密度和地壳年龄的关系同海底扩张模式相一致。度和地壳年龄的关系同海底扩张模式相一致。20世世纪纪90年年代代公公布布的的华华北北及及邻邻区区的的热热流流数数据据表表明明，华华北北地地台台古古老老基基岩岩出出露露隆隆起起区区为为低低热热密密度度流流区区，热热流流密密度度为为46.06mW/m2。华华北北地地台台新新生生代强烈助陷地带为高热密度流区，热流密度为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

37、特征大地热流密度的基本特征大地热流密度的基本特征大地热流密度的基本特征25固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论大陆与海洋热流密度的相似性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。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

38、洋热流密度的平均值很相近，特别是它们平可以看出，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（所采用的平均值是均值（所采用的平均值是300英里英里300英里面积内的数据平均）：英里面积内的数据平均）：大陆：大陆：1.454.186810-2W/m2海洋：海洋：1.464.186810-2W/m2大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度26固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论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。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

39、较薄，认为平均是海洋岩石圈较薄，认为平均是70km。若取热扩散系数。若取热扩散系数=0.012cm2/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，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，可年龄的古老洋区，可

40、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。底部，以传导热为主。在大陆，地表热流的近在大陆，地表热流的近60来自岩石圈底部，另来自岩石圈底部，另40来自地壳内放射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。热源分布有关。大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度大陆与海洋的热流密度 （续）（续）27固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理

41、学概论地面热流密度与板块构造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软流图组成，变形发生在板块的按照板块假说，地球上层由岩石图和软流图组成，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，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。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在板块的生长部位，即大洋中脊的热流密度可达126-335mW/m2，离，离开中脊便逐渐降低，直至达到

42、平均正常热流密度开中脊便逐渐降低，直至达到平均正常热流密度(50-100mW/m2)。深海沟。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。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，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。软流一种对流模式。软流

43、圈物质的向上涌流是地热演化的表现，它一方面有助于软流圈的对流冷却，圈物质的向上涌流是地热演化的表现，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。另一方面促进地幔物质的分异。地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造28固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造地面热流密度与板块构造 （续）（续）29固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论6.36.3地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球

44、内部的温度分布 6.3.1 6.3.1 6.3.1 6.3.1 地壳的温度地壳的温度地壳的温度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，即变温带状态从地表向下大致可分为三带，即变温带( (外热层外热层) )、恒温带、恒温带( (中性层中性层) )和和增温带增温带( (内热带内热带) )。 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地表接受太阳辐射的总热且约为1.31.310

45、102323J/aJ/a，而地壳表面吸收的总热量，而地壳表面吸收的总热量为为5.85.810101919J/aJ/a，前者比后者大，前者比后者大4 4个数量级，所以地表的温度状况，主要由个数量级，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化、年变化和多年变化的周太阳辐射热所决定。由于太阳辐射热存在日变化、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。弦曲线相符，其幅度随深度而减小。地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球

46、内部的温度分布地壳温度地壳温度地壳温度地壳温度30固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 一般情况下，日变的影响深度在一般情况下，日变的影响深度在1 12m,2m,年变温带的深度为年变温带的深度为151530m30m左左右。多年变温带中长周期性右。多年变温带中长周期性(35(35100a)100a)的影响深度可达数百米。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。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，通过理根据浅层的初始测温资料，如地表温

47、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，有如果考虑一维情况，即温度仅随深度变化，有 地壳温度地壳温度地壳温度地壳温度 （续一）（续一）31固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 求解上述方程，求解上述方程，这里这里q0为地面热流，并设地面温度他为地面热流，并设地面温度他T0=0,可得可得若地下介质为两层（若地下介质为两层（k1,k2,A1,A2),),即可解得即可解得多层情况可依此类推。如果考

48、虑生热率随深度呈指数变化，则有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 地壳温度地壳温度地壳温度地壳温度 （续二）（续二）32固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论地壳温度地壳温度地壳温度地壳温度 （续三）（续三）33固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论6.3.2 6.3.2 6.3.2 6.3.2 地幔的温度地幔的温度地幔的温度地幔的温度 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。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

49、适用了。因为地同时，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，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度相应地降低了。若以地壳浅部地温梯度值23/100m直接推至地下直接推至地下6371km的地心处，温

50、度将高达的地心处，温度将高达12l05 ，整个地球将熔化，显然，这，整个地球将熔化，显然，这与事实不符。与事实不符。地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度34固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论由由于于岩岩石石圈圈以以下下的的放放射射源源分分布布以以及及热热导导率率知知道道得得很很少少，因因此此不不能能应应用用热传导方程来计算地幅的温度其它方法如：热传导方程来计算地幅的温度其它方法如：用用间间接接方方法法可可以以求求得得地地幔幔的的温温度度梯梯度度，若若巳巳知知某某边边界界的的温温度度，其其它

51、它深度的温度使可用积分求得；深度的温度使可用积分求得；根根据据实实验验或或理理论论求求得得地地慢慢物物质质在在相相应应压压力力条条件件下下的的熔熔点点，由由于于地地幅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；绝大部份处于固体状态，熔点可以认为是地因温度的上限；物物质质的的电电导导率率对对于于温温度度比比较较敏敏感感，用用测测量量所所得得的的电电导导率率也也可可以以计计算算温度；温度；近近来来依依靠靠精精密密的的岩岩石石学学实实验验结结果果，可可以以确确定定深深源源岩岩石石产产地地的的环环境境条条件件，特特别别是是温温度度，这这种种方方法法只只能能测测量量二二、三三百百公公里里以以内

52、内的的温温度度。但但由由于于它它的准确度高，所以很受重视。的准确度高，所以很受重视。地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续一）（续一）35固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 绝热自压温度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，为体膨胀系数，Cp为

53、恒压状态下的比热。由于处于流体静力平衡状态，为恒压状态下的比热。由于处于流体静力平衡状态，所以有所以有r为地球半径，则为地球半径，则地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续二）（续二）36固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论用上述公式可以得到地幔不同深度的绝热自压温度。如令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，。显然，绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令T2001

54、500，则幅核界，则幅核界面的绝热自压温度大约为面的绝热自压温度大约为2250，这时地幔的平均绝热梯度为，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，比热的数值还可以自其它方法得到。在通常情况下，比热Cp对于对于p和和T都是不敏感的，因此只要能够求得体膨胀系数都是不敏感的，因此只要能够求得体膨胀系数 ，便能计算地球内部的温，便能计算地球内部的温度。弗霍根度。弗霍根1960由此估计地核附近的温度约为由此估计地核附近的温度约为2700K，它和上述绝热自，它和上述绝热自压温度相差不大。压温度相差不大。地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续三）（续三）37

55、固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论物质的熔点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。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。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。按照克劳修斯按照克劳修斯克拉珀龙方程，熔点温度克拉珀龙方程，熔点温度Tm随压力变化可写成随压力变化可写成L为熔化时的潜热，为熔化时的潜热，VL和和VS，分别为液相和固相的比容，分别为液相和固相的比容(密度的倒数密度的倒数)。实验室中直接测量熔点的技术还只能在十万大气压以内进行

56、，它大约实验室中直接测量熔点的技术还只能在十万大气压以内进行，它大约相应于相应于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。寻找解答。 地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续四）（续四）38固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论在在不不同同地地区区，上上地地慢慢的的温温度度可可能能相相差差很很大大。温温度度的的横横向向变变化化很很可可能能是是产产生生地地质质构构造造的的一一种种重重要要因因素素。古古老老洋洋盆盆地地和和大大陆陆地地盾盾的的热热流流比比较较稳稳定定，它它们们的的上上地

57、地慢慢温温度度分分布布更更有有代代表表性性。利利用用斜斜长长石石地地温温计计测测量量海海岭岭拉拉斑斑玄玄武武岩岩产产地地周周围围的的温温度度大大约约为为1300。拉拉斑斑玄玄武武岩岩浆浆产产地地的的深深度度大大约约为为100公公里里；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。来计算。 地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续五）（续五）39固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论地幔温度地幔温度地幔温度地幔温度 （续六）（续六）40固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固

58、体地球物理学概论 6.3.3 6.3.3 6.3.3 6.3.3 地核的温度地核的温度地核的温度地核的温度 假定整个地核是由铁所组成，外核是液态的铁，内核是固态的铁，假定整个地核是由铁所组成，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。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。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实验室测量的多半是l0万大气压以内的熔

59、点，更高压力的熔点需要从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认为金属铁的认为金属铁的熔点随压力的变化可用下式表示：熔点随压力的变化可用下式表示：其中其中 0为零压下物质的体膨胀系数，为零压下物质的体膨胀系数， 和和 0分别为高压和零压下物质的密分别为高压和零压下物质的密度度,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。核的熔点。地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地球内部的温度分布地核温度

60、地核温度地核温度地核温度41固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论假定地核系由纯铁所组成，它的熔点为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量铁在肯尼迪等人应用冲击波技术测量铁在300万巴下的密度，并利用上式万巴下的密度，并利用上式得到铁的熔点变化曲线，内外核边界的熔点为得到铁的熔点变化曲线，内外核边界的熔点为4300K左右。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如取外核的体膨胀系数 为为1.310-6/,，可得外核的绝热梯度为，可得外

61、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，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，它比内外核界面的温度只小核界面的温度只小300K。这个温度被认为偏高约。这个温度被认为偏高约1000K。地核温度地核温度地核温度地核温度 （续一）（续一）42固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论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

62、由纯铁计算熔点偏高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。考虑到内核由于密度比铁高，可能含有镍等成，而是由含杂质的铁组成。考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，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核边界上仍可保持原来铁的熔化温度

63、，而在核馒边界上的温度可以降低1000K，即，即3000K左右。从而将地幔过温度渡分布与地核温度分布连为左右。从而将地幔过温度渡分布与地核温度分布连为一个整体。一个整体。 地核温度地核温度地核温度地核温度 （续二）（续二）43固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论地核温度地核温度地核温度地核温度 （续三）（续三）44固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论6.46.4地球的热历史地球的热历史地球的热历史地球的热历史 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，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

64、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。发展做预测。 地球的热历史地球的热历史地球的热历史地球的热历史45固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 6.4.1 6.4.1 地球的原始温度地球的原始温度 地地球球的的原原始始温温度度和和地地球球起起源源有有密密切切关关系系。二二十十多多年年前前曾曾经经普普遍遍认认为为地地球球是是在在高

65、高温温条条件件下下形形成成的的，因因此此假假设设原原始始地地球球处处于于熔熔化化状状态态。但但是是近近来来关关于于地地球球起起源源的的研研究究，认认为为地地球球是是由由气气体体和和固固体体尘尘埃埃云云堆堆积积形形成成的的，它它的的原原始始温温度度不不可可能能很很高高。原原始始地地球球温温度度决决定定于于地地球球的的堆堆积积条条件件以以及及地地球球形形成成过过程程中中放放射射性性元元素素( (短短寿寿命命) )的的含含量量。曾曾经经怀怀疑疑原原始始地地球球中中的的2626AlAl衰衰变变为为2626MgMg时时( (半半衰衰期期为为0.94100.94106 6年年) )可可能能产产生生足足够够

66、大大的的热热能能，使使地地球球熔熔化化。但但是是，通通过过测测量量不不同同陨陨石石、月月岩岩以以及及地地球球岩岩石石中中2626Mg/Mg/2424MgMg的的比比值值，发发现现它它们们没没有有任何明显的差别。因此，任何明显的差别。因此，2626AlAl的作用也许不大。的作用也许不大。地球的原始温度地球的原始温度地球的原始温度地球的原始温度46固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 在在地地球球形形成成过过程程中中，如如果果碰碰撞撞以以及及自自压压所所释释放放的的重重力力能能完完全全转转化化为为热热，它它的的能能量量十十分分可可观观，但但是是事事实实上上这这样

67、样产产生生的的热热大大部部分分可可能能辐辐射射到到空空间间中中去去，只只有有很很少少一一部部分分保保留留下下来来。如如果果地地球球堆堆积积是是均均匀匀的的，后后来来由由于于某某种种机机制制使使它它产产生生分分异异，重重物物质质向向中中心心集集中中，轻轻物物质质向向表表面面迁迁移移。分分异异过过程程所所释释放放的的重力能也需要加以考虑。重力能也需要加以考虑。 在在地地球球初初期期历历史史中中，月月球球可可能能和和地地球球很很靠靠近近。潮潮汐汐产产生生的的热热能能和和月月地地距距离离的的六六次次方方成成反反比比，因因此此，它它和和当当时时月月地地距距离离的的关关系系很很大大。计计算算的的结结果果表

68、表明明，如如果果月月地地潮潮汐汐产产生生的的热热均均匀匀分分布布于于整整个个地地球球中中，它它所所产产生生的的温温度度增增高是很小的。高是很小的。地球的原始温度地球的原始温度地球的原始温度地球的原始温度 （续）（续）47固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 6.4.2 6.4.2 地球的增温与约束地球的增温与约束 地球的增温地球的增温 现现在在人人们们已已放放弃弃“原原始始地地球球正正在在冷冷却却”的的传传统统认认识识，承承认认地地球球是是在在增温。地球的增温方式有：增温。地球的增温方式有： 吸积增温吸积增温根根据据均均-吸吸积积学学说说，地地球球是是由由温

69、温度度不不高高的的尘尘埃埃和和陨陨石石物物质质积积聚聚而而成成。在在这这个个过过程程中中，由由于于物物质质的的引引力力位位能能降降低低，释释放放出出来来的的能能量量以以撞撞击击而而转转化化成成热热量量，其其中中只只有有极极少少一一部部分分进进入入地地球球，使使其其增增温温；同同时时，随随着着物物质质增增多多，内内部部压压力力增增大大，造造成成绝绝热热自自压压生生热热，也也使使地地球球增增温温。这这样样的的增增温温过过程程，可可称称为为吸吸积积增增温温。放放出出大大约约31032J能能量量，通通过过复复杂杂计计算算，估估计计可可使使地地球球增增温温1500。地球的增温地球的增温地球的增温地球的增

70、温48固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论分异增温分异增温地地球球刚刚形形成成时时是是比比较较均均匀匀的的，以以后后由由于于地地球球内内部部的的生生热热和和加加热热温温，导导致致物物质质运运动动和和分分异异，从从而而形形成成现现今今的的地地壳壳、地地幔幔和和地地核核。由由一一个个均均匀匀的的地地球球演演化化成成一一个个分分层层地地球球，通通过过分分异异而而使使重重力力位位降降低低，因因而而释释放放大大量量能能量量，估估计计为为1.31031J。这这部部分分能能量量除除用用于于熔熔化化铁铁镍镍和和积积蓄蓄应应变变能能外外，绝绝大大部部分分可可用用于于地地球球增

71、增温温。我我们们称称之之为为分分异异增增温温。估估计计可可使使地地球球继继续续增增温温1500。地球的增温地球的增温地球的增温地球的增温 （续一）（续一）49固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论放热增温放热增温在在地地球球的的吸吸积积，分分异异过过程程中中伴伴随随有有放放射射性性元元素素的的衰衰变变过过程程，因因而而有有十十分分可可观观的的放放射射热热。这这种种增增温温可可能能比比吸吸积积增增温温和和分分异异增增温温对对地地球球早早期期的的温温度度分分布布影影响响更更大大。在在这这些些放放射射性性元元素素中中，除除长长寿寿命命的的238U、235U、232T

72、h、87Rb、40K继继续续衰衰变变放放出出热热量量外外，还还有有相相当当一一部部分分短短寿寿命命元元素素如如26Al、10Be、36Ce等等早早已已从从地地球球上上消消失失了了。它它们们所所提提供供的的能能量量，在在量量级级上上与与分分异过程释放的能量相当。异过程释放的能量相当。增增温温的的结结果果，促促成成了了物物质质的的流流动动、分分异异，也也改改变变了了放放射射性性元元素素在在地球内的分布，完成了地球的成层构造。地球内的分布，完成了地球的成层构造。地球的增温地球的增温地球的增温地球的增温 （续二）（续二）50固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 约束

73、条件约束条件 温温度度的的增增加加，保保持持了了地地球球的的活活力力。但但是是，这这个个增增温温趋趋势势能能否否保保持持下下去去，以以至至全全球球熔熔化化？根根据据地地球球内内部部的的放放射射性性含含量量可可以以估估计计放放射射性性热热产产量量H，根根据据地地表表热热流流密密度度可可以以估估计计地地球球向向外外散散失失的的热热量量Q，潜潜热热(熵熵)Lc。它它们们分分别别是是生热生热Q(18)1030J散热散热H(620)1030J，潜热潜热Lc301030J，显然，有显然，有QHLc这个不等式称为地球内部热量的相互约束条件。这个不等式称为地球内部热量的相互约束条件。地球的增温地球的增温地球的

74、增温地球的增温 （续三）（续三）51固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论固体地球物理学概论 地地球球内内部部热热量量的的相相互互约约束束条条件件表表明明，放放射射性性热热产产量量比比地地表表散散失失热热量量大大2-32-3倍倍，意意味味着着地地球球在在增增温温，而而不不是是冷冷却却，但但是是，所所产产生生的的热热量量，即即使使全全部部用用于于加加热热地地球球，也也不不可可能能使使地地球球全全部部熔熔化化。因因此此，地地球球整整体体在在加加温温，而而且且可可以以在在局局部部地地区区出出现现物物质质熔熔化化，但但不不会会酿酿成成全全球球熔熔化化。这这就就是是地地球球走走过过的热历史。的热历史。地球的增温地球的增温地球的增温地球的增温 （续四）（续四）52待续53部分资料从网络收集整理而来，供大家参考，感谢您的关注！