固体物理第八章.pptVIP

第六章 ⑶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，大部分消耗么这些地带。 在板块的生长部位，即大洋中脊的热流密度可达126-335mW/m2，离开中脊便逐渐降低，直至达到平均正常热流密度(50-100 mW/m2)。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。 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，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。 地面热流密度与板块构造 第六章 地面热流密度与板块构造 （续） 第六章 6.3 地球内部的温度分布 6.3.1 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状态从地表向下大致可分为三带，即变温带(外热层)、恒温带(中性层)和增温带(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，地表接受太阳辐射的总热且约为1.3×1023J/a，而地壳表面吸收的总热量为5.8×1019J/a，前者比后者大4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若日变化、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弦曲线相符，其幅度随深度而减小。 地球内部的温度分布——地壳温度 第六章 一般情况下，日变的影响深度在1～2m,年变温带的深度为15～30m左右。多年变温带中长周期性(35～100a)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。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 如果考虑一维情况，即温度仅随深度变化，有 地壳温度 （续一） 第六章 求解上述方程，这里q0为地面热流，并设地面温度他T0=0,可得 若地下介质为两层（k1, k2, A1, A2),即可解得 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 （续二） 第六章 地壳温度 （续三） 第六章 6.3.2 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。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，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，地温梯度相应地降低了。若以地壳浅部地温梯度值2~3℃/100m直接推至地下6371km的地心处，温度将高达1～2×l05 ℃ ，整个地球将熔化，显然，这与事实不符。 地球内部的温度分布——地幔温度 第六章 由于岩石圈以下的放射源分布以及热导率知道得很少，因此不能应用热传导方程来计算地幅的温度．其它方法如： ①用间接方法可以求得地幔的温度梯度，若巳知某边界的温度，其它深度的温度使可用积分求得； ②根据实验或理论求得地慢物质在相应压力条件下的熔点，由于地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； ③物质的电导率对于温度比较敏感，用测量所得的电导率也可以计算温度； ④近来依靠精密的岩石学实验结果，可以确定深源岩石产地的环境条件，特别是温度，这种方法只能测量二、三百公里以内的温度。但由于它的准确度高，所以很受重视。 地幔温度 （续一） 第六章 ⑴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 ? 为体膨胀系数，Cp为恒压状态下的比热。由于处于流体静力平衡状态，所以有 r为地球半径，则 地幔温度 （续二） 第六章 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1.5T200。显然，绝热自压温度与上地幔温度的起点值有关。如令T200＝