1

STAN TERMICZNY ZIEMI

Ziemia ma zewn

ę

trzne i wewn

ę

trzne

ź

ródło ciepła.

ciepło zewn

ę

trzne: promienie słoneczne.

Ź

ródłem energii promieniowanej przez

Sło

ń

ce s

ą

reakcje termoj

ą

drowe przemiany wodoru w hel, zachodz

ą

ce w jego

wn

ę

trzu.

Ciepło słoneczne przenika w gł

ą

b skorupy ziemskiej bardzo powoli i na

niewielkie gł

ę

boko

ś

ci.

-

zmiany dobowe si

ę

gaj

ą

do 1 m

-

zmiany sezonowe (zwi

ą

zane z porami roku) do 5-6 m.

-

przemarzanie si

ę

ga do 1,2 – 1,5 m

-

na gł

ę

boko

ś

ci 15-20 m panuje stała temperatura (strefa termicznie

neutralna) równa w przybli

ż

eniu

ś

redniej rocznej temperaturze danego

miejsca. Na gł

ę

boko

ś

ci 20 m zmiany s

ą

nie dostrzegalne.

ciepło wewn

ę

trzne:

-

z zapasu ciepła z okresu tworzenia si

ę

Ziemi (ciepło pierwotne)

-

z rozpadu pierwiastków promieniotwórczych, szczególnie toru, uranu i

potasu. Ilo

ść

substancji promieniotwórczych jest najwi

ę

ksza w skałach

kwa

ś

nych, mniejsza w zasadowych, np. w granicie uranu jest 4 razy

wi

ę

cej ni

ż

w bazalcie, potasu 3 razy, a toru około 10 razy wi

ę

cej.

Roczna produkcja ciepła:

Skały kwa

ś

ne: 5,0 * 10

-6

cal

Skały zasadowe: 1,6 * 10

-6

cal

O istnieniu własnego

ź

ródła ciepła Ziemi

ś

wiadczy wzrost temperatury wraz z

gł

ę

boko

ś

ci

ą

(stwierdza si

ę

to w kopalniach i otworach wiertniczych). Wzrost ten

wyra

ż

a si

ę

stopniem geotermicznym.

stopie

ń

geotermiczny - liczba metrów przypadaj

ą

ca na wzrost temperatury o 1°C;

opisuje nat

ęż

enie przepływu ciepła z wn

ę

trza Ziemi na jej powierzchni

ę

gradient geotermiczny - wzrost temperatury przypadaj

ą

cy na wzrost gł

ę

boko

ś

ci o 1

m (wyra

ż

any cz

ę

sto jako wzrost temperatury na 1 km czy tez na 100 m)

Wzrost temperatury jest w ró

ż

nych miejscach ró

ż

ny i zale

ż

y od:

•

charakteru skał i ich przewodnictwa cieplnego

•

uło

ż

enia skał

•

zawodnienia

•

blisko

ś

ci

ź

ródeł gor

ą

cych, wulkanów i wgł

ę

bnych ognisk magmowych

2

Przykłady:

Budapeszt 15 m/1°C

Szubin (Kujawy) 33 m/1°C

Pisz (Mazury) 90 m/1°C

Sudety 25 m/1°C

Gda

ń

sk 65 m/1°C

Witwaters (Afryka Poł.) 117 m/1°C

Bahamy 180 m/1°C

Ś

rednia dla zachodniej Europy 33 m/1°C

Zgodnie ze stopniem geotermicznym

temperatura ro

ś

nie do gł

ę

boko

ś

ci około

70 km, dalej przyrost jest mniejszy.

Na gł

ę

boko

ś

ci 100 km temperatura

wynosi 1500°C, na 1000 km około 3000°C,

a gwałtowny skok nast

ę

puje na granicy

płaszcza z j

ą

drem od 3500°C do około 4800°C.

W j

ą

drze wynosi ponad 6000°C.

Strumie

ń

ciepła

Istnienie gradientu ciepła skierowanego ku górze sprawia,

ż

e z gł

ę

bi Ziemi do jej

powierzchni istnieje stały dopływ ciepła

–

strumie

ń

ciepła Q = K*r

3

gdzie: K – przewodno

ść

cieplna, r – gradient

Strumie

ń

ciepła mierzony jest w jednostkach strumienia ciepła 1 JSC=1

µ

cal cm

-2

s

-1

W układzie SI strumie

ń

ciepła ma wymiar [mW/ m

2

]

Niektóre

ś

rednie warto

ś

ci ciepła dla kontynentów:

Obszary prekambryjskie < 1 JSC

Platformy paleozoiczne 1,5 JSC

Obszary fałdowa

ń

kenozoicznych 1,7 JSC

Kenozoiczne obszary wulkaniczne 2,1 JSC

Dla oceanów:

Atlantyk 1,4 JSC

Indyjski 1,4 JSC

Pacyfik 1,7 JSC

Ś

redni

ś

wiatowy strumie

ń

cieplny

Kontynenty 1,49 JSC

Oceany 1,65 JSC

Od Sło

ń

ca 4,2 *10

3

JSC

Mapa g

ę

sto

ś

ci strumienia cieplnego na obszarze Ni

ż

u Polskiego (J. Szewczyk, D.

Gientka 2006)

4

Ciepło Ziemi wykorzystywane jest do produkcji energii geotermalnej