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地温勾配とは、地球内部の深さが増すにつれて温度が変化する割合のことです。一般的に、地殻の温度は、はるかに高温のマントルからの熱流によって深さとともに上昇します。プレート境界から離れた場所では、大陸地殻の地表付近では、温度は深さとともに約 25～30 °C/km (72～87 °F/mi) の割合で上昇します。 [ 1 ]ただし、場合によっては、特に地表付近では、深さが増すにつれて温度が低下することがあり、これは逆地温勾配または負の地温勾配として知られる現象です。気象や気候の影響は浅く、深さ約10～20 m (33～66フィート)にしか達しません。
厳密に言えば、地熱とは地球を指すが、この概念は他の惑星にも適用できる。SI単位系では、地熱勾配は摂氏度毎キロメートル（°C/km）[ 1 ] 、ケルビン毎キロメートル（K/km）[ 2 ] 、またはミリケルビン毎メートル（mK/m）[ 3 ]で表される。これらはすべて等価である。
地球の内部熱は、惑星形成による残留熱、放射性崩壊によって生成される熱、核の結晶化による潜熱、そしておそらく他の熱源からの熱の組み合わせによって生じます。地球で熱を発生させる主な核種は、カリウム40、ウラン238、ウラン235、トリウム232です。[ 4 ]内核の温度は4000～7000 Kの範囲にあると考えられており 、惑星の中心の圧力は約360 GPa（360万気圧）であると考えられています。[ 5 ] （正確な値は地球の密度分布によって異なります。）熱の大部分は放射性崩壊によって供給されるため、科学者たちは、半減期の短い核種が枯渇する前の地球の歴史の初期には、地球の熱生成ははるかに高かったと考えています。約30億年前の熱発生量は現在の2倍であり[ 6 ] 、その結果、地球内部の温度勾配が大きくなり、マントル対流とプレートテクトニクスの速度が大きくなり、現在では形成されていないコマチアイトなどの火成岩が生成された[ 7 ] 。
地温勾配の最上部は、大気温度の影響を受けます。固体惑星の最上層は、局地的な気象によって生じる温度にあり、地盤や岩石の種類などに応じて、約10 ～ 20 メートル (33 ～ 66フィート)の浅い深さで、ほぼ年間平均地温 (MAGT) まで低下します。 [ 8 ] [ 9 ] [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ]多くの地中熱ヒートポンプはこの深さで使用されます。[ 13 ]上部数百メートルは過去の気候変動を反映しています。[ 14 ]さらに下に行くと、内部の熱源が支配的になり始め、暖かさが着実に増加します。
地球内部の温度は深さとともに上昇します。650 ～ 1,200 °C (1,200 ～ 2,200 °F)の温度で粘性の高い岩石または部分的に溶融した岩石 が地殻プレートの境界に存在し、その周辺の地温勾配を増大させますが、溶融状態または流体状態にあると想定されているのは外核のみであり、地球の内核/外核境界（深さ約5,150 キロメートル (3,200マイル)）の温度は 5650 ± 600ケルビンと推定されています。[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]地球の熱量は10 31ジュールです。[ 1 ]
地球の大陸地殻では、天然放射性核種の崩壊が地熱発電に大きく貢献している。大陸地殻は低密度の鉱物が豊富だが、ウランなどの重い親石性元素も高濃度で含まれている。そのため、地球上で最も高濃度の放射性元素の貯蔵庫となっている。[ 20 ]天然の放射性元素は、花崗岩や玄武岩に、特に地表に近い層に濃縮されている。[ 21 ]これらの高濃度の放射性元素は、マントル鉱物に置換できず、マントル融解過程における溶融物中に濃縮されないため、地球のマントルから大部分が排除されている。マントルは主に高密度の鉱物で構成されており、マグネシウム（Mg）、チタン（Ti）、カルシウム（Ca）など、比較的原子半径の小さい元素の濃度が高い。[ 20 ]
地温勾配は、マントルよりも岩石圏の方が急勾配である。これは、マントルが主に対流によって熱を輸送するため、マントルの断熱線によって地温勾配が決定されるのに対し、岩石圏では伝導による熱伝達プロセスが支配的であり、岩石圏は対流するマントルの熱境界層として機能するからである。
地球内部の熱源から地表へは絶えず熱が流れています。地球からの総熱損失は 44.2 TW ( 4.42 × 10 13ワット) と推定されています。[ 23 ]平均熱流量は、大陸地殻上で65 mW/m 2 、海洋地殻上で101 mW/m 2です。[ 23 ]これは平均で 0.087 ワット/平方メートル (地球が吸収する太陽エネルギーの 0.03 パーセント[ 24 ] ) ですが、中央海嶺(新しい海洋リソスフェアが生成される場所) やマントルプルーム付近など、リソスフェアが薄い領域でははるかに集中しています。[ 25 ] 地球の地殻は、その下の熱を放出するために流体導管 (マグマ、水、またはその他の) によって貫通されなければならない厚い断熱ブランケットとして効果的に機能します。地球の熱の大部分は、プレートテクトニクスや中央海嶺に伴うマントル上昇流によって失われます。もう1つの主要な熱損失モードは、岩石圏を通る伝導によるもので、その大部分は、大陸の下よりも地殻がはるかに薄く若い海洋で発生します。[ 23 ] [ 26 ]
地球の熱は放射性崩壊によって30 TWの割合で補充されている 。[ 27 ]世界の地熱流量は、すべての一次エネルギー源からの人間のエネルギー消費量の2倍以上である。熱流量密度の世界的データは、 IASPEI / IUGGの国際熱流量委員会（IHFC）によって収集および編集されている。[ 28 ]
地球内部の熱は、地熱エネルギーとして知られるエネルギー源として利用できます。地温勾配は、古代ローマ時代から暖房や入浴に利用され、最近では発電にも利用されています。人口が増加し続けるにつれて、エネルギー消費量も増加し、世界の一次エネルギー源と一致する環境への影響も増大しています。このため、再生可能で温室効果ガスの排出量を削減したエネルギー源を探すことへの関心が高まっています。地熱エネルギー密度が高い地域では、現在の技術により、対応する高温を利用して発電が可能です。地熱資源からの発電には燃料は必要なく、常に90%を超える信頼性で真のベースロードエネルギーを提供します。[ 20 ]地熱エネルギーを抽出するには、地熱貯留層から発電所へ効率的に熱を伝達し、発電所で蒸気をタービンに通して発電機に接続することで熱から電気エネルギーに変換する必要があります。[ 20 ]地熱を電気に変換する効率は、加熱された流体（水または蒸気）と環境温度との温度差に依存するため、深部の高温熱源を利用することが有利です。世界規模で見ると、地球内部に蓄えられた熱は、依然として珍しいエネルギー源と見なされています。2007年時点で、世界中で約10 GWの地熱発電容量が設置されており、世界の電力需要の0.3%を発電しています。さらに、地域暖房、空間暖房、スパ、工業プロセス、海水淡水化、農業用途向けに、28 GWの直接地熱暖房容量が設置されています。[ 1 ]
地温勾配は場所によって異なり、通常は掘削後の坑底温度を測定することで算出されます。しかし、掘削直後に取得した温度ログは、掘削液の循環の影響を受けます。正確な坑底温度推定値を得るには、坑井が安定した温度に達する必要があります。しかし、実際的な理由から、これは常に可能とは限りません。
熱帯の安定した地殻変動地域では、温度深度プロットは年間平均表面温度に収束します。しかし、更新世に深い永久凍土が発達した地域では、数百メートルまで続く低温異常が観測されることがあります。[ 29 ]ポーランドのスヴァウキの寒冷異常により、更新世から完新世の気候変動に関連した同様の熱的擾乱が、ポーランド全土、アラスカ、カナダ北部、シベリアのボーリング孔で記録されていることが認識されました。
完新世の隆起と侵食の地域（図 1）では、浅い勾配は、安定した熱流量体制に達する点（図中の「変曲点」とラベル付けされている）に達するまで高くなります。安定した体制の勾配をこの点より上に投影し、現在の年間平均気温との交点まで伸ばすと、現在の地表レベルからのこの交点の高さが、完新世の隆起と侵食の範囲を示す指標となります。完新世の沈降と堆積の地域（図 2）では、初期勾配は、安定した熱流量体制に合流する点に達するまで平均よりも低くなります。
地表温度の変動は、日単位、季節単位、気候変動やミランコビッチサイクルによって引き起こされるものであっても、地球の表面下にまで浸透し、1日から数万年までの周期で地温勾配の振動を引き起こし、その振幅は深さとともに減少します。最も長い周期の変動は、数キロメートルのスケール深度を持ちます。[ 30 ] [ 31 ]極地の氷冠から海底に沿って流れる融解水は、地球表面全体で一定の地温勾配を維持する傾向があります。[ 30 ]
浅いボーリング孔で観測された深さとともに温度が上昇する速度がより深い場所でも続くとすれば、地球内部の温度はすぐに岩石が溶ける点に達するだろう。しかし、S波の伝播から、地球のマントルは固体であることがわかっている。温度勾配は深さとともに劇的に減少するが、それには2つの理由がある。第一に、熱輸送のメカニズムが、硬い地殻プレート内のように伝導から、地球のマントルの対流する部分では対流に変わる。地球のマントルの大部分は固体であるにもかかわらず、長い時間スケールでは流体のように振る舞い、熱は移流、つまり物質輸送によって運ばれる。第二に、放射性熱の発生は地球の地殻、特に地殻の上部に集中している。これは、ウラン、トリウム、カリウムの濃度がそこで最も高いためである。これら3つの元素は、地球内部における放射性熱の主な発生源である。したがって、地球のマントル内部の地温勾配は1キロメートルあたり約0.5ケルビンであり、マントル物質（上部マントルのペリドタイト）に関連する断熱勾配によって決定される。 [ 32 ]
負の地温勾配は、深さとともに温度が低下する場所で発生します。これは、地表近くの数百メートルの深さで発生します。岩石の熱拡散率が低いため、地下深部の温度は、日中または年間の地表温度の変動の影響をほとんど受けません。したがって、数メートルの深さでは、地下温度は年間平均地表温度とほぼ同じです。より深い場所では、地下温度は過去の気候の長期平均を反映しているため、数十メートルから数百メートルの深さの温度には、過去数百年から数千年の気候に関する情報が含まれています。場所によっては、最後の氷河期に近い寒冷な気候のため、またはより最近の気候変動のため、現在の温度よりも低い場合があります。[ 33 ] [ 34 ] [ 14 ]
負の地温勾配は、深層帯水層によっても発生する可能性があり、深層水からの対流と移流による熱伝達により、浅いレベルの水が隣接する岩石をやや深いレベルの岩石よりも高い温度に加熱します。[ 35 ]
沈み込み帯では、大規模な負の地温勾配も見られます。[ 36 ]沈み込み帯は、海洋プレートの密度が下にあるマントルに比べて高いため、海洋地殻がマントルに沈み込むプレート境界です。沈み込むプレートは年間数センチメートルの速度でマントルに沈み込むため、熱伝導によってプレートが沈み込む速度に追いつくことができません。そのため、沈み込むプレートは周囲のマントルよりも温度が低くなり、負の地温勾配が生じます。[ 36 ]
「地熱資源」。DOE /EIA-0603(95) 背景情報および1990年のベースラインデータ。1995年の再生可能エネルギー年報に最初に掲載。 2005年5月4日取得。