מפל גאותרמי או מפל החום הוא קצב שינוי הטמפרטורה ככל שמעמיקים לתוך כדור הארץ. ככלל, טמפרטורת קרום כדור הארץ עולה עם העומק עקב זרימת החום ממעטפת כדור הארץ החמה הרבה יותר. הרחק מגבולות הלוח הטקטוני, הטמפרטורה עולה בכ-30°C–25°C לכל קילומטר עומק קרוב לפני השטח ברוב אזורי העולם.^[1] עם זאת, במקרים מסוימים הטמפרטורה עשויה דווקא לרדת ככל שמעמיקים, במיוחד בסמוך לפני השטח, תופעה המכונה מפל גאותרמי הפוך או שלילי. למען הדיוק, המונח גאו-תרמי מתייחס בהכרח לכדור הארץ, אך ניתן ליישם את המושג על כוכבי לכת אחרים. המונח עומק גאותרמי הוא המושג המשלים המתאר את ההבדל בעומק שבו קרום כדור הארץ מתחמם בקלווין אחד, בממוצע כ-33 מטרים.

החום הפנימי של כדור הארץ (אנ') מקורו בשילוב של חום שיורי מהצטברות פלנטרית (אנ'), חום המופק מתהליכים רדיואקטיביים, חום סמוי מהתגבשות הליבה, ואולי חום ממקורות אחרים. האיזוטופים העיקריים המייצרים חום בכדור הארץ הם אשלגן-40, אורניום-238, אורניום-235 ותוריום-232.^[2] במרכז כדור הארץ הטמפרטורה עשויה להיות עד 7,000 קלווין (6,370°C) והלחץ יכול להגיע ל-360 GPa.^[3] מכיוון שחלק ניכר מהחום נוצר מהתפרקות רדיואקטיבית, סבורים מדענים כי בתחילת ההיסטוריה של כדור הארץ, לפני שהתכלו האיזוטופים עם מחצית חיים קצרה, הייצור של החום בכדור הארץ היה גבוה בהרבה. ייצור החום היה כפול מזה של היום לפני כשלושה מיליארד שנה, וכתוצאה מכך היו מפלי טמפרטורה גדולים יותר בכדור הארץ, קצבים גבוהים יותר של זרמי הערבול וטקטוניקת הלוחות, מה שאפשר ייצור של סלעי יסוד כגון קומטיט שאינם נוצרים יותר.

החלק העליון של המפל הגאותרמי מושפע מטמפרטורת האטמוספירה. השכבות העליונות של כוכב הלכת המוצק נמצאות בטמפרטורה המיוצרת על ידי מזג האוויר המקומי, ומתקרבות לטמפרטורה הממוצעת השנתית (MATT) בעומק רדוד.^[4][5][6] זהו העומק המשמש עבור משאבות חום גאותרמיות (אנ').^[7] מאות המטרים העליונים משקפים את שינויי האקלים בעבר.^[8] בירידה נוספת לעומק, החום עולה בהתמדה ככל שמקורות החום הפנימיים מתחילים להיות הגורם הדומיננטי.

הטמפרטורה בתוך כדור הארץ עולה עם העומק. סלע צמיג מאוד או מותך חלקית בטמפרטורות שבין 650°C ל-1,200°C מעלות צלזיוס נמצא בשולי הלוחות הטקטוניים, מה שמגדיל את המפל הגאותרמי בסביבה, אך רק הגלעין החיצוני אמור להתקיים במצב מותך או נוזלי, והטמפרטורה בגבול הגלעין הפנימי / הגלעין החיצוני של כדור הארץ, בעומק של כ-3,500 קילומטרים, מוערכת בכ-5,650 ± 600 קלווין.^[9][10] תכולת החום של כדור הארץ היא 10³¹ ג'ול.^[1]

• חלק ניכר מהחום נוצר על ידי התפרקות של אלמנטים רדיואקטיביים באופן טבעי. לפי הערכות, 45 עד 90 אחוז מהחום הנמלט מכדור הארץ מקור בהתפרקות רדיואקטיבית של יסודות הנמצאים בעיקר במעטפת.^[11][12]
• אנרגיה פוטנציאלית של כוח הכבידה שניתנת לחלוקה נוספת ל:
  • שחרור אנרגיה במהלך ההצטברות (אנ') כדור הארץ.
  • חום המשתחרר במהלך הבידול הפלנטרי, כאשר שפע מתכות כבדות (ברזל, ניקל, נחושת) שקעו אל גלעין כדור הארץ.
• חום סמוי המשתחרר כאשר הגלעין החיצוני הנוזלי מתגבש בגבול עם הגלעין הפנימי.
• חום עשוי להיווצר על ידי כוחות גאות על כדור הארץ בזמן סיבובו (שמירה על התנע הזוויתי). גאות כדור הארץ (אנ') שנוצרת עקב כך מפזרת אנרגיה בפנים כדור הארץ בצורת חום.
• אין מדע מוסמך שתומך בהשערה שחום משמעותי עלול להיווצר על ידי השדה המגנטי של כדור הארץ, כפי שכמה תיאוריות עממיות עכשוויות מציעות.

בקרום היבשתי של כדור הארץ, תורמת התפרקות האיזוטופים הרדיואקטיביים הטבעיים תרומה משמעותית לייצור החום הגאותרמי. בקרום היבשתי יש שפע של מינרלים בצפיפות נמוכה יותר, אך הוא מכיל גם ריכוזים משמעותיים של מינרלים ליתופילים כבדים יותר כגון אורניום. מסיבה זו הוא מחזיק במאגר הגלובלי המרוכז ביותר של יסודות רדיואקטיביים הנמצאים בכדור הארץ. איזוטופים המופיעים באופן טבעי מועשרים בסלעי גרניט ובזלת, במיוחד בשכבות הקרובות יותר לפני כדור הארץ. רמות גבוהות אלה של אלמנטים רדיואקטיביים אינן נכללות במידה רבה במעטפת כדור הארץ בשל חוסר יכולתם להתחלף במינרלים של מעטפת וכתוצאה מכך העשרה בממיסים בתהליכי התכת מעטפת. המעטפת מורכבת בעיקר ממינרלים בצפיפות גבוהה עם ריכוזים גבוהים יותר של יסודות בעלי רדיוסים אטומיים קטנים יחסית כמו מגנזיום (Mg), טיטניום (Ti) וסידן (Ca).

החום זורם כל הזמן ממקורותיו בתוך כדור הארץ אל פני השטח. אובדן החום הכולל מכדור הארץ מוערך בכ-TW‏44.2 (10¹³‏ ×‏ 4.42 ואט). זרימת החום הממוצעת היא 65 מיליוואט / מטר רבוע מעל הקרום היבשתי ו-101 מיליוואט / מטר רבוע מעל הקרום הימי. זהו בממוצע 0.087 ואט / מטר רבוע (0.03 אחוז מאנרגיית השמש הנספגת על ידי כדור הארץ^[13]), אך הוא מרוכז הרבה יותר באזורים שבהם הליתוספירה דקה, למשל לאורך רכסי מרכז האוקיינוס (שם נוצרת ליתוספירה אוקיינית חדשה) ובסמוך לתימרת מעטפת.^[14] קרום כדור הארץ פועל למעשה כשמיכת בידוד עבה שיש לנקב אותה על ידי צינורות של נוזלים (של מאגמה, מים או נוזלים אחרים) על מנת לשחרר את החום שמתחת. חום נוסף מכדור הארץ הולך לאיבוד באמצעות טקטוניקת הלוחות, בגלל התרוממות של חומר המעטפת הקשורה לרכסי אמצע האוקיינוס. אמצעי עיקרי נוסף לאיבוד חום הוא על ידי הולכה דרך הליתוספירה, שרובה מתרחשת באוקיינוסים בגלל הקרום הימי שם שהוא הרבה יותר דק וצעיר מאשר הקרום היבשתי.

חום כדור הארץ מתחדש מהתפרקות רדיואקטיבית בקצב של TW‏30. קצב השטף הגאותרמי העולמי הוא יותר מכפליים מקצב צריכת האנרגיה האנושית מכל המקורות העיקריים. נתונים גלובליים על צפיפות שפיעת החום נאספים ונערכים על ידי הוועדה הבינלאומית לשטף חום (IHFC) של האיגוד הבינלאומי לגאודזיה וגאופיזיקה.^[15]

חום מפנים כדור הארץ יכול לשמש כמקור אנרגיה, המכונה אנרגיה גאותרמית. המפל הגאותרמי שימש לחימום חלל ולרחצה עוד מימי הרומאים הקדומים, ולאחרונה לייצור חשמל. ככל שאוכלוסיית האדם ממשיכה לגדול, כך גם גדל השימוש באנרגיה וההשפעות עקב כך על הסביבה בהתאם למקורות האנרגיה העיקריים העולמיים. עובדה זו גרמה להתעניינות גוברת במציאת מקורות אנרגיה מתחדשים והמפחיתים את פליטת גזי החממה. באזורים עם צפיפות גבוהה של אנרגיה גאותרמית, הטכנולוגיה הנוכחית מאפשרת לייצר חשמל בשל הטמפרטורות הגבוהות המתאימות. הפקת כוח חשמלי ממקורות גאותרמיים אינה דורשת דלק תוך יצירת אנרגיה בקצב אמינות העולה בעקביות על 90%. על מנת להפיק אנרגיה גאותרמית, יש צורך להעביר ביעילות חום ממאגר גאותרמי לתחנת כוח, שם ממירים חום לאנרגיה חשמלית על ידי העברת קיטור דרך טורבינה המחוברת לגנרטור. בקנה מידה עולמי, החום המאוחסן בפנים כדור הארץ מספק אנרגיה שעדיין נתפסת כמקור אקזוטי. ב-2007 יוצרו כ-GW‏10 של קיבולת חשמלית גאותרמית ברחבי העולם, שהיוותה 0.3% מצריכת החשמל העולמית. GW‏28 נוספים של קיבולת חימום גאותרמית ישירה מותקנים לחימום מחוזי, חימום חלל, מכוני ספא, תהליכים תעשייתיים, מתקני התפלה ויישומים חקלאיים.

המפל הגאותרמי משתנה עם המיקום ונמדד בדרך כלל על ידי קביעת טמפרטורת תחתית בור לאחר קידוח. רישומי טמפרטורה המתקבלים מיד לאחר הקידוח מושפעים עם זאת עקב זרימת נוזל הקידוח. כדי להשיג הערכות מדויקות של טמפרטורת תחתית הבור, הבור צריך להגיע לטמפרטורה יציבה. זה לא תמיד בר השגה מסיבות מעשיות.

באזורים טקטוניים יציבים באזורים הטרופיים יתכנס תרשים טמפרטורה-עומק לטמפרטורת השטח הממוצעת השנתית. עם זאת, באזורים בהם התפתחה קפאת-עד עמוקה במהלך הפליסטוקן ניתן לראות אנומליה בטמפרטורה נמוכה הנמשכת מטה עד כמה מאות מטרים. האנומליה הקרה של סובאלק בפולין הובילה להכרה כי הפרעות תרמיות דומות הקשורות לשינויים אקלימיים בפליסטוקן-הולוקן נרשמות בקידוחים ברחבי פולין, כמו גם באלסקה, בצפון קנדה ובסיביר.

באזורים של התרוממות טקטונית (אנ') וסחיפה בהולוקן (איור 1) המפל הרדוד יהיה גבוה עד שהוא יגיע לנקודת הטיה בה הוא יגיע למשטר שטף החום המיוצב. אם המפל של המשטר המייצב בולט מעל נקודת ההטיה עד למפגש שלו עם הטמפרטורה השנתית הממוצעת של ימינו, גובהו של צומת זה מעל פני השטח של ימינו נותן מדד להיקף ההתרוממות והסחיפה של ההולוקן. באזורים של השתפלות (אנ') והרבדה של הולוקן (איור 2) המפל ההתחלתי יהיה נמוך מהממוצע עד שהוא יגיע לנקודת הטיה בה הוא מצטרף למשטר שטף החום המיוצב.

וריאציה בטמפרטורת פני השטח הנגרמת על ידי שינויי אקלים ומחזורי מילנקוביץ' יכולה לחדור מתחת לפני השטח של כדור הארץ ולייצר תנודה במפל הגאותרמי עם תקופות המשתנות בין ימים לעשרות אלפי שנים ומשרעת היורדת עם העומק ובעלת קנה המידה לעומק של מספר קילומטרים. מים מהפשרה של כיפות הקרח הקוטביות (אנ') הזורמים לאורך קרקעית האוקיינוס נוטים לשמור על מפל גאותרמי קבוע על פני כדור הארץ.

אם קצב עליית הטמפרטורה עם העומק שנצפה בקידוחים הרדודים היה נמשך בעומקים גדולים יותר, הטמפרטורות עמוק בתוך כדור הארץ היו מגיעות עד מהרה לנקודה בה סלעים יתמוססו. אולם אנו יודעים כי מעטפת כדור הארץ מוצקה בגלל העברת גלי S (אנ'). מפל הטמפרטורה יורד דרמטית עם העומק משתי סיבות. ראשית, מנגנון ההובלה התרמית משתנה ממוליכות חום, כמו בתוך הלוחות הטקטוניים הנוקשים, להסעה, בחלק של מעטפת כדור הארץ. למרות מוצקותה, מרבית מעטפת כדור הארץ מתנהגת על פני פרקי זמן ארוכים כנוזל, והחום מועבר באמצעות אדבקציה, או הובלת חומרים. שנית, ייצור חום רדיואקטיבי מתרכז בתוך קרום כדור הארץ, ובמיוחד בחלקו העליון של הקרום, מכיוון שריכוזי אורניום, תוריום ואשלגן הם הגבוהים ביותר שם: שלושת היסודות הללו הם היצרנים העיקריים של חום רדיואקטיבי בכדור הארץ. לפיכך, המפל הגאותרמי בחלק הארי של מעטפת כדור הארץ הוא בסדר גודל של 0.5 קלווין לקילומטר, והוא נקבע על ידי המפל האדיאבטי הקשור לחומר המעטפת (פרידוטיט במעטפת העליונה). המפל הגאותרמי בגלעין כדור הארץ יורד עד 0.1°C לכל קילומטר עומק.^[16]

מפל גאותרמי שלילי מתרחש כאשר הטמפרטורה יורדת עם העומק. זה קורה בכמה מאות מטרים העליונים הקרובים לפני השטח. בגלל הפיזוריות התרמית הנמוכה של סלעים, הטמפרטורות התת-קרקעיות כמעט ולא מושפעות משינויי טמפרטורה יומיים או אפילו שנתיים של פני השטח. בעומק של מטרים ספורים טמפרטורות תת-קרקעיות דומות אפוא לטמפרטורת השטח הממוצעת השנתית. בעומקים גדולים יותר, טמפרטורות תת-קרקעיות משקפות ממוצע ארוך טווח ביחס לאקלים שעבר, כך שטמפרטורות בעומק של עשרות עד מאות מטרים מכילות מידע על האקלים במאות עד אלפי השנים האחרונות. בהתאם למיקום, אלה עשויים להיות קרים מהטמפרטורות הנוכחיות בגלל מזג האוויר הקר קרוב לעידן הקרח האחרון, או בשל שינויי אקלים מאוחר יותר.

מפלים גאותרמיים שליליים עשויים להתרחש גם בגלל אקוויפרים עמוקים, כאשר העברת חום ממים עמוקים על ידי הסעה והנעה גורמת למים ברמות רדודות יותר המחממים סלעים סמוכים לטמפרטורה גבוהה יותר מסלעים ברמה עמוקה מעט יותר.

מפלים גאותרמיים שליליים נמצאים גם בקנה מידה גדול באזורי הפחתה. אזור הפחתה הוא גבול לוח טקטוני בו קרום ימי שוקע לתוך המעטפת בשל הצפיפות הגבוהה של הלוח הימי ביחס למעטפת שמתחתיו. מאחר שהלוח השוקע נכנס למעטפת בקצב של סנטימטרים בודדים בשנה, הולכת חום אינה מסוגלת לחמם את הלוח באותה מהירות שהוא שוקע. לכן, ללוח השוקע טמפרטורה נמוכה יותר מהמעטפת שמסביב, וכתוצאה מכך מפל גאותרמי שלילי.

• שלמה שובאל, צפונות כדור הארץ, האוניברסיטה הפתוחה, 2006, מסת"ב 965-06-0872-9 עמוד 49

מדיה וקבצים בנושא מפל גאותרמי בוויקישיתוף