✖


Jump to content

Геотермический градиент

Профиль температуры внутренней части Земли, схематический вид ( расчетный ). Красная пунктирная линия показывает минимальную температуру плавления соответствующей мантийной породы. Геотермический градиент остается ниже температуры плавления породы, за исключением астеносферы. Резкие поднятия происходят в самой верхней мантии и на границе ядро-мантия.

Геотермический градиент – это скорость изменения температуры по мере увеличения Земли недр глубины . Как правило, температура коры повышается с глубиной из-за теплового потока от гораздо более горячей мантии ; Вдали от тектонических плит границ температура повышается примерно на 25–30 ° C/км (72–87 ° F/миль) глубины у поверхности континентальной коры. [1] Однако в некоторых случаях температура может падать с увеличением глубины, особенно вблизи поверхности, - явление, известное как обратный или отрицательный геотермический градиент. Влияние погоды, Солнца и сезона достигает глубины примерно 10–20 м (33–66 футов).

Строго говоря, геотермальное понятие обязательно относится к Земле, но это понятие может быть применено и к другим планетам. В единицах СИ геотермический градиент выражается в °C/км, [1] К/км, [2] или мК/м. [3] Все это эквивалентно.

Внутреннее тепло Земли возникает из комбинации остаточного тепла от планетарной аккреции , тепла, образующегося в результате радиоактивного распада , скрытого тепла от кристаллизации ядра и, возможно, тепла от других источников. Основными тепловыделяющими нуклидами на Земле являются калий-40 , уран-238 , уран-235 и торий-232 . [4] Считается, что внутреннее ядро ​​имеет температуру от 4000 до 7000 К, а давление в центре планеты составляет около 360 ГПа (3,6 миллиона атм). [5] (Точное значение зависит от профиля плотности на Земле.) Поскольку большая часть тепла образуется в результате радиоактивного распада, ученые полагают, что на ранних этапах истории Земли, до того, как нуклиды с коротким периодом полураспада были исчерпаны, производство тепла на Земле было бы гораздо выше. Примерно 3 миллиарда лет назад производство тепла было вдвое больше, чем сегодня. [6] что приводит к большим градиентам температуры внутри Земли, более высоким скоростям мантийной конвекции и тектонике плит , что позволяет образовывать магматические породы, такие как коматииты , которые больше не образуются. [7]

На вершину геотермического градиента влияет температура воздуха . Самые верхние слои твердой планеты имеют температуру, создаваемую местной погодой, и снижаются примерно до среднегодовой температуры земли (MAGT) на небольшой глубине около 10-20 метров в зависимости от типа почвы, камня и т. д. ; [8] [9] [10] [11] [12] именно эта глубина используется для многих геотермальных тепловых насосов . [13] Верхние сотни метров отражают изменение климата в прошлом; [14] При дальнейшем спуске тепло неуклонно увеличивается, поскольку внутренние источники тепла начинают доминировать.

Источники тепла

[ редактировать ]
Земля в разрезе от ядра до экзосферы
Геотермальная буровая установка в Висконсине, США

Температура внутри Земли увеличивается с глубиной. Высоковязкие или частично расплавленные породы с температурой от 650 до 1200 °C (от 1200 до 2200 °F) обнаруживаются на краях тектонических плит, увеличивая геотермический градиент в окрестностях, но постулируется, что только внешнее ядро ​​существует в расплавленном состоянии. или жидкое состояние, а температура на границе внутреннего и внешнего ядра Земли на глубине около 3500 километров (2200 миль) оценивается в 5650 ± 600 Кельвинов . [15] [16] Теплосодержание Земли составляет 10 31 джоули . [1]

Радиогенное тепло от распада 238 У и 232 В настоящее время они являются основным источником внутреннего теплового баланса Земли .

В континентальной коре Земли распад естественных радиоактивных нуклидов вносит значительный вклад в производство геотермального тепла. Континентальная кора богата минералами более низкой плотности, но также содержит значительные концентрации более тяжелых литофильных элементов, таких как уран. Из-за этого здесь находится самый концентрированный мировой резервуар радиоактивных элементов, обнаруженных на Земле. [19] Встречающиеся в природе радиоактивные элементы обогащены гранитными и базальтовыми породами, особенно в слоях, близких к поверхности Земли. [20] Эти высокие уровни радиоактивных элементов в значительной степени исключены из мантии Земли из-за их неспособности замещать мантийные минералы и, как следствие, обогащения расплавами во время процессов плавления мантии. Мантия в основном состоит из минералов высокой плотности с более высокими концентрациями элементов с относительно небольшими атомными радиусами, таких как магний (Mg), титан (Ti) и кальций (Ca). [19]

Современные основные тепловыделяющие нуклиды [21]
Нуклид Выделение тепла

[Вт/кг нуклида]

Период полураспада

[годы]

Средняя мантийная концентрация

[кг нуклида/кг мантии]

Выделение тепла

[Вт/кг мантии]

238 В 9.46 × 10 −5 4.47 × 10 9 30.8 × 10 −9 2.91 × 10 −12
235 В 56.9 × 10 −5 0.704 × 10 9 0.22 × 10 −9 0.125 × 10 −12
232 че 2.64 × 10 −5 14.0 × 10 9 124 × 10 −9 3.27 × 10 −12
40 К 2.92 × 10 −5 1.25 × 10 9 36.9 × 10 −9 1.08 × 10 −12

Геотермический градиент в литосфере более крутой , чем в мантии, поскольку мантия переносит тепло преимущественно за счет конвекции, что приводит к геотермическому градиенту, который определяется мантийной адиабатой, а не кондуктивными процессами теплопередачи, преобладающими в литосфере, которые действуют как тепловой пограничный слой конвектирующей мантии. [ нужна ссылка ]

Тепловой поток

[ редактировать ]
Основная статья: Внутренний тепловой баланс Земли

Тепло постоянно течет от источников внутри Земли к поверхности. Общие теплопотери с Земли оцениваются в 44,2 ТВт ( 4,42 × 10 13 Уоттс ). [22] Средний тепловой поток составляет 65 мВт/м. 2 над континентальной корой и 101 мВт/м 2 над океанической корой . [22] В среднем это 0,087 Вт/кв. метр (0,03 процента солнечной энергии, поглощаемой Землей). [23] ), но гораздо более сконцентрирован в областях, где литосфера тонкая, например, вдоль срединно-океанических хребтов (где создается новая океаническая литосфера) и вблизи мантийных плюмов . [24] Земная кора эффективно действует как толстый изолирующий слой, который должен быть пронизан жидкостными каналами (магмой, водой или другими), чтобы высвободить тепло под ним. Большая часть тепла на Земле теряется из-за тектоники плит и мантийного апвеллинга, связанного с срединно-океаническими хребтами. Другой основной способ потери тепла — это проводимость через литосферу , большая часть которой происходит в океанах, поскольку кора там намного тоньше и моложе, чем под континентами. [22] [25]

Тепло Земли восполняется за счет радиоактивного распада со скоростью 30 ТВт. [26] Глобальные скорости геотермального потока более чем в два раза превышают уровень потребления человеком энергии из всех первичных источников. Глобальные данные о плотности теплового потока собираются и компилируются Международной комиссией по тепловому потоку (IHFC) IASPEI / IUGG . [27]

Прямое применение

[ редактировать ]

Тепло из недр Земли можно использовать в качестве источника энергии, известного как геотермальная энергия . Геотермический градиент использовался для отопления помещений и купания со времен Древнего Рима, а в последнее время для производства электроэнергии. По мере того, как население Земли продолжает расти, растет и потребление энергии и соответствующие воздействия на окружающую среду, которые соответствуют глобальным первичным источникам энергии. Это вызвало растущий интерес к поиску источников энергии, которые являются возобновляемыми и сокращают выбросы парниковых газов. В районах с высокой плотностью геотермальной энергии современные технологии позволяют производить электроэнергию из-за соответствующих высоких температур. Производство электроэнергии из геотермальных ресурсов не требует топлива, обеспечивая при этом реальную базовую нагрузку с уровнем надежности, который постоянно превышает 90%. [19] Для добычи геотермальной энергии необходимо эффективно передавать тепло из геотермального резервуара на электростанцию, где электрическая энергия преобразуется из тепла путем пропускания пара через турбину, соединенную с генератором. [19] Эффективность преобразования геотермального тепла в электричество зависит от разницы температур между нагреваемой жидкостью (водой или паром) и температурой окружающей среды, поэтому выгодно использовать глубокие высокотемпературные источники тепла. В мировом масштабе тепло, хранящееся в недрах Земли, обеспечивает энергию, которая до сих пор считается экзотическим источником. около 10 ГВт геотермальной электрической По состоянию на 2007 год в мире установлено мощности, что обеспечивает 0,3% мирового спроса на электроэнергию. Дополнительные 28 ГВт мощности прямого геотермального отопления установлены для централизованного теплоснабжения, отопления помещений, спа, промышленных процессов, опреснения и сельскохозяйственного применения. [1]

Вариации

[ редактировать ]

на забое открытой скважины Геотермический градиент варьируется в зависимости от местоположения и обычно измеряется путем определения температуры после бурения скважины. Однако на температурные диаграммы, полученные сразу после бурения, влияет циркуляция бурового раствора. Для получения точных оценок забойной температуры необходимо, чтобы скважина достигла стабильной температуры. Это не всегда достижимо по практическим соображениям.

В стабильных тектонических областях в тропиках график зависимости температуры от глубины будет сходиться к среднегодовой температуре поверхности. Однако в районах, где глубокая вечная мерзлота образовалась в плейстоцене , можно наблюдать низкую температурную аномалию, сохраняющуюся на глубине до нескольких сотен метров. [28] Польше изменениями , Холодная аномалия Сувалки в привела к признанию того, что подобные термические возмущения, связанные с плейстоцен- голоценовыми климатическими регистрируются в скважинах по всей Польше, а также на Аляске , северной Канаде и Сибири .

В областях голоценового поднятия и эрозии (рис. 1) пологий градиент будет высоким до тех пор, пока не достигнет точки (обозначенной на рисунке «Точка перегиба»), где он достигнет стабилизированного режима теплового потока. Если градиент стабилизированного режима проецируется выше этой точки до пересечения с современной среднегодовой температурой, высота этого пересечения над современным уровнем поверхности дает меру степени голоценового поднятия и эрозии. В районах голоценового опускания и отложения (рис. 2) начальный градиент будет ниже среднего до тех пор, пока не достигнет точки выхода на стабилизированный режим теплового потока.

Изменения приземной температуры, будь то суточные, сезонные или вызванные изменениями климата и циклом Миланковича , проникают под поверхность Земли и вызывают колебания геотермического градиента с периодами, варьирующимися от суток до десятков тысяч лет, и амплитудой, которая уменьшается. с глубиной. Самые длиннопериодные вариации имеют масштабную глубину в несколько километров. [29] [30] Талая вода из полярных ледяных шапок, текущая по дну океана, имеет тенденцию поддерживать постоянный геотермический градиент по всей поверхности Земли. [29] [ сомнительно – обсудить ] [ нужна проверка ]

Если бы скорость повышения температуры с глубиной, наблюдаемая в неглубоких скважинах, сохранялась бы и на больших глубинах, температура глубоко в недрах Земли вскоре достигла бы точки, при которой горные породы плавились бы. Однако мы знаем, что мантия Земли твердая благодаря передаче S-волн . Градиент температуры резко уменьшается с глубиной по двум причинам. Во-первых, механизм теплового переноса меняется от проводимости , как внутри жестких тектонических плит, к конвекции в той части мантии Земли, которая конвектирует. Несмотря на свою твердость , большая часть мантии Земли в течение длительного периода времени ведет себя как жидкость , а тепло переносится путем адвекции или переноса материала. Во-вторых, производство радиоактивного тепла сосредоточено в земной коре, особенно в верхней части земной коры, поскольку концентрации урана , тория и калия там самые высокие: эти три элемента являются основными производителями радиоактивного тепла на Земле. Таким образом, геотермический градиент в толще мантии Земли составляет порядка 0,5 кельвина на километр и определяется адиабатический градиент, связанный с мантийным материалом ( перидотитом в верхней мантии). [31]

Отрицательный геотермический градиент

[ редактировать ]

Отрицательные геотермические градиенты возникают там, где температура снижается с глубиной. Это происходит в верхних нескольких сотнях метров у поверхности. Из-за низкой температуропроводности горных пород на температуру глубоко под землей практически не влияют суточные или даже годовые колебания температуры поверхности. Таким образом, на глубине нескольких метров подземные температуры аналогичны среднегодовой температуре поверхности. На больших глубинах подземные температуры отражают долгосрочное среднее значение за прошлый климат, так что температуры на глубинах от десятков до сотен метров содержат информацию о климате последних сотен и тысяч лет. В зависимости от местоположения они могут быть холоднее текущих температур из-за более холодной погоды, приближающейся к последнему ледниковому периоду , или из-за недавнего изменения климата. [32] [33] [14]

Отрицательные геотермические градиенты также могут возникать из-за глубоких водоносных горизонтов , где передача тепла от глубоких вод путем конвекции и адвекции приводит к тому, что вода на более мелких уровнях нагревает соседние породы до более высокой температуры, чем породы на несколько более глубоких уровнях. [34]

Отрицательные геотермические градиенты также обнаруживаются в больших масштабах в зонах субдукции. [35] Зона субдукции — это граница тектонической плиты, где океаническая кора погружается в мантию из-за высокой плотности океанической плиты по сравнению с подстилающей мантией. Поскольку тонущая плита входит в мантию со скоростью несколько сантиметров в год, теплопроводность не может нагревать плиту так же быстро, как она погружается. Следовательно, погружающаяся плита имеет более низкую температуру, чем окружающая мантия, что приводит к отрицательному геотермическому градиенту. [35]

См. также

[ редактировать ]

Ссылки

[ редактировать ]
  1. ^ Jump up to: а б с д Фридлейфссон, Ингвар Б.; Бертани, Руджеро; Хюнгес, Эрнст; Лунд, Джон В.; Рагнарссон, Арни; Рыбач, Ладислав (11 февраля 2008 г.). О. Хомейер и Т. Триттин (ред.). «Возможная роль и вклад геотермальной энергии в смягчение последствий изменения климата» (PDF) . Обзорное совещание МГЭИК по возобновляемым источникам энергии, материалы . Любек, Германия: 59–80. CiteSeerX   10.1.1.362.1202 . Архивировано из оригинала 12 марта 2013 г. Проверено 3 ноября 2013 г.
  2. ^ Джонс, MQW (июль 2018 г.). «Температура первичных пород и геотермические градиенты в комплексе Бушвелд» . Журнал Южноафриканского института горного дела и металлургии . 118 (7): 671–680. дои : 10.17159/2411-9717/2018/v118n7a1 . ISSN   2225-6253 . [ постоянная мертвая ссылка ]
  3. ^ Группа по составлению данных о глобальном тепловом потоке (11 апреля 2013 г.). «Компонентные части сбора данных о мировом тепловом потоке» . Пангея . Группа по составлению глобальных тепловых потоков. дои : 10.1594/PANGAEA.810104 . Проверено 23 сентября 2021 г.
  4. ^ Сандерс, Роберт (10 декабря 2003 г.). «Радиоактивный калий может быть основным источником тепла в ядре Земли» . Новости Калифорнийского университета в Беркли . Проверено 28 февраля 2007 г.
  5. ^ Альфе, Д.; Гиллан, MJ; Вокадло, Л.; Бродхолт, Дж.; Прайс, ГД (2002). « Первоначальное моделирование ядра Земли» (PDF) . Философские труды Королевского общества . 360 (1795): 1227–44. Бибкод : 2002RSPTA.360.1227A . дои : 10.1098/rsta.2002.0992 . ПМИД   12804276 . S2CID   21132433 . Проверено 28 февраля 2007 г.
  6. ^ Jump up to: а б Тюркотт, ДЛ; Шуберт, Г (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. стр. 136–7. ISBN  978-0-521-66624-4 .
  7. ^ Влаар, Н; Ванкекен, П; Ванденберг, А (1994). «Охлаждение земли в архее: последствия сброса давления при плавлении в более горячей мантии». Письма о Земле и планетологии . 121 (1–2): 1–18. Бибкод : 1994E&PSL.121....1V . дои : 10.1016/0012-821X(94)90028-0 .
  8. ^ Калогиру, Сотерис и Флоридес, Георгиос. (2004). Измерения температуры грунта на различных глубинах, доклад конференции 3-й Международной конференции по технологиям устойчивой энергетики, Ноттингем, Великобритания, https://www.researchgate.net/publication/30500372_Measurements_of_Ground_Temperature_at_Various_Depths https://ktisis.cut.ac.cy/bitstream/10488 /870/3/C55-PRT020-SET3.pdf. Архивировано 5 октября 2022 г. в Wayback Machine.
  9. ^ Уильямс Г. и Голд Л. Канадское зданиеДайджест 180 м 1976 г. Национальный исследовательский совет Канады, Институт исследований в области строительства. https://nrc-publications.canada.ca/eng/view/ft/?id=386ddf88-fe8d-45dd-aabb-0a55be826f3f ,
  10. ^ «Измерение и значение температуры подземных вод - Национальная ассоциация подземных вод» . Национальная ассоциация подземных вод. 23 августа 2015 г. Архивировано из оригинала 23 августа 2015 г.
  11. ^ «Средняя годовая температура воздуха — MATT» . www.icax.co.uk. ​
  12. ^ «Температура грунта как функция местоположения, сезона и глубины» . builditsolar.com .
  13. ^ Рафферти, Кевин (апрель 1997 г.). «Информационный комплект выживания для будущего владельца бытового геотермального теплового насоса» (PDF) . Ежеквартальный бюллетень Геотеплового центра . Том. 18, нет. 2. Климат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. стр. 1–11. ISSN   0276-1084 . Архивировано из оригинала (PDF) 17 февраля 2012 года . Проверено 21 марта 2009 г. Автор опубликовал обновленную версию заархивированную 17 февраля 2013 г. на Wayback Machine, в феврале 2001 г. этой статьи,
  14. ^ Jump up to: а б Хуанг С., Х. Н. Поллак и П. Я. Шен (2000), Температурные тенденции за последние пять столетий, восстановленные по скважинным температурам, Nature, 403, 756–758.
  15. ^ Альфе, Д.; М. Дж. Гиллан; Г.Д. Прайс (1 февраля 2003 г.). «Термодинамика из первых принципов: температура и состав ядра Земли» (PDF) . Минералогический журнал . 67 (1): 113–123. Бибкод : 2003MinM...67..113A . дои : 10.1180/0026461026610089 . S2CID   98605003 . Архивировано из оригинала (PDF) 16 марта 2007 г. Проверено 1 марта 2007 г.
  16. ^ Штайнле-Нойманн, Герд; Ларс Стиксруд; Рональд Коэн (5 сентября 2001 г.). «Новое понимание внутреннего ядра Земли» . Институт Карнеги в Вашингтоне . Архивировано из оригинала 14 декабря 2006 г. Проверено 1 марта 2007 г.
  17. ^ Анута, Джо (30 марта 2006 г.). «Пробующий вопрос: что нагревает ядро ​​Земли?» . physorg.com . Проверено 19 сентября 2007 г.
  18. ^ Джонстон, Хэмиш (19 июля 2011 г.). «Радиоактивный распад составляет половину тепла Земли» . PhysicsWorld.com . Институт физики . Проверено 18 июня 2013 г.
  19. ^ Jump up to: а б с д Уильям, GE (2010). Геотермальная энергия: возобновляемые источники энергии и окружающая среда (стр. 1–176). Бока-Ратон, Флорида: CRC Press.
  20. ^ Венгенмайр Р. и Бурке Т. (ред.). (2008). Возобновляемая энергия: концепции устойчивой энергетики будущего (стр. 54-60). Вайнхайм, Германия: WILEY-VCH Verlag GmbH & Co. KGaA.
  21. ^ Тюркотт, ДЛ; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 137. ИСБН  978-0-521-66624-4 .
  22. ^ Jump up to: а б с Поллак, Генри Н. и др., Тепловой поток из недр Земли: анализ глобального набора данных, Обзоры геофизики, 31, 3 / август 1993 г., стр. 273. Архивировано 11 августа 2011 г. в Wayback Machine. дои : 10.1029/93RG01249
  23. ^ «Климат и энергетический бюджет Земли» . НАСА. 14 января 2009 г.
  24. ^ Ричардс, Массачусетс; Дункан, РА; Куртильо, ВЕ (1989). «Базальты паводка и следы горячих точек: головы и хвосты шлейфов». Наука . 246 (4926): 103–107. Бибкод : 1989Sci...246..103R . дои : 10.1126/science.246.4926.103 . ПМИД   17837768 . S2CID   9147772 .
  25. ^ Склейтер, Джон Дж.; Парсонс, Барри; Жопар, Клод (1981). «Океаны и континенты: сходства и различия в механизмах потери тепла». Журнал геофизических исследований . 86 (B12): 11535. Бибкод : 1981JGR....8611535S . дои : 10.1029/JB086iB12p11535 .
  26. ^ Рыбач, Ладислав (сентябрь 2007 г.). «Геотермальная устойчивость» (PDF) . Ежеквартальный бюллетень Геотеплового центра . Том. 28, нет. 3. Кламат-Фолс, Орегон: Технологический институт Орегона. стр. 2–7. ISSN   0276-1084 . Архивировано из оригинала (PDF) 8 марта 2018 г. Проверено 07 марта 2018 г.
  27. ^ www.ihfc-iugg.org IHFC: Международная комиссия по тепловому потоку — домашняя страница. Проверено 18.09.2019.
  28. ↑ «Замороженное время» из Польского геологического института. Архивировано 27 октября 2010 г. в Wayback Machine.
  29. ^ Jump up to: а б Стейси, Фрэнк Д. (1977). Физика Земли (2-е изд.). Нью-Йорк: Джон Уайли и сыновья. ISBN  0-471-81956-5 . стр. 183-4
  30. ^ Спи, Норман Х.; Казуя Фудзита (1997). Принципы геофизики . Блэквелл Наука. ISBN  0-86542-076-9 . стр. 187-9
  31. ^ Тюркотт, ДЛ; Шуберт, Г. (2002). «4». Геодинамика (2-е изд.). Кембридж, Англия, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. п. 187. ИСБН  978-0-521-66624-4 .
  32. ^ Лахенбрух, А.Х., и Маршалл, Б.В. (1986). Изменение климата: геотермальные данные из вечной мерзлоты в Арктике Аляски. Наука, 234(4777), 689-696.
  33. ^ Шафанда Дж., Шевчик Дж. и Майорович Дж. (2004). Геотермальные данные об очень низких ледниковых температурах на краю Фенноскандинавского ледникового щита. Письма о геофизических исследованиях, 31 (7).
  34. ^ Зиагос, JP, и Блэквелл, DD (1986). Модель переходных температурных эффектов горизонтального потока жидкости в геотермальных системах. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 27 (3-4), 371-397.
  35. ^ Jump up to: а б Эрнст, В.Г. (1976) Петрологические фазовые равновесия, WH Freeman, Сан-Франциско.

«Геотермальные ресурсы» . DOE/EIA-0603(95) Справочная информация и исходные данные за 1990 год, первоначально опубликованные в Ежегоднике возобновляемых источников энергии за 1995 год . Проверено 4 мая 2005 г.

Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Geothermal_gradient&oldid=1231339565"
Arc.Ask3.Ru: конец переведенного документа.
Arc.Ask3.Ru
Номер скриншота №: 365fa45d8760af437c95632757d57fda__1719508140
URL1:https://arc.ask3.ru/arc/aa/36/da/365fa45d8760af437c95632757d57fda.html
Заголовок, (Title) документа по адресу, URL1:
Geothermal gradient - Wikipedia
Данный printscreen веб страницы (снимок веб страницы, скриншот веб страницы), визуально-программная копия документа расположенного по адресу URL1 и сохраненная в файл, имеет: квалифицированную, усовершенствованную (подтверждены: метки времени, валидность сертификата), открепленную ЭЦП (приложена к данному файлу), что может быть использовано для подтверждения содержания и факта существования документа в этот момент времени. Права на данный скриншот принадлежат администрации Ask3.ru, использование в качестве доказательства только с письменного разрешения правообладателя скриншота. Администрация Ask3.ru не несет ответственности за информацию размещенную на данном скриншоте. Права на прочие зарегистрированные элементы любого права, изображенные на снимках принадлежат их владельцам. Качество перевода предоставляется как есть. Любые претензии, иски не могут быть предъявлены. Если вы не согласны с любым пунктом перечисленным выше, вы не можете использовать данный сайт и информация размещенную на нем (сайте/странице), немедленно покиньте данный сайт. В случае нарушения любого пункта перечисленного выше, штраф 55! (Пятьдесят пять факториал, Денежную единицу (имеющую самостоятельную стоимость) можете выбрать самостоятельно, выплаичвается товарами в течение 7 дней с момента нарушения.)