k какой глубине приурочено поле постоянной температуры

Тепловое поле Земли

За длительную историю существование Земли ее термический режим претерпел существенные изменения. Установлено, что средняя температура атмосферы у поверхности Земли 3,8 млрд лет назад составляла 90—150 °С, а в настоящее время снизилась до +14 °С.

Тепловое поле Земли формируется под действием внешних и внутренних источников. К внешним источникам относится тепло, получаемое Землей от Солнца, которое составляет в среднем 3,4*10в-2 Дж/(с*см2)* в год. Ho в каждой конкретной области величина солнечного излучения зависит от многих составляющих: географического положения, рельефа, характера поверхности (вода, снег — лед, растительный покров), времени года, суток и т. д.

Расчетными данными установлено, что Земля излучает в космическое пространство гораздо больше тепла, чем получает от Солнца. Отсюда следует, что основное тепло Земля получает из собственных недр. Предположительно, существуют следующие внутренние источники глубинного тепла Земли: тепло, генерируемое процессами гравитационного сжатия; тепло, сохранившееся от времени расплавленного состояния Земли; тепло энергии радиоактивного распада долгоживущих изотопов и некоторые другие менее масштабные тепловые источники.

Дополнительным источником тепла может быть приливное трение, возникающее при замедленном вращении Земли из-за приливного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем. Собственный тепловой поток, генерируемый в ее недрах, составляет примерно 10в21 Дж/год.

Интенсивность его описывается равенством

где Q — тепловой поток; л — теплопроводность; Тgrаd — градиент температуры.

Тепловой поток измеряется в калориях на квадратный сантиметр за секунду — мккал/(см2*с) или в единицах теплового потока 1 е. т. п. = 10в-6 кал/(см2*с) = 41,84 м Вт/м2. Среднее измеренное значение теплового потока по всем континентам составляет 1,35 е. т. п. На стабильных кратонах повышенный тепловой поток наблюдается в Австралии — 1,52 е. т. п., наименьший — в Африке — 1,19 е. т. п. Среднее значение теплового потока по всем океанам составляет 1,87 е. т. п. Наибольший тепловой поток наблюдается в северной части Тихого океана — 2,28 е. т. п., а наименьший — в Южной Атлантике — 1,41 е. т. п. Средняя теплопроводность пород около 5*10в-3 кал/(см2*с).

С глубиной температура земных недр увеличивается. Нарастание температуры (°С) на единицу глубины (м) называют геотермическим градиентом, среднее значение которого равно 3,3° на каждые 100 м погружения. Глубина в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1 °С, называется геотермической ступенью. Изменение этих параметров зависит от многих причин: геотермической обстановки, эндогенной активности региона, теплопроводности горных пород. Поданным Б. Гуттенберга, пределы колебаний геотермического градиента отличаются более чем в 25 раз: в штате Орегон он равен 150 °С на 1 км, в Южной Африке — 6 °С на 1 км.

Высокие значения градиента до 20 °С на 100 м отмечаются в зонах субдукции активных континентальных окраин в Курило-Камчатской вулканической зоне Тихоокеанской окраины. Высокие тепловые потоки отмечены и в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, где местами они составляют 6,0-8,0 мккал/(см2*с), максимальные значения отмечаются в осевых зонах СОХ, а при удалении на 50—100 км от них величина тепловых потоков опускается до средних значений и даже ниже.

Известно, что жители о. Исландия, расположенного в арктических широтах, а в структурном плане приуроченного к осевой части срединно-атлантического хребта, широко используют глубинное тепло Земли для обогрева домов, теплиц и оранжерей.

Наиболее низкие значения геотермического градиента характерны для древних кристаллических щитов континентальных платформ (0,6—1,0°С/100 м).

Ho и на платформах отмечаются области с аномально высокими тепловыми потоками — это континентальные рифты. Тепловой поток большинства внутриконтинентальных рифтовых зон существенно превышает средний вынос глубинного тепла на континентах, равный 60 мВт/м2. В Южно-Байкальской впадине Байкальской риф-товой зоны тепловой поток равен 87 ± 6 мВт/м2, в Центральной впадине — 71 ± 7 мВт/м2, в Рейнско-Ливийском рифтовом поясе (Верхне-Рейнская впадина) — 15 ± 31 мВт/м2, в Лиманских впадинах — 110 + 8 мВт/м2, в Восточно-Африканской рифтовой системе (Красноморская впадина) — 357 ± 170 мВт/м2. Расчетный средний геотермический градиент (3° на 100 м), вероятно, прослеживается только до определенных глубин. Одной из причин уменьшения геотермического градиента может быть более интенсивный конвективный теплообмен. Если опираться только на теоретические расчеты, считает Н.Л. Добрецов, то под Байкальским рифтом на глубине уже 40 км должно происходить выплавление базальта, но сейсмическими исследованиями это не установлено.

Расчетные теоретические значения геотермального градиента не подтвердились и при бурении Кольской сверхглубокой скважины: на глубине 7 км температура была 120°С, на 10 км — 180 °С, а на 12 км — 220 °С. Поэтому пока можно лишь предположить, что с глубиной величина геотермического градиента должна уменьшаться. Он высок до глубины около 1300 км, где температура достигает 4000 К. Затем резко уменьшается и к подошве мантии температура возрастает лишь на 250 К, составляя на границе с ядром 4250 К. В центре Земли температура не превышает 4750 К, т. е. геотермический градиент от нижней мантии к ядру сокращается на 1,2 К. Здесь важно проследить возможность появления в недрах Земли расплавленного вещества. Из расчетов Е.А. Любимовой вытекает, что возможность генерации расплава появляется лишь во внешнем ядре на глубине 2900—3900 км и в верхней мантии на глубине 150—450 км. Эти данные хорошо увязываются с сейсмическими исследованиями, согласно которым внешнее ядро не пропускает поперечных волн и, следовательно, обладает свойствами жидкого тела. А в верхней мантии расположена область разуплотненного вещества, которая носит название волновод, или астеносфера.

Источник

Тепловое поле Земли. Краткое введение

Геотермия является наукой, изучающей тепловое состояние земных недр. Она имеет ряд как теоретических, так и практических приложений. Температура повсеместно увеличивается с глубиной, достигая в ядре Земли по имеющимся оценкам около 6000 °С.

Рисунок – снижение геотермической активности при переходе от молодых к древним платформам.

Геотермическая активность недр снижается от молодых к древним платформам. Только в самой верхней части геологического разреза до глубины 40 – 100 м температура может, как увеличиваться (регистрация термограммы выполнена в зимнее время), так и уменьшаться г глубиной (измерения выполнены летом). Расссмотрим это на примере термограммы скважины Булавки 41, расположенной в районе Полоцка.

Геотермия относится к сравнительно молодым наукам, так, первые измерения температуры в скважине Pregny вблизи Женевы были выполнены в 1832 г., а первое определение плотности теплового потока на основе измерения распределения температуры в скважине и коэффициента теплопроводности в лаборатории – только в предвоенные годы прошлого столетия. Первое же измерение температуры на забое скважины, пробуренной на территории Беларуси (г. Минск), было выполнено в 1928 г., а первая термограмма опубликована только через четверть века – в 1954 г М.Ф. Беляковым.

В 60-х годах прошлого века зародилась теория тектоники плит, стимулировавшая изучение теплового потока на континентах и в океанах. В этот же период были начаты систематические геотермические исследования в мире, в том числе и в Беларуси. Дальнейшее стимулирование исследований по тепловому состоянию недр Земли произошло в 70-х годах в связи с энергетическим кризисом и значительным развитием работ по практическому использованию тепла земных недр, поддержанное ООН.

↑ Геотермическая изученность территории Беларуси

Тепловое поле геологических структур во многом определяется историей их геологического развития и тесно связано с эволюцией региона. В отличие от других геофизических полей (например, гравитационного и магнитного), детальность изучения геотермического поля ниже. Для регистрации термограммы обязательным условием является наличие скважины, доступной для термометрических измерений. Разбуренность же геологических структур Беларуси весьма неравномерна. Плотная сеть скважин имеется в пределах месторождений полезных ископаемых, и весьма редкая – в пределах территорий, на которых не выявлено залежей полезных ископаемых. Исключение составляют мелкие скважины для питьевого водоснабжения. Накопление кондиционных термограмм и сбор производственного термокаротажа скважин, начатые с 1964 года Л.А. Цыбулей и П.П. Атрощенко в Лаборатории геохимических проблем АН БССР, продолжаются до настоящего времени. По состоянию на 2008 год накоплено около 1000 термограмм разного качества и выполнено более 500 определений плотности теплового потока. Геотермическая изученность территории Беларуси показана на двух следующих рисунках.

Рисунок – Схема расположения основных изученных в геотермическом отношении скважин (показаны кружками) в пределах Беларуси.

↑ Надежность термограмм скважин

Наличие термограмм скважин является обязательным условием при изучении геотермических условий геологических структур. Надежность зарегистрированных в скважинах термограмм определяется рядом факторов, таких как: выстойка скважин перед измерениями, наличие интенсивной циркуляции подземных вод в месте расположения измеряемой скважины, наличие, либо отсутствие самоизлива воды из скважины, инструментальные погрешности скважинного термометра и т.п.

Рисунок – Глубина скважин, изученных в геотермическом отношении.

Обозначения: 1 и 2 – границы главных положительных и отрицательных структур.

Влияние выстойки скважины перед измерениями

Рисунок – Термограммы скважин Смоленск 1 и Смоленск 2

Чаще всего встречаемые при регистрации термограмм погрешности – это погрешности, связанные с малой выстойкой перед началом измерений. Рассмотрим это на примере смоленских скважин (Оршанская впадина). Теплового равновесия между стволами скважин и окружающими массивами горных пород после 14 дней нахождения в покое перед регистрацией термограмм в двух случаях не было достигнуто. Об этом свидетельствует извилистая форма производственных термограмм. Разница же между двумя производственными термограммами невелика. Однако расхождение между ними и термограммой, зарегистрированной 14 лет спустя после достижения теплового равновесия в скважине Смоленск 1, достигает почти повсеместно 1.5 – 2 °С.

Стационарная термограмма представляет собой гладкую кривую. По мере увеличения глубины и приближения к забою расхождение постепенно уменьшается. Это объясняется тем, что время циркуляции раствора при бурении скважин у забоев было значительно меньшим по сравнению с верхними интервалами, и нарушение стационарного поля температуры в массиве горных пород в нижней части вскрытого бурением разреза было также меньшим.

Погрешности, связанные с самоизливом подземных вод показано на термограммах скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза), расположенных на небольшом расстоянии в районе Гродно. Скважина Копаники 2б находилась в покое около 3 лет после завершения бурения, в скважине Брюзги имел место самоизлив воды в ходе выполнения измерений.

Рисунок– Термограммы скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза).

В верхней части в интервале 0 – 280 м расхождение между двумя термограммами увеличивается с уменьшением глубины. Эта разница превышает 4°С на глубине 20 м. Если продлить термограмму скважины Копаники 2, поскольку в ней измерения были выполнены только до глубины 260 м, то в своей нижней части обе термограммы практически совпадают. Для скважины Брюзги 29/8 из термограммы видно что на глубине 280 м из водоносного пласта происходит самоизлив.

Влияние восходящей и нисходящей фильтрации подземных вод на вид термограмм. Нисходящая фильтрация подземных вод в районе скважины отражается в виде вогнутой кривой на термограмме, тогда как восходящая фильтрация приводит к выпуклой форме кривой, как показано на рисунке.

Рисунок – Вид термограмм при наличии инфильтрации (1), восходящей фильтрации (3) и при отсутствии фильтрации (2) для однородной толщи отложений. Вектор V изображает направление и скорость фильтрации флюида

Искажения, вызванные расположенной рядом с измеряемой скважиной другой действующей скважины.

Пример влияния действующей скважины виден на отдельных интервалах термограмм представлен на рисунке. Формы термограмм скважины Елизово 4 (северный склон Бобруйского погребенного выступа) имеет более сложный вид. Она расположена на действующем водозаборе. В интервале глубин 95 – 140 м отмечены колебания измеренных значений температуры на коротких интервалах. В интервале 105 – 120 м температура даже незначительно убывает с ростом глубины. Участок с извилистой кривой отражает эксплуатируемый водоносный горизонт. Аналогичная ситуация имеет место в скважине Жабинка 1, где эксплуатируется водоносный горизонт на глубине 175 – 210 м.

Рисунок – Термограммы скважин с выраженной циркуляцией подземных вод: 1 – Елизово 4, циркуляция в интервале 95 – 140 м, 2 – Жабинка 1, циркуляция в интервале 25 – 210 м и 3 – Жабинка 1 с ненарушенным тепловым режимом.

Источник

Геофизика

5.1. Физико-геологические основы терморазведки

5.1.1. Тепловое поле Земли и его параметры

Общая характеристика теплового поля Земли. Источниками теплового поля Земли являются процессы, протекающие в ее недрах, и тепловая энергия Солнца. К внутренним источникам тепла недр относят: радиогенное тепло, которое возникает при распаде рассеянных в горных породах изотопов урана, тория, калия и иных радиоактивных элементов. Кроме того, гравитационное тепло возникает за счет плотностной дифференциации вещества недр, деформаций блоков Земли вследствие приливов под действием Луны и Солнца, плавления, химических реакций с выделением или поглощением тепла, движения подземных вод с разной температурой и некоторых других причин. Внутреннее тепловое поле отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат.

На рисунке 5.1 приведены кривые Т о ( Н ) по трем скважинам. По ним можно рассчитать геотермическую ступень (в м/°С). Она меняется в пределах глубин 1–2 км следующим образом: на Украинском щите — 67–100, в Краснодарском крае — 22–50, в Ставропольском крае — 15–31.

Рис. 5.1. Графики распределения температур по скважинам в ряде
районов Украины и Северного Кавказа:

1 — Украинский щит; 2 — Ставропольский край;
3 — Краснодарский край (по данным Е. А. Любимовой)

5.1.2. Региональный и локальный тепловые потоки в земной коре

Тепловой поток определяется не только природой и мощностью источников тепла, но и его переносом через горные породы. Тепло передается посредством молекулярной теплопроводности горных пород (кондуктивный тепловой поток), конвекции (конвекционный вынос тепла воздухом и флюидами) и излучением (от сильно нагретых тел, например магм). На больших глубинах (свыше 10 км) передача тепла осуществляется в основном за счет излучения нагретого вещества недр и конвекции, обусловленной движением блоков земной коры, магматических расплавов, деятельностью глубинных гидротерм. На меньших глубинах перенос тепла связан с молекулярной теплопроводностью и конвекцией подземных вод.

5.1.3. Принципы теории терморазведки

Теория терморазведки основывается на решении уравнения теплопроводности:

Рис. 5.2. Термотомографическая 3Д-модель температурного поля
в Баренцево-Карском регионе. Оцифровка изолинии в °C

Региональный тепловой поток Земли может быть рассчитан через измеренные на разных глубинах температуры и тепловые свойства среды, в основном теплопроводность. Решая уравнения (5.1) и (5.2), можно получить следующую формулу для расчета суммарного теплового потока из недр Земли :

где T 1 — температура на глубине z 1 ; ∆ Т = Т 2 – Т 1 — перепад температур на двух глубинах z 2 и z 1 ; v z — вертикальная скорость конвекции.

Принципы решения прямых и обратных задач терморазведки. Формулы (5.1)–(5.3) используются для решения прямых задач терморазведки (математического моделирования геотермии), т. е. расчета аномалий теплового потока над нагретыми телами простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр, пласт и др.) в однородном полупространстве, и для более сложных ФГМ, например, теплового поля над реальными средами, если известны геометрические параметры разреза по данным комплекса геолого-геофизических методов и определенным по лабораторным измерениям тепловым свойствам как объектов поиска, так и вмещающей среды. При этом считается, что теплогенерация идет снизу в виде однородного потока.

Решение обратных задач терморазведки сводится к определению параметров объектов (среды), создавших тепловые аномалии, путем сравнения их с теоретически рассчитанными в ходе математического моделирования для меняющихся геометрических параметров и тепловых свойств ФГМ. Параметры совпавшей модели можно перенести на изучаемый объект. Как и в любом геофизическом методе, в геотермии обратная задача решается неоднозначно. Поэтому при решении обратных задач может получиться несколько ФГМ. В ходе геологического истолкования результатов из них можно выбрать те (или ту), которые в наибольшей степени отвечают всем известным геолого-геофизическим данным.

5.1.4. Тепловые и оптические свойства горных пород

Основным параметром в терморазведке является теплопроводность ( λ T ), характеризующая способность сред и горных пород передавать тепло от более нагретых объектов к менее нагретым, выравнивая температуру среды. В теории терморазведки доказано, что при температурах до 1000 °С теплопроводность обратно пропорциональна температуре. В связи с этим средняя теплопроводность до глубин около 100 км, где ожидаются такие температуры, понижается примерно в три раза по сравнению со средней теплопроводностью поверхностных отложений. На глубинах свыше 100 км теплопроводность постепенно повышается, что объясняется ростом с глубиной давления и лучистого теплообмена. Зона пониженной теплопроводности в мантии служит препятствием для оттока тепла к поверхности и способствует возрастанию температур с глубиной. В целом коэффициент теплопроводности ( λ Т ) горных пород в земных условиях зависит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры. Минеральный состав магматических, метаморфических и осадочных пород меньше влияет на их теплопроводность, чем плотность, пористость, давление, под которым находятся горные породы, их флюидонасыщенность. При повышении плотности и давления, а значит, понижении пористости, теплопроводность пород повышается. С увеличением влажности горных пород их теплопроводность резко увеличивается. Например, изменение влажности от 10 до 50 % может увеличить теплопроводность в 2–4 раза. Повышение температуры снижает теплопроводность кристаллических и сухих осадочных пород и увеличивает у водонасыщенных. Влияние различных, иногда взаимно противоположных природных факторов на теплопроводность горных пород, измеряемую в Вт/(м · град), весьма сложно и недостаточно изучено. Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 0,2–0,4 (в среднем 0,3), осадочные — 0,03–0,5 (в среднем 0,125), нефтегазонасыщенные — меньше 0,05.

Температуропроводность ( а ) характеризует скорость изменения температур при поглощении или отдаче тепла. У различных горных пород она меняется в необходимых пределах: (4–10) · 10 –7 м 2 /с.

Тепловая инерция пород ( Q ), измеряющаяся в Дж/(м 2 · с 1/2 · К), где К — градусы Кельвина, является одной из обобщенных тепловых характеристик поверхности суши и акваторий. Она используется при тепловых аэрокосмических съемках и характеризует суточный ход температур над разными ландшафтами суши и акваторий. Породы со слабой тепловой инерцией (сухие почвы и пески) характеризуются низкими ее значениями ( Q 500) и большим колебанием суточных температур (до 60 °С). Породы и среды с высокой тепловой инерцией (обводненные породы, заболоченные участки) характеризуются значениями Q до 3000 и суточным изменением температур до 30 °С. Над акваториями крупных рек, морей и особенно океанов Q > 10 000, а суточный ход температур составляет несколько градусов.

Источник

Магнитное поле. Тепловое поле Земли. Тепловое поле Земли образуется за счет внешних и внутренних источников

Тепловое поле.

Тепловое поле Земли. Тепловое поле Земли образуется за счет внешних и внутренних источников. Главный источник внешней энергии – солнечное излучение. Лучистая энергия Солнца, получаемая земной поверхностью за год 5,44× Дж. Около 55% лучистой энергии поглощается атмосферой, растительным покровом, почвой, около 45% отражается в космос.

Источники внутреннего тепла Земли: радиоактивный распад элементов, энергия гравитационной дифференциации вещества, остаточное тепло и т.д.

Получаемое солнечное тепло непосредственно нагревает горные породы и проникает лишь на небольшую глубину. Температура поверхности слоев изменяется в течение суток, сезона и года. С глубиной амплитуды колебания температуры убывают: сначала исчезает влияние суточных колебаний температуры воздуха, затем сезонных и, наконец, годовых. На некоторой глубине температура пород остается постоянной многие годы (поле постоянной температуры). Выше него расположены слои многолетних, сезонных и суточных колебаний температур. Глубина залегания зоны постоянных температур зависит от широты и вариаций теплофизических свойств горных пород. В средних широтах эта зона находится на глубине 15 – 40 м

Зона постоянных температур используется для специализированного строительства.

Если среднегодовая температура местности ниже 0˚С, то атмосферные осадки и подземные воды превращаются в лед. Это основное условие образования вечной мерзлоты.

Постоянное повышение температуры пород с глубиной характеризуется геотермической ступенью и геотермическим градиентом.

Геотермическая ступень численно равна глубине (в метрах), на которую нужно углубиться для того, чтобы температура пород увеличилась на 1˚С. Геотермическая ступень имеет размерность м/˚С.

Геотермический градиент – численно равна числу градусов, на которое повышается температура горных пород при углублении на 100 метров и имеет размерность ˚С/м.

Для освоения залежей полезных ископаемых, залегающих на больших глубинах и в районе многолетней мерзлоты, необходимо регулировать тепловой режим глубоких шахт и рудников.

Вокруг земного шара и внутри него существует магнитное поле. По данным космических исследований, оно простирается за пределы планеты на расстояние, превышающее 10-кратный радиус Земли, образуя магнитосферу. Установлена сложная ассиметричная внешняя форма магнитосферы, непрерывно изменяющаяся по форме и силе. Со стороны Земли, освещенной Солнцем, магнитосфера значительно сжата, а с противоположной вытянута с образованием магнитного шлейфа. Асимметричность магнитосферы обусловлена воздействием солнечного ветра. Граница магнитосферы располагается на высоте 80000-93000 км. О природе магнитного поля Земли известно, что воздействие на него процессов, происходящих в высоких слоях атмосферы невелико, и не превышает 6%. На этом основании полагают, что магнитное поле связано с процессами, протекающими в глубоких недрах Земли.

Магнитное поле влияет на ориентировку ферромагнитных минералов (магнетита, гематита и т.п.) находящихся в растворах и расплавах.

Основные характеристики магнитного поля:

1) магнитное склонение – угол между осью магнитной стрелки (магнитным меридианом) и географическим меридианом;

2) магнитное наклонение – угол наклона магнитной стрелки к горизонту; 3)магнитное напряжение, сила магнитного поля Земли, выраженная векторной величиной, единица измерения – одна стотысячная доля эрстеда, называемая гаммой; 4)магнитная аномалия – отклонение элементов магнитного поля Земли от средних значений.

Аномалии обусловлены залеганием больших магнитных масс (железные руды) или же нарушением однородности геологического строения. Самой крупной магнитной аномалией, вызванной залеганием больших магнитных масс является Курская Магнитная Аномалия.

Изучение магнитного поля Земли широко используется для поисков месторождений полезных ископаемых, в том числе нефтяных и газовых.

1. Инженерная геология

2. Минералы и горные породы

3. Минералогия. Первичные и вторичные минералы.

4. Формирование магматических горных пород

1. Инженерная геология

Инженерная геология изучает геологические процессы, которые происходят в верхних горизонтах земной коры и физико-механические свойства горных пород в связи с инженерно-строительной деятельностью человека. В состав инженерной геологии входят три основные составные части:

Инженерная геология изучает природную среду до начала строительства, определяет изменения, которые произошли в геологической среде в процессе строительных работ и при эксплуатации зданий и сооружений.

Основные задачи инженерной геологии:

1) изучение состава, строения, свойств и условий распространения грунтов, определение их поведения при взаимодействии с инженерными объектами;

2) изучение геологических процессов природного и антропогенного генезиса с целью установления их влияния на строительство и эксплуатацию зданий и сооружений;

3) установление закономерностей пространственного распределения инженерно-геологических условий при застройке значительных территорий;

Объектом исследований инженерной геологии является массив горных пород верхнего слоя земли (независимо от его состава) и изменений, произошедших в нём. Этот верхний слой и называется грунтом.

Грунты – это горные породы и почвы, которые залегают в верхней части земной коры, находятся в сфере производственной деятельности и могут быть использованы в качестве оснований среды и материалов для различных зданий и сооружений

Основной показатель грунтов – их сопротивление, действующими механическими нагрузками (от сооружений, зданий и т.д.) В инженерной геологии принято считать, что это сопротивление зависит от связей между частицами горных пород. При этом рассматривается 4 основных типа связи:

1 тип – жесткие, прочные, неизменяющиеся при увлажнении горных пород;

2 тип – жесткие, прочные, изменяющиеся при увлажнении горных пород;

3 тип – подвижные, водноколоидные, резкоизменяющиеся при увлажнении или осушении;

4 тип – отсутствие связи, перемещение частиц горных пород препятствует только сила трения между частицами.

Грунты – в соответствии с действующими СН и ПП-15-74 делятся на скальные и нескальные. Нескальные делятся на крупнообломочные, песчаные, глинистые и искусственные грунты.

К скальным грунтам относятся горные породы с жесткими связями между частицами, это кристаллизационные и цементационные связи. К этим группам пород относятся магматические, метаморфические и сцементированные осадочные горные породы. Скальные грунты – это, как правило, сплошной массив. Они несжимаемы, водоустойчивы, практически водонепроницаемы, вода в скальных массивах фильтруется только по трещинам. К группе скальных грунтов относятся полускальные грунты.

Полускальные грунты – это сильно трещиноватые и выветрелые породы названных выше генетических групп пород (магматические, метаморфические и сцементированные осадочные горные породы).

Процесс выветривания – это изменение горных пород происходящих под действием химических, физических, биологических, антропогенных и техногенных факторов.

Полускальные грунты достаточно устойчивы, но они менее прочные, чем скальные. Они более пористы и влагоёмки. Полускальные грунты обладают некоторой способностью пластически консолидироваться. Часть этих грунтов растворяются в воде, например: гипс, поваренная соль, калийные соли. Часть грунтов, которые содержат значительное количество глинистых материалов, под влиянием воды размягчается. Под действием воды размягчаются и ангидрит.

Отметим, что прочность скальных и полускальных грунтов зависит от их трещиноватости и количества трещин в массиве. Количество трещин определяет и устойчивость массива сложенного этими грунтами.

2. Минералы и горные породы

Минералы – физический или химический индивидуализированный продукт земных химических реакций, состоящий из химических молекул. В.И. Вернадский, 1923 г.

Минералами называются однородные по составу и строению кристаллические вещества, образовавшиеся в результате природных физико-химических процессов и являющиеся составными частями горных пород и руд. А.В. Милановский, 1979 г.

С химической точки зрения, минерал – более или менее однородное тело, отвечающее однородному составу.

С физической точки зрения, минерал характеризуется более или менее определенными физическими характеристиками: твердостью, плотностью, оптическими свойствами, магнитными свойствами и т.д.

Горные породы – естественные минеральные агрегаты определенного состава и строения, сформировавшиеся в результате геологических процессов и залегающие в земной коре в виде самостоятельных тел.

Структура для магматических и метаморфических пород – это совокупность признаков горной породы обусловленная степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами и формой кристаллов, способом их сочетания между собой и со стеклом, а также внешними особенностями отдельных минеральных зерен и их агрегатов

Структура отражает особенности строения горной породы, которые определяются степенью кристалличности, формой, размерами и взаимоотношением породообразующих минералов.

Структура осадочных пород – это широкий термин, обобщающий всё многообразие различных структур, наблюдающихся в осадочных породах, как первичных, так и подвергшихся вторичным преобразованиям.

Текстура горных пород – это совокупность признаков строения горной породы обусловленных ориентировкой и относительным расположением и распределением составных частей породы.

Текстура горной породы отражает особенности распределения и взаимосвязи минеральных агрегатов, пор и пустот в породе, то есть показывает сложение породы.

Textura – ткань, сплетение, сложение

3. Минералогия. Первичные и вторичные минералы.

Большая часть минералов – кристаллические образования, незначительная – аморфные.

Кристалл – твердое тело, в котором слагающие его частицы располагаются определенным образом, образуя структурную решетку.

В земной коре более 7000 минералов, около 100 встречаются достаточно часто и входят в состав горных пород, эти минералы называются породообразующими.

Первичные минералы – это минералы образовавшиеся как правило в результате эндогенных процессов и в грунтах и почве не подвергшиеся изменениям (не претерпевших химических трансформаций)

Вторичные минералы – это минералы образовавшиеся в зоне гипергенеза в результате биохимической и геохимической трансформации (как правило, в результате процессов выветривания) некоторых первичных минералов

Эндогенные процессы – это те процессы, которые протекают под действием внутренних сил Земли, и, как правило, в глубоких частях Земли. Основные силы, задействованные при этом – это сила тяжести, ротационные силы (вращения), энергия радиоактивного распада и потоки тепла из глубинных геосфер. К эндогенным процессам относят тектонические, метаморфические, геотермальные.

Экзогенные процессы – это геологические процессы, вызванные внешними по отношению к земле силами. Они происходят на поверхности Земли и в самых верхних частях литосферы. Одна из основных особенностей экзогенных процессов в том, что эти процессы в большей степени обусловлены энергией солнечной радиации с силами тяжести и жизнедеятельностью организма. К этим процессам относятся процессы выветривания горных пород, перемещение продуктов выветривания. С этими процессами связанны процессы образования рельефа земной поверхности.

4. Формирование магматических горных пород

Магматические горные породы – это породы образовавшиеся в результате застывания силикатной магмы.

Магма – это расплавленная огненно-жидкая масса возникающая в земной коре или мантии.

Интрузивные магматические породы.

Эффузивные магматические породы.

Эффузивно-осадочные магматические породы.

1. Формирование метаморфических горных пород

2. Образование осадочных горных пород

3. Основные породообразующие минералы

1. Формирование метаморфических горных пород

Метаморфическая горная порода – это порода, основные особенности которой (минеральный состав, структура, текстура) обусловлены процессами метаморфизма, тогда как признаки первичного осадочного или магматического происхождения частично или полностью утрачены.

Главные факторы метаморфизма: температура, давление, состав и химическая активность флюидов.

Примеры процессов метаморфизма.

2. Образование осадочных горных пород

Осадочная горная порода – это горная порода существующая в термодинамических условиях верхней части земной коры и образовавшаяся в результате переотложения продуктов выветривания и разрушения различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности организмов или всех трех процессов одновременно.

3. Основные породообразующие минералы.

Рассказать про эти минералы (силикаты и слюды)

2. Виды воды в грунтах

1.1. сезонные колебания уровня подземных вод

1.2. движение подземных вод в плане

1.3. основной закон движения подземных вод

1.1. Сезонные колебания уровня подземных вод обычно не превышают 2-3 метра. Многолетние колебания зависят от изменения климата и могут достигать 8 метров. Уровень подземных вод зависит от режима рек. Наиболее явно эта зависимость отражается в полосе от 200 до 500 метров. При этом в хорошо проницаемых песчано-глинистых отложениях, уровень проницаемости которых высок, изменения уровня подземных вод от 2 до 6 метров. В число геологических факторов, которые влияют на уровень подземных вод, входят тектонические движения, землетрясения и вулканизм. Эти факторы влияют на гораздо большую глубину, чем сезонные. В районе тектонических поднятий уровень грунтовых вод понижается, при этом происходит углубление эрозионных врезов. В тектонически-активных областях уровень подземных вод повышается. При землетрясениях может происходить изменение химического, геотермического и газового состава и режимов вод. В карстовых районах уровень подземных вод отличается большой изменчивостью (более 30 метров). Повышение уровня подземных вод может вызываться строительством водоемов, утечкой воды из подземных коммуникаций. Эти факторы могут вызывать повышение уровня подземных вод до 10-15 метров. Орошение также приводит к повышению уровня подземных вод. Понижение уровня подземных вод происходит при осушении болот, добычи полезных и ископаемых, откачки воды из водоносных горизонтов для водоснабжения населения и промышленности. Снижение уровня в районе крупных водозаборов может достигать 100 метров.

потока в ненарушенных

радиально расходящийся радиально сходящийся

1.3. Закон Дарси: наблюдения за движением подземных вод позволили ученому Генри Дарси в 1856 году установить, что расход грунтовых вод прямо пропорционален гидравлическому градиенту и плоскости сечения водоносного горизонта.

2. Виды воды в грунтах

Верховодка – временное скопление подземных вод в зоне аэрации. Верховодка представляет значительную опасность при строительстве и эксплуатации зданий. Это связано с тем, что верховодка может подтапливать подземные части зданий и сооружений, в том числе и фундаменты, подвалы, коммуникации и т.д. Это и определяет необходимость дренирования этих вод или использование различных приемов гидроизоляции. Значительное увеличение водокоммуникаций в современных городах и аварии, которые происходят в этих коммуникациях, приводят к появлению антропогенных и техногенных верховодок. Это представляет серьезную опасность при наличии грунтов, несущая способность которых резко меняется (в сторону уменьшения), что приводит к необходимости укрепления этих грунтов, искусственного дренажа и дополнительных мероприятий по укреплению устойчивости здания. При проведении инженерно-геологических изысканий, особенно если они были проведены летом или в сухой (засушливый) период, верховодку можно и не обнаружить. В этом случае появление верховодки является для строителей неприятной неожиданностью, и она способна создавать аварийные и даже чрезвычайные ситуации.

Грунтовые воды – постоянные во времени и значительные по площади распространения горизонты подземных вод, которые залегают на первом от поверхности «выдержанном» водоупоре.

Признаки грунтовых вод:

1) грунтовые воды сверху не перекрыты водоупорными слоями, свободная поверхность вод называется при рассмотрении в плане зеркалом грунтовых вод, в разрезе свободная поверхность называется уровнем. Глубина залегания находится в интервале от 1 до 50 метров. Водоупор, на котором лежит водоносный слой, называется ложем, а расстояние от водоупора до уровня подземных вод называется мощностью водоносного слоя.

2) Питание грунтовых вод происходит за счет атмосферных осадков, может происходить поступление воды из поверхностных водоемов и рек. Грунтовая вода не защищена от проникновения в нее поверхностных вод, которые могут быть загрязнены веществами природного, антропогенного и техногенного происхождения.

3) Грунтовые воды находятся в непрерывном движении, образуют потоки, направление которых определяется наклоном водоупоров, в ряде случаев могут образовываться бассейны грунтовых вод.

4) Количество, качество и глубина залегания грунтовых вод определяется геологическим строением и климатическими факторами. Грунтовые воды практически не имеют минерализации, т.е. пресные. В тоже время они могут быть солоноватыми и солеными. Состав солей может изменяться от гидрокарбонатно-кальциевых до сульфатных и сульфатно-хлоридных.

В площадном распространении грунтовые воды имеют определенную зональность.

1) грунтовые воды речных долин, глубина залегания от первых сантиметров до 10-15 метров, вода слабо минерализована и широко используется для водоснабжения.

2) грунтовые воды ледниковых отложений, на европейской части России ледниковые отложения представлены разнообразными обломочными породами, среди которых много водоносных слоев, вода слабо минерализована, используется для водоснабжения.

3) грунтовые воды пустынь и полупустынь. Это районы с малым количеством атмосферных осадков, до 200 мм в год, и значительным испарением, воды мало, залегает глубоко, часто имеет высокую минерализацию.

4) грунтовые воды горных областей. В этих районах осадков много, часть их проникает в выветрилые и трещиноватые породы, вода хорошего качества скапливается в отложениях предгорных равнинах. Широко используется для водоснабжения.

Среди зональных располагаются незональные грунтовые воды. Например: болотные, карстовые и т.д.

1. Карты гидроизогипс и гидроизопьез.

2. Коэффициент фильтрации и методы его определения.

1. Карты гидроизогипс и гидроизопьез.

Для выявления характера поверхности подземных вод проводятся следующие работы: 1)бурятся скважины, в которых определяют положение уровня подземных вод; 2)по результатам этих работ строят карту – гидроизогипс. (Гидроизогипсами называют линии, соединяющие точки с абсолютными или относительными отметками уровня грунтовых вод). Отметим, что эти линии аналогичны горизонталям высот. Карты гидроизогипс используют при решении задач, связанных с определением необходимости проведения дренажных работ, определения способов и методов гидроизоляции фундаментов, определения поступления грунтовых вод в котлованы, карьеры и подземные горные выработки. Эти данные также используют для определения видов и объемов работ, связанных с подтапливанием территорий, а также для строительства водозаборов. При построении карты гидроизогипс бурение осуществляется по заранее определенной сетке скважин. Проведение замеров уровня вод должно быть одновременно. Сечение гидроизогипс наиболее часто используют при проведении строительных работ. Оно зависит от масштаба карты и определяется густотой расположения точек замера. Как правило, эти значения находятся в интервале от 0,5 до 10 м. В строительной практике наиболее потребительны значения от 0,5 до 2м. С помощью карты гидроизогипс, совмещенной с топографической картой, определяют глубину залегания подземных вод области заболачивания, а также устанавливают характер связи грунтовых вод с поверхностными водами (болот, озер, рек, водохранилищ). Особое значение имеют карты гидроизогипс при определении водопритоков и водозаборов.

Межпластовые подземные воды могут быть напорными, а могут быть безнапорными. Напорные воды – артезианские. Межпластовые ненапорные воды встречаются редко. Они связаны с горизонтально залегающими водоносными пластами, заполненные водой, частично или полностью. Напорные воды связаны с залеганием пластов в виде синклинали или моноклинали. Площадь распространения межпластовых вод не совпадает с областью питания.

Напорность вод характеризуется пьезометрическим уровнем.

2. Коэффициент фильтрации и методы его определения.

Водопроницаемость – это способность горных пород и грунтов пропускать гравитационную воду через поры и трещины.

Водопроницаемость горных пород и грунтов характеризуется коэффициентом фильтрации.

Фильтрация – это движение жидкости или газов в пористой либо трещиноватой среде.

Коэффициент фильтрации (k ) представляет собой скорость движения подземных вод в горных породах и грунтах при гидравлическом градиенте равном 1 и линейном законе фильтрации.

По значению k породы и грунты делят на три группы:

1. водопроницаемые k > 1 м/сут (песок, гравий, галечник, трещиноватые породы).

Многие камы строители используют, как источник сырья, при добыче гравийно-песчанной смеси.

1. Экзогенные процессы и процессы выветривания

2. Борьба с процессами выветривания.

1. Экзогенные процессы и процессы выветривания

Выветривание. Выветривание – процесс разрушения и изменения минералов и горных пород под действием физических, химических, биологических, антропогенных и техногенных факторов.

Выделяют зону выветривания – пространство, занимаемое горными породами, в котором происходят процессы выветривания. Кора выветривания – это, как правило, рыхлый материал, состоящий из обломков исходных пород и минералов, а также вновь образованных минералов, которые устойчивы в поверхностных и близповерхностных условиях температур и давлений. Наиболее часто в коре выветривания преобладают глинистые минералы. Отметим, что область активного современного выветривания достигает глубины 6-10 метров. Изменения, происходящие ниже глубины распространения грунтовых вод, называют глубинным выветриванием.

Физическое выветривание происходит под воздействием физических и механических воздействий.

Намокание и высушивание (рассказать про мергели)

Физическое выветривание в областях с сухим резко континентальным или холодным климатом.

Химическое выветривание происходит под действием химических факторов. В основном это разрушение в результате растворения или реакциями с участием кислорода, углекислоты и органических кислот. Имеют место реакции окисления, обмена, замещения, гидротации, дегидротации.

Наиболее устойчивые минералы: кварц, корунд, мусковит.

Неустойчивые: кальцит, доломит и т.п.

Биологическое выветривание происходит под действием биологических факторов.

В процессе жизнедеятельности живых организмов и растений.

Механические разрушения корневой системой.

Преобразования в коре выветривания:

магматические породы рухляки крупнообломочные элювиальные грунты;

осадочные породы (породы хемогенного и органогенного генезиса);

Калий-аргоновый: широкое применение этого метода определяет то, что калий является одним из самых распространенных элементов в минералах: полевой шпат, слюда, амфиболах и пироксенах. Метод используется для определения возраста осадочных магматических и метаморфических горных пород. Существует ограничение для использования этого метода, исследуемые породы не должны испытывать после своего образования сильного температурного воздействия (более 300 0 С), а также подвергаться высокому давлению.

Рубидий стронций: метод основан на основе распада рубидия, для анализа используется такие слюды как, лепидолит, мусковит и т.д. Метод может применяться при изучении совокупности всех минералов породы, применяется в основном для анализа докембрийских пород. Определительный интервал от 100 млн. лет до 5 млн. лет.

Радиоуглеродный метод: используется в основном для определения возраста четвертичных пород и пород и органичных остатков, которые образовались в течение последних 50 – 70 тыс. лет. Этот метод широко используется в археологии, он основан на радиоактивном распаде изотопа углерода с атомным номером 14, который накапливается во всех живых организмах от воздействия космических путей, и которые начинают распадаться сразу после гибели организма. Этот метод используется для определения возраста торфа и др. растительных и животных остатках, так например, в вечной мерзлоте Таймыра был найден замороженный труп мамонта. Использование радиоуглеродного метода позволил установить время гибели мамонта 11 тыс. лет назад. Исследование зерен пшеницы найденных в Египетских пирамидах дали возраст около 6 тыс. лет. и т.д.

1.3. Нерадиологические методы:

1. Соляной метод основывается на том, что воды океана сначала были пресными. Зная примерное количество солей, которые выносятся реками в океан можно примерно рассчитать возраст Мирового океана

2. Седиментационный – основан на изучении осадочных пород в морях и океанах. Зная объем и мощность морских отложений, скорость накопления осадка, а также объем минерального вещества, выносимого реками в моря и океаны можно вычислить время необходимое для накопления существующих в настоящее время осадочных толщ в морях и океанах

3. В начале прошлого века широкое распространение получил метод подсчета слоев ленточных глин, которые накапливаются на периферии тающих ледников. Глинистые осадки (частицы) откладываются зимой, когда интенсивность водных потоков минимальна, а «песчаные» осадки накапливаются летом, когда интенсивность водных потоков более высокая. Следовательно, каждая пара таких слоев есть результат годичного накопления осадков. С помощью этого метода установлено, что последний ледник на Балтийском море прекратил движение около 12 тыс. лет назад, а последний ледник на территории Ленинградской области существовал 16.5 тыс. лет назад, а на территории Скандинавии последние ледники были 8-9 тыс. лет назад.

В различных частях нашей планеты показывают, что положение магнетического полюса в начале девона на 28 0 северной широты и 150 0 восточной долготы, а в конце палеозоя положение магнитного полюса было на 45 0 северной широты и 156 0 восточной долготы. Отметим, что в течение всей геологической истории произошло множество инверсий или смен поясов фиксируемых в разрезах горных пород, как зоны определенной намагниченности.

2. Чтение геологических карт и разрезов.

Наибольшее хождение имеют следующие виды карт: карты четвертичных отложений, тектонические и неотектонические карты, гидрогеологические карты, инженерно-геологические карты и др.

По масштабам геологические карты делятся на мелкомасштабные М 1:500000, среднемасштабные М 1:200000, 1:100000, крупномасштабные М 1:50000, 1:25000, детальные 1:10000 и крупнее.

Самой древней геологической картой, дошедшей до нашего времени, считается Туринская папирусная карта, около 1150 лет до н. э. в Древнем Египте. На этой карте изображены населенные пункты, золотые копи царя Соломона.

Первая крупномасштабная геологическая карта, отображающая строение целого региона – карта Англии и Уэльса, представленная английским геологом Уильямом Смитом в 1815 году.

Возраст пород на геологических картах принято обозначать цветом. Например: кайнозойская эра включает:

— четвертичную систему (обозначается желтовато-серым цветом);

— неогеновую систему (которая обозначается лимонно-желтым цветом);

— палеогеновую систему (которая обозначается оранжево-желтым цветом).

В состав Мезозойская эра входят:

— меловая система, которая обозначается зелёным цветом;

— юрская система, которая обозначается синим цветом;

Источник