Подп. и дата
Инв. № дубл.
Взам. инв. №
Подп. и дата
Инв. № подл.

МИНОБРНАУКИ РОССИИ

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего профессионального образования

«Тульский государственный университет»

Кафедра: « Геоинженерия и Кадастра »

Контрольно-курсовая работа

по дисциплине «Основы инженерной геологии и гидрологии»

Вариант №3

Выполнил: студент гр. 320822 _____________________ Блохин С. С.

Проверил: доц.___________________________________ Семашко С. В.

Тула 2012

Содержание

Введение 3

1. Тепловой режим Земли 4

2. Химический и минералогический состав грунтов­­­­­­­­­­­­­­­­­­­­­ 13

3. Палеонтологический метод определения возраста горных пород 29

Заключение 31

Список используемых источников 32

Введение

В данной контрольно- курсовой работе я буду рассматривать вопросы, касающиеся теплового режима земли, то есть, как распространяется температура в земле. Далее идет вопрос о химическом и минералогическом составе грунтов. И последним будет рассмотрен вопрос, касающийся палеонтологических методов определения возраста горных пород.

1. Тепловой режим Земли

Совокупность и последовательность всех явлений поступления, перемещения, аккумуляции и расхода тепла в почве на протяжении определенного отрезка времени (так различают суточный и тепловой режимы). Основным показателем теплового режима является температура почвы (на разных глубинах почвенного профиля). Она зависит от климата, рельефа, растительного и снежного покрова, тепловых свойств почвы.

Тепловой режим обусловлен преимущественно радиационным балансом, который зависит от соотношения энергии солнечной радиации, поглощенной почвой, и теплового излучения. Некоторое значение в теплообмене имеют экзо - и эндотермические реакции, протекающие в почве при процессах химического, физико-химического и биохимического характера, а также внутренняя тепловая энергия Земли. Однако два последних фактора оказывают незначительное влияние на термический режим почвы. Количество тепла, приходящее изнутри земного шара к поверхности почвы, составляет всего 55 кал (230 Дж)/см² в год.

Радиационный баланс изменяется в зависимости от широты местности и времени года. В тундре он равен 10-20 ккал (42-84 кДж)/см², в южной тайге — 30-40 (126-167), в черноземной зоне - 30-50 (126-209), а в тропиках превышает 75 ккал (314 кДж)/см² в год.

И величина радиационного баланса, и дальнейшее преобразование фактически поступившего в почву тепла теснейшим образом связаны с тепловыми свойствами почвы: теплоемкостью и теплопроводностью. Однако наиболее крупные изменения в тепловом режиме почв определяются различиями общеклиматических условий. Чаще всего о тепловом режиме судят по ее температурному режиму. Температурный режим графически изображается в виде термоизоплет - кривых, соединяющих точки одинаковых температур.

Температурный режим почв следует за температурным режимом приземного слоя, но отстает от него. Средние годовые температуры почвы возрастают с севера на юг и с востока на запад. В пределах России и сопредельных государств среднегодовая температура почвы изменяется в пределах от -12 до +20°С. Выделяются 2 области - положительных и отрицательных среднегодовых температур почвы на глубине 20 см. Геоизотерма 0°С проходит по диагонали с северо-запада на юго-восток. Область отрицательных среднегодовых температур на глубине 20 см. в основном совпадает с областью распространения многолетнемерзлых пород.

Типы температурного режима почв — по классификации В. Н. Димо выделяются следующие Т. т. р. п.:

Мерзлотный. Среднегодовая температура профиля п. имеет отрицательный знак. Преобладает процесс охлаждения, сопровождающийся промерзанием почвенной толщи до верхней границы многолетнемерзлых пород;

Длительно-сезонно-промерзающий. Преобладает положительная среднегодовая температура профиля п. Отрицательные температуры проникают глубже 1 м. Длительность процесса промерзания но менее 5 месяцев. Сезонно промерзающая толща не смыкается с многолетнемерзлыми породами. Не исключено отсутствие многолетнемерзлых пород;

Сезонно-промерзающий. Среднегодовая температура профиля п. положительная. Сезонное промерзание может быть кратковременным (несколько дней) и продолжительным (не более 5 месяцев). Подстилающие породы немерзлые;

Непромерзающий. Среднегодовая температура профиля п. и температура самого холодного месяца положительные. Промерзания не наблюдаются. Подстилающие породы немерзлые. В верхней части земной коры выделяют три температурные зоны: І – зона сезонных колебаний, ІІ – зона постоянной температуры, ІІІ – зона нарастания температуры. Изменение температуры в первой зоне определяется климатическими условиями местности. Для средних широт характерна кривая а (летний период), и кривая б (в зимний период). В зимний период образуется подзона Іа, где температура опускается ниже 0^оС. Глубина промерзания зависит от климата, типа горных пород и колеблется от нескольких см до 2м и более. В зонах с умеренно теплым климатом, зона 1 характеризуется только кривой а. По мере углубления в недра земли влияние суточных и сезонных температур уменьшается и на глубине 12  40 м начинается зона постоянной температуры, равная среднегодовой температуры для данной местности. Если в этой зоне температура опускается ниже 0^оС, то вода замерзает и образуется вечная мерзлота. Ниже горизонта постоянных температур под влиянием внутренней теплоты земли или температуры горных пород с глубиной заметно повышается. Величина нарастания температуры на каждые 100 метров глубины называется геотермическим градиентом, а глубина (в метрах) ниже пояса постоянных температур, которой нужно достичь, чтоб температура повысилась на 1^оС, называется геотермической ступенью. У величение температуры с глубиной имеет большой теоретический и практический интерес. С этим явлением нужно считаться при заложении глубоких шахт, прохождении туннелей (особенно в горах), бурении сверхглубоких скважин. Проходку некоторых глубоких шахт, например шахты золотых рудников в Трансваале (доведенных до глубины 2289 метра), пришлось приостановить, т.к. температура достигла +40^оС. При проходе Симплонского туннеля в Альпах на глубине 2690 метра была отмечена температура +50^оС.

Каковы же источники тепла внутри Земли? Как известно, в соответствии с современными представлениями Земля сформировалась в результате аккреции газово-пылевых частиц протопланетного облака в виде холодного тела. Следовательно, внутри Земли должны иметься источники тепла, создающие современный тепловой поток и высокую температуру в недрах Земли. Одним из источников внутренней тепловой энергии является радиогенное тепло, связанное с распадом радиоактивных долгоживущих элементов 238U, 235U, 232Th, 40K, 87Rb. Периоды полураспада этих изотопов соизмеримы с возрастом Земли, поэтому до сих пор они остаются важным источником тепловой энергии. В начальные этапы развития Земли могли быть поставщиками тепла и короткоживущие радиоактивные изотопы, такие, как 26Al, 38C1 и др. Вторым источником тепловой энергии предполагается гравитационная дифференциация вещества, зарождающаяся после некоторого разогрева на уровне ядра и, возможно, в слое верхней мантии. Но значительная часть тепла, связанная с гравитационной дифференциацией, по-видимому, рассеивалась в пространстве, особенно в начале формирования планеты. Дополнительным источником внутреннего тепла может быть приливное трение, возникающее при замедлении вращения Земли из-за приливного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем.

Температура внутри Земли. Определение температуры в оболочках Земли основывается на различных, часто косвенных данных. Наиболее достоверные температурные данные относятся к самой верхней части земной коры, вскрываемой шахтами и буровыми скважинами до максимальных глубин- 12 км (Кольская скважина). Нарастание температуры в градусах Цельсия на единицу глубины называют геотермическим градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 10^о С – геотермической ступенью. Геотермический градиент и соответственно геотермическая ступень изменяются от места к месту в зависимости от геологических условий, эндогенной активности в различных районах, а также неоднородной теплопроводности горных пород. При этом, по данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Примером тому являются два резко различных градиента: 1) 150^оС на 1 км в штате Орегон (США), 2) 6^оС на 1 км зарегистрирован в Южной Африке. Соответственно этим геотермическим градиентам изменяется и геотермическая ступень от 6,67 м в первом случае до 167 м – во втором. Наиболее часто встречаемые колебания градиента в пределах 20-50o, а геотермической ступени -15-45 м. Средний геотермический градиент издавна принимался в 30^oС на 1 км.

По данным В. Н. Жаркова, геотермический градиент близ поверхности Земли оценивается в 20^o С на 1 км. Если исходить из этих двух значений геотермического градиента и его неизменности в глубь Земли, то на глубине 100 км должна была бы быть температура 3000 или 2000^oС. Однако это расходится с фактическими данными. Именно на этих глубинах периодически зарождаются магматические очаги, из которых изливается на поверхность лава, имеющая максимальную температуру 1200-1250^oС. Учитывая этот своеобразный «термометр», ряд авторов (В. А. Любимов, В. А. Магницкий) считают, что на глубине 100 км температура не может превышать 1300-1500^oС. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн. Таким образом, средний геотермический градиент прослеживается лишь до некоторой относительно небольшой глубины от поверхности (20-30 км), а дальше он должен уменьшаться. Но даже и в этом случае в одном и том же месте изменение температуры с глубиной неравномерно. Это можно видеть на примере изменения температуры с глубиной по Кольской скважине, расположенной в пределах устойчивого кристаллического щита платформы. При заложении этой скважины рассчитывали на геотермический градиент 10o на 1 км и, следовательно, на проектной глубине (15 км) ожидали температуру порядка 150^oС. Однако такой градиент был только до глубины 3 км, а далее он стал увеличиваться в 1,5-2,0 раза. На глубине 7 км температура была 120^oС, на 10 км -180^oС, на 12 км -220^oС. Предполагается, что на проектной глубине температура будет близка к 280^oС. Вторым примером являются данные по скважине, заложенной в Северном Прикаспии, в районе более активного эндогенного режима. В ней на глубине 500 м температура оказалась равной 42,2^oС, на 1500 м-69,9^oС, на 2000 м-80,4^oС, на 3000 м – 108,3^oС.

Какова же температура в более глубоких зонах мантии и ядра Земли? Более или менее достоверные данные получены о температуре основания слоя В верхней мантии.

По данным В. Н. Жаркова, «детальные исследования фазовой диаграммы Mg2SiO4 - Fe2Si04 позволили определить реперную температуру на глубине, соответствующей первой зоне фазовых переходов (400 км)" (т.е. перехода оливина в шпинель). Температура здесь в результате указанных исследований около 1600^oС.

Вопрос о распределении температур в мантии ниже слоя и в ядре Земли еще не решен, и поэтому высказываются различные представления. Можно только предположить, что температура с глубиной увеличивается при значительном уменьшении геотермического градиента и увеличении геотермической ступени. Предполагают, что температура в ядре Земли находится в пределах 4000-5000^o С.

Средний химический состав Земли. Для суждения о химическом составе Земли привлекаются данные о метеоритах, представляющих собой наиболее вероятные образцы протопланетного материала, из которого сформировались планеты земной группы и астероиды. К настоящему времени хорошо изучено много выпавших на Землю в разные времена и в разных местах метеоритов. По составу выделяют три типа метеоритов: 1) железные, состоящие главным образом из никелистого железа (90-91% Fe), с небольшой примесью фосфора и кобальта; 2) железокаменные (сидеролиты), состоящие из железа и силикатных минералов; 3) каменные, или аэролиты, состоящие главным образом из железисто-магнезиальных силикатов и включений никелистого железа.

Наибольшее распространение имеют каменные метеориты- около 92,7% всех находок, железокаменные 1,3% и железные 5,6%. Каменные метеориты подразделяют на две группы: а) хондриты с мелкими округлыми зернами - хондрами ( 90%); б) ахондриты, не содержащие хондр. Состав каменных метеоритов близок к ультраосновным магматическим породам. По данным М. Ботта, в них около 12% железоникелевой фазы.

На основании анализа состава различных метеоритов, а также полученных экспериментальных геохимических и геофизических данных, рядом исследователей дается современная оценка валового элементарного состава Земли, представленная в таблице 1

Таблица 1. Средний химический состав Земли (Г.В. Войткевич, 1986)

Элементы	Массовое содержание элементов, %
по А.Ферсману, 1932	по В.Рамамурти и Р.Холлу, 1970	по Р.Ганапати и Э. Андерсу, 1974	по Дж. Смитту, 1979	по Дж. Моргану, Э. Андерсу, 1980
O	28,50	30,75	28,50	31,30	30,13
Na	0,52	0,30	0,158	0,085	0,12
Mg	11,03	15,70	19,21	13,7	13,90
Al	1,22	1,29	1,77	1,83	1,41
Si	14,47	14,73	14,34	15,10	15,12
P	0,12	-	0,215	0.18	0,19
S	1,44	4,65	1,84	2.91	2,92
K	0,15	-	0,017	0,013	0,023
Ca	1,38	1,54	1,93	2,28	134
Тi	-	-	0,10	0,093	0,08
Cr	0,26	-	0,478	0,416	0,41
Mn	0,18	-	0,059	0,047	0,075
Fe	37,04	29,30	35,87	31,7	32.07
Ni	2,96	1,65	2,04	1,72	1,82

Как видно из данных таблицы, повышенное распространение относится к четырем важнейшим элементам - О, Fe, Si, Mg, составляющим свыше 91%. В группу менее распространенных элементов входят Ni, S, Ca, A1. Остальные элементы периодической системы Менделеева в глобальных масштабах по общему распространению имеют второстепенное значение. Если сравнить приведенные данные с составом земной коры, то отчетливо видно существенное различие, заключающееся в резком уменьшении О, A1, Si и значительном увеличении Fe, Mg и появлении в заметных количествах S и Ni.

Фигуру Земли называют геоидом. О глубинном строении Земли судят по продольным и поперечным сейсмическим волнам, которые, распространяясь внутри Земли, испытывают преломление, отражение и затухание, что свидетельствует о расслоенности Земли. Выделяют три главные области:

• земная кора;

• мантия: верхняя до глубины 900 км, нижняя до глубины 2900 км;

• ядро Земли внешнее до глубины 5120 км, внутреннее до глубины 6371 км.

Нагревание и охлаждение почвы

Единственным источником теплоты, получаемой почвой, важным в практическом отношении, являются солнечные лучи. Другие возможные источники — внутренняя теплота земного шара и физико-химич. процессы, происходящие в почве, не оказывают на температуру последней заметного влияния. Так, при удобрении гектара земли 30000 кг навоза (принимая слой почвы в 15 см толщины, а теплоемкость ее 0,2), заключающем в себе 6000 кг сухого вещества (с содержанием 36% углерода, 4,2% водорода и 26% кислорода), освобождается, при сгорании, только ок. 5 калорий тепла на 1 кв. м, что может повысить темп. почву лишь на1/8° в сутки, т. е. на величину, почти не имеющую никакого значения для жизни растений. И только при огромных количествах навоза, какие потребляются, напр., в огородной культуре, достигается надлежащий тепловой эффект. Количества поглощаемой и аккумулируемой почвой солнечной теплоты зависят как от свойств самой почвы, ее теплоемкости, теплопроводности, влажности, окраски, положения относительно стран света, так и от напряженности солнечных лучей, их наклона, продолжительности дня и состояния атмосферы. Между двумя образчиками одной и той же почвы, одним сухим, другим влажным, можно найти разницу в температуре (сухой — теплее) до 8°С, если выставить их непосредственно на солнце. Понижение температуры влажной земли происходит от испарений. Поэтому сырые почвы обыкновенно — холодные, и осушка их сопровождается усилением способности к Н. Такую же разницу в температуре почв производит и различная окраска их поверхности. Почвы темноцветные поглощают теплоту более энергично и нагреваются сильнее светлоокрашенных. Известно, напр., что в некоторых местностях, близких от границы произрастания виноградной лозы, черный виноград, требующий для созревания большей теплоты, чем белый, вызревает только на почвах темных. В высоких местностях Швейцарии существует даже обычай посыпать поля черной землей для ускорения таяния снега и, стало быть, для более быстрого развития растительности. Далее, Н. почв зависит от их наклона и теплопроводности; степень влияния последнего фактора обусловливается минералогическим составом почвенных частиц, плотности почвы и содержания в ней воды. Наклон солнечных лучей составляет одно из главнейших препятствий к поглощению солнечных лучей под высокими широтами. Эта косвенность падения лучей уравновешивается продолжительностью дня, благодаря чему возможно, напр., возделывание пшеницы даже в некоторых частях Швеции. Охлаждение почвы поставлено в зависимость от тех же факторов. По прекращении солнечного нагрева и понижении температуры атмосферы почва начинает излучать свою теплоту в пространство. Часть теплоты затрачивается также и на перевод жидкой влаги в газообразное состояние. Наиболее резкое понижение температуры почвы наступает в зимнее время, но такое охлаждение ослабляется до некоторой степени снежным покровом. Нагревание и охлаждение почвы имеет большое значение как на растения, так и на почву. Первое ускоряет, а второе ослабляет течение в ней химических процессов и испарение воды. Охлаждение может вызвать также образование внутренней росы, преимущественно в верхних слоях почвы, особенно в жарком и сухом климате; оно же, заставляя замерзать воду, находящуюся в скважинах почвы, способствует разрыхлению плотных почв.