Цель: з накомство с характером распределения давления и температуры в недрах и вещественным составом земной коры.
Теоретическая часть:
Давления в недрах Земли
Чтобы рассчитать, каких значений достигает давление внутри Земли, вызванное весом горных пород, слагающих различные оболочки, нужно знать плотность пород на всех глубинах и величину силы тяжести также на всех глубинах вплоть до центра.
Плотность пород с глубиной растет, хотя и неравномерно. От 2,5 на поверхности она доходит до 3,4 на глубине около 100 км и до 6,0 на уровне 2900 км ниже поверхности. Здесь, на границе ядра, в величине плотности наблюдается скачок: она сразу достигает значения 9,5 (приблизительно), а далее снова растет равномерно, доходя в центре ядра до 12,5 (по М. С. Молоденскому, 1955) (рисунок 1).
Рисунок 1 – Изменение плотности вещества внутри Земли
Что касается силы тяжести, то о ней можно сказать следующее. Сила тяжести — сила, с которой Земля притягивает к себе все тела. Под влиянием этой силы тела, находящиеся в свободном состоянии (например, в воздухе), падают на Землю, т. е. движутся по направлению к центру Земли, постепенно убыстряясь, т. е. получая «ускорение». Величину «ускорения силы тяжести» можно вычислить. На поверхности Земли ускорение силы тяжести равно приблизительно 9,8 м/сек2; в глубине Земли оно сначала немного возрастает, достигая максимума близ поверхности ядра, а затем быстро падает, доходя в центре Земли до нуля (рисунок 2). Это понятно: точка, находящаяся в центре земного шара, притягивается всеми окружающими ее частями с одинаковой силой по всем радиусам, а в итоге равнодействующая будет равна нулю.
Рисунок 2 – Изменение ускорения силы тяжести внутри Земли
Обладая указанными сведениями, мы можем вычислить вес столбика пород с поперечным сечением, равным 1 кв. сантиметру, и длиной, равной радиусу Земли или любой его части. Это и будет давление, оказываемое весом вышележащих пород на элементарную площадку (1 кв. см) в глубине Земли. Расчеты приводят к следующим цифрам: у «подошвы» земной коры, т. е. у основания сиалической оболочки (на глубине 50 км) — около 13 тыс. атмосфер, т. е. около 13 тонн на квадратный сантиметр; на границе ядра — около 1,4 миллиона атмосфер; в центре Земли — около 3 млн. атмосфер (рисунок 3). Три миллиона атмосфер — это приблизительно три тысячи тонн на квадратный сантиметр. Это — огромная величина. Ни в одной лаборатории достичь таких давлений пока не удалось.
Рисунок 3 – Изменения давления внутри Земли
Температуры внутри Земли
Источники внутреннего тепла
Внутренняя тепловая энергия могла сохраниться со времен образования земного шара. Такое тепло именуют реликтовым – это остаточное тепло, постепенно теряемое Землей. Из других возможных источников внутреннего тепла внимания заслуживают:
- тепло, выделяемое при уплотнении и гравитационном перераспределении вещества земных недр;
- возможные химические реакции между различными веществами;
- радиоактивное тепло, выделяемое при распаде неустойчивых изотопов, таких химических элементов как U235, U238, Th232, K40 и др.
Следует отметить, что доля каждого из этих возможных источников тепла в общем его балансе внутреннего тепла точному определению не поддается.
Заметной роли в общем балансе внутреннего тепла не имеет и солнечный нагрев поверхности Земли, сказывающийся до глубины всего в несколько десятков метров.
Понятие о поясе постоянных температур, геотермический градиент и геотермическая ступень
Теплота приповерхностного слоя, толщиной всего в несколько десятков метров, целиком зависит от солнечного нагрева, поскольку внутренний тепловой поток составляет всего 0,5 % солнечной теплоты.
Величина солнечного нагрева поверхности зависит от широты местности, кроме того, количество теплоты, получаемой от Солнца, колеблется по сезонам года и в различное время суток. Сезонные и суточные колебания температуры поверхности Земли с глубиной убывают и, наконец, нивелируются полностью. Слой Земли, в котором не наблюдается сезонных и суточных изменений температур, называется слоем постоянных температур. Обычно его температура соответствует среднегодовой климатической температуре местности. Глубина его залегания меняется от местности к местности, в экваториальных областях она составляет всего 1 – 2 м, в областях тропического и умеренного климата может составлять несколько десятков метров (г. Ставрополь – 24 м), а в зонах субарктического климата вновь уменьшается до 1 – 10 м. Температура слоя постоянных температур может быть и отрицательной. Это области существования т.н. «вечной», или многолетней, мерзлоты, к ней относится ¾ территории России.
Ниже пояса с постоянной температурой последняя постепенно повышается, о чем свидетельствуют наблюдения в глубоких шахтах и скважинах. Известен факт об остановке добычи золота в шахте на Комстокской жиле в Неваде на глубине 600 м, т.к. температура в ней достигла 42,2 ◦С, то есть предела, за которым человек не может работать в рудничной атмосфере.
Расстояние, на которое вглубь Земли температура повышается на 1 ◦С, называется геотермической ступенью. Величина ее изменяется от 1 – 2 м (Камчатка, район Пятигорска) до 160 – 170 м (Южная Африка, Трансвааль).
Прирост температуры в градусах Цельсия на 100 м либо 1 км углубления называется геотермическим градиентом. Геотермический градиент варьирует обычно в пределах от 0,5 до 25 ◦С на 100 м глубины. Высокие значения обычны для районов молодого возраста и высокой тектонической активности (молодые складчатые горы).
Знание величины геотермической ступени и глубины залегания пояса постоянных температур позволяют рассчитать температуру на разных глубинах в проектируемых скважинах.
Распределение температур в недрах Земли
О распределении температур до глубин в несколько километров сказано выше. Суждения о температурах более глубоких частей Земли базируются на наблюдениях за процессами вулканизма и температурой лавы, а также на косвенных данных о состоянии вещества на больших глубинах, например, о данных сейсмологии о «жидком» состоянии ядра, расплавленных очагах в астеносфере.
Данные о теплопроводности горных пород, величине теплового потока из недр земли показывают, что геотермический градиент, известный для наружных частей земной коры, сохраняется не более, чем для первых 15 – 20 км. Глубже рост температуры замедляется, и у подошвы земной коры не превышает 1000 ◦С. На границе ядра с мантией, на глубине 2900 км, она может составлять 2 – 2,5 тыс., а в центре ядра – 5 – 6 тыс. градусов.
