Если количество Не выражено в миллилитрах, то

.

Для древних минералов, возраст которых превышает 200 млн. лет, расчет производится по формулам, учитывающим распад радиоактивных элементов.

Аргоновый метод основан на определении соотношения между количествами изотопа калия-40, содержащегося в образце, и накопившегося из него аргона-40. Расчет абсолютного возраста аналогичен приведенному выше. Одно из существенных преимуществаргонового метода заключается в том, что калий в достаточно большом количестве входит в состав большинства горных пород, и образцы для геохронологических исследований могут быть получены из всех основных групп горных пород: магматических, метаморфиче­ских и осадочных. Наиболее пригодны для определения возраста настоящим методом слюды (мусковит, биотит). Менее надежным, но приемлемым является определение возраста по калиевым полевым шпатам и породам (гальки, песчаники, глины). Достаточно надежным во многих случаях оказалось определение возраста осадочных пород с использованием аутигенных минералов, в частности глауконита.

Формула для расчета возраста t, млн. лет, после подстановки в нее значений констант распада ⁴⁰К имеет вид

.

Так как различие в атомных весах ⁴⁰Аr и ⁴⁰K очень мало, то величины ⁴⁰Аr и ⁴⁰K выражают в весовых единицах (на единицу веса образца). Определение концентрации элемента калия К, %, производится методами химического анализа: концентрация изотопа ⁴⁰K (в граммах на 1 г образца) рассчитывается из соотношения ⁴⁰K=1,22∙10^-6К. Содержание ⁴⁰Ar определяется на масс-спектрометре или для нахождения концентрации элемента Аr используется активационный анализ.

Стронциевый метод определения абсолютного возраста древних минералов и пород основан на накоплении ⁸⁷Sr, образующегося в минералах при распаде ⁸⁷Rb. Для определения возраста стронциевым методом пригодны такие минералы хорошей сохранности, как лепидолит, биотит, мусковит, роговая обманка, монацит и др.

Содержание Rb находится методами химического анализа и на масс-спектрометре, а Sr – на масс-спектрометре.

Методы определения возраста молодых образований. В современных осадочных породах, образующихся на дне морей и океанов, среди элементов уранового, ториевого и актиноуранового рядов нет равновесия. Это объясняется тем, что растворенные в океанической воде радиоактивные элементы выпадают на дно океана в резко неравновесных соотношениях, например, иония выпадает больше, чем радия, а радия больше, чем урана.

Изменение содержания радия по длине керна глубоководного осадка является функцией времени и зависит от начальных количеств урана, иония и радия, заключенных в поверхностных частях осадка, т.е. в верхах керна. Определив радиохимическим методом концентрации Ra₀ в верхнем слое осадка и Ra_t в основании керна, можно рассчитать время накопления осадка данной толщины:

.

Аналогично можно определить возраст отдельных более глубоких слоев по ионию, если он имеется в избытке по отношению к урану. Радиевым методом можно определить возраст осадков до 16 000 лет, иониевым – до 500 000 лет.

Возраст молодых образований, содержащих изотоп радиоактивного углерода ¹⁴С, находится радиоуглеродным методом, широко использующимся в археологии. В последние годы исследуется возможность его применения для нахождения возраста подземных вод. Радиоуглеродным методом можно определить возраст до нескольких десятков тысяч лет.

Возраст образца (точнее, период времени, прошедший с момента прекращения поступления в него СО₂ из атмосферы) вычисляется по формуле

,

где l_С – константа распада изотопа ¹⁴С; I₀, I_t – удельная активность углерода соответственно из современного образца и исследуемого древнего.

Контрольные вопросы

1. На чем основано применение радиоизотопного метода определения абсолютного возраста горных пород?

2. Какие первичные методы определения возраста горных пород вы знаете?

3. В чем заключается сущность свинцового метода и каково его преимущество пред остальными способами?

Практическое занятие № 4

ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Цель работы:ознакомиться с теорией об источниках теплового поля и закономерностях его распространения в недрах Земли; провести корреляцию разрезов скважин по теплопроводности.

Краткая теория

Источниками теплового поля Земли являются процессы, протекающие в ее недрах, и тепловая энергия Солнца. К внутренним источникам тепла относят радиогенное тепло, которое создается благодаря распаду рассеянных в горных породах изотопов урана, тория, калия и иных радиоактивных элементов, и тепло, обусловленное различными процессами, протекающими в Земле (гравитационной дифференциацией, плавлением, химическими реакциями с выделением или поглощением тепла, деформацией за счет приливов под действием Луны и Солнца и некоторыми другими). Тепловая энергия перечисленных источников, высвобождающаяся на земной поверхности в единицу времени, значительно выше энергии тектонических, сейсмических, гидротермальных процессов.

Внутреннее тепловое поле отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат, так как энергия, поступающая на земную поверхность от Солнца, в 1000 больше, чем из недр. Вместе с тем среднее тепловое воздействие Солнца не определяет теплового состояния Земли и способно поддерживать постоянную температуру на поверхности Земли около 0 ⁰С. Фактически же благодаря изменению солнечной активности температура приповерхностного слоя воздуха, а с некоторым запаздыванием и температура горных пород изменяются.

Суточные, сезонные, многолетние и многовековые вариации солнечной активности приводят к соответствующим циклическим изменениям температур воздуха. Чем больше период цикличности, тем больше глубина их теплового воздействия. Например, суточные колебания температуры воздуха проявляются в почвенном слое глубиной 1 – 1,5 м. Это связано с переносом солнечного теплового потока за счет молекулярной теплопроводности пород и конвекции воздуха, паров воды, инфильтрирующихся осадков и подземных вод. Сезонные (годовые) колебания вызывают изменения температур на глубинах до 20 – 40 м. На таких глубинах теплопередача осуществляется в основном за счет молекулярной теплопроводности, а также движения подземных вод. На глубинах 20 – 40 м располагается нейтральный слой (или зона постоянных годовых температур). В нем температура остается практически постоянной и в каждом районе в среднем на 3,7 ⁰С выше среднегодовой температуры воздуха. Многовековые климатические изменения сказываются на вариациях температур сравнительно больших глубин. Например, похолодания и потепления в четвертичном периоде влияли на тепловой режим Земли до глубин 3 – 4 км.

Ниже нейтрального слоя температура пород повышается в среднем на 3 ⁰С при погружении на каждые 100 м. Это объясняется наличием регионального теплового потока от источников внутреннего тепла Земли, поднимающегося к поверхности. Его величину принято характеризовать плотностью теплового потока (или просто тепловым потоком) . Среднее значение теплового потока как на суше, так и в океанах одинаково и составляет 0,06 Вт/м², отклоняясь от него не более чем в 5 – 7 раз. Постоянство средних тепловых потоков суши и океанов при резком изменении мощностей и строения земной коры свидетельствует о различии в тепловом строении верхней мантии. Поэтому аномалии тепловых потоков, т.е. отклонения от установленных средних потоков, несут информацию о строении и земной коры, и верхней мантии.

Установлено, что основной источник тепла на континентах – энергия радиоактивного распада. Это объясняется большей концентрацией радиоактивных элементов в земной коре, чем в мантии. В океанах, где мощность земной коры мала, основным источником тепла являются процессы в мантии на глубинах до 700 – 1000 км.

Тепловой поток определяется не только природой и мощностью источников тепла, но и его переносом через горные породы. Тепло передается посредством молекулярной теплопроводности горных пород, конвекции и излучения. На больших глубинах (свыше 10 км) передача тепла осуществляется в основном за счет излучения нагретого вещества недр и конвекции, обусловленной движением блоков земной коры, расплавленных лав, гидротерм. На меньших глубинах перенос тепла связан с молекулярной теплопроводностью и конвекцией подземными водами.

Источники локальных тепловых потоков, вызывающих аномалии температур, разнообразны: наличие многолетнемерзлотных пород, т.е. мощных (до сотен метров) толщ с отрицательными температурами; присутствие пород и руд с повышенной радиоактивностью; влияние экзотермических (с поглощением тепла) и эндотермических (с выделением тепла) процессов, происходящих в нефтегазоносных горизонтах, залежах угля, сульфидных и других рудах; проявление современного вулканизма и тектонических движений; циркуляция подземных, в том числе термальных, вод и др. Локальные и региональные тепловые потоки зависят не только от наличия источников, но и от условий переноса тепла за счет теплопроводности горных пород и конвекции почвенного воздуха и подземных вод.

Геотермическая разведка (терморазведка) объединяет физические методы исследования естественного теплового поля Земли с целью изучения ландшафтов, термического режима земной коры и верхней мантии, выявления геотермических ресурсов, решения поисково-разведочных и инженерно-гидрологических задач. Меньшее применение находят методы искусственных тепловых полей. При терморазведке регистрируют радиотепловое и инфракрасное излучение земной поверхности, измеряют температуру, ее вертикальный градиент или тепловой поток. Распределение этих параметров в плане и по глубине несет информацию о термических условиях и геологическом строении изучаемого района.

Теория терморазведки основывается на решении уравнения теплопроводности:

,

характеризующего изменение температуры Т по осям координат (x, y, z) во времени t, с учетом температуропроводности .

В теории терморазведки получена следующая формула для расчета вертикального теплового потока:

,

где .

Здесь G – температурный градиент или изменение температур T₂ и T₁ на глубинах z₂ и z₁ (ось z направлена вниз по нормали к поверхности); – коэффициент теплопроводности; – плотность; C – теплоемкость; – вертикальная скорость конвекции (или скорость фильтрации подземных вод, если считать, что конвекция осуществляется в основном за счет подземных вод); T – температура на глубине . Если конвекция вод идет вверх, что наблюдается в слабопроницаемых слоях на глубинах свыше 100 м, то теплопроводный и конвективный тепловые потоки складываются ( ), при фильтрации вниз – вычитаются ( ).

В скальных породах, а также в условиях стационарного теплообмена конвекцией можно пренебречь ( ), и тепловой поток равен , т.е. он определяется только теплопроводностью пород и температурным градиентом.

Таким образом, региональный тепловой поток Земли может быть рассчитан через измеренные на разных глубинах температуры и тепловые свойства среды, в основном теплопроводность.

Основным параметром в терморазведке является теплопроводность, характеризующая способность сред и горных пород передавать тепло. При температурах до 1000 ⁰С теплопроводность обратно пропорциональна температуре. В связи с этим средняя теплопроводность до глубин около 100 км, где ожидаются такие температуры, понижается примерно в 3 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. Эта зона пониженной теплопроводности в мантии служит препятствием для оттока тепла к поверхности и способствует возрастанию температур с глубиной. В целом теплопроводность горных пород зависит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры. Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 0,2 – 0,4 (в среднем 0,3) Вт/(м∙град), осадочные – 0,03 – 0,5 (в среднем 0,125) Вт/(м∙град), нефтегазонасыщенные – меньше 0,05 Вт/(м∙град).

Теплоемкостью горных пород объясняется их способность поглощать тепловую энергию. Она отличается сравнительным постоянством и возрастает с увеличением водонасыщенности. У магматических и метаморфических пород при обычных температурах теплоемкость изменяется в пределах (0,6 – 0,9)∙10³ Дж/(кг∙град), у осадочных – (0,7 – 1)∙10³ Дж/(кг∙град), у металлических руд – (0,9 – 1,4)∙10³ Дж/(кг∙град). С ростом температуры она увеличивается.

Температуропроводность характеризует скорость изменения температур при поглощении или отдаче тепла. У различных горных пород она изменяется в пределах (4 – 10)∙10^-7 м²/c.

Геотермическая ступень – расстояние, при погружении на которое температура изменяется на 1 ⁰С.

Геотермический градиент – это температура, соответствующая определенной глубине погружения.

Геоизотерма – линия, соединяющая точки с равными значениями температуры.

Основными методами терморазведки являются: радиотепловые (РТС) и инфракрасные (ИКС) съемки; региональные термические исследования на суше и акваториях; локальные поисково-разведочные термические исследования, направленные на выявление и изучение месторождений полезных ископаемых; инженерно-гидрогеологические термические исследования, предназначенные для изучения мерзлотных условий и движения подземных вод; термический каротаж, который служит для документации разрезов скважин по теплопроводности вскрытых горных пород; методы искусственных тепловых полей при работах на акваториях и в скважинах.

Для геотермических исследований используют разного рода тепловизоры, термометры, термоградиентометры и тепломеры.

Для аэрокосмических и полевых радиотепловых и инфракрасных съемок изготовляют тепловизоры, работающие в участках спектра длин электромагнитных волн от микрометрового до миллиметрового диапазона. Фоточувствительным элементом (фотодетектором) тепловизора являются особые кристаллы, чувствительные к электромагнитному излучению определенных длин волн. Для достижения высокой чувствительности (доли градуса) и безинерционности кристаллы должны находиться при очень низких температурах (< – 203 ⁰C). С этой целью их помещают в охлаждающее устройство на жидком азоте или гелии. Измеренные излучения преобразуются в электрические сигналы, которые усиливаются и трансформируются в такую форму, чтобы их можно было передать на экран телевизора или на фотопленку, как при обычных фототелевизионных съемках.

При терморазведке температуру пород или воды измеряют с помощью скважинных (шпуровых) или донных термометров. Чувствительным элементом таких термометров являются термочувствительные сопротивления или термисторы, включаемые в мостиковую схему, которая работает на постоянном токе. Изменение температуры окружающей среды приводит к разбалансу "моста", появлению в нем пропорционального изменения тока. В термоградиентометрах имеется несколько чувствительных элементов, расположенных на расстояниях 1 – 2 м друг от друга. С помощью электрических схем измеряют разности температур между ними. Тепломеры, построенные на базе термометров, служат для оценки тепловых потоков. Сигналы, полученные со скважинного или донного термометров, усиливаются и по кабелю передаются на автоматические регистраторы.

Контрольные вопросы

1. Какие источники теплового поля Земли вы знаете?

2. Какая величина является основной характеристикой теплового поля Земли?

3. Что называется геотермическим градиентом теплового поля Земли?

Практическое занятие № 5