Форма, размеры и движения Земли и их геофизические следствия. Гравитационное поле Земли

Курильской, Южно-Антильской и др.) и окраин материков. По строению она

близка к континентальной коре, но имеет меньшую мощность - 20-30 км.

Таким образом, различные типы земной коры отчетливо разделяют Землю на

океанические и континентальные блоки. Высокое положение континентов

объясняется более мощной и менее плотной земной корой, а погруженное

положение ложа океанов - корой более тонкой, но более плотной и тяжелой.

Область шельфа подстилается континентальной корой и является подводным

окончанием материков.

Газовая оболочка Земли.

Современная атмосфера имеет азотно-кислородный состав: 78,1% – азота,

20,9% – кислорода. В ней также содержится от 0,3 до 3% паров воды, 0,9%

аргона и 0,03% углекислого газа. Среди примесей присутствуют неон, криптон,

водород, метан и другие газы. Такой состав атмосфера имеет до высоты 100 –

120 км при общей толщине газовой оболочки 1800 – 2000 км.

Атмосфера имеет стратифицированное строение. До высоты 100 – 120 км

вследствие активных турбулентных процессов, вызванных температурными

контрастами между экватором и полюсами, неравномерным нагреванием земной

поверхности солнечным теплом, происходит интенсивное перемешивание

воздушных масс. Выше указанной границы происходит гравитационное разделение

газов по удельному весу. От 120 до 400 км преобладают молекулярный азот и

атомарный кислород. Выше (до высоты 700 км) преобладает атомарный кислород.

Внешняя часть атмосферы (до 1000 – 1500 км) имеет преимущественно гелиево-

водородный состав. Легкие водород и гелий как бы всплывают над более

тяжелой молекулярной оболочкой. Выделяются четыре основных слоя:

тропосфера, стратосфера, мезосфера и термосфера (ионосфера) .

Тропосфера. Это приземный слой атмосферы, простирающийся до высоты 12 –

18 км. В нем содержится до 80% массы всей атмосферы, водяной пар и частицы

пыли антропогенного и естественного происхождения (вулканизм, пыльные бури

и т.д.). На уровне моря атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба,

или 1013,32 гПа. С высотой давление падает и на верхней границе тропосферы

не превышает 0,026 атм (26 гПа). Тропосфера пронизывается двумя видами

солнечной энергии – световой и тепловой. Потоки света и тепла частично

рассеиваются облаками и частицами пыли и газов тропосферы, но в основном

достигают земной поверхности, нагревая ее до 20 – 40(С. Нагреваясь, Земля

переизлучает тепло в атмосферу, но в более длинноволновом диапазоне –

инфракрасном. Это тепло поглощается парами воды и углекислого газа.

Происходит прогревание тропосферы снизу. Поэтому с высотой температура

тропосферы падает в среднем на 6 градусов на километр. Благодаря наклону

земной оси к плоскости орбиты и сферичности Земли, количество тепла,

получаемое земной поверхностью по долготе – от экватора до полюсов, –

сильно меняется. На его распределение оказывают влияние также рельеф,

океанические и морские бассейны.

Стратосфера. От верхней границы тропосферы до высоты 50 – 55 км

температура мало меняется и составляет около 220 К. Вследствие вымерзания

паров воды в верхних слоях тропосферы в стратосфере почти не происходит

поглощения инфракрасного излучения, поступающего снизу. Лучистая

теплопроводность стратосферы значительно выше, чем тропосферы. Этим

объясняется наблюдаемая стабильность ее температуры. Давление на верхней

границе снижается до 3(10-3 атм (3 гПа). Температура несколько повышается

до 270 К (около 0(С). Это повышение температуры обусловлено фотохимической

реакцией разложения молекулы озона О3, сопровождающейся выделением тепла.

Реакция идет за счет поглощения озоном ультрафиолетового излучения с длиной

волны 288,4 нм. Озоновый слой располагается на высоте 20 – 30 км и является

последним щитом на пути губительного для биосферы ультрафиолетового

излучения. Поэтому указанная высота может рассматриваться как верхняя

граница географической оболочки.

Мезосфера. В промежутке высот 50 – 85 км располагается слой низких

температур атмосферы, получивший название «мезосфера». Температура здесь

падает до минус 100 – 130(С. В эту область газовой оболочки уже не

поступает теплое инфракрасное излучение от земной поверхности. Давление

здесь падает до 7(10-5 атм (7 Па).

Термосфера. Над мезосферой выше 85 км температура начинает расти и на

уровне примерно 400 км достигает максимального значения 1000 К. В период

солнечной активности она может увеличиваться до 1800 К. Выше 400 км

температура не меняется. Термосферу иногда называют ионосферой. Термосфера

простирается до высоты 1200 км и далее до 20000 км переходит в протоносферу

– водородную корону Земли. Протоносфера почти полностью состоит из

ионизованного водорода с незначительной примесью гелия. Плотность газа

здесь ничтожно мала, а давление уменьшается до 10-14 атм (10-9 Па).

Закон всемирного тяготения.

На поверхности Земли действует гравитационное поле, создаваемое силой

притяжения массы Земли F и центробежной силой P, возникающей вследствие

вращения Земли вокруг своей оси .

Согласно закону тяготения Ньютона, сила притяжения F определяется из

выражения: [pic], где r – расстояние от центра Земли до притягиваемой

точки;М – масса Земли;m – масса притягиваемого тела;G – гравитационная

постоянная, равная в системе СИ: [pic] [pic].

Центробежная сила Р пропорциональна радиусу вращения l (расстояние от

оси вращения) и квадрату угловой скорости (, где Т – средние звездные

сутки, в течение которых Земля делает полный оборот (на 360°) вокруг своей

оси. Таким образом, Р = (2lcos (;

[pic] рад/с.

На экваторе а = 6,378160(108 см, следовательно, сила, действующая на

единицу массы на поверхности земного экватора, будет равна: Рэ = (2а =

3,391584 гал.

На полюсе lр = 0 и, следовательно, Рр = 0.Сила притяжения F направлена

вдоль радиуса r к центру Земли, сила Р обратна действию F . Результирующая

этих двух сил и будет определять силу тяжести g на поверхности Земли: g

= F – Р, или [pic],

где l – расстояние от оси вращения Земли до точечной массы m на

поверхности. Направление вектора g совпадает с линией отвеса, на конце

которого подвешен груз с некоторой массой m.

Величина g имеет размерность LT -2, где L – длина, Т – время, т. е.

представляет собой ускорение силы тяжести в данной точке земной

поверхности. Единицей измерения ускорения силы тяжести в системе СГС служит

гал: 1 гал = 1см/с2. В практике гравитационных наблюдений используется

более мелкая величина – миллигал (мгал): 1 мгал= =10-3 гал. Точность

современных относительных наблюдений с помощью гравиметров превышает 0,01

мгал, абсолютных наблюдений на стационарных установках – 0,01(10-3 мгал

(Мельхиор, 1976).

|Фундаментальные постоянные |[pic], км [pic]|[pic|[pic] |

|планет | |] | |

|Земля |[pic] |0,33|0.00108264|

| | |2 |5 |

|Меркурий |[pic] | | |

|Венера |[pic] |0,33|0,00000597|

| | |2 | |

|Марс |[pic] |0,37|0,0008746 |

| | |7 | |

|Юпитер |[pic] |0,20|0,022060 |

| | |0 | |

|Сатурн |[pic] |0,22|0,025010 |

| | |0 | |

|Уран |[pic] |0,23| |

| | |0 | |

|Нептун |[pic] |0,29| |

| | |0 | |

|Плутон |[pic] | | |

|Луна |[pic] |0,39|0,00009152|

| | |1 | |

Форма Земли и гравитация.

|[pic] |

|Рис. 1.1. Эллипсоид |

|вращения |

Первые представления о формах и размерах Земли появились еще в глубокой

древности. Античные мыслители (Пифагор - V в. до н.э., Аристотель - III в.

до н.э. и др.) высказывали мысль, что наша планета имеет шарообразную

форму.

Геодезические и астрономические исследования последующих

столетий дали возможность судить о действительной форме Земли и ее

размерах. Известно, что формирование Земли происходило под действием двух

сил - силы взаимного притяжения частиц ее массы и центробежной силы,

обусловленной вращением планеты вокруг своей оси. Равнодействующей обеих

названных сил является сила тяжести, выражаемая в ускорении, которое

приобретает каждое тело, находящееся у поверхности Земли. На рубеже XVII и

XVIII вв. впервые Ньютон теоретически обосновал положение о том, что под

воздействием силы тяжести Земля должна иметь сжатие в направлении оси

вращения и, следовательно, ее форма представляет эллипсоид вращения, или

сфероид. Степень сжатия зависит от угловой скорости вращения. Чем быстрее

вращается тело, тем больше оно сплющивается у полюсов. На рис. 1.1,

изображающем эллипсоид вращения, выражена большая экваториальная ось (ЗОВ)

и малая полярная ось (СОЮ). Величины а = ЗОВ/2 и в = СОЮ/2 соответствуют

полуосям эллипсоида. Сжатие эллипсоида будет выражено (а - в)/а. Разница

полярного и экваториального радиусов составляет 21 км. Детальными

последующими измерениями, особенно новыми методами исследования с

искусственных спутников, было показано, что Земля сжата не только на

полюсах, но также несколько и по экватору (наибольший и наименьший радиусы

по экватору отличаются на 210 м), т.е. Земля является не двухосным, а

трехосным эллипсоидом. Кроме того, расчетами Т. Д. Жонгловича и С. И.

Тропининой показана несимметричность Земли по отношению к экватору: южный

полюс расположен ближе к экватору, чем северный.В связи с расчленением

рельефа (наличием высоких гор и глубоких впадин) действительная форма Земли

является более сложной, чем трехосный эллипсоид. Наиболее высокая точка на

Земле - гора Джомолунгма в Гималаях - достигает высоты 8848м. Наибольшая

глубина 11 034 м обнаружена в Марианской впадине. Таким образом, наибольшая

амплитуда рельефа земной поверхности составляет немногим менее 20 км.

Учитывая эти особенности, немецкий физик Листинг в 1873 г. фигуру Земли

назвал геоидом, что дословно обозначает "землеподобный".

Геоид - некоторая воображаемая уровенная поверхность, которая определяется

тем, что направление силы тяжести к ней всюду перпендикулярно. Эта

поверхность совпадает с уровнем воды в Мировом океане, который мысленно

проводится под континентами. Это та поверхность, от которой производится

отсчет высот рельефа. Поверхность геоида приближается к поверхности

трехосного эллипсоида, отклоняясь от него местами на величину 100 - 150 м

(повышаясь на материках и понижаясь на океанах, рис. 1.2.), что, по-

видимому, связано с плотностными неоднородностями масс в Земле и

появляющимися из-за этого аномалиями силы тяжести. В настоящее время

принимается эллипсоид Ф. Н. Красовского и его учеников (А. А. Изотова и

др.), основные параметры которого подтверждаются современными

исследованиями и с орбитальных станций. По этим данным экваториальный

радиус равен 6378,245 км, полярный радиус - 6356,863 км, полярное сжатие-

1/298,25. Объем Земли составляет 1,083 • 1012 км3, а масса - 6 • 1027 г.

Ускорение силы тяжести на полюсе 983 см/с2, на экваторе 978 см/с2.Площадь

поверхности Земли около 510 млн. км2, из которых 70,8% представляет Мировой

океан и 29,2% - суша. В распределении океанов и материков наблюдается

определенная дисимметрия. В Северном полушарии это соотношение составляет

61 и 39%, в Южном-81 и 19%.Фигура Земли в первом приближении представляет

собой эллипсоид вращения, у которого экваториальный радиус (а) больше

полярного (b) на 21389 км. Отсюда полярное сжатие земного эллипсоида

составляет :

[pic].

Это различие в длинах радиуса обусловливает современное изменение силы

тяжести от полюса до экватора на величину 1,6 гал.Отношение центробежной

силы Р к силе тяготения F называют геодинамической постоянной q:

[pic].

Оно показывает, что сила тяжести на поверхности Земли определяется

главным образом притяжением ее массы, а вклад центробежного ускорения

составляет всего 0,5%. Тем не менее эта величина действует на протяжении

длительного времени, играет исключительно важную роль в дифференциации

земного вещества, динамике водных и воздушных масс. Изменение силы Р по

широте и сжатие Земли совместно определяют нормальное изменение поля силы

тяжести у Земли.

Для вычислений нормальных значений силы тяжести Земли используются

формулы, рассчитанные для эллипсоида вращения в предположении, что Земля

состоит из концентрических слоев, однородных по плотности.

Формулы Клеро (1743): G0 = ge(1+?sin2?-?’sin22?); ? = 5/2q-?; ?’ =

1/8?2+1/4??,

где: g0 – нормальное значение силы тяжести;

ge – значение силы тяжести на экваторе;

? – широта пункта наблюдения;

q ? 1/300.

Формулы Клеро позволяют вычислить теоретическое значение силы тяжести в

какой-либо точке земной поверхности, если известна широта этого пункта.

Коэффициенты в формуле Клеро для нормального распределения силы тяжести

выводились многими учеными, но практическое применение нашли формула

Гельмерта и международная формула Кассиниса.

Формула Гельмерта (1901-1909):

g0 = 978,030(1+0,005302sin2?-0,000007sin22?)

Формула Кассиниса:

g0 = 978,049(1+0,0052884sin2?-0,0000059sin22?)

Чтобы наблюденные значения силы тяжести, относящиеся к реальной поверхности

Земли, сравнивать с нормальными, их необходимо приводить (редуцировать) к

уровню эллипсоида. Есть поправка в свободном воздухе, поправка за

промежуточный слой, поправка за рельеф.

Аномалии силы тяжести.

Представляя фигуру Земли эллипсоидом вращения и вводя понятие геоида, мы

предполагаем, что масса Земли сложена однородным по плотности веществом.

При этом изменение силы тяжести на поверхности Земли должно быть

обусловлено лишь изменением по широте потенциала центробежной силы и

различием в экваториальном и полярном радиусах. Однако в реальных условиях

характер изменения силы тяжести отличается от теоретического нормального

распределения, рассчитанного для поверхности однородного геоида, или

эллипсоида. Такого рода отклонения силы тяжести от нормальной величины

вызваны неоднородным распределением плотностей в теле Земли и особенно в

верхних ее частях.

Разность между наблюденным ускорением силы тяжести g и нормальной

величиной (0, полученной по международной формуле , называется аномалией

силы тяжести (g: (g = g – (0.

Аномалии силы тяжести создаются главным образом неоднородным распределением

плотностей в земной коре и верхней мантии. Однако, чтобы выявить эту

неоднородность, простого вычитания из наблюденной силы тяжести нормальной

составляющей оказывается недостаточно. Дело в том, что величина силы

тяжести зависит от целого ряда факторов, и в первую очередь от

географической широты и высоты места (относительно уровня моря), рельефа

окружающей местности, характера плотностных неоднородностей в верхних слоях

Земли под точкой наблюдения и др. Для исключения влияния этих факторов в

наблюденное значение (g вводят поправки или, как их еще называют, редукции.

Название редукции определяет название аномалии силы тяжести.

Аномалия в свободном воздухе, вычисленная с учетом поправки за свободный

воздух ,называется аномалией Фая: ?gсв.в. = g-g0+ ?gср.а. Следует отметить,

что при введении поправки за свободный воздух влияние масс (плотностных

неоднородностей), лежащих между уровнем точки наблюдения и уровнем моря, не

учитывается. Однако на самом деле между уровнем наблюдения и уровнем моря

залегают породы, обладающие определенной плотностью. Наличие таких пород

увеличивает наблюденное значение силы тяжести, и чем выше точка отстоит от

уровня моря, тем больше их влияние. Этот эффект наиболее ощутим при

наблюдениях в горной местности. На равнине редукция за высоту будет

постоянна.

Таким образом, аномалия в свободном воздухе отражает суммарное влияние

плотностной неоднородности горных пород и влияние дополнительных масс,

вызванное рельефом. Поэтому в условиях расчлененного рельефа с большим

перепадом высот (порядка нескольких сотен метров) аномалия в свободном

воздухе в значительной степени будет отражать топографию, в то время как

гравитационный эффект плотностных неоднородностей верхних этажей

геологического разреза Земли будет замаскирован. Исключение, как уже

отмечалось, составляют равнинные участки с небольшими перепадами рельефа. В

этих условиях аномалия в свободном воздухе может быть использована для

изучения глубинной структуры.

Аномалия, вычисленная с поправкой Буге, называется аномалией Буге: ?gБ =

g-g0+ ?gсв.в.- ?gn+ ?gp Обычно плотность берут равной средней плотности

земной коры ( = 2,67 г/см3. Отклонения от этого среднего в реальных

разрезах позволяют выявить области с аномальными плотностями.Аномалия в

свободном воздухе используется для изучения фигуры Земли. Аномалии Буге

позволяют выделять аномальные массы в верхней части земной коры.

Основной фон аномального гравитационного поля определяется рельефом

поверхности Мохо, что позволяет расчитать по аномалиям силы тяжести

мощность земной коры. Термин аномалии означает отклонения от некоторой

"нормы" -- то есть значения, которое можно предсказать, вычислив его по

формуле. Вычисленное значение силы тяжести называют "нормальным", а

наблюденное - аномальным. Если принять Землю равновесным эллипсоидом

вращения, то значение силы тяжести можно вычислить по формуле:

[pic]

в которой постоянные нужно считать известными. Эти данные определяются из

наблюдений и зависят от методики их вычислений, от объема и качества

наблюдательных данных. Построение "нормальной" формулы для вычисления силы

тяжести требует привлечения экспериментальных данных, полученных в разных

странах, в разных экспедициях. В последние 3-4 десятилетия широко

используются и спутниковые наблюдения, которые резко увеличили надежность

результатов. Для того, чтобы карты гравитационных аномалий, полученных

разными авторами, можно было сравнивать и анализировать, необходимо, чтобы

гравитационные аномалии вычисляли по одинаковым методикам. По этой причине

Международный Геофизический и Геодезический союз на своей Генеральной

Ассамблее в августе 1971 года утвердил следующую формулу для нормальной

силы тяжести

[pic]

В качестве "нормальной Земли" принят общий земной эллипсоид с параметрами

[pic]

Сжатие этого эллипсоида, определенное по спутниковым данным, равно [pic].

Известно, что сила тяжести зависит от высоты точки наблюдения. Наблюдения

производятся, в крайнем случае, на уровне моря, то есть на высоте, равной

нулю. Все сухопутные определения силы тяжести выполняются на разных

высотах. Так как поверхность эллипсоида не совпадает с поверхностью уровня,

поэтому развита теория приведения гравитационной аномалии (редукции) к

одной и той же поверхности. Кроме того, сила тяжести зависит и от масс,

лежащих между эллипсоидом и геоидом. Чтобы учесть и эти факторы, развита

теория геологических редукций. В таком случае вместе с гравитационными

аномалиями обязательно должен указываться и вид редукций, с которыми данная

аномалия вычислена. Существуют аномалии в свободном воздухе, аномалии Фая,

аномалии Буге, изостатические аномалии и т. п. Гравитационные аномалии на

Земле, как правило, меньше 100 мГал, их среднеквадратическая вариация по

Земле составляет величину около 20 мГал. Следовательно, гравитационное поле

Земли достаточно гладкое. Для экстремальных условий (островные дуги,

глубоководные впадины) гравитационные аномалии достигают величины 400 мГал,

что в 12,5 раз меньше разницы в значениях силы тяжести на полюсе и экваторе

и составляют всего 0,04% от величины силы тяжести. Потому для получения

данных, по которым можно судить о внутреннем строении нашей планеты,

необходимо изучать аномалии на уровне не только миллигалов, но и

микрогалов, чего и добиваются геофизики. Вторая характеристика

Страницы: 1, 2, 3