Реферат: Введение в физику земли

Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова–Ленина»


ВВЕДЕНИЕ В ФИЗИКУ ЗЕМЛИ


Учебно-методическое пособие для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика» по программе «Методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых в промысловой и разведочной геофизике»


Казань 2009

Печатается по решению Редакционно-издательского совета ГОУ ВПО «Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова–Ленина»


Утверждено на заседании кафедры геофизики

Казанского государственного университета,

Протокол №____от____ ______________2009


Д.И. Хасанов

^ Введение в физику Земли: пособие для самостоятельного изучения для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика». – Казань: Казанский государственный университет, 2009. - ___ с.


Настоящее учебно-методическое пособие предназначено для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика» по программе «Методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых в промысловой и разведочной геофизике». В пособии рассмотрены наиболее общие вопросы физики Земли, в том числе, характеристики физических полей Земли, ее строение и происхождение.


© Казанский государственный

университет, 2009


© Д.И. Хасанов, 2009


Оглавление

стр

Введение

Глава 1. ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА _____________________________________ 4

Глава 2. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ__________________________7

Глава 3. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ ________________________________16

Глава 4. ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТЬ ЗЕМЛИ___________________________23

Глава 5. ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ __________________________________30

Глава 6. СЕЙСМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ СТРОЕНИЯ ЗЕМЛИ_____________34

Глава 7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ ________________________________40

Глава 8. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЛУНЫ _________________________________43


Литература__________________________________________________________49

Контрольные вопросы________________________________________________51


^ 1. ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА

(Большая Советская Энциклопедия, автор статьи Б. Ю. Левин, http://bse.sci-lib.com)


Земля — третья по расстоянию от Солнца большая планета Солнечной системы. Масса Земли равна 5976·1021кг, что составляет 1/448 долю массы больших планет и 1/330000 массы Солнца. Под действием притяжения Солнца Земля , как и др. тела Солнечной системы, обращается вокруг него по эллиптической (мало отличающейся от круговой) орбите. Солнце расположено в одном из фокусов эллиптической орбиты Земли, вследствие чего расстояние между Землей и Солнцем в течение года меняется от 147,117 млн. км (в перигелии -ближайшая к Солнцу точка орбиты небесного тела, движущегося вокруг Солнца по одному из конических сечений — эллипсу, параболе или гиперболе) до 152,083 млн. км (в афелии - точка орбиты планеты, кометы или какого-либо другого тела, обращающегося вокруг Солнца, наиболее удалённая от Солнца). Большая полуось орбиты Земли, равная 149,6 млн. км, принимается за единицу при измерении расстояний в пределах Солнечной системы (Астрономическая единица). Скорость движения Земли по орбите, равная в среднем 29,765 км/сек, колеблется от 30,27 км/сек (в перигелии) до 29,27 км/сек (в афелии). Вместе с Солнцем Земля участвует также в движении вокруг центра Галактики, период галактического обращения составляет около 200 млн. лет, средняя скорость движения 250 км/сек. Относительно ближайших звёзд Солнце вместе с Землей движется со скоростью ~ 19,5 км/сек в направлении созвездия Геркулеса.
  Период обращения Земли вокруг Солнца, называемый годом, имеет несколько различную величину в зависимости от того, по отношению к каким телам или точкам небесной сферы рассматривается движение Земли и связанное с ним кажущееся движение Солнца по небу. Период обращения, соответствующий промежутку времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называется тропическим годом. Тропический год положен в основу календаря, он равен 365,242 средних солнечных суток.

Плоскость земной орбиты (плоскость эклиптики) наклонена в современную эпоху под углом 1,6° к т. н. неизменяемой плоскости Лапласа, перпендикулярной главному вектору момента количества движения всей Солнечной системы. Под действием притяжения др. планет положение плоскости эклиптики, а также форма земной орбиты медленно изменяются на протяжении миллионов лет. Наклон эклиптики к плоскости Лапласа при этом меняется от 0° до 2,9°, а эксцентриситет (Эксцентриситет конического сечения, число, равное отношению расстояния от точки конического сечения до фокуса к расстоянию от этой точки до директрисы. Эксцентриситет характеризует форму конического сечения. Так, два конических сечения, имеющих одинаковые Эксцентриситет, подобны. У эллипса Эксцентриситет меньше единицы, у гиперболы больше единицы, у параболы равен единице. Для эллипса и гиперболы Эксцентриситет можно определить как отношение расстояний между фокусами к большей или действительной оси) земной орбиты от 0 до 0,067. В современную эпоху эксцентриситет равен 0,0167, убывая на 4·10-7 в год. Если смотреть на Землю, поднявшись над Северным полюсом, то орбитальное движение Земли происходит против часовой стрелки, т. е. в том же направлении, что и её осевое вращение, и обращение Луны вокруг Земли.

Естественный спутник Земли — Луна обращается вокруг Земля по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км (~60,3 среднего радиуса Земля ). Масса Луны составляет 1:81,5 долю массы Земля (73,5·1021кг). Центр масс системы Земля — Луна отстоит от центра Земля на 3/4 её радиуса. Оба тела — Земля и Луна — обращаются вокруг центра масс системы. Отношение массы Луны к массе Земля — наибольшее среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, поэтому систему Земля — Луна часто рассматривают как двойную планету.

  Земля имеет сложную форму, определяемую совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных осевым вращением Земли, а также совокупностью внутренних и внешних рельефообразующих сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) Земля принимают уровенную поверхность гравитационного потенциала (т. е. поверхность, во всех точках перпендикулярную к направлению отвеса), совпадающую с поверхностью воды в океанах (при отсутствии волн, приливов, течений и возмущений, вызванных изменением атмосферного давления). Эту поверхность называют геоидом. Объём, ограниченный этой поверхностью, считается объёмом Земли (т. о., в него не входит объём той части материков, которая расположена выше уровня моря). Средним радиусом Земли называют радиус шара того же объёма, что и объём геоида. Для решения многих научных и практических задач геодезии, картографии и др. в качестве формы Земля принимают земной эллипсоид. Знание параметров земного эллипсоида, его положения в теле Земля , а также гравитационного поля Земли имеет большое значение в астродинамике, изучающей законы движения искусственных космических тел. Эти параметры изучаются путём наземных астрономо-геодезических и гравиметрических измерений.

  Вследствие вращения Земли точки экватора имеют скорость 465 м/сек, а точки, расположенные на широте j — скорость 465cosj (м/сек), если считать Землю шаром. Зависимость линейной скорости вращения, а следовательно, и центробежной силы от широты приводит к различию значений ускорения силы

тяжести на разных широтах.

  Вращение Земля вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности. Период вращения Земля определяет единицу времени — сутки. Ось вращения Земля отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики на 23° 26,5" (в середине 20 в.); в современную эпоху этот угол уменьшается на 0,47“ за год. При движении Земля по орбите вокруг Солнца её ось вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года. Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси Земли, что является одной из причин многовековых изменений климата.


^ Геометрические и физические характеристики Земли



Экваториальный радиус


6378,160 км


Полярный радиус


6356,777 км


Сжатие земного эллипсоида


1:298,25


Средний радиус


6371,032 км


Длина окружности экватора


40075,696 км


Поверхность


510,2 ×106км2


Объём


1,083 ×1012км3


Масса


5976 × 1021кг


Средняя плотность


5518 кг/м3


Ускорение силы тяжести (на уровне моря)


 


  а) на экваторе


9,78049 м/сек2


  б) на полюсе


9,83235 м/сек2


  в) стандартное


9,80665 м/сек2


Момент инерции относительно оси вращения


8,104 × 1037кг × м2


  Период вращения Земля систематически увеличивается под воздействием лунных и в меньшей степени солнечных приливов. Притяжение Луны создаёт приливные деформации как атмосферы и водной оболочки, так и «твёрдой» Земля Они направлены к притягивающему телу и, следовательно, перемещаются по Земле при её вращении. Приливы в земной коре имеют амплитуду до 43 см, в открытом океане — не более 1м, в атмосфере они вызывают изменение давления в несколько сот н/м2(несколько мм рт. ст.). Приливное трение, сопровождающее движение приливов, приводит к потере системой Земля — Луна энергии и передаче момента количества движения от Земли к Луне. В результате вращения Земля замедляется, а Луна удаляется от Земли. Изучение месячных и годичных колец роста у ископаемых кораллов позволило оценить число суток в году в прошлые геологические эпохи (до 600 млн. лет назад). Результаты исследований говорят о том, что период вращения Земли вокруг оси увеличивается в среднем на несколько м/сек за столетие (500 млн. лет назад длительность суток составляла 20,8 ч). Фактическое замедление скорости вращения Земли несколько меньше того, которое соответствует передаче момента Луне. Это указывает на вековое уменьшение момента инерции Земли , по-видимому, связанное с ростом плотного ядра Земли, либо с перемещением масс при тектонических процессах. Скорость вращения Земли несколько меняется в течение года также вследствие сезонных перемещений воздушных масс и влаги. Наблюдения траекторий искусственных спутников Земли позволили с высокой точностью установить, что сплюснутость Земли несколько больше той, которая соответствует современной скорости её вращения и распределению внутренних масс. По-видимому, это объясняется высокой вязкостью земных недр, приводящей к тому, что при замедлении вращения Земли её фигура не сразу принимает форму, соответствующую увеличенному периоду вращения. Поскольку Земля имеет сплюснутую форму (избыток массы у экватора), а орбита Луны не лежит в плоскости земного экватора, притяжение Луны вызывает прецессию — медленный поворот земной оси в пространстве (полный оборот происходит за 26 тыс. лет). На это движение накладываются периодические колебания направления оси — нутация (основной период 18,6 года). Положение оси вращения по отношению к телу Земля испытывает как периодические изменения (полюсы при этом отклоняются от среднего положения на 10—15 м), так и вековые (среднее положение северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью ~11 см в год.



^ ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

(из книги: Викулин А.В. Введение в физику Земли. Учебное пособие.

ИВиС ДВО РАН.)


Из истории наблюдений (Буллен, 1978). Ускорение силы тяжести на поверхности Земли в соответствии с законом тяготения Ньютона в первом приближении (в пренебрежении вращения планеты) зависит от гравитационной постоянной G, массы Земли М и ее радиуса «а»: GMа2= g. Определение этих величин было начато достаточно давно. По-видимому, результатом измерения уменьшения высоты объектов при удалении их за горизонт на море явилось получение первой оценки длины окружности Земли, которая была получена в древней Греции. Аристотель (384 – 322 гг. до н. э.) ссылается на величину, которая приблизительно в два раза превышает правильное значение.

Самое древнее из известных описаний метода оценки окружности Земли оставил Эратосфен (ок. 276 – 194 гг. до н. э.). Во время летнего солнцестояния он измерил разность высот Солнца в полдень в Сиене (современный Асуан) и Александрии и получил ее с точностью, вероятно, около 25%. В дальнейшем греки уточняли эту оценку.

В 723 г. н. э. Во время правления династии Тан китайский астроном И-Синь (683 – 727 гг.) возглавил отряд по измерению длины теней от предметов, освещаемых Солнцем, и высот Полярной звезды. В результате он получил, что протяженность одного градуса дуги составляет L = 132,3 км, что выше истинного приблизительно на 20%.

В период правления калифа аль-Мамуна, сына известного Гаруна-аль-Рашида, в 814 г. арабы получили значение L = 90 км, что ниже истинной примерно на 20%.

Около 1000 г., за семь столетий до применения маятника для определения силы тяжести и фигуры Земли, арабский астроном Ибн Юнис измерил время с помощью маятника. Результаты его астрономических наблюдений были использованы спустя восемь веков как доказательство изменений эксцентриситета земной орбиты.

Следующая известная работа по определению размеров Земли была выполнена после кругосветного путешествия, когда сферичность Земли получила всеобщее признание. В 1527 г. Френель в Париже, чтобы измерить L, подсчитал число оборотов колеса экипажа и получил результат, эквивалентный лине окружности Земли, равной 36500 км. Эта оценка уточнялась сначала Снелиусом, а затем Норвудом. И, наконец, Пикар с использованием телескопа для измерения углов и из измерений звезды в созвездии Кассиопея пришел к выводу, что вблизи Парижа L = 111,2 км.

Полеченное Пикаром значение с точностью 0,1% совпадает с современным значением L. Таким образом, размеры Земли были теперь установлены достаточно надежно, что позволило бы оценить среднюю плотность планеты, если бы появились сведения о ее массе.

Дальнейшее продвижение вперед тесно связано с именем Ньютона.

После экспериментальных определений величины ускорения свободного падения g = 9,8 м/сек2, оказалось возможным определить произведение GM. Согласно лучшей современной оценке, GM = 3,986.1014 м3/сек2.

Теперь значения G и М по отдельности можно найти из любого эксперимента, в котором определяется одна из этих величин. Экспериментальное определение величины G показало, что G = 6,6720*10-11 н*м2*кг-2. Таким образом, для массы Земли и ее средней плотности были получены значения М = 5,975.1027 г, = 5,517 г/см3.

К началу XIX столетия средняя плотность Земли была известна с точностью до 1%; теория тяготения представлена в изящной математической форме и применялась к целому ряду проблем, возникающих при изучении вращающейся Земли; геодезия была поставлена на научную основу; с хорошей точностью известно сжатие Земли и до некоторой степени разработана теория распространения возмущений в деформированной среде, и эту теорию можно было применять к изучению Земли.

Однако существовал предел, до которого могло быть детально выявлено внутренне строение Земли, и только сейсмология, обеспечивающая прямую информацию о некоторых механических свойствах вещества на определенных глубинах, привела к дальнейшему прогрессу в познании физики твердой Земли в ХХ веке.

Топографическая поверхность Земли крайне нерегулярна. В геофизике под фигурой Земли подразумевают некоторую условную поверхность, близкую к поверхности реальной Земли.

Если бы Земля была жидкой вращающейся планетой, то для определения ее фигуры, достаточно знать выражение внешнего потенциала силы тяжести; тогда поверхность Земли была бы уровненной поверхностью и ее уравнение определялось бы значением внешнего потенциала на поверхности планеты. В геофизике фигура Земли именуется геоидом. Три четверти поверхности Земли покрыто океанами. Естественно, невозмущенная ветровыми течениями поверхность океанов совпадает в точности с поверхностью геоида, а на суше геоид располагается под поверхностью континентов.

Геоид строится в два приема аналогично тому, как внешнее поле тяготения разделяется на нормальное и возмущенное. Вначале определяют основную фигуру отсчета – нормальную фигуру, а затем определяют высоты геоида (малые по величине) – расстояния геоида от нормальной фигуры. На первый взгляд можно получить хорошее приближение, если за нормальную фигуру выбрать ньютоновскую сферу со средним радиусом R0 и средней плотностью, но за нормальную фигуру выбирают эллипсоид вращения, который является эквипотенциальной поверхностью для нормального потенциала. Этот эллипсоид иногда называют референц-эллипсоидом; значения определяющих его параметров известны с достаточно высокой точностью.

Нормальный эллипсоид является весьма хорошим приближением для геоида (рис.1).





Карта высот геоида, определенная по данным гравиметрических наблюдений, представлена на рис. 1.

Видна вполне определенная закономерность в расположении минимумов и максимумов высот геоида вдоль поверхности Земли – так называемые волны геоида. К недостаткам карты, представленной на рис. 1, можно отнести неравномерное покрытие поверхности Земли гравиметрической съемкой, что приводит к ошибкам в определении соответствующих коэффициентов ряда разложения потенциала по сферическим функциям.

Наиболее правильное представление о волнах геоида дают коэффициенты разложения потенциала по сферическим функциям, полученные при обработке наблюдений за движениями искусственных спутников. На рис. 2 приведена карта высот геоида, определенная таким путем.



Рис. 2. Карта высот геоида (в м), составленная по данным , полученным при обработке наблюдений за движением искусственных спутников.


Отметим, что, несмотря на различие, основные черты геоида прослеживаются на обеих картах: глубокий минимум Индийского океана и максимум к северу от Австралии, меньший минимум в Америке и прилегающей части Тихого океана и Африканско - Европейский максимум. Это свидетельствует о том, что общий характер геоида уже выявлен.

Основные уклонения гравитационного поля Земли от нормальной части характеризуются картами высот геоида (рис. 1, 2). Сопоставление этих уклонений с основными элементами рельефа земной поверхности показывает отсутствие связи между ними как в смысле их размещения по поверхности Земли, так и по интенсивности.

Таким образом, мы приходим к выводу о независимости высот геоида (аномалий гравитационного поля) от строения земной коры, так как области одного знака ложатся совершенно независимо на участки, как с континентальным, так и с океаническим типом земной коры. Тогда наиболее правдоподобным будет предположение, что источники этих нарушений гравитационного поля лежат на значительных глубинах – в мантии Земли. Это подтверждает и обширность (масштаб) создаваемых нарушений.

Из независимости расположения высот геоида относительно рельефа следует важнейший вывод, что континентальные области изостатически скомпенсированы; материки плавают в подкоровом субстрате подобно айсбергам в полярных морях.

Степень подкорового равновесия, существующего в континентальных масштабах (установленная по форме геоида, полученная из спутниковых данных), связана с наблюдаемым сжатием Земли. Но величина сжатия показывает существенное отклонение от состояния гидростатического равновесия. Примем, что в мантии верхние несколько сот километров, которые, по-видимому, обеспечивают гидростатическую компенсацию, находятся в гидростатическом равновесии в поле силы тяжести, содержащем первые члены разложения потенциала по сферическим функциям, включая член, связанный со сжатием Земли. Допустим, что гидростатически неравновесная часть сжатия определяется большими глубинами. Если верхняя мантия мало влияет на отклонение от гидростатического равновесия, то нижняя часть мантии должна быть соответственно еще дальше от гидростатического равновесия. Тогда она должна обладать достаточной прочностью, сохраняющейся миллионы лет. Этот вывод важен для выяснения реологических свойств мантии; в частности, он противоречит предположениям о существовании конвективных течений в нижней мантии Земли.

^ Аномалии силы тяжести. Представляя фигуру Земли эллипсоидом вращения и вводя понятие геоида, мы полагаем, 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 частях.

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, 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.

Аномалии Буге, являясь приближенным видом топографических аномалий, в основном, обусловлены эффектом внутренних аномальных масс. Как следует из предыдущего, основными внутренними возмущающими факторами являются отклонения границ слоев от горизонтального положения и в первую очередь рельеф подошвы коры - поверхности Мохоровичича, где происходит наибольший перепад плотностей. Таким образом, можно ожидать, что между g2 и глубиной М залегания поверхности Мохоровичича должна существовать ясно выраженная зависимость. Такую зависимость g2для областей, для которых М известна по сейсмическим данным, можно найти статистически.


Опыт определения такой зависимости для Земли в целом дан на рис. 3:

М = 35(1- th(0,0037g2)).




Рис. 3. Иллюстрация существования связи между аномалией Буге и толщиной земной коры.


На рис. 4 приводится разрез земной коры по 400 с. ш., полученный по описанной методике с использованием данных о величинах аномалии Буге.




Рис. 4. Разрез земной коры по 400 с. ш., построенный по значениям аномалии Буге.

К сожалению, полученная статистическая формула не имеет ясного физического смысла. Из основных теоретических предпосылок следовало ожидать линейной зависимости М от g2. Действительно, если аномалии вызваны изменением М при разнице плотностей  на границе раздела, то в пределах применимости формулы для плоско-параллельного слоя можно написать:

М = М0 - g2/2G.

^ Принцип изостазии. Первые наблюдения, которые привели к открытию изостазии, были выполнены между 1735 и 1745 гг., когда французская геодезическая экспедиция, руководимая Буге, измеряла в Перу дугу меридиана. Участники экспедиции обнаружили, что притяжение Анд воздействует на вертикаль и вызывает тем самым уклонение отвеса. При изучении этого обстоятельства они нашли, что наблюдаемые отклонения вертикали значительно меньше теоретически рассчитанного влияния Анд. Буге впервые обратил внимание на это расхождение, а через несколько лет Боскович объяснил его недостатком вещества под горами. В следующем столетии аналогичные результаты были получены вблизи горной цепи в Гималаях. Теперь известно, что уклонение отвеса вблизи горных хребтов представляет собой общее явление, связанное с особенностями основных поверхностных структур Земли.

И для Анд, и для Гималаев дефицит масс под хребтом, необходимый для того, чтобы объяснить наблюдаемое уклонение отвеса, приблизительно равен поверхностной нагрузке, обусловленной горными хребтами. Для объяснения этого явления в 1889 г. Деттон ввел термин «изостазия».

Если говорить о деталях, принцип изостазия утверждает, что ниже «глубины компенсации» давление внутри Земли является гидростатическим. Это значит, что на глубине компенсации и ниже ее вес вертикальных столбов единичного сечения, с учетом небольшой поправки на кривизну Земли, должен быть одинаков. Если на земной поверхности появляется избыточная нагрузка, например в виде горной цепи, океанического хребта или ледяного покрова, и если изостатическое равновесие достигнуто, тогда должен существовать эквивалентный компенсирующий недостаток масс под этими поверхностными структурами, но выше глубины компенсации (и наоборот – избыток массы под недостаточной нагрузкой, например, под океанами).

Эти эффекты и привели к созданию в конце XIX века теории изостазии, которая была изложена почти одновременно и независимо друг от друга в 1851 г. геодезистом Праттом и в 1855 г. астрономом Эри. Основные ее положения: согласно теории изостазии отдельные глыбы земной коры находятся в гидростатическом равновесии и как бы плавают в вязкой массе подстилающей магмы. При этом избыток масс на поверхности компенсируется недостатком их внизу (рис. 4).

Все последующие данные по волнам геоида (рис. 1, 2), аномалиям Буге (рис. 3, 4) хорошо подтверждают основной принцип изостазии.

Редукции Фая и Буге по существу являются предельными изостатическими редукциями. Они показывают, что уровень компенсации Т лежит где-то между нулем (редукция Фая) и бесконечностью (редукция Буге). Американский геофизик Хейфорд разрабатывал гипотезу Пратта в начале ХХ столетия; для глубины компенсации он принял значение 113,7 км. В более поздних работах она оценивается в диапазоне от 96 до 102 км.

По гипотезе Эри земная кора имеет всюду одинаковую плотность 0, но разную высоту блоков и как бы плавает в более тяжелом субстрате, имеющем постоянную плотность . Следовательно, разность плотности субстрата (астеносферы) и плотности земной коры (литосферы) у Эри – величина постоянная: -0=. Глубина погружения блока определяется законом Архимеда – более высокий блок имеет больший корень в астеносфере, чем блок менее высокий. Условие равновесия запишется в виде: 0B=b. Здесь В – мощность коры блока, b – глубина погружения его в астеносферу. Несмотря на различные предпосылки в схемах Пратта и Эри, математически они не отличаются друг от друга, массы блоков до некоторой фиктивной границы компенсации Т оказываются равными.

^ Отклонения от принципа изостазии. Если аномалии «в свободном воздухе» близки к нулю, то аномалии Буге должны быть интенсивными положительными на океанах и отрицательными на континентах, что и наблюдается. Сопоставление аномалий Буге «в свободном воздухе» позволяет сделать вывод о степени соблюдения компенсации в земной коре. При полной компенсации аномалии «в свободном воздухе» (точнее, изостатические) должны быть равны нулю. При полном отсутствии компенсации в нуль должны обращаться аномалии Буге (точнее, топографические). Фактически аномалии «в свободном воздухе» раз в 10 меньше аномалий Буге, т. е. компенсация, в среднем, осуществляется с точностью 10%.

Особый случай на фоне общей хорошей компенсации представляют области, где компенсация резко нарушена и где, следовательно, наблюдаются интенсивные аномалии «в свободном воздухе».

Можно отметить три главных типа подобных нарушений гравитационного поля.

Первый тип нарушений связан с вулканическими островами, например, Кипр,

Гавайские о-ва. Эти образования сопровождаются интенсивными положительными

аномалиями, которые, однако, в большинстве случаев почти целиком устраняются

введением топографической редукции, т. е. эти острова представляют собой простую нагрузку на кору, ничем не компенсированную.

Вторым типом нарушений, пожалуй, наиболее интересным, являются относительно неширокие, но очень длинные полосы интенсивных отрицательных аномалий. Такие полосы дефекта силы тяжести протягиваются вдоль западного берега Южной и Центральной Америки, вдоль Алеутских островов и далее вдоль внешнего края островных дуг западной окраины Тихого океана. Такие аномалии известны в других океанах и морях: вдоль внешнего края дуги Суматра-Ява, вдоль Пуэрто-Рико, по дуге Южных Сандвичевых островов, по внешней дуге островов у берегов Греции. Всюду эти аномалии или совпадают с глубоководными желобами, или идут по их краю, где желоба сильно заполнены осадками. Однако подобные аномалии встречаются, хотя и в значительно ослабленном виде, и на континентах. Примером является полоса аномалий вдоль фронта формации Гренвиль в Канаде. Эта полоса связана с позднекембрийским орогеническим поясом.

Третий тип нарушений представляет интенсивные и довольно обширные поля положительных аномалий в местах недавних опусканий коры. Примером может служить море Банда в Индонезии.

Вертикальные движения земной коры возникают вследствие внутренних геотектонических процессов. Можно предположить два основных типа таких процессов. Может происходить сжатие или расширение глубинного материала без существенных перемещений его в горизонтальном направлении, а также приток или отток глубинного со стороны путем перемещения в горизонтальном направлении. Наконец, возможно комбинирование этих процессов в каждый данный момент или последовательно во времени.

В зависимости от типа процесса будет происходить и изменение гравитационного поля Земли. Анализ показывает, что медленные движения больших частей платформ (ледники Скандинавии) происходит в обстановке перетекания глубинного вещества. В случае быстрых недавних поднятий (Центральная Африка, южная часть Индии, Мексиканское нагорье) и опусканий (море Банда) мы имеем дело со сжатием и расширением глубинного вещества.

Эти два вывода можно согласовать, предположив, что основной причиной вертикальных движений является сжатие или расширение вещества, а в дальнейшем параллельно с денудацией поднятий и переотложением вещества во впадинах вступает в действие и компенсирующее перетекание глубинного вещества. Конечно, эти два процесса могут идти параллельно.

Наконец, причиной вертикальных (не колебательных) движений может быть разгрузка эродируемых областей и нагрузка районов седиментации по схеме, аналогичной прогибу и подъему областей оледенения.

Конечно, близость к состоянию равновесия больших блоков коры указывает на то, что изостатический фактор «работает», но он, видимо, имеет в жизни коры лишь второстепенное значение и притом не активное. Вся же сложная гамма движений коры и сложность ее структуры возникают под действием иных причин и вопреки стремлению к равновесию.


^ 3. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

(Из статьи: Н.В. КОРОНОВСКИЙ. Магнитное поле геологического прошлого Земли.

Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
Опубликованно в Соросовском Образовательном Журнале, N5, 1996, cтр.56-63)

Магнитное поле современной Земли лучше всего описывается полем геоцентрического диполя с наклоном оси по отношению к оси вращения Земли в 11,50. Центр диполя - элементарного бесконечно малого магнита - смещен в Восточное полушарие от центра Земли на 430 км. Силовые линии магнитного поля "входят" в планету вблизи Северного географического полюса и "выходят" вблизи Южного (рис. 5, I). Там, где силовые линии "входят" в земной шар, располагается Южный магнитный полюс. Следовательно, истинный Южный магнитный полюс находится вблизи Северного географического полюса, но так уж исторически сложилось, что Южный магнитный полюс для удобства договорились считать Северным.



   Рис. 5. Элементы магнитного поля Земли: I - соотношение магнитного диполя, силовых линий и оси вращения Земли; II - основные компоненты магнитного поля: В - поверхность Земли на ограниченном участке; А - вертикальная плоскость; С - магнитная силовая линия; составляющие полного вектора Т магнитного поля: Н - горизонтальная, Z - вертикальная; I - магнитное наклонение; D - магнитное склонение; МП- направление на магнитный полюс; ГП - направление на географический полюс; III - внутреннее строение Земли.

Магнитное поле Земли является векторным и характеризуется положением вектора в пространстве и его напряженностью. Суммарный вектор Т, изображенный на рисунке 5, II, разлагается на горизонтальную Н и вертикальную Z составляющие. Угол I между горизонтальной составляющей Н и полным вектором Т называется магнитным наклонением, а угол D - между направлениями на магнитный и географический полюсы - магнитным склонением. Существуют карты линий равных величин магнитных склонений (изогон), линий равных магнитных наклонений (изоклин) и линий равных значений полной напряженности магнитного поля (изодинам). На Северном магнитном полюсе наклонение равно + 900, на Южном соответственно - 900. В пределах магнитного экватора, не совпадающего с географическим, наклонение равно нулю.

Напряженность современного магнитного поля составляет около 0,5 Эрстед, и считается, что в геологическом прошлом величина напряженности могла колебаться, но максимум на порядок величин. Геомагнитное поле Земли за последние 2,0 - 2,5 млрд. лет, что составляет больше половины ее геологической истории, принципиально не изменялось.

Еще в XVII веке было обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Так называемые вековые вариации и всех остальных элементов магнитного поля Земли сейчас достоверно установлены и регулярно составляются специальные карты изопор, то есть линий равных годовых изменений какого-либо элемента магнитного поля. Такие карты можно использовать только в определенный, не более 10 лет, интервал времени в связи с периодичностью вековых вариаций, особенно "быстрых". Все магнитные материковые аномалии, например изогоны, то есть линии равных магнитных склонений, медленно, со скоростью 22 км в год (0,2% в год), смещаются в западном направлении (западный дрейф), что объясняется разной угловой скоростью относительного вращения ядра и мантии Земли.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует на земной поверхности, является суммарным полем, образованным за счет ряда источников: 1) токов, пересекающих поверхность Земли, так называемого "вихревого" поля; 2) внешних, космических источников, не связанных с Землей, и, наконец, 3) магнитного поля, обусловленного причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли сейчас хорошо изучено с помощью сейсмических волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов и пронизывающих Землю по всем направлениям, как бы "просвечивая" ее. Установлено, что до глубины 2900 км вещество сферических оболочек Земли твердое, а ниже и до уровня 5120 км обладает свойствами жидкости, так как через него не проходят поперечные сейсмические волны, в которых частицы колеблются перпендикулярно направлению распространения волны. Модуль сдвига в жидкости равен нулю, и именно поэтому внешнему ядру приписываются свойства жидкости. Внутреннее ядро с глубины 5120 км и до центра Земли (6371 км) слагается твердым веществом (рис.5,III).

Проблема происхождения магнитного поля Земли до настоящего времени не может считаться окончательно решенной, хотя почти общепризнанной является гипотеза магнитного гидродинамо, основанная на признании существования жидкого внешнего ядра. Тепловая конвекция, то есть перемешивание вещества во внешнем ядре, способствует образованию кольцевых электрических токов. Скорость перемещения вещества в верхней части жидкого ядра будет несколько меньше, а нижних слоев - больше относительно