8) Форма Земли (геоид и сфероид). Изостатическая компенсация масс (принцип изостазии). Понятия: литосфера и астеносфера. Гипсографическая кривая (сравнение Земля /Венера).

Представления о форме Земли как об эллипсоиде оказались верными, но в действительности ее реальная поверхность оказалась более сложной. Наиболее близкой к форме Земли является своеобразная фигура, получившая название геоид. Геоид – некоторая воображаемая форма, по отношению к которой сила тяжести повсеместно направлена перпендикулярно. Геоид – это уровенная поверхность океанов гравитационного потенциала, совпадающая с поверхностью мирового океана.

Изостазия (изостатическое равновесие) — гидростатически равновесное состояние земной коры, при котором менее плотная земная кора «плавает» в более плотном слое верхней мантии — астеносфере, подчиняясь закону Архимеда. Изостатическое уравновешивание литосферы является важным системобразующим свойством географической оболочке. Оно определяет конфигурацию континентов и океанов, распределение высот и глубин.

Литосферой называется твердая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхнего слоя мантии до астеносферы, где скорости сейсмических волн понижаются, свидетельствуя об изменении пластичности пород.

Астеносфера это верхний слой верхней мантии, состоящий из пластичных горных пород.

Гипсографическая кривая – это кривая в прямоугольных координатах, показывающая распространённость на Земле различных высот и глубин. Эта кривая получается, если по оси ординат отложить высоты (вверх от начала координат) и глубины (вниз от начала координат), а по оси абсцисс — площади, занятые определёнными высотами и глубинами.

9) Континентальная и океаническая кора и фундаментальные различия между ними.

На основе геофизических данных выделяют два основных типа земной коры: континентальный и океанический. Они очень сильно различаются друг от друга своим мощностями, строением и составом горным пород.

И в континентальной коре и в океанической коре первым, то есть верхним, слоем является слой осадочный горным пород. В океанах осадочный слой имеет гораздо меньшую мощность, чем на континенте.

Базальтовый слой в океанической коре является вторым слоем с мощностью от 1 до 3 км, а в континентальной коре базальтовый слой – это третий слой. Который обладает большей мощностью от 15 до 30 км.

Остальные слои, то есть гранитогнейсовый слой (второй) у континентальной коры и третий слой, сложенный габбро с подчиненными ультрабазитами, у океанической коры, не имеют общего строения между собой.

Таким образом, океаническая кора отличается от континентальной коры меньшей мощностью (толщиной) и базальтовым составом.

10) Плотность и давление внутри Земли.

Средняя плотность Земли, по гравиметрическим данным, составляет 5,52 г/см3.

Плотность горных пород, слагающих земную кору, колеблется от 2.4 до 3.0 г/см3. В среднем принято брать 2.8 г/см3.

При сопоставлении этой величины со средней плотность Земли, предполагается, что плотность земного вещества значительно увеличивается в мантии и в ядре.

В литосфере, но только в мантийной ее части, непосредственно ниже границе Мохо, плотность горных пород значительно выше, чем в земной коре и составляет 3.3 – 3.4г/см3. В основании нижней мантии на глубине 2900 км плотность достигает 5.6 – 5.7 г/см3.

А при переходе от мантии к ядру происходит резкий скачок плотности до 11.5. Во внутреннем ядре плотность составляет от 12.4 до 13.

Существенные изменения плотности происходят на сейсмических разделах на границе между земной корой и верхней мантией и между нижней мантией и внешним ядром.

В соответствии с изменениями плотности можно произвести некоторые вычисления и определить давление на определенной глубине.

Например: на глубине 2900 км – давление равно 137 ГПа, а на глубине 6370 км – давление равно 361.0ГПа.

Можно сделать небольшой вывод, что с глубиной давление поднимается.

11) Внутреннее тепло Земли. Геотермический градиент, геотермическая ступень.

Различают два источника теплоты Земли:

1) теплота, получаемая от Солнца

2) теплота, выносимая к поверхности из земных недр (тепловой поток)

Самое большое количество энергии Земли получает от Солнца. Количество получаемой и отраженной Землей солнечной теплоты неодинаково для различных широт. Среднегодовая температура в каждом полушарии закономерно снижается от экватора к полюсам. Под земной поверхностью влияние солнечной теплоты снижается, в результате чего на небольшой глубине располагается пояс постоянной температуры, равный среднегодовой температуре местности.

Ниже этого пояса приобретает важное значение внутренняя тепловая энергия Земли. С увеличением глубины растут и температуры.

На обширных пространствах Мирового океана тепловой поток близок к значениям на континентальных равнинах.

Основными источниками тепловой энергии считаются:

1. радиогенная теплота, связанная с распадом радиоактивных элементов – уран, торий, калий, рубидий и т.д.

2. гравитационная дифференциация

Дополнительным источником может считаться и приливное течение (Луна).

Геотермическим градиентом называется нарастание температуры в С (градусах по Цельсию) на единицу глубины. Среднее значение геотермического градиента принят 30 градусов на 1 км.

Геотермической ступенью называется интервал глубины ( в м), на котором температура повышается на 1 градус (по Цельсии).

На глубинах за 400 км, можно предположить, что температура с глубиной продолжает нарастать, но при этом геотермический градиент снижается и возрастает размер геотермической ступени.

Предполагают, что температура в ядре Земли находится в пределах от 4000 до 5000 тысяч градусов по Цельсию.

12) Магнитное поле Земли и палеомагнитные исследования.

Существует постоянное и переменное магнитное поле Земли.

Постоянное магнитное поле обусловлено железным ядром в центре Земли. А переменное создается электрическими токами в верхних слоях атмосферы.

Положение магнитного и географического полюсов не совпадают.

Магнитное поле Земли характеризуется:

1. магнитное склонение – это угол между истинным направлением на север (географическим меридианом) и направлением северного конца магнитной стрелки.

2. Магнитное наклонение – угол между горизонтальной плоскостью и магнитной стрелкой.

3. Напряженность характеризует силу магнитного поля, и ее величина возрастает с широтой.

Оболочка, создаваемая магнитным полем вокруг Земли, называется магнитосферой. Физические свойства которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоками заряженных частиц космического происхождения. Внешняя граница магнитосферы проходит в 80-100 км от поверхности Земли.

Палеомагнетизм. Изучение первичной намагниченности горных пород разного возраста позволило получить данные о временных изменениях магнитного поля Земли, а при проведении исследований в разных регионах – его пространственное распределение. Магнитное поле характеризуется медленным направленным изменением и неоднократно претерпевало инверсии, когда южный и северный полюс менялись местами.