Тема: «Общие сведения о Земле, методах изучения её оболочек»

1. Общие сведения о Земле.

По форме Земля является геоидом, т. е. поверхность, совпадающая с невозмущённой поверхностью Мирового океана и проходящая.под континентом. Геоид определяет фигуру Земли, но существенно отличается от физической поверхности Земли. Геоид соответствует поверхности равных значений силы тяжести.

Средний радиус Земли 6371 км. Средняя плотность 5,51 г/см³.

Земля обладает магнетизмом, с которым связаны электрические поля.

Форма Земли близка к сферической. Ёе существование и атмосферы на ней обусловлены гравитационным полем.

О происхождении Земли существуют космогонические представления. Есть гипотезы образования планет из раскалённой газово-пылевой туманности, а также гипотезы образования этих же планет, в том числе Солнца из мелкораздробленного космического вещества.

Время образования Земли определяется радиологическими и изотопными методами и оценивается 4,55 – 4,61 млрд. лет. С помощью этих методов создана в абсолютных летоисчислениях геохронологическая шкала. Для фанерозоя наиболее подходит калий-аргоновый метод, а для криптозоя (докембрий)- уран-свинцовый и рубидий-стронциевый методы. В основу метода определения абсолютного возраста положен закон радиоактивного распада:

, где

N _t –количество не распавшихся атомов ядер неустойчивых (радиоактивных) элементов, а N₀ –количество атомов ядер в момент образования природного объекта.t –время распада, а -постоянная распада, которая для каждого изотопа имеет своё численное значение. В практике используется и величина Т_1/2 –период полураспада

;

По современным представлениям внутреннее строение Земли обобщенно можно представить последовательной схемой трёх геосфер: 1) земная кора h=5-75 км.; 2) мантия h 3000 км.; 3) ядро h 3300 км.

Земная кора – твёрдая оболочка, которая по составу на материках и океанах разделяется на материковую и океаническую. В первой три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

2. Методы геофизических исследований.

Это способы получения качественной и количественной информации о Земле с помощью специальных приборов, предназначенных для измерения тех или иных характеров геофизических полей или физико-химических процессов в её оболочках.

Различают две группы методов:

1. группа–методы изучения физико-геологических свойств геосфер, т.е. их статистических характеристик.

2. группа-методы изучения геофизических полей, величин и явлений, т.е. динамических (мониторинговых) характеристик.

Конечный результат 1^ой группы методов – получение количественных показателей материальных объектов, а 2^ой группы методов – получение сведений о состоянии геофизических полей и их изменении в пространстве и времени.

И 1^ая и 2^ая группы методов предусматривают, применение одних и тех же приборов, классифицируется по видам физических полей и особенностям проведения (в воздухе, в водной среде, на дневной поверхности, в скважинах и шахтах).

Методы 1^ой группы – это полевые методы зондирования и профилирования на основе сейсмических, электромагнитных и др. полей. Сюда же относятся лабораторные методы.

Методы 2^ой группы – это методы стационарных (мониторинговых) и экспедиционных наблюдений. Они также включают физическое и математическое моделирование, а также теоретический анализ.

3. Внутреннее строение Земли.

К настоящему времени наиболее прогрессивным методом изучения внутреннего строения Земли является сейсмометрия. Основа метода – изучение распространения через недра Земли сейсмических волн специальными приборами – сейсмографами. Изучаются волны объёмные (продольные- V_p) и поперечные (V_s) и поверхностные (Релея – вертикальные колебания и Лява – горизонтальные колебания).

V_p- волны сжатия – растяжения, распространяются в любой среде и выражаются формулой:

; где

k_cж. – коэффициент сжатия; - модуль сдвига; - плотность.

V_s – волны сдвига, распространяются только в твёрдой среде, поэтому их формула:

;

Классическая модель внутреннего строения Земли носит название Джеффриса-Гутенберга. Она построена на основе изучения по радиусу V_p и V_s.

В модели на основании данных сейсмометрии выделяются две главные поверхности, деление недра Земли на 3 слоя: 1) кора,2) мантия,3) ядро.

1-ый раздел – поверхность Мохоровичича (Мохо), глубина 5-60 км., где V_p возрастает скачком от 4-5 до 8 км/с.

2-ой раздел – граница мантии и ядра на глубине 2900км.(поперечные волны исчезают). Следовательно, внешнее ядро находится в жидком состоянии.

График распространения V_p, V_s и внутри Земли следующий:

Второстепенные поверхности: 1) поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии. Мощность слоя 200-300 км.

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или 3-х осным эллипсоидом. Это первым понял Ньютон, применял закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли ( ):

; где

а - экваториальный радиус, в – полярный радиус. ( )

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне.

Однако фигура Земли не может быть достаточно точно аппроксимирована 3-х осным сфероидом (эллипсоидом), т. к. уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом, т. е. поверхность невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана.

На материках форма геоида носит название возмущенной формы.

Учение о форме геоида составляет предмет высшей геодезии.

В то же время следует отметить, что разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25,5 км. На этом фоне средняя высота материков ( 1 км.) и средняя глубина океанов ( 4 км.) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова. При этом упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, т.к. если бы она была действительно жидкой. Слоистость же – результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

Лекция № 3

Тема: «Гравитационное поле»

1.Основные определения.

Гравитационное поле Земли – это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Для понимания физического смысла гравитационного поля вводится понятие силы тяжести, как равнодействие сил притяжения Земли и центробежной, в силу вращения.

В основе физического взаимодействия масс лежит закон всемирного тяготения Ньютона:

, где

m₁ и m₂ – механические массы; r – расстояние между массами; f – гравитационная постепенная, равная 6,67*10^-8 см³ / г*с², в системе СИ =6,67*10^-11 м ³ / кг*с².

2. Показатели гравитационного поля.

Если поместить в формуле (1) m₁=1 и m₂ =M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет:

, где

g – векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения (F), центробежной силы (Р) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется «силой тяжести»: g _{среднее} = 9,81 м/с², g_полюс = 9,83 м/с², g_{экватор} = 9,78 м/с².

g _h в атмосфере: g _h=g , где h – высота, R – радиус Земли.

g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9,82 м/с² - у поверхности и до 10,68 м/с² в основании нижней мантии на глубине 2900 км.

g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1,26 м/с², и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника:

Т = 2 , где Т- период колебания маятника, h – длина маятника.

В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.