Форма, розміри і рух Землі та їх геофізичні слідства.
Гравітаційне полі Земли

Тип работы:
Реферат
Предмет:
Геодезия


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

РОСІЙСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ГІДРОМЕТЕОРОЛОГІЧНИЙ УНИВЕРСИТЕТ

[pic]

Тема: «Форма, розміри і рух Землі та їх геофізичні слідства. Гравітаційне полі Землі. До основних рис, зміни за широтою, глибину та висоті від поверхні Землі. Гравітаційні аномалії. «

[pic]

Виконав: студент заочного відділення 1 курсу спеціальність метеорологія Бондарчук А. В.

План

. Третя планета в галактике.

. Орбітальні характеристики планет.

. Внутрішньо будова Земли.

. Земне кора і її строение.

. Газова оболонка Земли.

. Закон всесвітнього тяготения.

. Форма Землі та гравитация.

. Аномалії сили тяжести.

. Система Земля — Луна.

. Фізичні основи гравітаційних аномалий.

. Перша у світі гравикарта.

. Список використаної литературы.

Третя планета в галактике.

Сонячна система включає дев’ять великих планет, яких разом з 57 супутниками звертаються навколо масивною зірки з эллиптическим орбітам (рис. 1). За його розміром і масі планети можна розділити на дві групи — планети земної групи, розташовані ближчі один до Сонцю, — Меркурій, Венера, Земля і Марс і планети-гіганти — Юпітер, Сатурн, Уран і Нептун, які перебувають істотно віддаленіших орбітах від центральної зірки. Остання з відомих планет Плутон своєї орбітою з радіусом близько 6 млрд. км окреслює кордону Сонячної системи. Плутон не належить до планет- гігантам, його маса майже 10 разів менше маси Землі. Аномальні характеристики цієї крихітної планети дозволяють розглядати її як супутник Нептуна.

Крім великих планет між орбітами Марса і Юпітера обертається більш 2300 малих планет — астероїдів, безліч дрібніших тіл — метеоритів і метеорної пилу, також декілька десятків тисяч комет, двигающихся по сильно витягнутим орбітам, деякі з них далеко за кордону Сонячної системы.

[pic]

Рис. 1. Сонячна система

Усі планети і астероїди звертаються навколо Сонця напрямі руху Землі - із Заходу Схід. Це правда званий прямий рух. Основні закономірності руху планет повністю визначаються законами Кеплера. Розглянемо цих законів і охарактеризуємо основні елементи еліптичних орбіт. Відповідно до першого закону, все планети звертаються навколо Сонця по эллиптическим орбітам, у одному з фокусів яких міститься Сонце. На рис. 2 показані елементи планетних орбіт з Сонцем (З) в фокусі. Лінія АП називається лінією апсид, крайні точки якої афелій (А) і перигелій (П) характеризують найбільше і найменше видалення від Солнца. Расстояние планет (Р) на орбіті від поверхні Сонця (гелиоцентрическое відстань) визначається радиусом-вектором (= СВ. Ставлення полуфокального відстані (з) до великої полуоси (а) називається ексцентриситетом орбіти: [pic]. Якщо позначити через (перигельное відстань, а ще через Q афелийное відстань, їх значення легко висунути зі висловів: [pic];

[pic].

Тогда, визначивши велику полуось (а), знайдемо середнє річну відстань планети до Сонця: [pic]Рис.3. Площади, описувані радиус-вектором планеты

[pic].

Cреднее гелиоцентрическое відстань Землі від поверхні Сонця одно 149,6 млн. км. Ця величина називається астрономічної одиницею і законодавців береться за одиницю вимірів відстаней не більше Сонячної системы.

За другим закону Кеплера радиус-вектор планети описує площі, прямо пропорційні проміжкам часу. Якщо позначити через S1 площа перигелийного сектора (рис. 3), а ще через S2 — площа афелийного сектора, їх ставлення буде пропорційно часів (t1 і (t2, за які планета пройшла відповідні відтинки дуг орбіти: [pic].

Отсюда слід, що секториальная швидкість: [pic] величина постоянная.

Час, протягом якого планета зробить повний оборот орбітою, називається зоряним, чи сидерическим періодом Т (рис. 3). За повний оборот радиус-вектор планети опише площа эллипса:

[pic].

Поэтому секториальная швидкість: [pic] виявляється найбільшої в перигелії, а найменшої - в афелії. Використовуючи другий закон, можна визначити ексцентриситет земної орбіти по найбільшому і найменшій добовому зміщення Сонця по екліптиці, отражающему рух Землі. Земля в перигелії досі у початку січня (hmax = 61(), а афелії на початку (hmax = 57(). За другим закону Кеплера швидкість Землі в афелії і перигелії визначається з висловів: [pic]; [pic].

Отже, орбіта Землі лише не набагато відрізняється від окружности.

Знайдені з спостережної астрономії закони Кеплера показали, що Сонячна система є механічну систему з центром, які у сонячної массе.

Закони Кеплера послужили Ньютону підвалинами виведення своєї славетної закону всесвітнього тяжіння, що він сформулював так: кожні дві матеріальні частки взаємно притягуються з силою, пропорційної їх масам і навпаки пропорційної квадрату відстані між ними.

Математична формулювання цього закону має вигляд: [pic], де M і m — взаємодіючі маси, r — відстань з-поміж них; G — гравітаційна стала. У системі СІ G = 6,672(10−11 м3(кг-1(с-2. Фізичний сенс гравітаційної постійної ось у чому: вона характеризує силу тяжіння двох мас вагою 1 кг кожна за 1 м. Розмір G уперше було визначена у 1798 р. англійським фізиком Кавендишем з допомогою крутильних весов.

Закон Ньютона вирішив завдання про характер дії сили, керуючої рухом планет. Це сила тяжіння, створювана центральної масою Сонця. Саме ця сила це не дає планет розлетітися, а зберігає в зв’язковою системі послідовних орбіт, якими як у прив’язі сотні мільйонів років кружляють великі та малі планети. Скористаємося законом тяжіння і визначимо масу Землі, вважаючи, що взаємодіють дві маси — Землі (М) і деякого тіла, лежачого їхньому поверхні. Сила тяжіння цього тіла визначається законом Ньютона: [pic]. Але водночас з другого закону механіки ця сама сила дорівнює твору маси на ускорение:

[pic],

де g — прискорення сили тяжкості; R — радіус Земли. Приравнивая праві частини висловів: [pic], знайдемо вираз визначення маси Землі: [pic] Підставивши відомі значення G = 6,672(10−11 м3(кг-1(с-2, g = 9,81 м/с2, R = 6,371(106 м, у результаті одержимо MЗ = 5,97(1024 кг, чи грамах: M3 = 5,97(1027 р. Така маса Земли.

Нині ще точного визначення є і постаті планет і їх супутників використовуються параметри орбіти штучних супутників, що запускаються з Земли.

Орбітальні характеристики планет.

Фізичні умови лежить на поверхні кожної з країн планет повністю визначаються їх становищем на орбіті щодо Сонця. Найближчі до світила чотири планети — Меркурій, Венера, Земля і Марс — мають порівняно невеликі маси, помітне подібність у складі слагающего їх речовини й отримують дуже багато сонячного тепла, відчутно впливає на температуру поверхні планет. Дві їх — Венера і Земля — мають щільну атмосферу, Меркурій і Марс атмосфери мало имеют.

Планети-гіганти Юпітер, Сатурн, Уран і Нептун значно віддалені від Сонця, мають гігантські є і щільну потужну атмосферу. Усі вони вирізняються високою осьової швидкістю обертання. Сонячне тепло майже сягає цих планет. На Юпітері вона становить 0,018(103 Вт/м2, на Нептуні - 0,008(103 Вт/м2.

Більшість маси речовини Сонячної системи зосереджена самому Сонце — більш 99%. Перед планет припадає менш як 1% загальної маси. Решта речовина розсіяно в астероїдах, кометах, метеоритах, метеорної і космічної пыли.

Усі планети мають порівняно невеликі розміри і порівняно з відстанями з-поміж них їх можна представляти як матеріальної точки. З курсу фізики відомо, що твір маси тіла з його швидкість називається імпульсом: [pic], а твір радиуса-вектора на імпульс — моментом імпульсу: [pic].

З наведеного висловлювання видно, що швидкість V руху планети по еліптичної орбіті змінюється разом зі зміною радиуса-вектора r. При цьому підставі другого закону Кеплера має місце збереження моментів імпульсу: [pic]. Очевидно, що з збільшенні r1 швидкість V1 повинна зменшуватися, і навпаки (маса т планети незмінна). Якщо висловити лінійну швидкість V через кутову швидкість (: [pic], то вираз для моменту імпульсу планети набуде вигляду: [pic].

Из останньої формули слід, що з стискуванні обертових систем, т. е. при зменшенні r і сталості т, кутова швидкість обертання (неминуче возрастает.

У таблиці наведено орбітальні параметри планет. Добре видно, як у мері зростання радіуса орбіти (гелиоцентрического відстані) зменшується період обертання і, отже, швидкість руху планет.

Орбітальні параметри планет Сонячної системы.

|Планета |Радіус |Масса,|Плот-но|Экваториаль|Период |Нахил |Період | | |орбіти,| |сть, |- |обертання, |екватора |обращени| | |109м |1027 г|г/см3 |ный радиус,|земные сут или|к орбите,|я земні| | | | | |106 м |год |градуси |сут | |Меркурій |57,9 |0,330 |5,43 |2,439 |58,65 сут |2 (3 |87,96 935| |Венера |108,2 |4,870 |5,25 |6,051 |243,022 |177,3 |224,7 | | | | | | |((006) сут | | | |Земля |149,6 |5,976 |5,52 |6,378 |23,9345 год |23,45 |365,26 | |Марс |227,9 |0,642 |3,95 |3,393 |24,6299 год |23,98 |686,98 | |Юпітер |778,3 |1900 |6,84 |71. 398 |9,841 год |3,12 |4333 | |Сатурн |1427,0 |568,8 |5,85 |60,33 |10,233 год |26,73 |10 759 | |Уран |2869,6 |86,87 |5,55 |26,20 |17,24 год |97,86 |30 685 | |Нептун |4496,6 |102,0 |5,60 |25,23 |(18,2 (0,4) ч|(29,56) |60 189 | |Плутон |5900,1 |(0,013|(0,9) |(1,5) |6,387 сут |(118,5) |90 465 | | | |) | | | | | |

При русі планети навколо Сонця сила тяжіння останнього зрівнюється центростремительной силою, доданої до планете:

[pic]. Звідси легко знайти середню орбітальну швидкість руху планети, яка збігаються з кругової швидкістю: [pic],

где r = a — відстань від поверхні Сонця; Т — період обертання планети навколо светила.

Як приклад знайдемо середню орбітальну швидкість обертання Землі, взявши за формулу Т = 365,2564(86 400 з = 31,56(106 з, а = 149,6(106 км, одержимо V = 29,78 км/с.

Внутрішньо будова Земли.

Тривале існування води та життя лежить на поверхні Землі стало можливим трьох основних характеристикам — її масі, гелиоцентрическому відстані й швидкого обертанню навколо своєї оси.

Саме це планетарні характеристики визначили єдиний можливий шлях еволюції живої і неживого речовини Землі за умов Сонячної системи, підсумки якого відбиті в неповторному образі планети. Ці три найважливіші характеристики в інших восьми планет Сонячної системи істотно відрізняються від земних, що було причиною можна побачити відмінностей у їх будову і можливі шляхи эволюции.

Маса сучасної Землі дорівнює 5,976(1027 р. У минулому внаслідок безупинно які протікають процесів диссипации летючих елементів і тепла вона, безсумнівно, було більше. Маса планети грає визначальну роль еволюції протовещества. Куляста форма Землі свідчить про переважання гравітаційної організації речовини у тілі планеты.

Зі збільшенням глибини ростуть тиск і температура. Речовина перетворюється на розплавлене і навіть ионизованное стан, завдяки чому зростає його хімічний потенціал. Тим самим було створюються передумови для тривалої термічної і, отже, геологічної активності планеты.

Середній радіус геліоцентричної орбіти Землі (відстань від поверхні Сонця) дорівнює 149,6 млн. км. Ця величина прийнято ролі астрономічної одиниці. Чому ми виділяємо цей параметр серед багатьох інших? Річ у тому, що у цьому відстані кількість сонячного тепла, що досягає Землі, таке, що выносимая у надрах вода має можливість тривалий час зберігатися в рідкої фазі, формуючи великі океанічні і морські басейни. Уже орбіті Венери, розташованої на 50 млн. км ближче до Сонцю, і орбіті Марса, розташованого на 70 млн. км далі від поверхні Сонця, ніж Земля, таких немає умов. На Венері через надлишку сонячного тепла вода випаровується і може існувати лише у атмосфері планети, на Марсі через нестачі тепла досі у змерзлому стані під грунтом планети (можливо, у вигляді мерзлоти). І, насамкінець, Земля обертається: повний оборот навколо своєї осі щодо Сонця планета робить за 24 години, чи 86 400 з; щодо зірок — за 86 164 з. Завдяки настільки швидкому обертанню виникли динамічні умови, необхідних освіти земного магнітного поля. Без магнітного екрана розвиток сучасних форм життя за інших сприятливі умови було практично неможливо. Потік сонячних частинок високих енергій безперешкодно сягав би земної поверхні, несучи загибель живому речовини. Життя цих умовах міг би зародитися і існувати лише під водою чи глибоко у грунті. Суша являла б собою мертві пустелі, позбавлені рослинності і якихось живих существ.

Доба Земля обертається забезпечує також попеременное нагрівання і охолодження його поверхні. Це розвитку водяної та повітряної циркуляції, прискоренню динаміки всіх процесів життєдіяльності біосфери, перетворенню речовини земної коры.

Нахил осі обертання до площині орбіти (23°27() призводить до періодичному (сезонному) зміни кількості сонячного тепла, одержуваного різними ділянками земної поверхні на своєму шляху планети по геліоцентричної орбіті. Повне звернення навколо Сонця Земля робить за 365,2564 зоряних діб (сидерический рік), чи 365,2422 сонячних діб (тропічний год).

Площа Землі дорівнює 510 млн. км2, середній радіус сфери — 6371 км.

Земне кора і її строение.

[pic]

Внутрішнє будова Землі. Заштриховані області зовнішнього ядра і астеносферы: А — земна кора; ЗС — верхня мантія; D — оболонка; Є - верхнє (рідке) ядро; F — перехідна зона; G — внутрішнє ядро

Верхня тверда геосфера іменується земної корою. Поняття шляху пов’язане з ім'ям югославського геофізика А. Мохоровичича, який ухвалив, що у верхньої товщі Землі сейсмічні хвилі поширюються повільніше, ніж великих глибинах. Згодом цей верхній низкоскоростной шар був названо земної корою, а кордон, яка відокремлює земну кору від мантії Землі, — кордоном Мохоровичича, чи, скорочено, — Моху. Потужність земної кори мінлива. Під водами океанів вона перевищує 10−12 км, але в континентах становить 40−60 км, (що не перевищує 1% земного радіуса), рідко збільшуючись в гірських районах до 75 км. Середня потужність кори приймається рівної 33 км, середня маса — 3(10 25 г.

По геологічним і геохимическим даним до глибини 16 км підраховано усереднений хімічний склад порід земної коры[1]. Ці дані постійно уточнюються на сьогодні виглядають так: кисень — 47%, кремній — 27,5, алюміній — 8,6, залізо — 5, кальцій, натрій, магній і калій — 10,5, на все

інші елементи припадає близько 1,5%, зокрема на титан — 0,6%, вуглець — 0,1, мідь — 0,01, свинець — 0,0016, золото — 0,5%. Вочевидь, перші вісім елементів становлять майже 99% земної кори і лише 1% вихоплює інші (понад сотню!) елементи таблиці Д.І. Менделєєва. Питання склад глибших зон Землі залишається спірним. Щільність порід, що становлять земну кору, з глибиною зростає. Середня щільність порід у верхніх горизонтах кори 2,6−2,7 г/см3, прискорення сили тяжкості їхньому поверхні 982 см/с2. Знаючи розподіл щільності і прискорення сили тяжкості, можна розрахувати тиск для будь-який точки радіуса Землі. На глибині 50 км, тобто. приблизно в підошви земної кори, тиск становить 13 000 атм.

Температурний режим не більше земної кори досить своєрідний. На деяку глибину в надра проникає теплова енергія Сонця. Добові коливання температури спостерігаються на глибинах і від кількох сантиметрів до 1−2 м. Річні коливання в поміркованих широтах досягають глибини 20−30 м. На цих глибинах залягає шар порід із постійною температурою — ізотермічний обрій. Його температура дорівнює середньої річний температурі повітря на цьому регіоні. У полярних і екваторіальних широтах, де амплітуда коливання річних температур мала, ізотермічний обрій залягає близько до земної поверхні. Верхній шар земної кори, у якому температура змінюється відповідно до сезонів року, називається активним. У самій Москві, наприклад, активний шар сягає глибини 20 м.

Нижче изотермического горизонту температура підвищується. Підвищення температури з глибиною нижче изотермического горизонту зумовлено внутрішнім теплом Землі. У середньому прибавка температури на 1(С здійснюється за заглублении в земну кору на 33 м. Ця величина називається геотермической ступенью[2]. Геотермическая щабель у різних регіонах Землі різна: вважають, що у зонах вулканізму може бути майже п’ять м, а спокійних платформенных областях — зростати до 100 м.

Разом з верхнім твердим шаром мантії земна кора об'єднується поняттям літосфера, сукупність ж кори і верхньої мантії прийнято називати тектоносферой.

Типи кори. У різних регіонах співвідношення між різними гірськими породами в земної корі різна, причому можна знайти залежність складу кори від характеру рельєфу і внутрішнього будівлі території. Результати геофізичних досліджень, і глибоко буріння дозволили виділити два основних та два перехідних типу земної кори. Основні типи маркірують такі глобальні структурні елементи кори як континенти і океани. Ці структури чудово показані в рельєфі Землі, і це властиві континентальний і океанічний типи кори.

[pic]

Рис. Типи земної коры:

1 — вода, 2 — осадовий шар, 3 — переслаивание осадових порід і базальтів, 4 — базальты і кристалічні ультраосновные породы,

5 — гранитно-метаморфический шар, 6 — гранулитово-базитовый слой,

7 — нормальна мантія, 8 — разуплотненная мантия

Континентальна кора розвинена під континентами і як говорилося, має різну потужність. У межах платформенных областей, відповідних континентальним рівнинам, це 35−40 км, в молодих гірських спорудах — 55- 70 км. Максимальна потужність земної кори — 70−75 км — встановлено під Гімалаями і Андами. У континентальної корі виділяються дві товщі: верхня — осадова і нижня — консолідована кора.

Океанська кора й у Світового океану. Вона відрізняється від континентальної за проектною потужністю і складу. Потужність її коштує від 5 до 12 км, становлячи загалом 6−7 км. Згори донизу в океанській корі виділяються три шару: верхній шар пухких морських осадових порід до 1 км потужністю; середній, представлений переслаиванием базальтів, карбонатних і кременистих порід, потужністю 1−3 км; нижній, складений основними породами.

Субокеанская кора розвинена під глибоководними улоговинами окраїнних і внутрішніх морів (Чорне, Середземне, Охотське та інших.), і навіть виявлено у деяких глибоких впадинах суші (центральна частина Прикаспійської западини). Потужність субокеанской кори 10−25 км, причому збільшена вона переважно з допомогою осадового шару, що залягає безпосередньо на нижньому шарі океанській коры.

Субконтинентальная кора й у острівних дуг (Алеутской, Курильської, Южно-Антильской та інших.) й околиць материків. По будовою вона близька до континентальної корі, однак має меншу потужність — 20−30 км.

Отже, різні типи земної кори чітко поділяють Землю на океанічні і континентальні блоки. Високе становище континентів пояснюється потужнішою і менше щільною земної корою, а занурена становище ложа океанів — корою тоншу, а більш щільною важкою. Область шельфу подстилается континентальної корою і є підводним закінченням материков.

Газова оболонка Земли.

Сучасна атмосфера має азотно-кислородный склад: 78,1% - азоту, 20,9% - кисню. У ньому також від 0,3 до 3% водяної пари, 0,9% аргону і 0,03% вуглекислого газу. Серед домішок присутні неон, криптон, водень, метан та інші гази. Такий склад атмосфера має до висоти 100 — 120 км — при загальної товщині газової оболонки 1800 — 2000 км.

Атмосфера має стратифицированное будова. До висоти 100 — 120 км внаслідок активних турбулентных процесів, викликаних температурними контрастами між екватором і полюсами, нерівномірним нагріванням земної поверхні сонячним теплом, відбувається інтенсивне перемішування повітряних мас. Вище зазначеної кордону відбувається гравітаційне поділ газів по питомій вазі. Від 120 до 400 км переважають молекулярний азот і атомарний кисень. Вище (до висоти 700 км) переважає атомарний кисень. Зовнішня частина атмосфери (до 1000 — 1500 км) має переважно гелиево- водневий склад. Легкі водень і гелій хіба що спливають над більш важкої молекулярної оболонкою. Виділяються чотири основних шару: тропосфера, стратосфера, мезосфера і термосфера (іоносфера).

Тропосфера. Це приземный шар атмосфери, простирающийся до висоти 12 — 18 км. У ньому є до 80% маси всієї атмосфери, водяну пару й частки пилу антропогенного й природничого походження (вулканизм, пилові бурі тощо.). На рівні моря атмосферне тиск одно 760 мм ртутного стовпа, чи 1013,32 гПа. З заввишки тиск падає, і верхній кордоні тропосфери вбирається у 0,026 атм (26 гПа). Тропосфера пронизується двома видами сонячної енергії - світловий й теплової. Потоки світла, і тепла частково розсіюються хмарами і частинками пилу й газів тропосфери, але переважно досягають земної поверхні, нагріваючи до 20 — 40(С. Нагріваючись, Земля переизлучает тепло у повітря, але в длинноволновом діапазоні - інфрачервоному. Це тепло поглинається парами води та вуглекислого газу. Відбувається прогрівання тропосфери знизу. Тому з висотою температура тропосфери падає загалом на 6 градусів на кілометр. Завдяки нахилу земної осі до площині орбіти і сферичності Землі, кількість тепла, одержуване земної поверхнею по довготі - від екватора до полюсів, — сильно змінюється. На його розподіл впливають також рельєф, океанічні і морські бассейны.

Стратосфера. Від верхньої межі тропосфери до висоти 50 — 55 км температура мало змінюється від і становить близько 220 До. У результаті вимерзання водяної пари у верхніх шарах тропосфери в стратосфері майже відбувається поглинання інфрачервоних променів, що надходить знизу. Промениста теплопровідність стратосфери значно вища, ніж тропосфери. Цим пояснюється що спостерігається стабільність її температури. Тиск верхній кордоні знижується до 3(10−3 атм (3 гПа). Температура кілька підвищується до 270 До (близько 0©. Це підвищення зумовлено фотохимической реакцією розкладання молекули озону О3, сопровождающейся виділенням тепла. Реакція у день рахунок поглинання озоном ультрафіолетового проміння із довжиною хвилі 288,4 нм. Озоновий шар розташований висоті 20 — 30 км і є останнім щитом по дорозі згубного для біосфери ультрафіолетового випромінювання. Тому зазначена висота може розглядатися як верхня кордон географічної оболочки.

Мезосфера. У перервах висот 50 — 85 км розташовується шар низьких температур атмосфери, який отримав назву «мезосфера». Температура тут падає до мінус 100 — 130(С. У цю галузь газової оболонки не надходить тепле інфрачервоне випромінювання від земної поверхні. Тиск тут падає до 7(10−5 атм (7 Па).

Термосфера. Над мезосферой вище 85 км температура починає вона зростатиме і на рівні приблизно 400 км сягає максимального значення 1000 До. У період сонячної активності вони можуть збільшуватися до 1800 До. Вище 400 км температура не змінюється. Термосферу іноді називають іоносферою. Термосфера простирається до висоти 1200 км і до 20 000 км перетворюється на протоносферу — водневу корону Землі. Протоносфера майже зовсім складається з ионизованного водню із незначною домішкою гелію. Щільність газу тут мізерно мала, а тиск зменшується до 10−14 атм (10−9 Па).

Закон всесвітнього тяготения.

На Землі діє гравітаційного поля, створюване силою тяжіння маси Землі F і відцентровій силою P, виникає внаслідок обертання Землі навколо своєї осі.

Відповідно до Закону тяжіння Ньютона, сила тяжіння F визначається з висловлювання: [pic], де r — відстань від центру Землі до притягиваемой точки;М — маса Земли;m — маса притягиваемого тела;G — гравітаційна стала, рівна у системі СІ: [pic] [pic].

Відцентрова сила Р пропорційна радіусу обертання l (відстань від осі обертання) і квадрату кутовий швидкості (, де Т — середні зоряні добу, протягом яких Земля робить повний оборот (на 360°) навколо своєї осі. Отже, Р = (2lcos (;

[pic] рад/с.

На екваторі а = 6,37 8160(108 див, отже, сила, діюча на одиницю маси лежить на поверхні земного екватора, дорівнюватиме: Ре = (2а = 3,391 584 гал. На полюсі lр = 0 і, отже, Рр = 0. Сила тяжіння F спрямована вздовж радіуса r до центра Землі, сила Р обратна дії F. Результуючий вектор цих двох зусиль і визначатиме силу тяжкості g лежить на поверхні Землі: g = F — Р, чи [pic], де l — відстань від осі обертання Землі до точкової маси m на поверхні. Напрям вектора g збігаються з лінією виска, на кінці якого підвішений вантаж із певною масою m.

Величина g має розмірність LT -2, де L — довжина, Т — час, т. е. є прискорення сили тяжкості у цій точці земної поверхні. Одиницею виміру прискорення сили тяжкості у системі СГС служить гал: 1 гал = 1см/с2. У практиці гравітаційних спостережень використовується менша величина — миллигал (мгал): 1 мгал= =10−3 гал. Точність сучасних відносних спостережень з допомогою гравіметрів перевищує 0,01 мгал, абсолютних спостережень на стаціонарних установках — 0,01(10−3 мгал (Мельхіор, 1976).

|Фундаментальные постійні |[pic], км [pic]|[pic|[pic] | |планет | |] | | |Земля |[pic] |0,33|0. 108 264| | | |2 |5 | |Меркурій |[pic] | | | |Венера |[pic] |0,33|0,597| | | |2 | | |Марс |[pic] |0,37|0,8 746 | | | |7 | | |Юпітер |[pic] |0,20|0,22 060 | | | |0 | | |Сатурн |[pic] |0,22|0,25 010 | | | |0 | | |Уран |[pic] |0,23| | | | |0 | | |Нептун |[pic] |0,29| | | | |0 | | |Плутон |[pic] | | | |Місяць |[pic] |0,39|0,9 152| | | |1 | |

Форма Землі та гравитация.

|[pic] | |Рис. 1.1. Еліпсоїд | |обертання |

Перші ставлення до форми і розмірах Землі ще глибокої давнини. Античні мислителі (Піфагор — V в. е., Аристотель — III в. е. та інших.) висловлювали думку, що наш планета має кулясту форму.

Геодезичні і астрономічні дослідження наступних століть дозволили будувати висновки про дійсною формі Землі та її розмірах. Відомо, формування Землі відбувалося під впливом двох сил — сили взаємного тяжіння частинок її є і відцентровій сили, зумовленої обертанням планети навколо своєї осі. Рівнодіючої обох названих сил є гравітація, висловлюване у пришвидшенні, яке набуває кожне тіло, яка була у Землі. На межі XVII і XVIII ст. вперше Ньютон теоретично обгрунтував положення про те, під впливом сили тяжкості Земля повинен мати стиснення у бік осі обертання і, отже, її форма представляє еліпсоїд обертання, чи сфероїд. Ступінь стискування залежить від кутовий швидкості обертання. Що швидше обертається тіло, то більше вона сплющується у полюсів. На рис. 1. 1, изображающем еліпсоїд обертання, виражена велика екваторіальна вісь (ПОКЛИК) і мала полярна вісь (СОЮ). Величини, а = ЗОВ/2 й у = СОЮ/2 відповідають полуосям еліпсоїда. Стиснення еліпсоїда буде виражено (а — в)/а. Різниця полярного і екваторіального радіусів становить 21 км. Докладними наступними вимірами, особливо цією новою методою дослідження з штучних супутників, засвідчили, що земля стиснута як на полюсах, але й кілька днів і по екватору (найбільший і найменший радіуси по екватору відрізняються на 210 м), тобто. Земля не двухосным, а трехосным еліпсоїдом. З іншого боку, розрахунками Т. Д. Жонгловича і З. І. Тропининой показано несиметричність Землі стосовно екватору: південний полюс розташований ближче від до екватору, ніж северный. В зв’язки України із розчленуванням рельєфу (наявністю високих крейдяних гір і глибоких западин) справжня форма Землі є складної, ніж тривісьовий еліпсоїд. Найбільш висока точка на Землі - гора Джомолунгма в Гімалаях — сягає висоти 8848 м. Найбільша глибина 11 034 м виявлено в Маріанської западині. Отже, найбільша амплітуда рельєфу земної поверхні становить трохи менше 20 км. Зважаючи на ці особливості, німецький фізик Лістинг в 1873 р. постать Землі назвав геоидом, що дослівно позначає «землеподобный «. Геоид — деяка уявна уровенная поверхню, що визначається тим, що напрям сили тяжкості до неї скрізь перпендикулярно. Ця поверхню збігаються з рівнем води у світовому океані, який подумки проводиться під континентами. Це те поверхню, від якої виготовляється відлік висот рельєфу. Поверхня геоида наближається до трехосного еліпсоїда, порушуючи нього місцями на величину 100 — 150 м (підвищуючи на материках і знижуючи на океанах, рис. 1.2.), що, по- видимому, пов’язані з плотностными неоднородностями мас в Землі що з’являються від цього аномаліями сили тяжкості. Нині приймається еліпсоїд Ф. М. Красовського та її учнів (А. А. Ізотова і ін.), основні параметри якого підтверджуються сучасними дослідженнями і з орбітальних станцій. За цими даними екваторіальний радіус дорівнює 6378,245 км, полярний радіус — 6356,863 км, полярне стиснення- 1/298,25. Обсяг Землі становить 1,083 • 1012 км³, а маса — 6 • 1027 р. Прискорення сили тяжкості на полюсі 983 см/с2, на екваторі 978 см/с2. Площадь Землі близько 510 млн. км2, у тому числі 70,8% представляє Світовий океан і 29,2% - суша. У розподілі океанів і материків спостерігається певна дисимметрия. У Північній півкулі це співвідношення становить 61 і 39%, в Южном-81 і 19%. Фигура Землі у першому наближенні представляє собою еліпсоїд обертання, яка має екваторіальний радіус (а полярного (b) на 21 389 км. Звідси полярне стиснення земного еліпсоїда становить:

[pic]. Цю відмінність можна в довжинах радіуса обумовлює сучасне зміна сили тяжкості від полюси до екватора на величину 1,6 гал. Отношение відцентровій сили Р застосування сили тяжіння F називають геодинамічної постійної q:

[pic].

Воно показує, що гравітація лежить на поверхні Землі визначається переважно притяганням її маси, а внесок відцентрового прискорення не перевищує 0,5%. Проте їх кількість діє протязі багато часу, грає винятково важливу роль диференціації земного речовини, динаміці водних і повітряних мас. Зміна сили Р по широті і стиснення Землі спільно визначають нормальне зміна поля сили тяжкості у Земли.

Для обчислень нормальних значень сили тяжкості Землі використовуються формули, розраховані для еліпсоїда обертання в припущенні, що земля складається з концентричних верств, однорідних по плотности.

Формулы Клеро (1743): G0 = ge (1+?sin2?-?'sin22?);? = 5/2q-?; ?' = 1/8?2+¼??,

где: g0 — нормальне значення сили тяжести;

ge — значення сили тяжкості на экваторе;

? — широта пункту наблюдения;

q? 1/300.

Формулы Клеро дозволяють обчислити теоретичне значення сили тяжкості в будь-якої точці земної поверхні, якщо відома широта цього пункту. Коефіцієнти у формулі Клеро задля розподілення сили тяжкості виводилися багатьма вченими, але практичне застосування знайшли формула Гельмерта і міжнародний формула Кассиниса.

Формула Гельмерта (1901−1909):

g0 = 978,030(1+0,5302sin2?-0,07sin22?)

Формула Кассиниса:

g0 = 978,049(1+0,5 2884sin2?-0,59sin22?)

Чтобы наблюденные значення сили тяжкості, які стосуються реальної поверхні Землі, порівнювати з нормальними, їх слід приводити (редукувати) до рівню еліпсоїда. Є поправка у вільному повітрі, поправка за проміжний шар, поправка за рельеф.

Аномалії сили тяжести.

Представляючи постать Землі еліпсоїдом обертання і вводячи поняття геоида, ми припускаємо, що маса Землі складена однорідним за щільністю речовиною. У цьому зміна сили тяжкості лежить на поверхні Землі має бути пов’язаний зі зміною за широтою потенціалу відцентровій сили та відмінностями в екваторіальному і полярному радиусах. Однак у реальних умов характер зміни сили тяжкості відрізняється від теоретичного нормального розподілу, розрахованого для поверхні однорідної геоида, чи еліпсоїда. Такі відхилення сили тяжкості від нормальної величини викликані неоднорідним розподілом плотностей у тілі Землі та особливо у верхніх її частях.

Різниця між наблюденным прискоренням сили тяжкості g і нормальної величиною (0, отриманої з питань міжнародної формулі, називається аномалією сили тяжкості (g: (g = g — (0. Аномалії сили тяжкості створюються переважно неоднорідним розподілом плотностей в земної корі і верхньої мантії. Проте, щоб виявити цю неоднорідність, простого вирахування з наблюденной сили тяжкості нормальної складової бракує. Річ у тім, що обсяг сили тяжкості залежить цілої ряду факторів, й у першу чергу від географічної широти і між висоти місця (відносно моря), рельєфу оточуючої місцевості, характеру плотностных неоднородностей у верхніх шарах Землі під точкою спостереження та ін. Щоб не допустити впливу цих факторів в наблюденное значення (g вводять поправки чи, як його ще називають, редукції. Назва редукції визначає назва аномалії сили тяжести.

Аномалія у вільному повітрі, розрахований з урахуванням поправки за вільний повітря, називається аномалією Фаю: ?gсв.в. = g-g0+ ?gср.а. Слід зазначити, що з запровадження поправки за вільний повітря вплив мас (плотностных неоднородностей), лежачих між рівнем точки спостереження та рівнем моря, не враховується. Проте за насправді між рівнем спостереження та рівнем моря залягають породи, які мають певної щільністю. Наявність таких порід збільшує наблюденное значення сили тяжкості, і що вище точка віддалений від рівня моря, тим їх вплив. Цей ефект найбільш відчутний при спостереженнях у гірській місцевості. На рівнині редукція за висоту буде постоянна.

Отже, аномалія у вільному повітрі відбиває сумарне вплив плотностной неоднорідності гірських порід і вплив додаткових мас, викликане рельєфом. Тож у умовах розчленованого рельєфу з великим перепадом висот (порядку кілька сотень метрів) аномалія у вільному повітрі значною мірою відбиватиме топографію, тоді як гравітаційний ефект плотностных неоднородностей верхніх поверхів геологічного розтину Землі буде замаскований. Виняток, як вже зазначалося, становлять рівнинні ділянки з невеликими перепадами рельєфу. У умовах аномалія у вільному повітрі можна використовувати для вивчення глибинної структуры.

Аномалія, розрахований що з поправкою Бузі, називається аномалією Бузі: ?gБ = g-g0+ ?gсв.в.- ?gn+ ?gp Зазвичай щільність беруть рівної середньої щільності земної кори (= 2,67 г/см3. Відхилення від рівня цього середнього у реальних розрізах дозволяють виявити області з аномальними плотностями. Аномалия в вільному повітрі використовується вивчення постаті Землі. Аномалії Бузі дозволяють виділяти аномальні маси верхню частину земної коры.

Основной фон аномального гравітаційного поля визначається рельєфом поверхні Мохо, що дозволяє расчитать по аномалій сили тяжкості потужність земної кори. Термін аномалії означає відхилення від деякою «норми «-- тобто значення, що можна передбачити, зрозумівши його за формулі. Розрахований значення сили тяжкості називають «нормальним », а наблюденное — аномальним. Якщо прийняти це Землю равновесным еліпсоїдом обертання, ті значення сили тяжкості можна визначити по формуле:

[pic] у якій постійні слід вважати відомими. Ці дані визначаються з спостережень і залежить від методики їх обчислень, від обсягу й якості спостережних даних. Побудова «нормальної «формули для обчислення сили тяжкості вимагає залучення експериментальних даних, отримані різних країнах, у різних експедиціях. Останні 3−4 десятиліття широко використовують і супутникові спостереження, які різко збільшили надійність результатів. А, щоб карти гравітаційних аномалій, отриманих різними авторами, можна було порівнювати і аналізувати, необхідно, щоб гравітаційні аномалії вираховували за однаковими методикам. Через це Міжнародний Геофізичний і Геодезичний союз у своїй Генеральної Асамблеї у серпні 1971 року затвердила таку формулу для нормальної сили тяжести

[pic] Як «нормальної Землі «прийнято загальний земної еліпсоїд з параметрами

[pic] Стиснення цього еліпсоїда, певне по супутниковими даним, одно [pic]. Відомо, що тяжкість залежить від висоти точки спостереження. Спостереження виробляються, в у крайньому випадку, лише на рівні моря, цебто в висоті, рівної нулю. Усі сухопутні визначення сили тяжкості виконуються різними висотах. Оскільки поверхню еліпсоїда не збігаються з поверхнею рівня, тому розвинена теорія приведення гравітаційної аномалії (редукції) до одному й тому ж поверхні. З іншого боку, тяжкість залежить від мас, лежачих між еліпсоїдом і геоидом. Щоб і ці чинники, розвинена теорія геологічних редукцій. У разі разом із гравітаційними аномаліями обов’язково має указуватися й посвідку редукцій, із якими дана аномалія обчислена. Існують аномалії у вільному повітрі, аномалії Фаю, аномалії Бузі, ізостатичні аномалії тощо. п. Гравітаційні аномалії на Землі, зазвичай, менше 100 мГал, їх среднеквадратическая варіація по Землі становить величину близько 20 мГал. Отже, гравітаційного поля Землі досить гладке. Для екстремальних умов (острівні дуги, глибоководні западини) гравітаційні аномалії досягають величини 400 мГал, що у 12,5 разів менша різниці в значеннях сили тяжкості на полюсі і екваторі і вони становлять всього 0,04% від величини сили тяжкості. Тому щоб одержати даних, якими можна будувати висновки про внутрішньому будову нашої планети, необхідно вивчати аномалії лише на рівні як миллигалов, а й микрогалов, чого став і домагаються геофізики. Друга характеристика гравітаційного поля -- це відхилення майже стрімкій лінії (вертикалі) від нормальний до эллипсоиду. Це відхилення також невелике і становить секунди дуги. Геодезичні роботи у Індії біля гірського масиву Гімалаїв показали, що координати астрономічних пунктів через відхилень майже стрімкій лінії від геодезичних на 5,2 ", тоді як розрахований відхилення, що з притяганням гір, становить 27,9 «. Для пояснення цього явища англійський геодезист Пратт висловив думку, під горами щільність порід набагато менше, ніж корінні породи під рівнинами. Інакше кажучи, коли всі породи розбити на блоки, то щільність цих блоків повинна залежати від своїх товщини: що товща блок, тим менше щільність. У цьому вагу всіх блоків на деякою поверхні, званої поверхнею компенсації, і той ж. Уся земна кора, в такий спосіб, перебуває у рівновазі. Ця гіпотеза Пратта отримав назву изостатической. Звісно, з геологічної погляду ця гіпотеза куди годиться. Французький геодезист Эри запропонував більш правдоподібну схему: земні блоки по Эри подібно айсбергами на море плавають більш щільною, але й пластичній середовищі -- верхньої мантії. У цьому випадку, як і і в айсбергів, повинна утворитися під гірськими масивами «підводна частина «з щільністю, меншою, ніж щільність які вміщали порід. Отже ефект гравітаційної компенсації повинні створювати коріння гір, існування яких сейсмологи підтверджують. Будова земної кори неможливо вивчити, користуючись лише одною методом. Геофізики застосовують все доступні їм методи, передусім сейсмологический і гравиметрический. За сучасними уявленнями земна кора має різну товщину у регіонах. У горах товщина її сягає 60 і більше кілометрів. Суть її із різних верств. Великий обсяг займає кислі (гранітні) породи з щільністю 2,67. Рівнини вкриті осадовими породами завтовшки кілька кілометрів і з щільністю 2,2. Нижче цих верств лежать основні породи -- базальты з щільністю 2,8. Товщина кори для рівнинних регіонів вважають рівної 30 км. Гірські райони і рівнини утворюють основні морфологічні особливості континентів. При перехід до океану, гранітний шар поступово выклинивается, а осадові породи покривають на абиссальных улоговинах, переважно, базальтові породи. У цьому товщина кори дедалі менше й у середньому становить 10−15 км. Особливо тонкої кора стає у глибоководних впадинах (4−5 км).

Аномальне гравітаційне полі Землі відбиває сумарне дію гравитирующих мас, розташованих на різних глибинах в земної корі і верхньої мантії. Попри складну структуру аномального гравітаційного поля, спостережуваного як у суші, і на море, окремі ділянки кривою (g можна використовувати для визначення параметрів гравитирующей маси. Іноді, змінюючи форму та глибину залягання гравитирующей маси, розраховують створювану у своїй аномалію. Порівнюючи її з наблюденной аномалією, методом добору визначають основні параметри возмущающей маси реальних умов. Існування гравітаційних аномалій над океанічними улоговинами та контроль континентами зумовлено плотностными неоднородностями гірських порід. Що гучніше ці неоднорідності, краще вони позначаються на аномальном гравітаційному полі. Велику роль грають також суми і форма аномалиеобразующего тела. Для оцінки параметрів геологічних об'єктів і обгрунтованість розрахунків створюваного ними аномального поля сили тяжкості вводиться поняття надлишкової щільності гірських порід: [pic]

Надлишкової щільністю називається різницю щільності які вміщали порід (1 і щільності аномалеобразуюшего тіла (2. Знання щільності важливо при геологічному тлумаченні гравітаційних аномалій. Аномалії Бузі навіть після ретельного винятку ефектів, обумовлених висотою і видимим рельєфом, систематично корелюють з рельєфом по великим областям. У піднесених районах вже майже завжди негативні, над океанічними басейнами характеризуються великими позитивними значеннями. Над суходолом поблизу рівня моря середня аномалія Бузі близька нанівець, але для великих областей з великим рельєфом ці аномалії досягають часом кілька сотень миллигал. Це означатиме, що породи, слагающие піднесені області, мають щільність нижчу за середню, а під океанами щільність порід перевищує середню. Видимі маси земної поверхні перебувають у рівновазі. По гіпотезі Пратта, що стоїть гора, тим менше її середня щільність. Нижче рівня моря земна кора тягнеться до деякою постійної глибини, та її щільність змінюється зі зміною висоти рельєфу. Як геологічного підтвердження Пратт постулював, що гори формувалися у вигляді подовження вертикальних блоків земної кори без зміни їх маси. Тому вище деякого постійного рівня всі ці блоки мають один, і тугіше масу. У моделі Пратта висота h рельєфу земної кори вище рівня моря пов’язані з щільністю кори? так: ?(H+h) = ?nH,

где ?n — щільність блоку кори потужністю H, протягивающегося від рівня моря до глибини компенсації. Відповідно до теорією компенсації Эйри гори мають під собою «корінь» з легкого матеріалу, отже загальна маса під гірської структурою максимум, ніж під сусідньої низовиною. Що гора, то глибше «корінь» повинен проникати у більш щільний субстрат.

Глубина компенсації залежить від товщини цього «кореня». По Эйри, підошва кори відповідає розтягнутому дзеркального відбитку рельєфу поверхности.

Анализируя геоид Жонгловича для двухосного еліпсоїда можна зробити висновки, що аномалії гравітаційного поля Землі присвячені континентальним структурам, причому максимуми аномалій розташовуються над центрі континентів, але в межах континент-океан. На малюнку видно, що існує п’ять максимумів аномалій гравітаційного поля (три позитивних і ще дві негативних). Чотири максимуму перебувають у східному півкулі і лише одне у Західному. Найбільш інтенсивна позитивна аномалія (+136) приурочена до західному кордоні Південної Америки, а найінтенсивніша негативна (-160) перебуває в півдні Азии.

На малюнку (тривісьовий еліпсоїд) ситуація трохи інакша. Аномалії менш інтенсивні. Вони східному півкулі, як і що стосується двухосным еліпсоїдом тяжіють до континентальним структурам, тоді як у західному півкулі максимуми аномалій приурочені як до континентах, і до океанами. У разі виділяються вже вісім максимумів (чотири позитивних і чотири негативних). Чотири їх перебувають у Західній півкулі і чотири на східному. Найбільш інтенсивна позитивна аномалія (+85) розташовується між Азією і Австралією. Найбільш інтенсивна негативна (- 77) Півдні Азии.

На малюнку показано карта висот геоида. Висоти характеризують ухиляння гравітаційного поля Землі від нормального поля. Карта показує, що ухиляння пов’язані з головними топографічними особливостями Землі (океанами і континентами). Звідси висновок, що континентальні області изостатически компенсовані, материки плавають в подкоровом субстраті. Невеликі відхилення гравітаційного поля Землі пов’язані з змінами щільності в корі і оболочке.

Максимальне ухиляння (73) розташований у районі Індійського океану, мінімальні в Тихом.

[pic]

Система Земля — Луна.

Розглянемо ще одну цікаву явище, виникає під впливом взаємного тяжіння планети і обращающегося навколо супутника. Зовнішнім проявом Землі цього явища є припливи і відливи в океані, в результаті яких рівень води двічі на добу піднімається і опускається до своїх максимальних оцінок. Це притяганням Місяця між двома послідовними однойменними кульмінаціями в меридіані даного місця й зумовлено тим, що земля обертається навколо своєї осі швидше, ніж Місяць робить свій повний оборот навколо Землі. Тому інтервал часу між двома суміжними циклами припливних явищ становить 24 години 50 мин.

Пояснимо на прикладі. Уявімо Місяць як матеріальної точки, розташованої з відривом r від центру Землі. Радіус планети між іншим рівним одиниці, т. е. R = 1, і розглянемо, яке тяжіння відчувають крапки над Землі (А) тому ж меридіані протилежному боці (У) в центрі - у точці (Про). Нехай ці точки мають одиничну масу. Поклавши масу Місяця m, кожної точки відповідно до законом тяжіння написати висловлювання: [pic]; [pic]; [pic].

Найдем різницю прискорень сили тяжкості матеріальних точок Проте й Про: [pic].

Оскільки відстань r і 2r значно більше одиниці, то останніми можна знехтувати. У результаті одержимо: [pic]. Вислів характеризує приливообразующую силу усередині якого і лежить на поверхні Землі, яка, як нам бачиться, зворотно пропорційна кубу відстаней між планетою і його спутником.

Під впливом сили (g точка, А видаляється від точки Про у напрямку Місяці, створюючи своєрідний горб лежить на поверхні планети — приплив. Але точка Про в своє чергу також притягається Місяцем велику амплітуду, ніж точка У, розташована на звороті Землі. Тому і звороті на поверхні планети утворюється приливне здуття. Поруч із двома областями припливу, в точках квадратур, т. е. районах, віддалених на 90° по меридіану від точок припливу, спостерігатиметься відплив. У результаті обертання Землі приливні хвилі двічі на добу обходять поверхню. Висота припливу в океані вбирається у 1 — 2 м. Проте, коли приливна хвиля наближається до шельфовому мілководдю, вона за кілька метрів. Хвилі припливу простежуються твердої корі і досягають 51 див при додаванні поля тяжіння відвідин Місяця й Сонця. Приливне тертя, виникає на своєму шляху рідкої й у меншою мірою твердої хвиль, призводить до гальмування осьового обертання Землі і його супутника. Через це Місяць віддавна припинила своє обертання навколо осі і постійно адресована планеті однією стороною. Зменшення швидкості обертання Землі становить дві з за кожні 100 тис. років. Останні 450 млн. років вона з 21 години 53 хвилин до 24 годин на справжнє время.

Оскільки маса Землі в 81 разів більше маси Місяця, то величина приливної прискорення лежить на поверхні супутника приблизно удвадцятеро більше, ніж Землі, і теоретична висота твердого припливу може становити кількох метров.

У зв’язку з цим постає запитання про гранично допустимому відстані, яким можуть зблизитися супутник і планета під час своєї еволюції. І тому прирівняємо припливної потенціал Землі до прискорення вільного падіння лежить на поверхні Луны:

[pic]. Після перетворень получим: [pic]= 1738[pic](9400 км. Тут m, r0 — маса кафе і радіус супутника; М — маса планети; r — відстань між планетою і супутником. Одержаний вираз називається межею Роша. Супутник, потрапив всередину краю Роша внаслідок багатокілометрової припливної хвилі, буде неминуче зруйнований і перетворений на кам’яне кільце навколо планети. Так само катастрофичными стануть наслідки такої зближення й у планети. Гігантський приливный горб заввишки багато сотень метрів, прокотившись багаторазово принаймні зближення супутника поверхнею, перемеле на пилюку гори і рівнини, річки й моря планети, а приливне тертя розжарить поверхню разрушившихся порід. Різко загальмується швидкість обертання планети, що викликає зміна її постаті та супутні цьому процесу землетрусу. Поверхня планети зазнає катастрофічні руйнації. У цьому світлі сказаного гіпотеза про утворення моря шляхом відриву Місяця представляється просто наївною. При вході у зону Роша у неї б перетворено на пил, через яку до цього часу могли б бачити сонячного світла, а у тому, що у геологічної історії Землі як і катастрофи не запечатлено.

Місяць, перебувають у полі тяжіння Землі (обидві планети — на полі сонячного тяжіння), впливає на масу самої Землі. У результаті великих ж розмірів та маси Землі щодо неї супутника (rл/rз = 0,27; mл/mз = 1,2(10−2) різні точки Землі під впливом поля тяжіння Місяця будуть відчувати неоднакові обурення в відношення до центру маси. Величина цих обурень залежить від становища тіл. У зеніті (z = 0) чи надирі (z = 180() тяжіння максимальне: 0,166 см/с2 для відвідин Місяця й 0,061 см/с2 — для Сонця; при становищі тіл в обрії (z = 90() тяжіння тіл мінімальне: -0,083 см/с2 для відвідин Місяця й -0,003 см/с2 для Сонця; нульові значення досягаються при z = 54(44(і z = 125(16(. Величина статичного припливу становить для Місяця від 35,6 до -17,8 див, для Сонця — від 16,4 до -8,2 див. Отже, розмах амплітуди місячних припливів дорівнює 53,4 див, сонячних — 24,6 див; сумарне вплив становить 78 див (Мельхіор, 1975). Отримані значення теоретичної висоти статичного припливу вірні для рідкої моделі Землі. У абсолютно твердої землі ніяких деформацій поверхні не відбувалося б. Дані безпосередніх спостережень показують, що висота реального припливу становить 65%, або близько 51 див від теоретичного. Іншими словами, земну кулю відрізняється від рідкої моделі і південь від абсолютно твердого тіла. Це цілком узгоджується з попередніми висновками щодо в’язкості і жесткости.

У масовому відношенні отриманий гравітаційний ефект дорівнює (g/g (0,2/106, тобто. маса один т (106 р) змінюється внаслідок лунно-солнечного тяжіння на 0,2 р. На погляд це не значна величина, проте коли її з безліччю всієї Землі, перисферы чи гідросфери, найбільш схильних до приливним збурюванням, то виходять значні цифри: зміна маси Землі становитиме 11,948(1020 р (Моз = 5,974(1027 р), перисферы — 1018 р (Мп = 9(1025 р), гідросфери — 3,3(1017 р (Мг = 1,64(1024 р). Якщо врахувати, що це гігантські маси зміщуються у тілі Землі регулярно, періодично, уже багато мільйонів років, стає більш зрозумілою роль гравітаційного взаємодії Землі, відвідин Місяця й Сонця еволюції протовещества планети. Уявлення величини [pic]приливного потенциала

[pic]

в сферичної системі координат дозволяє розкласти його за три лапласовы складові, які дістали назву зональних, секториальных і тессеральных хвиль.

Розподіл секториальных хвиль припливу відбувається у широтному напрямі. Вузлові лінії, чи фронт хвилі, мають меридиональное простягання — від полюси до полюси. Максимальна амплітуда припливу досягається на екваторі в смузі шириною від 10(с.ш. до 10(ю.ш. з поступовим зменшенням до полюсів, де функція W приймає нульовий значення. Позитивне значення W, відповідне області припливу, функція приймає в зеніті і надирі, негативне, відповідне відливу, — в квадратурах. Домінуюча секториальная хвиля позначається індексом M2. Вона має півдобовий період (12 год 25 хв). Цей приплив викликає внутрішнє тертя з допомогою хвиль, обрушивающихся на протяжну лінію узбереж Тихого, Атлантичного і Індійського океанів, і відповідальний певну частину вікового уповільнення швидкості обертання Землі. Поруч із хвилею M2 виникають дві місячні хвилі - N2 і L2 з періодами, близькими на період домінуючою волны.

Тессеральный приплив має як складний фронт: вузлові лінії розташовуються по меридіану і екватору. У цьому максимум хвилі досягається на широтах 45(с.ш. і 45(ю.ш. На екваторі і полюсах функція W = 0. Тессеральному припливу відповідають головна фаза М1 і ще дві близькі по періоду хвилі К1 і О1. Їх період дорівнює зоряним діб. Несиметричність тессерального припливу щодо екватора і різна амплітуда їх у північному і південному півкулях зумовлюють прецесію і нутацию земної осі за рахунок зміни головного моменту інерції Земли.

Зональний приплив залежить від широти. Його фронтом є 35(с.ш. і 35(16(ю.ш. Максимальна амплітуда досягається на полюсах. Оскільки схиляння Місяця змінюється з періодом 27,321 середніх зоряних діб, період зонального припливу становить 14 діб. Зональний приплив визначає стиснення Землі. Перерозподіл мас на полюсах і екваторі (приплив на полюсах веде до утворення відпливу на екваторі) призводить до зміни екваторіального і полярного моментів інерції, що викликає зміна головного моменту інерції і періодичні коливання швидкості обертання Землі (Мельхіор, 1975).

Через війну обертання вузлів місячної орбіти з періодом Т0 = = 18,613 року утворюється додаткова хвиля припливу, амплітуда якої порівняти з амплітудою місячного припливу. Складання її з головної хвилею зонального припливу призводить до настільки сильному перерозподілу мас у тілі Землі та перисфере, що це позначається в періодичності землетрусів і вулканізму Тихоокеанського рухомого пояса. Зокрема, прогноз 19-річних циклів становить до 94% для сильних землетрусів з магнитудой М (7 і глибиною осередків 0 — 600 км, і навіть для потужного вулканизма. Кроме перелічених хвиль є такі їм сонячні приливні хвилі кілька меншою амплітуди, які, складаючись з місячними, посилюють их.

Гармонійний аналіз лише місячної серії припливних спостережень дає можливість окреслити ціла низка хвиль. Зокрема, з розкладання Дудсона виходить 115 секториальных полусуточных, 158 тессеральных добових, 99 зональних долгопериодных і 14 секториальных третьесуточных хвиль. Взаємодія всіх таких фаз призводить до надзвичайно складним взаємним переміщенням збурюючих мас речовини у тілі Землі та на поверхности.

Фізичні основи гравітаційних аномалий.

Аномальне гравітаційного поля відбиває сумарне дію гравитирующих мас, розташованих в різних глибинах в земної корі і верхньої мантії. Тож однозначного вирішення питання щодо природі аномалій необхідно вміти розділяти гравітаційні поля на регіональні, створювані глибоко залегающими масами, і локальні, викликані місцевими геологічними неоднородностями розтину. Зокрема, щоб уникнути високочастотного локального фону користуються різними методами перерахунку аномального поля була в верхнє полупространство, тобто. спостерігач хіба що видаляється від об'єкта обурень. Через війну таких операцій дрібні неоднорідності поля згладжуються і залишається низькочастотний регіональний фон, обумовлений дією глибоко залягаючих гравитирующих масс.

Друге завдання інтерпретації залежить від виключення регіонального фону і виділення локальних аномалій, що з неглибоко залегающими масами. Методи вирішення завдань розроблено досить докладно у цілому носять полуколичественный характер.

Попри складну структуру аномального гравіметричного поля, спостережуваного як у суші, і на море, окремі ділянки кривою (g можуть бути використовуватимуться визначення параметрів гравитирующей маси. Іноді, змінюючи форму та глибину залягання гравитирующей маси, розраховують створювану у своїй аномалію. Порівнюючи її з наблюденной аномалією, методом добору визначають основні параметри возмущающей маси реальних условиях.

Перебування гравітаційного поля відомою формі, щільності і глибині залягання гравитирующей маси називається прямий завданням гравиразведки.

Перебування параметрів гравитирующей маси характером аномалії називається зворотної завданням гравиразведки.

Насправді найчастіше доводиться вирішувати зворотний завдання. У цьому найбільш задовільний наближення вдається досягти для тіл простий геометричній формы.

Існування гравітаційних аномалій в земної корі, під дном океану, як і суші, зумовлено плотностными неоднородностями гірських порід. Що гучніше ці неоднорідності, краще вони позначаються на аномальном гравітаційному полі. Важливе значення мають також суми і форма аномалиеобразующего тела.

Для оцінки параметрів геологічних об'єктів і обгрунтованість розрахунків створюваного ними аномального поля сили тяжкості вводиться, як говорилося, поняття надлишкової щільності гірських пород:

[pic].

Избыточной щільністю називається різницю щільності які вміщали порід (1 і щільності аномалиеобразующего тіла (2. Знання щільності важливо при геологічному тлумаченні гравітаційних аномалий.

Відомості про плотностях гірських порід отримують в різний спосіб: безпосередніми вимірами в свердловинах чи з зразкам, чи опосередкованим шляхом за даними про сейсмічних швидкостях поширення хвиль в товщах порід, чи аналітично по наблюденным гравітаційним аномалиям.

Щільність гірської породи окреслюється ставлення маси речовини m до її обсягу V:

[pic]

Вона залежить від мінералогічного складу, пористости і вологості породи. Чим більший пористість, тим менше щільність, і навпаки. Якщо пори заповнені водою, то щільність такий породи підвищується. Різні геологічні процеси істотно впливають на щільність порід. Наприклад, в зонах тектонічні розлами внаслідок роздрібнення порід і заміщення їх понад легкими породами може статися разуплотнение спочатку більш щільного субстрату. Що стосується впровадження интрузий основного чи ультраосновного складу відбувається заміщення менш щільних порід більш щільними. Збільшення щільності порід зокрема у зводах антиклинальных складок внаслідок стискування пород. В цілому щільність осадових порід менше, ніж щільність магматичних і метаморфических порід, зростає зі збільшенням основности порід. Нижче наведені щільності найпоширеніших пород.

Щільності найпоширеніших пород.

|Порода |Середня щільність, | | |г/см3 | |Глинисті сланці |Метаморфічні |2,3 | |Серпентиниты | |2,6 | |Граніти |Кислі |2,7 | |Диабазы, габро |Основні |2,9 | |Базальты | |3,0 | |Дуниты |Ультраосновные |3,2 | |Глини | |2,0 | |Пісковики |Осадові |2,3 | |Вапняки | |2,5 | |Морська вода |- |1,03 |

У реальних середовищах спостерігаються досить значні відхилення щільності від зазначених середніх значень у той або ту сторону.

Зіставлення щільності коїться з іншими фізичними властивостями гірських порід виявляє часом певні статистичні зв’язку. Так, відзначається параболічна залежність швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль від щільності. Зі збільшенням швидкості щільність закономірно зростає. Це дає змогу провадити оцінку плотностных характеристик геологічного розтину за матеріалами сейсмічних досліджень. Вище наводилися дані про збільшення щільності порід принаймні підвищення їх основности. У цьому напрямі є і збільшення магнітної сприйнятливості порід, хоча минуло більше певної статистичної закономірності тут визначити не удается.

Щільність гірських порід дна океану здебільшого вдається визначити на зразках, драгированных лише із поверхні дна. Яке Започаткували в 1969 р. глибоководне буріння з «Гломар челенджер» дозволило проводити безпосередні визначення щільності осадових і базальтових порід на глибину до 1 км під поверхню дна океана.

Вимірювання щільності на зразках виробляються або шляхом гідростатичного зважування, або з допомогою спеціального приладу — денситометра. У першому випадку значення щільності непористых зразків визначається за такою формулою: [pic], де P1 і P2 — вагу зразка відповідно повітрі й садити у питній воді. При вимірах на денситометре значення щільності (відраховується за шкалою приладу, отградуированной в г/см3. Чем детальніше ми мусимо знати гравітаційного поля, тим більше параметрів визначають аналітичне вираз для силовий функції поля тяжіння планети. У період, коли супутники ще були недоступны, основным методом дослідження гравітаційного поля був гравиметрический. Гравиметрия -- область геофізики, вивчає способи найбільш високоточної визначення удільної сили тяжкості і його геологічної інтерпретації. Цією наукою займаються як фізики, механіки і геологи. До 20-х двадцятого століття наука абсолютно не мала коштів виміру удільної сили тяжкості на морях і океанах з точністю достатньої, на її геологічного тлумачення. У 1922−1929 рр голландський ученый-геодезист Венинг-Мейнес розробив спосіб спостереження коливань маятників на слабко хитному підставі. Використовуючи підводний човен як лабораторії, він здійснив низку плавань до Південно-Східної Азії, досліджував регіон, у якому острівні дуги і глибоководні западини. Ідеї Венинг-Мейнеса були реалізовані у державному астрономічному інституті їм. П. К. Штернберга професором Л. В. Сорокиным. До Великої Великої Вітчизняної війни Л. В, Сорокин з учнями здійснив низку плавань на підводні човни у Чорному море, в Баренцовом, Охотськім і Берингове морях. Тільки війна зупинила ці дослідження. Проте, після війни" вони знову активізувалися. Були розробити й подати інші методи для виміру сили тяжкості на звичайних дослідницьких судах, винайшли морські гравіметри, здатні вимірювати прирощення сили тяжкості відносною точністю буде не гірший [pic]. У морських гравиметрических дослідженнях після війни брали активну співчуття й інших країнах, зокрема США, Англія, Німеччина, Франція, Італія і навіть Японія. Вони і він продовжують активне дослідження гравітаційних полів акваторій, особливо нафтогазоносних акваторій. Нагромадився досить великий матеріал визначення моделі гравітаційного поля Землі як планети. В міру накопичення нових даних здійснювалася ревізія цих моделей. Один із останніх моделей гравітаційного поля по геофизическим даним була побудована ДАІШ професором Н. П. Грушинским. Справжню революцію у визначенні гравітаційного поля планети справили перші запуски штучних супутників Землі. Відзначили різкий перегонів в точності визначення постійної [pic]-- постійної, відповідальної за стиснення планети -- однією з основних параметрів, необхідні розгортання карт на Земний поверхні. Зараз розроблено нові методи спостереження ШСЗ, що дозволяють визначити положення супутника з точністю [pic]2 див. Виникло новий напрям небесної механіки, що дозволяє по видимим неравенствам рухається супутника визначати возмущающие сили — гравітаційного поля планети. Як відомо зворотні завдання динаміки ставляться до типу некоректних, теорію яких розробили вчені МДУ і успішно йдуть на вирішення завдань як геофізики, і астрофізики. Зараз побудовано досить багато моделей гравітаційного поля Землі різною детальності і точності. Відзначено, що зі збільшенням ступені та порядку розкладання падає точність визначення коефіцієнтів. Для описи регіонального поля часто вдаються до моделі ступені та порядку 36 (36×36). Найбільш детальна з відомих моделей, очевидно, модель, отримавши шифр EGM-96 (360×360).

Перша у світі гравикарта.

Такой карти був ще ніхто ніколи. Переливи квітів показують ледве вловимі зміни гравітаційного поля Землі. Якби вам довелося пролітати над червоними зонам, вас б тягнуло вниз трохи дужче, а блакитним є такі області, де тяжіння планети злегка слабшає. Гравітаційні аномалії не сприймаються людських органів почуттів, тому вчені завдали ці дані на сферу, перебільшивши піки і провали. То була отримана дивовижно чітка ілюстрація предмета дослідження. Виглядає вона, можливо, кілька дивно, але з варто спокушатися — ця карта й ті, що підуть з ним, дозволять отримати нові дані про те, як океани рухаються і впливають на клімат. Саме розуміння того, як парникові гази можуть невпізнанно змінити планету, залежатиме з посади цих піків і западин. Карта було створено спільної американо-германской експедицією Grace (Експеримент з реверсії гравітації і клімату). Карта — перший продукт проекту, у якому беруть участь двоє супутника, що у 450 кілометрів від Землі. Супутники збирають інформацію, виконуючи старанно вивірені маневри на орбіті. Тоді одностайно погойдується поволі переміщається в нерівному гравітаційному полі землі, другий, наступний з відривом 220 кілометрів, вимірює коливання в поділяючому їх відстані до мікрона. Саме зміни відстані і описують природу і цьогорічні масштаби гравітаційних аномалій, з яких пролітають супутники. Очевидні піки гравітації були відомі вже деяке час — наприклад, Гімалаї, де маса продовжує накопичуватися разом із гравітаційним притяганням, тоді як порода збирається у цій галузі внаслідок переміщення тектонічних плит Землі. Але зібрати подробиці вдалося лише за допомогою Grace, особливо стосовно океанів, які утворює постійно яка переміщається водна маса. Перша карта, створена Grace, статична — свого роду «гравітаційний зліпок «Землі. Але це профіль постійно змінюється — разом із рухами земної кори, океанів і атмосфери з них. Тепер Grace буде разів у 30 днів надсилати на Землю новий профіль, з яких майбутньому можна скласти динамічну модель й прискіпливо стежити за изменениями.

____________________________________________________________________________ ______________

Список використаної литературы

1. Підручник із геофізики — 2000 р. — Орлёнок Ю. А.

2. Збірник статей по гравітаційним аномалій факультету геологии

МГУ.

3. Міжнародний бюлетень по гравиразведки — 2002 г.

-----------------------

[1] Значення середніх змістів окремих елементів названі кларками — по прізвища вперше рассчитавшего в 1889 р. американського вченого Ф. Кларка.

[2] Розмір, зворотна геотермической щаблі, називається геотермическим градієнтом, тобто. градієнт — їх кількість градусів, яким збільшується температура на кожні 100 м глубины.

-----------------------

[pic]

Рис. II.2. Елементи планетної орбіти: АП — велика полуось орбіти, вісь апсид; П — перегилий; А — афелій; r — радиус-вектор

[pic]

Внутрішнє будова Земли

ПоказатьСвернуть
Заполнить форму текущей работой