1. Строение и состав земли

1. Фигура и размеры Земли

Слова и словосочетания

эллипсоид вращения	экваториальный радиус
сфероид	полярный радиус
геоид	полярное сжатие Земли

Первые представления о форме и размерах Земли появились еще в глубокой древности. Так, Аристотель (III век до н.э.) привел первые доказательства шарообразности Земли, когда заметил округлую тень ее на диске Луны во время лунных затмений. Точный ответ о форме и размерах Земли дают измерения длины дуги меридиана величиной в один градус в разных местах на поверхности Земли. Эти измерения показали, что длина дуги меридиана в 1⁰ в полярных областях наибольшая и составляет 111,7 км, а на экваторе она наименьшая – 110,6 км. Следовательно, наша Земля не является по своей форме шаром. Экваториальный радиус Земли больше полярного на 21,4 км. Таким образом, пришли к заключению, что форма нашей планеты соответствует эллипсоиду вращения. последующие измерения показали, что Земля сжата не только на полюсах, но и по экватору, т.к. наибольший и наименьший радиусы экватора отличаются по длине на 213 м. Представление о Земле как об эллипсоиде (или сфероиде) верны, но в действительности реальная поверхность Земли более сложная, т.к. на поверхности ее имеются глубокие впадины и возвышенности. Наиболее близкой к современной фигуре Земли является фигура, получившая название геоида.

Геоид – форма, которая определяется поверхностью свободно распределенной воды. В такой фигуре сила тяжести повсеместно располагается перпендикулярно к ее поверхности (рис. 1).

Современные результаты измерения геоида дают следующие значения: экваториальный радиус r_э = 6378,16 км, полярный радиус r_п = 6357,78 км, среднее значение радиуса – 6371,11 км. Длина экватора: L= 40075,696 км; площадь поверхности – 510,2 млн км², ее объем – 1,083 × 10¹² км³, масса – 5,976 × 10²⁷ г.

На основании разницы в длине экваториального (а) и полярного (в) радиусов определена величина полярного сжатия Земли:

r = .

известно, что Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите на среднем расстоянии 149,5 млн км. период обращения равен 365,242 ср. солн. сут. Скорость обращения в среднем составляет 29,8 км/с. Период вращения Земли вокруг собственной оси 23 часа 56 минут и 4,1 секунды. Скорость вращения Земли постепенно уменьшается, поэтому продолжительность суток за столетие увеличивается на 0,001 сек. Положение оси вращения осложняется медленным поворотом ее по круговому конусу (полный оборот за 26 тыс. лет) и колебанием оси с периодом 18,6 лет (явления прецессии и нутации).

1.2. Геофизические поля и физические свойства Земли

Слова и словосочетания

геотермическая ступень	магнитное наклонение
геотермический градиент	магнитное склонение
гравиметр	магнитометр
гравиразведка	миграция магнитных полюсов
гравитационная аномалия	остаточная намагниченность
гравитационное поле	палеомагнетизм
изогоны	сила тяжести
изодинамы	солнечная постоянная
изоклины	центробежная сила
магнитная аномалия

Под геофизическими полями Земли понимают естественные физические поля, создаваемые этой планетой. К ним относятся гравитационное, магнитное, тепловое и электрическое.

Гравитационное поле. На Земле постоянно действует сила притяжения, направленная к центру, и центробежная сила. Равнодействующая этих двух сил определяет силу тяжести. Единица измерения силы тяжести в гравиразведке названа в честь Галилея галом (1 см/с² = 1 Гал).

Особенности распределения силы тяжести на поверхности Земли были определены еще в XVIII веке французским математиком А. Клеро. Он впервые вывел формулу для вычисления силы тяжести на любой географической широте сфероида при известных значениях силы тяжести (ускорения свободного падения) у полюса и на экваторе:

g = g_э+(g_n – g_э)sin²u,

где g, g_э, g_n – ускорение свободного падения, соответственно, для данной географической широты (u), на экваторе и на полюсе.

Нормальные значения ускорения свободного падения на Земле уменьшаются от 978 см/с² на полюсах до 983 см/с² на экваторе. Однако, эти значения существенно отличаются от фактически измеряемых на поверхности Земли. Это отличие обусловлено изменением плотности пород, слагающих Землю. Эта особенность гравитационного поля и лежит в основе прикладного использования гравиметрического метода. Измерение ускорения свободного падения (g) производится специальными приборами – гравиметрами. Отклонение фактических данных (g) от теоретических значений для данной местности называются гравитационными аномалиями. По результатам гравиметрических измерений строятся гравиметрические профили и карты. Гравиметрические аномалии тесно связаны с распределением плотностей. Над плотными породами сила тяжести повышается, над менее плотными (легкими) она уменьшается. Следовательно, по гравиметрическим картам можно определять строение земной коры. Так, например, над выступами фундамента, породами основного и ультраосновного состава (габбро, перидотиты), рудами тяжелых металлов наблюдаются высокие значения тяжести (положительные аномалии), а над более легкими – относительное понижение значений силы тяжести (рис.2).

М агнитное поле Земли. Магнитные свойства нашей планеты были известны еще в древнем Китае. Наша земля – это гигантский магнит с магнитным полем вокруг, которое простирается за пределы планеты на несколько земных радиусов. Как всякий магнит, Земля имеет магнитные полюса, которые, однако, не совпадают с географическими полюсами, так как центр магнитного поля смещен относительно центра нашей планеты на 430 км (рис.3). В 1970 году положение магнитных полюсов определялось соответственно: Южный – вблизи Северной Гренландии (74^° с.ш. и 100^° з.д.), а Северный – к западу от моря Росса в антарктиде (68^° ю.ш. и 145^° в.д.).

В положении магнитных полюсов отмечаются вековые, годовые и суточные колебания. Причем вековые колебания достигают 30⁰.

Н агляднее всего магнитное поле Земли проявляется своим действием на магнитную стрелку, которая в любой точке земной поверхности устанавливается строго по магнитному меридиану. Ввиду несовпадения магнитных и географических полюсов, в показаниях магнитной стрелки различают магнитное склонение и наклонение.

Магнитное склонение – угол отклонения магнитной стрелки (магнитного меридиана) от географического меридиана данной местности. Склонение может быть восточным и западным (рис.4). Изогоны – это линии, соединяющие на карте точки с одинаковым склонением. Нулевая изогона определяет положение магнитного меридиана.

М агнитное наклонение – угол наклона магнитной стрелки к горизонту. В северном полушарии опущен вниз северный конец магнитной стрелки, в южном – южный конец стрелки. Линии, которые соединяют точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Нулевая изоклина соответствует магнитному экватору.

Кроме склонения и наклонения магнитное поле характеризуется напряженностью, которая невелика и не превышает 0,01А/м. линии, которые соединяют точки равной напряженности, называются изодинамами. Напряженность магнитного поля увеличивается от магнитного экватора к полюсам. Отклонение значений напряженности магнитного поля от среднего значения для данной местности называется магнитными аномалиями. Они связаны с различными магнитными свойствами горных пород, в разн ой степени намагничивающихся в магнитном поле Земли.

Благодаря неоднородности магнитных свойств различных горных пород поиски полезных ископаемых ведутся методом магниторазведки. Также выясняются особенности геологического строения земной коры (рис.5). Магнитные свойства изучают с помощью магнитометров не только наземных, но и тех, которые устанавливают на самолетах и космических аппаратах.

П о остаточной намагниченности горных пород появилась возможность восстанавливать элементы древнего магнитного поля (положение полюсов и напряженность), что дало начало новой отрасли геологии – палеомагнетизму. Палеомагнитные исследования показали, что магнитные полюса в течение последних пятисот миллионов лет непрерывно перемещались в западном направлении со скоростью 1 см/год – миграция магнитных полюсов (рис. 6). Еще одной особенностью магнитного поля Земли является периодическая смена полярности магнитных полюсов, т.е. инверсия полюсов. Через каждые 200–300 тысяч лет Северный полюс магнита Земли становится южным и наоборот. Шкалу магнитных инверсий используют для расчленения и сопоставления толщ горных пород и определения возраста. По современным представлениям, геомагнитное поле Земли имеет электромагнитную природу. Оно возникает под действием сложной системы электрических токов, которые сопровождают турбулентную конвекцию вещества в жидком внешнем ядре. Следовательно, Земля работает, как динамомашина (динамотеория Френкеля – Эльзассера).

Тепловое поле Земли. Тепловой режим Земли обусловлен теплотой, которая выделяется из ее недр. Кроме того, для поверхности Земли имеет значение и теплота, получаемая от Солнца. В каждую минуту на 1 см² земной поверхности поступает от Солнца около 8,173 Дж тепла. Эта величина называется солнечной постоянной. Одна третья часть солнечной энергии отражается атмосферой и поверхностью Земли и рассеивается. излучение Солнца намного превышает количество тепла, поступающего из глубины (около 4×10^–4 Дж в минуту). Поэтому температура на поверхности нашей планеты и верхнего слоя литосферы определяется излучением Солнца. Она колеблется (изменяется) в разное время суток и в разные времена года.

На некоторой глубине от поверхности располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре данной местности. Так, в Москве на глубине 20 метров от поверхности наблюдается постоянная температура, равная + 4,2⁰С, а в Париже +11,8⁰С на глубине 28 м. ниже пояса постоянной температуры под влиянием внутреннего тепла Земли температура возрастает в среднем на 3⁰С на каждые 100 м. изменение температуры в градусах на единицу глубины называется геотермическим градиентом, а интервал глубины в метрах, на котором температура повышается на 1^˚, называется геотермической ступенью (ее среднее значение составляет 33 м).

Изучение внутреннего теплового потока показало, что его значение зависит от интенсивности эндогенных процессов и от степени подвижности коры. Среднее для Земли значение теплового потока около 1,4–1,5 мккал/см²×с. повышенные значения теплового потока наблюдаются в горных сооружениях (до 2 – 4 мккал/см²×с), в пределах рифтовых долин срединно-океанических хребтов (до 2 мккал/см²×с и более, достигая местами 6,0–8,0 мккал/см²×с). высокие значения теплового потока отмечены также во внутренних рифтах Красного моря, озера байкал. Основными источниками внутренней тепловой энергии Земли считаются:

1. радиогенное тепло, связанное с распадом радиоактивных элементов (²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th, ⁴⁰K и др).

2. гравитационная дифференциация вещества на границе мантии и ядра, которая сопровождается выделением тепла.

Как уже отмечалось, с увеличением глубины наблюдается увеличение температуры. Так, например, в Кольской сверхглубокой скважине, расположенной в пределах древнего кристаллического щита Восточно-европейской платформы, расчетный геотермический градиент был принят 1^˚С на 100 м, а ожидаемая температура на глубине 15 000 метров должна составить 150–160^˚С. именно так распределялась температура до глубины 2 500 – 3 000 м. Далее картина изменилась. Величина теплового потока увеличилась в два раза, и температурный градиент составил 1,7 – 2,2^˚С на 100 м. на отметке 12 000 метров температура оказалась выше 200^˚С вместо ожидаемых 120^˚С.

П о расчетам различных авторов на глубине 100 км температура не превышает 1300 – 1500^˚С, т.к. именно с этих глубин изливается на поверхность лава с температурой 1100 – 1250⁰С. температура более глубоких зон мантии и ядра оценивается весьма приблизительно 4000 – 5000^˚С (рис.7).

Распределение и изменение температуры в верхних слоях земной коры в основном связано с локальными источниками тепла, а также различной теплопроводностью горных пород.

К локальным источникам следует отнести: магматические очаги, зоны разломов с активной циркуляцией термальных вод, участки с повышенной концентрацией радиоактивных элементов и др. существенное влияние на распределение тепла оказывает теплопроводность горных пород. Так, например, кристаллические породы обладают более высокой теплопроводностью, чем рыхлые осадочные породы, а теплопроводность вдоль пластов значительно выше, чем в перпендикулярном к напластованию направлении. Поэтому при залегании, близком к вертикальному, толще осадочных пород будет свойственна более высокая температура, чем при горизонтальном залегании. Этим объясняется повышение температуры над нефтяными месторождениями, которые расположены в выпуклых изгибах пластов (рис. 8). температура недр – один из основных факторов, контролирующих образование скоплений многих полезных ископаемых. Так, аккумуляцию углеводородов разного фазового состава обусловливает пластовая температура и давление, в зависимости от которых формируются залежи преимущественно однофазовые (нефтяные или газовые), двухфазовые (газонефтяные) или находятся в критическом состоянии (газоконденсатные). таким образом, сведения о пластовом давлении и температуре позволяют целенаправленно вести поиски месторождений нефти и газа.