трусики женские украина

На головну

 Форма, розміри і руху Землі та їх геофізичні слідства. Гравітаційне поле Землі - Геодезія

РОСІЙСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ГІДРОМЕТЕОРОЛОГІЧНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

Тема: «Форма, розміри і руху Землі та їх геофізичні слідства. Гравітаційне поле Землі. Основні характеристики, їх зміни по широті, глибині і висоті над поверхнею Землі. Гравітаційні аномалії. »

Виконав: студент заочного відділення 1 курсу

спеціальність метеорологія Бондарчук А.В.

План

· Третя планета в галактиці.

· Орбітальні характеристики планет.

· Внутрішньо будова Землі.

· Земна кора і її будову.

· Газова оболонка Землі.

· Закон всесвітнього тяжіння.

· Форма Землі і гравітація.

· Аномалії сили тяжіння.

· Система Земля - ??Місяць.

· Фізичні основи гравітаційних аномалій.

· Перша в світі гравікарта.

· Список використаної літератури.

Третя планета в галактиці.

Сонячна система включає дев'ять великих планет, які зі своїми 57 супутниками звертаються навколо масивної зірки по еліптичних орбітах (рис. 1). За своїми розмірами і масою планети можна розділити на дві групи - планети земної групи, розташовані ближче до Сонця, - Меркурій, Венера, Земля і Марс і планети-гіганти - Юпітер, Сатурн, Уран і Нептун, що знаходяться на значно більш віддалених орбітах від центральної зірки. Остання з відомих планет Плутон своєю орбітою з радіусом близько 6 млрд. Км окреслює межі Сонячної системи. Плутон не належить до планет-гігантів, його маса майже в десять разів менше маси Землі. Аномальні характеристики цієї крихітної планети дозволяють розглядати її як колишній супутник Нептуна.

Крім великих планет між орбітами Марса і Юпітера обертається більше 2300 малих планет - астероїдів, безліч дрібніших тіл - метеоритів і метеорної пилу, а також кілька десятків тисяч комет, що рухаються по сильно витягнутих орбітах, деякі з яких далеко виходять за межі Сонячної системи.

Рис. 1. Сонячна система

Всі планети і астероїди обертаються навколо Сонця в напрямі руху Землі - із заходу на схід. Це так зване прямий рух. Основні закономірності руху планет повністю визначаються законами Кеплера. Розглянемо ці закони і охарактеризуємо основні елементи еліптичних орбіт. Згідно з першим законом, всі планети обертаються навколо Сонця по еліптичних орбітах, в одному з фокусів яких знаходиться Сонце. На рис. 2 показані елементи планетних орбіт з Сонцем (С) у фокусі. Лінія АП називається лінією апсид, крайні точки якої афелій (А) і перигелій (П) характеризують найбільшу і найменшу видалення від Солнца.Расстояніе планет (Р) на орбіті від Сонця (геліоцентрична відстань) визначається радіусом-вектором r = СР Ставлення полуфокального відстані (с) до великої півосі (а) називається ексцентриситетом орбіти :.

Якщо позначити через q перігельное відстань, а через Q афелійних відстань, то їх значення легко визначити з виразів :;

.

Тоді, визначивши велику піввісь (а), ми знайдемо середнє річне відстань планети до Сонця:

 Ріс.3.Площаді, описувані радіус-вектором планети

.

Cреднее геліоцентрична відстань Землі від Сонця дорівнює 149,6 млн. Км. Ця величина називається астрономічною одиницею і приймається за одиницю вимірювань відстаней в межах Сонячної системи.

Відповідно до другого закону Кеплера радіус-вектор планети описує площі, прямо пропорційні проміжкам часу. Якщо позначити через S1площадь перігелійное сектора (рис. 3), а через S2- площа афелійних сектора, то їх ставлення буде пропорційно часів Dt1і Dt2, за які планета пройшла відповідні відрізки дуг орбіти :.

Звідси випливає, що секториальная швидкість:

величина постійна.

Час, протягом якого планета зробить повний оборот по орбіті, називається зоряним, або сидеричним періодом Т (рис. 3). За повний оборот радіус-вектор планети опише площа еліпса:

.

Тому секториальная швидкість:

виявляється найбільшою в перигелії, а найменшою - в афелії. Використовуючи другий закон, можна обчислити ексцентриситет земної орбіти по найбільшому і найменшому добовому зміщення Сонця по екліптиці, отражающему рух Землі. Земля в перигелії перебуває на початку січня (hmax = 61 '), а в афелії на початку липня (hmax = 57'). За другим законом Кеплера швидкість Землі в афелії і перигелії визначається з виразів:;.

Таким чином, орбіта Землі лише ненабагато відрізняється від кола.

Знайдені з спостережної астрономії закони Кеплера показали, що Сонячна система являє собою механічну систему з центром, які у сонячній масі.

Закони Кеплера послужили Ньютону основою для виведення свого знаменитого закону всесвітнього тяжіння, який він сформулював так: кожні дві матеріальні частки взаємно притягуються з силою, пропорційною їх масам і обернено пропорційною квадрату відстані між ними.

Математичне формулювання цього закону має вигляд :,

де M і m - взаємодіючі маси, r - відстань між ними; G - гравітаційна стала. В системі СІ G = 6,672 · 10-11м3 · кг-1 · с-2. Фізичний сенс гравітаційної постійної полягає в наступному: вона характеризує силу тяжіння двох мас вагою в 1 кг кожна на відстані в 1 м. Величина G вперше була визначена в 1798 р англійським фізиком Кавендіш за допомогою крутильних терезів.

Закон Ньютона вирішив завдання про характер дії сили, що управляє рухом планет. Це сила тяжіння, створювана центральної масою Сонця. Саме ця сила не дає планетам розлетітися, а зберігає їх у зв'язковою системі послідовних орбіт, якими як на прив'язі сотні мільйонів років кружляють великі і малі планети.

Скористаємося законом тяжіння і визначимо масу Землі, вважаючи, що взаємодіють дві маси - Землі (М) і деякого тіла, що лежить на її поверхні. Сила тяжіння цього тіла визначається законом Ньютона :.

Але одночасно з другого закону механіки ця ж сила дорівнює добутку маси на прискорення:

,

де g - прискорення сили тяжіння; R - радіус Землі.Пріравнівая праві частини виразів :,

знайдемо вираз для визначення маси Землі:

Підставивши відомі значення G = 6,672 · 10-11м3 · кг-1 · с-2, g = 9,81 м / с2, R = 6,371 · 106м, в результаті отримаємо MЗ = 5,97 · 1024кг, або в грамах: M3 = 5,97 · 1027г. Така маса Землі.

В даний час для більш точного визначення маси і фігури планет і їх супутників використовуються параметри орбіти штучних супутників, що запускаються з Землі.

Орбітальні характеристики планет.

Фізичні умови на поверхні кожної з дев'яти планет цілком визначаються їх становищем на орбіті відносно Сонця. Найближчі до світила чотири планети - Меркурій, Венера, Земля і Марс - мають порівняно невеликі маси, помітне подібність у складі слагающего їх речовини і отримують велику кількість сонячного тепла, відчутно впливає на температуру поверхні планет. Дві з них - Венера і Земля - ??мають щільну атмосферу, Меркурій і Марс атмосфери практично не мають.

Планети-гіганти Юпітер, Сатурн, Уран і Нептун значно віддалені від Сонця, мають гігантські маси і щільну потужну атмосферу. Всі вони відрізняються високою осьової швидкістю обертання. Сонячне тепло майже не досягає цих планет. На Юпітері воно становить 0,018 · 103Вт / м2, на Нептуні - 0,008 · 103Вт / м2.

Велика частина маси речовини Сонячної системи зосереджена в самому Сонце - більше 99%. На долю планет припадає менше 1% загальної маси. Решта речовина розсіяна в астероїдах, кометах, метеоритах, метеорної і космічного пилу.

Всі планети мають порівняно невеликі розміри і порівняно з відстанями між ними їх можна представляти у вигляді матеріальної точки. З курсу фізики відомо, що добуток маси тіла на його швидкість називається імпульсом :,

а твір радіуса-вектора на імпульс - моментом імпульсу :.

З наведеного виразу видно, що швидкість V руху планети по еліптичній орбіті змінюється разом зі зміною радіуса-вектора r. При цьому на підставі другого закону Кеплера має місце збереження моментів імпульсу :.

Видно, що при збільшенні r1скорость V1должна зменшуватися, і навпаки (маса т планети незмінна). Якщо виразити лінійну швидкість V через кутову швидкість w:,

то вираз для моменту імпульсу планети набуде вигляду :.

З останньої формули випливає, що при стисненні обертових систем, т. Е. При зменшенні r і сталості т, кутова швидкість обертання w неминуче зростає.

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

Орбітальні параметри планет Сонячної системи.

 Планета

 Радіус

 орбіти, 10 вересня м

 Маса,

 27 жовтня г

 Пліт-ність,

 г / см 3

 Екваторіаль-

 ний радіус, 10 6 м

 Період

 обертання, земні добу або ч Нахил екватора до орбіти, градуси

 Період

 звернення земні добу

 Меркурій 57,9 0,330 5,43 2,439 58,65 сут 2 ± 3 87,96935

 Венера 108,2 4,870 5,25 6,051

 243,022

 (± 006) сут 177,3 224,7

 Земля 149,6 5,976 5,52 6,378 23,9345 ч 23,45 365,26

 Марс 227,9 0,642 3,95 3,393 24,6299 ч 23,98 686,98

 Юпітер 778,3 1900 6,84 71.398 9,841 ч 3,12 4333

 Сатурн 1427,0 568,8 5,85 60,33 10,233 ч 26,73 10759

 Уран 2869,6 86,87 5,55 26,20 17,24 год 97,86 30685

 Нептун 4496,6 102,0 5,60 25,23 (18,2 ± 0,4) год (29,56) 60189

 Плутон 5900,1 (0,013) (0,9) (1,5) 6,387 сут (118,5) 90465

При русі планети навколо Сонця сила тяжіння останнього зрівнюється доцентровою силою, прикладеної до планети :.

Звідси легко знайти середню орбітальну швидкість руху планети, яка збігається з круговою швидкістю :,

де r = a - відстань від Сонця; Т - період обертання планети навколо світила.

Як приклад знайдемо середню орбітальну швидкість обертання Землі, поклавши в формулу Т = 365,2564 · 86400 з = 31,56 · 106с, а = 149,6 · 106км, отримаємо V = 29,78 км / с.

Внутрішньо будова Землі.

Тривале існування води і життя на поверхні Землі стало можливим завдяки трьом основним характеристикам - її масі, геліоцентричної відстані й швидкому обертанню навколо своєї осі.

Саме ці планетарні характеристики визначили єдино можливий шлях еволюції живої і неживої речовини Землі в умовах Сонячної системи, підсумки якого відбиті в неповторному вигляді планети. Ці три найважливіші характеристики в інших восьми планет Сонячної системи істотно відрізняються від земних, що й стало причиною спостережуваних розходжень у їхній будові та шляхи еволюції.

Маса сучасної Землі дорівнює 5,976 · 1027г. У минулому внаслідок безупинно протікаючих процесів дисипації летучих елементів і тепла вона, безсумнівно, була більшою. Маса планети відіграє визначальну роль в еволюції протовещества. Куляста форма Землі свідчить про переважання гравітаційної організації речовини в тілі планети.

З ростом глибини ростуть тиск і температура. Речовина переходить в розплавлене і навіть іонізованних стан, завдяки чому зростає його хімічний потенціал. Тим самим створюються передумови для тривалої термічної і, отже, геологічної активності планети.

Середній радіус геліоцентричної орбіти Землі (відстань від Сонця) дорівнює 149,6 млн. Км. Ця величина прийнята в якості астрономічної одиниці. Чому ми виділяємо цей параметр серед безлічі інших? Справа в тому, що на цій відстані кількість сонячного тепла, що досягає поверхні Землі, таке, що виноситься з надр вода має можливість тривалий час зберігатися в рідкій фазі, формуючи великі океанічні і морські басейни. Вже на орбіті Венери, розташованої на 50 млн. Км ближче до Сонця, і на орбіті Марса, розташованого на 70 млн. Км далі від Сонця, ніж Земля, таких умов немає. На Венері через надлишок сонячного тепла вода випаровується і може існувати тільки в атмосфері планети, на Марсі через нестачу тепла перебуває в замерзлому стані під грунтом планети (можливо, у формі мерзлоти). І нарешті, обертання Землі: повний оборот навколо своєї осі щодо Сонця планета робить за 24 години, або за 86400 с; щодо зірок - за 86164 с. Завдяки настільки швидкому обертанню виникли динамічні умови, необхідні для утворення земного магнітного поля. Без магнітного екрана розвиток сучасних форм життя при інших сприятливих умовах було б неможливо. Потік сонячних частинок високих енергій безперешкодно досягав би земної поверхні, несучи загибель живому речовини. Життя в цих умовах могла б зародитися і існувати лише під водою або глибоко в грунті. Суша являла б собою мертві пустелі, позбавлені рослинності і яких-небудь живих істот.

Добове обертання Землі забезпечує також поперемінне нагрівання та охолодження її поверхні. Це сприяє розвитку водної та повітряної циркуляції, прискоренню динаміки всіх процесів життєдіяльності біосфери, перетворенню речовини земної кори.

Нахил осі обертання до площини орбіти (23 ° 27 ?) призводить до періодичного (сезонному) зміні кількості сонячного тепла, одержуваного різними ділянками земної поверхні при русі планети по геліоцентричної орбіті. Повне звернення навколо Сонця Земля робить за 365,2564 зоряної доби (сидеричний рік), або 365,2422 сонячної доби (тропічний рік).

Площа поверхні Землі дорівнює 510 млн. Км2, середній радіус сфери - 6371 км.

Земна кора і її будову.

 Внутрішня будова Землі. Заштриховані області зовнішнього ядра і астеносфери: А - земна кора; ВС - верхня мантія; D - оболонка; Е - верхнє (рідке) ядро; F - перехідна зона; G - внутрішнє ядро

Верхня тверда геосфера іменується земною корою. Це поняття пов'язане з ім'ям югославського геофізика А.Мохоровічіча, який встановив, що у верхній товщі Землі сейсмічні хвилі поширюються повільніше, ніж на великих глибинах. Згодом цей верхній низкоскоростной шар був названий земною корою, а межа, що відокремлює земну кору від мантії Землі, - кордоном Мохоровичича, або, скорочено, - Моха. Потужність земної кори мінлива. Під водами океанів вона не перевищує 10-12 км, а на континентах становить 40-60 км, (що становить не більше 1% земного радіуса), рідко збільшуючись в гірських районах до 75 км. Середня потужність кори приймається рівної 33 км, середня маса - 3 · 25 жовтня р

За геологічними і геохімічним даними до глибини 16 км підрахований усереднений хімічний склад порід земної кори [1]. Ці дані постійно уточнюються і на сьогодні виглядають наступним чином: 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%, у тому числі на титан - 0,6%, вуглець - 0,1, мідь - 0,01, свинець - 0,0016, золото - 0,0000005%. Очевидно, що перші вісім елементів становлять майже 99% земної кори і тільки 1% падає на інші (більше сотні!) Елементи таблиці Д.І. Менделєєва. Питання про склад більш глибоких зон Землі залишається спірним. Щільність порід, що складають земну кору, з глибиною зростає. Середня щільність порід у верхніх горизонтах кори 2,6-2,7 г / см3, прискорення сили тяжіння на її поверхні 982 см / с2. Знаючи розподіл щільності і прискорення сили тяжіння, можна розрахувати тиск для будь-якої точки радіуса Землі. На глибині 50 км, тобто приблизно у підошви земної кори, тиск становить 13000 атм.

Температурний режим в межах земної кори досить своєрідний. На деяку глибину в надра проникає теплова енергія Сонця. Добові коливання температури спостерігаються на глибинах від декількох сантиметрів до 1-2 м. Річні коливання в помірних широтах сягають глибини 20-30 м. На цих глибинах залягає шар порід з постійною температурою - ізотермічний обрій. Його температура дорівнює середній річній температурі повітря в даному регіоні. У полярних і екваторіальних широтах, де амплітуда коливання річних температур мала, ізотермічний горизонт залягає близько до земної поверхні. Верхній шар земної кори, в якому температура змінюється за сезонами року, називається активним. У Москві, наприклад, активний шар сягає глибини 20 м.

Нижче ізотермічного горизонту температура підвищується. Підвищення температури з глибиною нижче ізотермічного горизонту обумовлене внутрішнім теплом Землі. У середньому збільшення температури на 1 ° С здійснюється при заглибленні в земну кору на 33 м. Ця величина називається геотермической щаблем [2]. Геотермічна щабель у різних регіонах Землі різна: вважають, що в зонах вулканізму вона може бути близько 5 м, а в спокійних платформних областях - зростати до 100 м.

Разом з верхнім твердим шаром мантії земна кора об'єднується поняттям літосфера, сукупність же кори і верхньої мантії прийнято іменувати тектоносферою.

Типи кори. У різних регіонах співвідношення між різними гірськими породами в земній корі різному, причому виявляється залежність складу кори від характеру рельєфу і внутрішньої будови території. Результати геофізичних досліджень і глибоко буріння дозволили виділити два основних і два перехідних типу земної кори. Основні типи маркують такі глобальні структурні елементи кори як континенти і океани. Ці структури прекрасно виражені в рельєфі Землі, і їм властиві континентальний і океанічний типи кори.

Рис. Типи земної кори:

1 - вода, 2 - осадовий шар, 3 - переслаивание осадових порід

і базальтів, 4 - базальти і кристалічні ультраосновних породи,

5 - гранітно-метаморфічних шар, 6 - гранулітового-базитових шар,

7 - нормальна мантія, 8 - розущільнення мантія

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

Океанська кора характерна для Світового океану. Вона відрізняється від континентальної по потужності та складом. Потужність її коливається від 5 до 12 км, складаючи в середньому 6-7 км. Зверху вниз в океанській корі виділяються три шари: 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 ін.), А також виявлена ??в деяких глибоких западинах на суші (центральна частина Прикаспійської западини). Потужність субокеанской кори 10-25 км, причому збільшена вона переважно за рахунок осадового шару, що залягає безпосередньо на нижньому шарі океанської кори.

Субконтинентальна кора характерна для острівних дуг (Алеутской, Курильської, Південно-Антильской і ін.) І околиць материків. За будовою вона близька до континентальної корі, але має меншу потужність - 20-30 км.

Таким чином, різні типи земної кори чітко розділяють Землю на океанічні і континентальні блоки. Високе становище континентів пояснюється більш потужною і менш щільною земною корою, а занурене положення ложа океанів - корою більш тонкої, але більш щільною і важкою. Область шельфу стелить континентальної корою і є підводним закінченням материків.

Газова оболонка Землі.

Сучасна атмосфера має азотно-кисневий склад: 78,1% - азоту, 20,9% - кисню. У ній також міститься від 0,3 до 3% пар води, 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 загальній товщині газової оболонки 1800 - 2000 км.

Атмосфера має стратифицированное будову. До висоти 100 - 120 км внаслідок активних турбулентних процесів, викликаних температурними контрастами між екватором і полюсами, нерівномірним нагріванням земної поверхні сонячним теплом, відбувається інтенсивне перемішування повітряних мас. Вище зазначеної кордону відбувається гравітаційне розділення газів за питомою вагою. 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 гелієво-водневий склад. Легкі водень і гелій як би спливають над більш важкої молекулярної оболонкою. Виділяються чотири основних шари: тропосфера, стратосфера, мезосфера і термосфера (іоносфера).

Тропосфера. Це приземний шар атмосфери, що простирається до висоти 12 - 18 км. У ньому міститься до 80% маси всієї атмосфери, водяна пара і частинки пилу антропогенного і природного походження (вулканізм, пилові бурі і т.д.). На рівні моря атмосферний тиск дорівнює 760 мм ртутного стовпа, або 1013,32 гПа. З висотою тиск падає і на верхній межі тропосфери не перевищує 0,026 атм (26 гПа). Тропосфера пронизується двома видами сонячної енергії - світловий і тепловий. Потоки світла і тепла частково розсіюються хмарами і частинками пилу і газів тропосфери, але в основному досягають земної поверхні, нагріваючи її до 20 - 40 ° С. Нагріваючись, Земля перевипромінює тепло в атмосферу, але в більш довгохвильовому діапазоні - інфрачервоному. Це тепло поглинається парами води і вуглекислого газу. Відбувається прогрівання тропосфери знизу. Тому з висотою температура тропосфери падає в середньому на 6 градусів на кілометр. Завдяки нахилу земної осі до площини орбіти і сферичності Землі, кількість тепла, одержуване земною поверхнею по довготі - від екватора до полюсів, - сильно змінюється. На його розподіл впливають також рельєф, океанічні і морські басейни.

Стратосфера. Від верхньої межі тропосфери до висоти 50 - 55 км температура мало змінюється і становить близько 220 К. Внаслідок вимерзання парів води у верхніх шарах тропосфери в стратосфері майже не відбувається поглинання інфрачервоного випромінювання, що надходить знизу. Промениста теплопровідність стратосфери значно вище, ніж тропосфери. Цим пояснюється спостережувана стабільність її температури. Тиск на верхній межі знижується до 3 · 10-3атм (3 гПа). Температура дещо підвищується до 270 К (близько 0 ° С). Це підвищення температури обумовлено фотохімічної реакцією розкладання молекули озону О3, що супроводжується виділенням тепла. Реакція йде за рахунок поглинання озоном ультрафіолетового випромінювання з довжиною хвилі 288,4 нм. Озоновий шар розташовується на висоті 20 - 30 км і є останнім щитом на шляху згубної для біосфери ультрафіолетового випромінювання. Тому зазначена висота може розглядатися як верхня межа географічної оболонки.

Мезосфера. У проміжку висот 50 - 85 км розташовується шар низьких температур атмосфери, що отримав назву «мезосфера». Температура тут падає до мінус 100 - 130 ° С. У цю область газової оболонки вже не надходить тепле інфрачервоне випромінювання від земної поверхні. Тиск тут падає до 7 · 10-5атм (7 Па).

Термосфера. Над мезосферою вище 85 км температура починає зростати і на рівні приблизно 400 км досягає максимального значення 1000 К. У період сонячної активності вона може збільшуватися до 1800 К. Вище 400 км температура не змінюється. Термосферу іноді називають іоносферою. Термосфера простягається до висоти 1200 км і далі до 20000 км переходить в протоносфера - водневу корону Землі. Протоносфера майже повністю складається з іонізованого водню з незначною домішкою гелію. Щільність газу тут мізерно мала, а тиск зменшується до 10-14атм (10-9Па).

Закон всесвітнього тяжіння.

На поверхні Землі діє гравітаційне поле, створюване силою тяжіння маси Землі F і відцентровою силою P, що виникає внаслідок обертання Землі навколо своєї осі.

Відповідно до закону тяжіння Ньютона, сила тяжіння F визначається з виразу :, де r - відстань від центру Землі до притягиваемой точки; М - маса Землі; m - маса притягиваемого тіла; G - гравітаційна стала, рівна в системі СІ :.

Відцентрова сила Р пропорційна радіусу обертання l (відстань від осі обертання) і квадрату кутової швидкості w, де Т - середні зоряні добу, протягом яких Земля робить повний оборот (на 360 °) навколо своєї осі. Таким чином, Р = w2lcos j;

рад / с.

На екваторі а = 6,378160 ? 108см, отже, сила, що діє на одиницю маси на поверхні земного екватора, дорівнюватиме: Ре = w2а = 3,391584 гал.

На полюсі lр = 0 і, отже, Рр = 0.Сіла тяжіння F спрямована вздовж радіуса r до центру Землі, сила Р обратна дії F. Результуюча цих двох сил і буде визначати силу тяжіння g на поверхні Землі: g = F - Р, або,

де l - відстань від осі обертання Землі до точкової маси m на поверхні. Напрямок вектора g співпадає з лінією схилу, на кінці якого підвішений вантаж з деякою масою m.

Величина g має розмірність LT-2, де L - довжина, Т - час, т. Е. Являє собою прискорення сили тяжіння в даній точці земної поверхні. Одиницею вимірювання прискорення сили тяжіння в системі СГС служить гал: 1 гал = 1см / с2. У практиці гравітаційних спостережень використовується дрібніша величина - Мілліган (мгал): 1 мгал = = 10-3гал. Точність сучасних відносних спостережень за допомогою гравіметрів перевищує 0,01 мгал, абсолютних спостережень на стаціонарних установках - 0,01 ? 10-3мгал (Мельхіор, 1976).

 Фундаментальні постійні планет

 , Км

 Земля

 0,332 0.001082645

 Меркурій

 Венера

 0,332 0,00000597

 Марс

 0,377 0,0008746

 Юпітер

 0,200 0,022060

 Сатурн

 0,220 0,025010

 Уран

 0,230

 Нептун

 0,290

 Плутон

 Місяць

 0,391 0,00009152

Форма Землі і гравітація.

 Рис. 1.1. Еліпсоїд обертання

Перші уявлення про форми та розміри Землі з'явилися ще в глибоку давнину. Античні мислителі (Піфагор - V ст. До н.е., Аристотель - III ст. До н.е. та ін.) Висловлювали думку, що наша планета має кулясту форму. Геодезичні та астрономічні дослідження наступних століть дали можливість судити про дійсну форму Землі та її розмірах. Відомо, що формування Землі відбувалося під дією двох сил - сили взаємного тяжіння частинок її маси і відцентрової сили, обумовленої обертанням планети навколо своєї осі. Рівнодіюча обох названих сил є сила тяжіння, що виражається в прискоренні, яке набуває кожне тіло, що знаходиться біля поверхні Землі. На рубежі XVII і XVIII ст. вперше Ньютон теоретично обгрунтував положення про те, що під впливом сили тяжіння Земля повинна мати стиснення у напрямку осі обертання і, отже, її форма представляє еліпсоїд обертання, або сфероїд. Ступінь стиснення залежить від кутової швидкості обертання. Чим швидше обертається тіло, тим більше воно сплющується біля полюсів. На рис. 1.1, изображающем еліпсоїд обертання, виражена велика екваторіальна вісь (ЗОВ) і мала полярна вісь (СОЮ). Величини а = ЗОВ / 2 і в = СОЮ / 2 відповідають полуосям еліпсоїда. Стиснення еліпсоїда буде виражено (а - в) / а. Різниця полярного і екваторіального радіусів становить 21 км. Детальними подальшими вимірами, особливо новими методами дослідження з штучних супутників, було показано, що Земля стиснута не тільки на полюсах, але також декілька і по екватору (найбільший і найменший радіуси по екватору відрізняються на 210 м), тобто Земля є не двохосьовим, а тривісним еліпсоїдом. Крім того, розрахунками Т. Д. Жонгловіча і С. І. Тропініна показана несиметричність Землі по відношенню до екватора: південний полюс розташований ближче до екватора, ніж северний.В зв'язку з розчленуванням рельєфу (наявністю високих гір і глибоких западин) дійсна форма Землі є більш складною, ніж тривісний еліпсоїд. Найбільш висока точка на Землі - гора Джомолунгма в Гімалаях - сягає висоти 8848м. Найбільша глибина 11034 м виявлена ??в Маріанської западини. Таким чином, найбільша амплітуда рельєфу земної поверхні становить трохи менше 20 км. Враховуючи ці особливості, німецький фізик Лістинг в 1873 р фігуру Землі назвав геоидом, що дослівно означає "землеподобний".

Геоид - деяка уявна рівень поверхні, яка визначається тим, що напрямок сили тяжіння до неї всюди перпендикулярно. Ця поверхня збігається з рівнем води в Світовому океані, який подумки проводиться під континентами. Це та поверхню, від якої починається відлік висот рельєфу. Поверхня геоїда наближається до поверхні трехосного еліпсоїда, відхиляючись від нього місцями на величину 100 - 150 м (підвищуючись на материках і знижуючи на океанах, рис. 1.2.), Що, мабуть, пов'язано з плотностнимі неоднородностями мас в Землі і з'являються з- Через це аномаліями сили тяжіння. В даний час приймається еліпсоїд Ф. М. Красовського і його учнів (А. А. Ізотова та 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 сжатіе- 1 / 298,25. Обсяг Землі становить 1,083 - 1012км3, а маса - 6 - 1027г. Прискорення сили тяжіння на полюсі 983 см / с2, на екваторі 978 см / с2.Площадь поверхні Землі близько 510 млн. Км2, з яких 70,8% представляє Світовий океан і 29,2% - суша. У розподілі океанів і материків спостерігається певна дисиметрія. У Північній півкулі це співвідношення становить 61 і 39%, у Південному-81 і 19% .Фігура Землі в першому наближенні є еліпсоїд обертання, у якого екваторіальний радіус (а) більше полярного (b) на 21389 км. Звідси полярне стиснення земного еліпсоїда становить:.

Ця різниця в довжинах радіуса обумовлює сучасне зміна сили тяжіння від полюса до екватора на величину 1,6 гал.Отношеніе відцентрової сили Р до сили тяжіння F називають геодинамічної постійної q:

.

Воно показує, що сила тяжіння на поверхні Землі визначається головним чином тяжінням її маси, а внесок відцентрового прискорення складає всього 0,5%. Проте ця величина діє протягом тривалого часу, грає виключно важливу роль в диференціації земної речовини, динаміці водних і повітряних мас. Зміна сили Р по широті і стиснення Землі спільно визначають нормальне зміна поля сили тяжіння у Землі.

Для обчислень нормальних значень сили тяжіння Землі використовуються формули, розраховані для еліпсоїда обертання в припущенні, що Земля складається з концентричних шарів, однорідних по щільності.

Формули Клеро (1743): G0 = ge (1 + ?sin2?-?'sin22?); ? = 5 / 2q-?; ? '= 1 / 8?2 + 1 / 4??,

де: g0 - нормальне значення сили тяжіння;

ge - значення сили тяжіння на екваторі;

? - широта пункту спостереження;

q ? 1/300.

Формули Клеро дозволяють обчислити теоретичне значення сили тяжіння в будь-якій точці земної поверхні, якщо відома широта цього пункту. Коефіцієнти у формулі Клеро для нормального розподілу сили тяжіння виводилися багатьма вченими, але практичне застосування знайшли формула Гельмерта і міжнародна формула Кассініса.

Формула Гельмерта (1901-1909):

g0 = 978,030 (1 + 0,005302sin2?-0,000007sin22?)

Формула Кассініса:

g0 = 978,049 (1 + 0,0052884sin2?-0,0000059sin22?)

Щоб спостережені значення сили тяжіння, що відносяться до реальної поверхні Землі, порівнювати з нормальними, їх необхідно приводити (редукувати) до рівня еліпсоїда. Є поправка у вільному повітрі, поправка за проміжний шар, поправка за рельєф.

Аномалії сили тяжіння.

Представляючи фігуру Землі еліпсоїдом обертання і вводячи поняття геоїда, ми припускаємо, що маса Землі складена однорідним за щільністю речовиною. При цьому зміна сили тяжіння на поверхні Землі має бути обумовлено лише зміною за широтою потенціалу відцентрової сили і відмінністю в екваторіальному і полярному радіусах. Однак у реальних умовах характер зміни сили тяжіння відрізняється від теоретичного нормального розподілу, розрахованого для поверхні однорідного геоїда, або еліпсоїда. Такого роду відхилення сили тяжіння від нормальної величини викликані неоднорідним розподілом щільності в тілі Землі і особливо у верхніх її частинах.

Різниця між наблюденним прискоренням сили тяжіння g і нормальної величиною g0, отриманої з міжнародної формулі, називається аномалією сили тяжіння Dg: Dg ??= g - g0.

Аномалії сили тяжіння створюються головним чином неоднорідним розподілом щільності в земній корі і верхній мантії. Однак, щоб виявити цю неоднорідність, простого вирахування з наблюденной сили тяжіння нормальної складової виявляється недостатньо. Справа в тому, що величина сили тяжіння залежить від цілого ряду чинників, і в першу чергу від географічної широти і висоти місця (щодо рівня моря), рельєфу навколишньої місцевості, характеру плотностних неоднорідностей у верхніх шарах Землі під точкою спостереження та ін. Для виключення впливу цих факторів в наблюденное значення Dg вводять поправки або, як їх ще називають, редукції. Назва редукції визначає назву аномалії сили тяжіння.

Аномалія у вільному повітрі, обчислена з урахуванням поправки за вільний повітря, називається аномалією Фая: ?gсв.в. = G-g0 + ?gср.а. Слід зазначити, що при введенні поправки за вільний повітря вплив мас (плотностних неоднорідностей), що лежать між рівнем точки спостереження і рівнем моря, не враховується. Однак насправді між рівнем спостереження і рівнем моря залягають породи, що володіють певною щільністю. Наявність таких порід збільшує наблюденное значення сили тяжіння, і чим вище точка відстоїть від рівня моря, тим більше їх вплив. Цей ефект найбільш відчутний при спостереженнях у гірській місцевості. На рівнині редукція за висоту буде постійна.

Таким чином, аномалія у вільному повітрі відображає сумарний вплив плотностной неоднорідності гірських порід і вплив додаткових мас, викликане рельєфом. Тому в умовах розчленованого рельєфу з великим перепадом висот (порядку декількох сотень метрів) аномалія у вільному повітрі в значній мірі буде відображати топографію, в той час як гравітаційний ефект плотностних неоднорідностей верхніх поверхів геологічного розрізу Землі буде замаскований. Виняток, як уже зазначалося, складають рівнинні ділянки з невеликими перепадами рельєфу. У цих умовах аномалія у вільному повітрі може бути використана для вивчення глибинної структури.

Аномалія, обчислена з поправкою Бузі, називається аномалією Бузі: ?gБ = g-g0 + ?gсв.в.- ?gn + ?gp Зазвичай щільність беруть рівною середньої щільності земної кори r = 2,67 г / см3. Відхилення від цього середнього в реальних розрізах дозволяють виявити області з аномальними плотностямі.Аномалія у вільному повітрі використовується для вивчення фігури Землі. Аномалії Бузі дозволяють виділяти аномальні маси у верхній частині земної кори.

Основний фон аномального гравітаційного поля визначається рельєфом поверхні Мохо, що дозволяє розрахувати по аномалій сили тяжіння потужність земної кори. Термін аномалії означає відхилення від деякої "норми" - тобто значення, яке можна передбачити, обчисливши його за формулою. Обчислене значення сили тяжіння називають "нормальним", а наблюденное - аномальним. Якщо прийняти Землю рівноважним еліпсоїдом обертання, то значення сили тяжіння можна обчислити за формулою:

в якій постійні потрібно вважати відомими. Ці дані визначаються зі спостережень і залежать від методики їх обчислень, від обсягу та якості спостережних даних. Побудова "нормальної" формули для обчислення сили тяжіння вимагає залучення експериментальних даних, отриманих в різних країнах, у різних експедиціях. В останні 3-4 десятиліття широко використовуються і супутникові спостереження, які різко збільшили надійність результатів. Для того, щоб карти гравітаційних аномалій, отриманих різними авторами, можна було порівнювати і аналізувати, необхідно, щоб гравітаційні аномалії вираховували за однаковими методиками. З цієї причини Міжнародний Геофізичний і Геодезичний союз на своїй Генеральної Асамблеї в серпні 1971 затвердив наступну формулу для нормальної сили тяжіння

У якості "нормальної Землі" прийнятий загальний земний еліпсоїд з параметрами

Стиснення цього еліпсоїда, визначене за супутниковими даними, одно. Відомо, що сила тяжіння залежить від висоти точки спостереження. Спостереження виробляються, в крайньому випадку, на рівні моря, тобто на висоті, рівній нулю. Усі сухопутні визначення сили тяжіння виконуються на різних висотах. Так як поверхня еліпсоїда не збігається з поверхнею рівня, тому розвинена теорія приведення гравітаційної аномалії (редукції) до однієї і тієї ж поверхні. Крім того, сила тяжіння залежить і від мас, що лежать між еліпсоїдом і геоидом. Щоб врахувати і ці фактори, розвинена теорія геологічних редукцій. У такому випадку разом з гравітаційними аномаліями обов'язково повинен вказуватися і вид редукцій, з якими дана аномалія обчислена. Існують аномалії у вільному повітрі, аномалії Фая, аномалії Бузі, ізостатичні аномалії і т. П. Гравітаційні аномалії на Землі, як правило, менше 100 мГал, їх среднеквадратическая варіація по Землі становить величину близько 20 мГал. Отже, гравітаційне поле Землі досить гладке. Для екстремальних умов (острівні дуги, глибоководні западини) гравітаційні аномалії досягають величини 400 мГал, що в 12,5 разів менше різниці в значеннях сили тяжіння на полюсі і екваторі і складають всього 0,04% від величини сили тяжіння. Тому для отримання даних, за якими можна судити про внутрішню будову нашої планети, необхідно вивчати аномалії на рівні не тільки мгал, а й мікрогалов, чого і домагаються геофізики. Друга характеристика гравітаційного поля - це відхилення прямовисної лінії (вертикалі) від нормалі до еліпсоїда. Це відхилення також невелике і становить секунди дуги. Геодезичні роботи в Індії біля гірського масиву Гімалаїв показали, що координати астрономічних пунктів через відхилень прямовисної лінії відрізняються від геодезичних на 5,2 ", тоді як обчислене відхилення, пов'язане з притяганням гір, становить 27,9". Для пояснення цього явища англійський геодезист Пратт висловив думку, що під горами щільність порід набагато менше, ніж корінні породи під рівнинами. Іншими словами, якщо всі породи розбити на блоки, то щільність цих блоків повинна залежати від їх товщини: чим товще блок, тим менше щільність. При цьому вага всіх блоків на деякій поверхні, званої поверхнею компенсації, один і той же. Вся земна кора, таким чином, знаходиться в рівновазі. Ця гіпотеза Пратта отримала назву ізостатичного. Звичайно, з геологічної точки зору ця гіпотеза нікуди не годиться. Французький геодезист Ері запропонував більш правдоподібну схему: земні блоки по Ері подібно айсбергами на морі плавають на більш щільною, але й більш пластичної середовищі - верхньої мантії. У цьому випадку, так само як і у айсбергів, повинна утворитися під гірськими масивами "підводна частина" з щільністю, меншою, ніж щільність порід, що вміщають. Таким чином ефект гравітаційної компенсації повинні створювати коріння гір, існування яких сейсмологи підтверджують. Будова земної кори неможливо вивчити, користуючись тільки одним методом. Геофізики застосовують усі доступні їм методи, насамперед сейсмологічний і гравиметрический. За сучасними уявленнями земна кора має різну товщину в різних регіонах. В горах товщина її досягає 60 і більше кілометрів. Складається вона з різних шарів. Великий обсяг займає кислі (гранітні) породи з щільністю 2,67. Рівнини покриті осадовими породами товщиною кілька кілометрів і з щільністю 2,2. Нижче цих верств лежать основні породи - базальти з щільністю 2,8. Товщина кори для рівнинних регіонів вважають рівної 30 км. Гірські райони і рівнини утворюють основні морфологічні особливості континентів. При переході до океану, гранітний шар поступово виклінівается, а осадові породи покривають на абісальних улоговинах, в основному, базальтові породи. При цьому товщина кори стає менше і в середньому становить 10-15 км. Особливо тонкою кора стає в глибоководних западинах (4-5 км). Аномальне гравітаційне поле Землі відображає сумарну дію гравітуючих мас, розташованих на різних глибинах в земній корі і верхній мантії. Незважаючи на складну структуру аномального гравітаційного поля, спостережуваного як на суші, так і на морі, окремі ділянки кривої Dg можуть бути використані для визначення параметрів гравитирующей маси. Іноді, змінюючи форму і глибину залягання гравитирующей маси, розраховують створювану при цьому аномалію. Порівнюючи її з наблюденной аномалією, методом підбору визначають основні параметри обурює маси в реальних умовах Існування гравітаційних аномалій над океанічними улоговинами і над континентами зумовлено плотностнимі неоднородностями гірських порід. Чим значніше ці неоднорідності, тим краще вони відображаються в аномальному гравітаційному полі. Велику роль відіграють також розміри і форма аномалиеобразующего тела.Для оцінки параметрів геологічних об'єктів та розрахунків створюваного ними аномального поля сили тяжіння вводиться поняття надлишкової щільності гірських порід:

Надлишкової щільністю називається різниця щільності порід, що вміщають r1і щільності аномалеобразуюшего тіла r2. 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 вони майже завжди негативні, над океанічними басейнами характеризуються великими позитивними значеннями. Над сушею поблизу рівня моря середня аномалія Бузі близька до нуля, але для великих областей з високим рельєфом ці аномалії досягають часом декількох сотень Мілліган. Це може означати, що породи, що складають піднесені області, мають щільність нижче середньої, а під океанами щільність порід вище середньої. Видимі маси земної поверхні знаходяться в рівновазі. За гіпотезою Пратта, чим вище гора, тим менше її середня щільність. Нижче рівня моря земна кора тягнеться до деякої постійної глибини, а її щільність змінюється зі зміною висоти рельєфу. В якості геологічного підтвердження Пратт постулював, що гори формувалися за допомогою подовження вертикальних блоків земної кори без зміни їх маси. Тому вище деякого постійного рівня всі ці блоки мають одну і ту ж саму масу. У моделі Пратта висота h рельєфу земної кори вище рівня моря пов'язана з щільністю кори ? наступним чином: ? (H + h) = ?nH,

де ?n - щільність блоку кори потужністю H, протягивающегося від рівня моря до глибини компенсації. У відповідності з теорією компенсації Ейрі гори мають під собою «корінь» з легкого матеріалу, так що загальна маса під гірської структурою максимум, ніж під сусідньої низовиною. Чим вище гора, тим глибше «корінь» повинен проникати в більш щільний субстрат.

Глибина компенсації залежить від товщини цього «кореня». За Ейрі, підошва кори відповідає розтягнутому дзеркального відображення рельєфу поверхні.

Аналізуючи геоид Жонгловіча для двовісного еліпсоїда можна зробити висновки, що аномалії гравітаційного поля Землі приурочені до континентальних структурам, причому максимуми аномалій розташовуються не в центрі континентів, а на кордонах континент-океан. На малюнку видно, що існує п'ять максимумів аномалій гравітаційного поля (три позитивних і дві негативних). Чотири максимуму перебувають в східній півкулі і лише один в західному. Сама інтенсивна позитивна аномалія (+136) приурочена до західного кордону Південної Америки, а сама інтенсивна негативна (-160) знаходиться на півдні Азії.

На малюнку (тривісний еліпсоїд) ситуація дещо інша. Аномалії менш інтенсивні. Вони в східній півкулі, також як і у випадку з двохосьовим еліпсоїдом тяжіють до континентальним структурам, тоді як в західній півкулі максимуми аномалій приурочені як до континентах, так і до океанів. У даному випадку виділяються вже вісім максимумів (чотири позитивних і чотири негативних). Чотири з них розташовані в західній півкулі і чотири в східному. Сама інтенсивна позитивна аномалія (+85) розташовується між Азією і Австралією. Сама інтенсивна негативна (-77) на півдні Азії. На малюнку показана карта висот геоїда. Висоти характеризують ухилення гравітаційного поля Землі від нормального поля. Карта показує, що ухиляння не пов'язані з головними топографічними особливостями Землі (океанами і континентами). Звідси випливає висновок, що континентальні області изостатически скомпенсовані, материки плавають в подкоровом субстраті. Невеликі відхилення гравітаційного поля Землі пов'язані з якимись змінами щільності в корі і оболонці.

Максимальна ухилення (73) розташовується в районі Індійського океану, мінімальні в Тихому.

Система Земля - ??Місяць.

Розглянемо ще одне цікаве явище, яке виникає під дією взаємного тяжіння планети і обертається навколо неї супутника. Зовнішнім проявом на Землі цього явища є припливи і відливи в океані, в ході яких рівень води двічі на добу піднімається і опускається до своїх максимальних позначок. Це пояснюється тяжінням Місяця між двома послідовними однойменними кульмінаціями її на меридіані даного місця і обумовлено 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 хв.

Пояснимо це на прикладі. Уявімо Місяць у вигляді матеріальної точки, розташованої на відстані r від центру Землі. Радіус планети покладемо рівним одиниці, т. Е. R = 1, і розглянемо, яке тяжіння відчувають точки на поверхні Землі (А) на тому ж меридіані на протилежній стороні (В) і в центрі - в точці (О). Нехай ці точки мають одиничну масу. Поклавши масу Місяця m, для кожної точки відповідно до закону тяжіння можна написати вирази: ;;.

Знайдемо різницю прискорень сили тяжіння матеріальних точок А і О :.

Оскільки відстань r і 2r багато більше одиниці, то останніми можна знехтувати. В результаті отримаємо :.

Вираз характеризує приливообразующих силу всередині і на поверхні Землі, яка, як бачимо, обернено пропорційна кубу відстаней між планетою та її супутником.

Під дією сили dg точка А віддаляється від точки О в напрямку до Місяця, утворюючи своєрідний горб на поверхні планети - приплив. Але точка О в свою чергу також притягується Місяцем на велику амплітуду, ніж точка В, розташована на зворотному боці Землі. Тому і на зворотному боці на поверхні планети утворюється приливної здуття. Одночасно з двома областями припливу, в точках квадратур, т. Е. Районах, віддалених на 90 ° по меридіану від точок припливу, спостерігатиметься відплив. У ході обертання Землі приливні хвилі двічі на добу обходять її поверхню. Висота припливу в океані не перевищує 1 - 2 м. Однак, коли приливна хвиля підходить до шельфового мілководдю, вона зростає до кількох метрів. Хвилі припливу спостерігаються і в твердій корі і досягають 51 см при додаванні поля тяжіння Місяця і Сонця. Приливне тертя, що виникає при русі рідкої і меншою мірою твердої хвиль, призводить до гальмування осьового обертання Землі та її супутника. З цієї причини Місяць вже давно припинила своє обертання навколо осі і постійно адресована планеті однією стороною. Зменшення швидкості обертання Землі становить 2 з за кожні 100 тис. Років. За останні 450 млн. Років вона зменшилася з 21 години 53 хвилин до 24 годин на даний час.

Оскільки маса Землі в 81 разів більше маси Місяця, то величина приливної прискорення на поверхні супутника буде приблизно в 20 разів більше, ніж на Землі, і теоретична висота твердого припливу може досягати декількох метрів.

У зв'язку з цим виникає цікаве питання про гранично допустимій відстані, на яке можуть зблизитися супутник і планета в ході своєї еволюції. Для цього прирівняємо припливної потенціал Землі до прискорення вільного падіння на поверхні Місяця:

.

Після перетворень отримаємо: = 1738 »9400 км.

Тут m, r0- маса і радіус супутника; М - маса планети; r - відстань між планетою і супутником. Отриманий вираз називається межею Роша. Супутник, потрапив всередину межі Роша внаслідок багатокілометрової припливної хвилі, буде неминуче зруйнований і перетворений на кам'яне кільце навколо планети. Не менш катастрофічними стануть наслідки такого зближення і для планети. Гігантський приливний горб висотою багато сотень метрів, прокотившись багаторазово принаймні зближення супутника по поверхні, перемеле в пил гори і рівнини, річки і моря планети, а приливне тертя розжарить поверхню зруйнувалися порід. Різко загальмується швидкість обертання планети, що викличе зміна її фігури і супутні цьому процесу землетрусу. Поверхня планети зазнає катастрофічні руйнування. У світлі сказаного гіпотеза про утворення Тихого океану шляхом відриву Місяця представляється просто наївною. При вході в зону Роша вона була б перетворена на пил, крізь яку ми досі не могли б бачити сонячного світла, не кажучи вже про те, що в геологічній історії Землі подібної катастрофи не відображене.

Місяць, перебуваючи в полі тяжіння Землі (і обидві планети - в полі сонячного тяжіння), впливає на масу самої Землі. Внаслідок великих розмірів і маси Землі щодо її супутника (Rл / rз = 0,27; mл / mз = 1,2 ? 10-2) різні точки Землі під впливом поля тяжіння Місяця будуть відчувати неоднакові обурення по відношенню до центру маси. Величина цих обурень залежить від положення тел. У зеніті (z = 0) або в надирі (z = 180 °) тяжіння максимальне: 0,166 см / с2для Місяця і 0,061 см / С2 для Сонця; при положенні тіл в горизонті (z = 90 °) тяжіння тіл мінімальне: -0,083 см / с2для Місяця і -0,003 см / с2для Сонця; нульові значення досягаються при z = 54 ° 44' і z = 125 ° 16'. Величина статичного припливу становить для Місяця від 35,6 до -17,8 см, для Сонця - від 16,4 до -8,2 см. Отже, розмах амплітуди місячних припливів дорівнює 53,4 см, сонячних - 24,6 см; сумарний вплив становить 78 см (Мельхіор, 1975). Отримані значення теоретичної висоти статичного припливу вірні для рідкої моделі Землі. В абсолютно твердій землі ніяких деформацій поверхні не відбувалося б. Дані безпосередніх спостережень показують, що висота реального припливу становить 65%, або близько 51 см від теоретичного. Іншими словами, земну кулю відрізняється від рідкої моделі і від абсолютно твердого тіла. Це добре узгоджується з попередніми висновками щодо в'язкості і твердості.

У масовому відношенні отриманий гравітаційний ефект дорівнює Dg / g »0,2 / 106, тобто маса в 1 т (106г) змінюється в результаті місячно-сонячного тяжіння на 0,2 м На перший погляд це незначна величина, однак якщо порівняти її з масою всієї Землі, перисфери або гідросфери, найбільш схильних приливним збурень, то виходять значні цифри: зміна маси Землі складе 11,948 ? 1020г (Мз = 5,974 ? 1027г), перисфери - 1018г (Мп = 9 ? 1025г), гідросфери - 3,3 ? 1017г (Мг = 1,64 ? 1024г). Якщо врахувати, що ці гігантські маси зміщуються в тілі Землі регулярно, періодично, протягом багатьох мільйонів років, то стає більш зрозумілою роль гравітаційної взаємодії Землі, Місяця і Сонця в еволюції протовещества планети. Подання велічінипрілівного потенціалу

в сферичній системі координат дозволяє розкласти його на три лапласови складові, які отримали назву зональних, секторіальних і тессеральних хвиль.

Розподіл секторіальних хвиль припливу відбувається в широтному напрямку. Вузлові лінії, або фронт хвилі, мають меридіональне простягання - від полюса до полюса. Максимальна амплітуда припливу досягається на екваторі в смузі шириною від 10 ° пн.ш. до 10 ° пд.ш. з поступовим зменшенням до полюсів, де функція W приймає нульове значення Позитивний значення W, відповідне області припливу, функція приймає в зеніті і надирі, негативне, відповідне відливу, - в квадратурі. Домінуюча секториальная хвиля позначається індексом M2. Вона має півдобовий період (12 год 25 хв). Цей прилив викликає внутрішнє тертя за рахунок хвиль, що обрушуються на протяжну лінію узбереж Тихого, Атлантичного й Індійського океанів, і відповідальний за деяку частину вікового уповільнення швидкості обертання Землі. Одночасно з хвилею M2появляются ще дві місячні хвилі - N2і L2с періодами, близькими до періоду домінуючою хвилі.

Тессеральний прилив має більш складний фронт: вузлові лінії розташовуються по меридіану і екватору. При цьому максимум хвилі досягається на широтах 45 ° пн.ш. і 45 ° пд.ш. На екваторі і полюсах функція W = 0. Тессеральному приливу відповідають головна фаза М1И дві близькі по періоду хвилі К1і О1. Їх період дорівнює зоряним діб. Несиметричність тессерального припливу щодо екватора і різна амплітуда його в північній і південній півкулях зумовлюють прецесію і нутацію земної осі за рахунок зміни головного моменту інерції Землі.

Зональний приплив залежить тільки від широти. Його фронтом є 35 ° пн.ш. і 35 ° 16' пд.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 (прилив на полюсах веде до утворення відливу на екваторі) призводить до зміни екваторіального і полярного моментів інерції, що викликає зміну головного моменту інерції і періодичні коливання швидкості обертання Землі (Мельхіор, 1975).

В результаті обертання вузлів місячної орбіти з періодом Т0 = = 18,613 року утворюється додаткова хвиля припливу, амплітуда якої порівняти з амплітудою місячного припливу. Додавання її з головною хвилею зонального припливу призводить до настільки сильного перерозподілу мас у тілі Землі і перисфери, що це знаходить вираження в періодичності землетрусів і вулканізму Тихоокеанського рухомого пояса. Зокрема, прогноз 19-річних циклів становить до 94% для сильних землетрусів з магнітудою М ? 7 і глибиною вогнищ 0 - 600 км, а також для потужного вулканізма.Кроме перерахованих хвиль є аналогічні їм сонячні приливні хвилі дещо меншою амплітуди, які, складаючись з місячними, посилюють їх.

Гармонійний аналіз лише місячної серії припливних спостережень дозволяє виділити ще цілий ряд хвиль. Зокрема, з розкладання Дудсоном виходить 115 секторіальних півдобових, 158 тессеральних добових, 99 зональних Долгоперіодниє і 14 секторіальних третьесуточних хвиль. Взаємодія всіх цих фаз призводить до надзвичайно складним взаємним переміщенням збурюючих мас речовини в тілі Землі і на поверхні.

Фізичні основи гравітаційних аномалій.

Аномальне гравітаційне поле відображає сумарну дію гравітуючих мас, розташованих на різних глибинах в земній корі і верхній мантії. Тому для однозначного вирішення питання про природу аномалій необхідно вміти розділяти гравітаційні поля на регіональні, створювані глибоко залягають масами, і локальні, викликані місцевими геологічними неоднорідностями розрізу. Зокрема, для виключення високочастотного локального фону користуються різними методами перерахунку аномального поля у верхнє полупространство, тобто спостерігач як би віддаляється від об'єкта збурень. В результаті таких операцій дрібні неоднорідності поля згладжуються і залишається низькочастотний регіональний фон, обумовлений дією глибоко залягають гравітуючих мас.

Інше завдання інтерпретації полягає у виключенні регіонального фону і виділення локальних аномалій, пов'язаних з неглибоко залягають масами. Методи вирішення цих завдань розроблені досить докладно і в цілому носять напівкількісний характер.

Незважаючи на складну структуру аномального гравіметричного поля, спостережуваного як на суші, так і на морі, окремі ділянки кривої Dg можуть бути використані для визначення параметрів гравитирующей маси. Іноді, змінюючи форму і глибину залягання гравитирующей маси, розраховують створювану при цьому аномалію. Порівнюючи її з наблюденной аномалією, методом підбору визначають основні параметри обурює маси в реальних умовах.

Знаходження гравітаційного поля по відомій формі, щільності і глибині залягання гравитирующей маси називається прямий завданням гравиразведки.

Знаходження параметрів гравитирующей маси за характером аномалії називається зворотної завданням гравиразведки.

На практиці найчастіше доводиться вирішувати зворотну задачу. При цьому найбільш задовільний наближення вдається досягти для тіл простої геометричної форми.

Існування гравітаційних аномалій в земній корі, під дном океану, так само як і на суші, зумовлено плотностнимі неоднородностями гірських порід. Чим значніше ці неоднорідності, тим краще вони відображаються в аномальному гравітаційному полі. Велике значення мають також розміри і форма аномалиеобразующего тіла.

Для оцінки параметрів геологічних об'єктів та розрахунків створюваного ними аномального поля сили тяжіння вводиться, як уже говорилося, поняття надлишкової щільності гірських порід:

.

Надлишкової щільністю називається різниця щільності порід, що вміщають r1і щільності аномалиеобразующего тіла r2. Знання щільності важливо при геологічному тлумаченні гравітаційних аномалій.

Відомості про щільностях гірських порід отримують різними способами: безпосередніми вимірами в свердловинах або за зразками, або непрямим шляхом за даними про сейсмічних швидкостях поширення хвиль в товщах порід, або аналітично по наблюденним гравітаційним аномаліям.

Щільність гірської породи визначається як відношення маси речовини m до її обсягу V:

Вона залежить від мінералогічного складу, пористості і вологості породи. Чим більше пористість, тим менше щільність, і навпаки. Якщо пори заповнені водою, то щільність такої породи підвищується. Різні геологічні процеси істотно впливають на щільність порід. Наприклад, в зонах тектонічних розломів в результаті дроблення порід і заміщення їх більш легкими породами може відбуватися разуплотнение спочатку більш щільного субстрату. У разі запровадження интрузий основного або ультраосновного складу відбувається заміщення менш щільних порід більш щільними. Збільшення щільності порід спостерігається в склепіннях антиклінальних складок в результаті стиснення пород.В цілому щільність осадових порід менше, ніж щільність магматичних і метаморфічних порід, і зростає із збільшенням основності порід. Нижче наведені щільності найпоширеніших порід.

Щільності найбільш поширених порід.

 Порода

 Середня щільність, г / см 3

 Глинисті сланці Метаморфічні 2,3

 Серпентиніти 2,6

 Граніти Кислі 2,7

 Діабази, габро Основні 2,9

 Базальти 3,0

 Дуніти ультраосновного 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 в ту чи іншу сторону.

Зіставлення щільності з іншими фізичними властивостями гірських порід виявляє в ряді випадків певні статистичні зв'язку. Так, відзначається параболічна залежність швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль від щільності. Зі збільшенням швидкості щільність закономірно зростає. Це дозволяє проводити оцінку плотностних характеристик геологічного розрізу за матеріалами сейсмічних досліджень. Вище наводилися дані про збільшення щільності порід у міру підвищення їх основності. У цьому ж напрямку відбувається і збільшення магнітної сприйнятливості порід, хоча більш визначеною статистичної закономірності тут визначити не вдається.

Щільність гірських порід дна океану в більшості випадків вдається визначити на зразках, драгірованних лише з поверхні дна. Започаткували в 1969 р глибоководне буріння з «Гломар Челленджер» дозволило проводити безпосередні визначення щільності осадових і базальтових порід на глибину до 1 км під поверхню дна океану.

Вимірювання щільності на зразках виробляються або шляхом гідростатичного зважування, або за допомогою спеціального приладу - денситометра. У першому випадку значення щільності непористих зразків визначається за формулою:,

де P1і P2- вага зразка відповідно в повітрі і у воді. При вимірах на денситометрі значення щільності r відраховується за шкалою приладу, отградуированной в г / см3.Чем детальніше нам потрібно знати гравітаційне поле, тим більша кількість параметрів визначають аналітичне вираз для силової функції поля тяжіння планети. В епоху, коли супутники ще були недоступні, основним методом дослідження гравітаційного поля був гравиметрический. Гравіметрія - область геофізики, що вивчає способи найбільш високоточного визначення питомої сили тяжіння і її геологічної інтерпретації. Цією наукою займаються як фізики, механіки так і геологи. До 20-х років ХХ століття наука не мала коштів для вимірювання питомої сили тяжіння на морях і океанах з точністю достатньою, для її геологічного тлумачення. У 1922-1929 рр голландський вчений-геодезист Венінг-Мейнес розробив спосіб спостереження коливань маятників на слабко хитному підставі. Використовуючи підводний човен як лабораторії, він здійснив ряд плавань в Південно-Східну Азію, досліджував регіон, що містить острівні дуги і глибоководні западини. Ідеї ??Венінг-Мейнес були реалізовані в Державному астрономічному інституті ім. П.К. Штернберга професором Л.В.Сорокіним. До Великої Вітчизняної війни Л.В, Сорокин з учнями здійснив ряд плавань на підводних човнах на Чорному морі, в Баренцовому, Охотському і Беринговому морях. Тільки війна зупинила ці дослідження. Однак, після війни вони знову активізувалися. Були розроблені й інші методи для вимірювання сили тяжіння на звичайних дослідницьких судах, були винайдені морські гравіметри, здатні вимірювати прирощення сили тяжіння з відносною точністю не гірше. У морських гравіметричних дослідженнях після війни брали активну участь й інші країни, зокрема США, Англія, Німеччина, Франція, Італія та Японія. Вони і зараз продовжують активне дослідження гравітаційних полів акваторій, особливо нафтогазоносних акваторій. Накопичився чималий матеріал для визначення моделі гравітаційного поля Землі як планети. У міру накопичення нових даних проводилася ревізія цих моделей. Одна з останніх моделей гравітаційного поля по геофізичними даними була побудована в ГАІШ професором Н.П. Грушинський. Справжню революцію у визначенні гравітаційного поля планети справили перші запуски штучних супутників Землі. Був відзначений різкий скачок в точності визначення постоянной-- постійної, відповідальної за стиснення планети - одним з основних параметрів, необхідних для розгортання карт на Земної поверхні. Зараз розроблені нові методи спостереження ШСЗ, які дозволяють визначити положення супутника з точностью2 см. Виникло новий напрям небесної механіки, що дозволяє по видимим неравенствам в русі супутника визначати возмущающие сили - гравітаційне поле планети. Як відомо зворотні завдання динаміки відносяться до типу некоректних, теорію яких розробили вчені МДУ і успішно використовуються для вирішення завдань як геофізики, так і астрофізики. Зараз побудовано досить багато моделей гравітаційного поля Землі різною детальності і точності. Відзначено, що зі збільшенням ступеня та порядку розкладання падає точність визначення коефіцієнтів. Для опису регіонального поля часто вдаються до моделі ступені та порядку 36 (36х36). Найбільш детальна з відомих моделей, мабуть, модель, що одержала шифр EGM-96 (360х360).

Перша в світі гравікарта.

Такої карти не було ще ніколи. Переливи кольорів показують ледве вловимі зміни гравітаційного поля Землі. Якби вам довелося пролітати над червоними зонам, вас би тягнуло вниз трохи сильніше, а блакитним позначені області, де тяжіння планети злегка слабшає. Гравітаційні аномалії не сприймаються людськими органами почуттів, тому вчені нанесли ці дані на сферу, перебільшивши піки і провали. Так була отримана дивно чітка ілюстрація предмета дослідження. Виглядає вона, можливо, трохи дивно, але не треба спокушатися - ця карта і ті, що підуть за нею, дозволять отримати нові відомості про те, як океани рухаються і впливають на клімат. Саме розуміння того, як парникові гази можуть змінити планету, залежатиме від цих піків і западин. Карта була складена спільної американо-німецької експедицією Grace (Експеримент по реверсії гравітації і клімату) .Карта - перший продукт проекту, в якому беруть участь два супутники, що знаходяться в 450 км від Землі. Супутники збирають інформацію, виконуючи ретельно вивірені маневри на орбіті. У той час як один погойдується і повільно переміщається в нерівному гравітаційному полі землі, другий, наступний на відстані 220 кілометрів, вимірює коливання в розділяючому їх відстані аж до мікрона. Саме зміни відстані і описують природу і масштаби гравітаційних аномалій, над якими пролітають супутники. Очевидні піки гравітації були відомі вже деякий час - наприклад, Гімалаї, де маса продовжує накопичуватися разом із гравітаційним тяжінням, в той час як порода збирається в цій області в результаті переміщення тектонічних плит Землі. Але зібрати подробиці вдалося лише за допомогою Grace, особливо стосовно океанів, які утворює постійно переміщається водна маса. Перша карта, створена Grace, статична - свого роду "гравітаційний зліпок" Землі. Але цей профіль постійно змінюється - разом з рухами земної кори, океанів і атмосфери над ними. Тепер Grace буде разів у 30 днів надсилати на Землю новий профіль, з яких у майбутньому можна буде скласти динамічну модель і стежити за змінами.

__________________________________________________________________________________________

Список використаної літератури

1. Підручник з геофізики - 2000 - Орлятко Ю.А.

2. Збірник статей по гравітаційним аномаліям факультету геології МГУ.

3. Міжнародний бюлетень по гравиразведки - 2002

[1] Значення середніх змістів окремих елементів названі кларками - за прізвищем вперше розрахував їх в 1889 р американського вченого Ф. Кларка.

[2] Величина, зворотна геотермической ступені, називається геотермічних градієнтом, тобто градієнт - це число градусів, на яке збільшується температура на кожні 100 м глибини.

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка