Форма, строение, состав и естественные поля Земли

План лекции №2
I. Размеры и форма Земли
Сфероид,
Геоид
II. Внутреннее строение Земли
- Основные источники информации,
- Сейсмический метод исследования, главные геофизические границы
III. Основные оболочки Земли
Кора,
Мантия,
Ядро
Литосфера и астеносфера, понятие изостазии
IV. Состав и физические характеристики оболочек Земли
- Химический состав
Агрегатное состояние и плотность,
Плотность,
Давление,
Температура
V. Естественные физические поля Земли
Гравитационное поле,
Тепловое поле, тепловой поток, геотермическая ступень и градиент
Магнитное поле, инверсия магнитного поля, магнитосфера

I. Размеры и форма Земли
Мир в представлении древних египтян
Внизу – лежащий Геб, олицетворяющий землю; вверху – Нут, олицетворяющая небо; между ними – Мау, олицетворяющий разумное начало, управляющее равновесием мира; две лодки, плывущие по небу, олицетворяют восходящее и заходящее солнце.

Представления о Земле у шумеров
За 3 тысячи лет до нашей эры в Шумере (Месопотамия) Земля представлялась в виде плоского диска, лежащего посреди безграничного океана

Древние индийцы представляли Землю в виде полусферы, опирающейся на слонов. Слоны стоят на огромной черепахе, а черепаха на змее, которая, свернувшись кольцом, замыкает околоземное пространство
Устройство мира по индийским сказаниям

Древние греки
Со времён Пифагора (ок. 580 – 500 год до н.э.) Землю признавали шаром.
В V веке до н.э., Парменид (540-480 гг. до н.э.) и другим мыслителям пифагорейской школы считают форму Земли шарообразной и помещают ее в центр Вселенной. Эти взгляды разделяли Сократ и Платон.
Впервые математическое вычисление размеров Земли удается Эратосфену (около 275-194 гг. до н.э.) около 240 года до н.э.
В VI веке до н. э. древнегреческий философ Анаксимандр Милетский (около 610-546 гг. до н.э.), представлял Землю в виде каменной колонны, верхняя поверхность которой занята обитаемым миром, а Солнце и звезды вращаются вокруг этой колонны.
Раннее представление о вселенной древних греков: плоская земля и небесный свод

В 240 г.до н.э. Эратосфен провёл эксперимент по измерению длины меридиана. В день летнего солнцестояния19 июня в полдень с помощью скафиса был измерен < α и рассчитан радиус Земли.
Lокр. = 50 х 5000 стадий х 158 м = 39 500 км (Lмер.= 40 008,548 км)
R Земли по Эратосфену = 6 290 км (R = 6371 км).
Ошибка ~ 1,3 % !!!

Эратосфен Киренский (276 – 94 год до н. э.)
Ввел термин «География»
«География» в трёх книгах.
Карта
Эратосфена

Помидор или огурец?
или
По теории эфирных вихрей Р.Декарта (1596-1650), Земля должна иметь форму - вытянутого сфероида.
И. Ньютон (1643 – 1727) теоретически доказал, что Земля, как вращающееся тело, должна быть сплюснута у полюсов и иметь форму эллипсоида вращения(сфероида).
По Ньютону, разница между экваториальным и полярным радиусами Земли должна составлять 1/300 от среднего радиуса Земли.

Только в следующем веке, в результате измерения длины двух дуг меридиана, у экватора (1735-1743гг. в Перу) и близко к полюсу (1736-1737 гг. в Лапландии) было подтверждено сжатие Земли у полюсов.
Сфероид – воображаемая поверхность, отвечающая идеальному вращающемуся телу с объёмом и массой Земли (идеальная Земля)
Rэкв. – Rпол. = 21,381 км
Наиболее точно форма и размер Земли были вычислены А.А.Изотовым в 1940 г. Выведенная фигура была названа эллипсоидом Красовского.
Параметры:
экваториальный радиус 6378,245 км,
полярный радиус 6356,863 км,
полярное сжатие 1/298,25, экваториальное сжатие 1/30000.
Разница между экваториальным и полярным радиусами составляет 21 381 м,
а экваториальные радиусы в направлении Африки и Бразилии отличаются на 213 м.
Ср. радиус Земли принят 6 371,302 км.
Трехосный эллипсоид Красовского
с

Спутник
Лазер
Рельеф
Сфероид
±2см
Геоид
Плотностные неоднородности
Геоид - землеподобный
Геоид – уровенная поверхность, совпадающая со средним уровнем невозмущенного океана, условно продолженная под континенты. Это эквипотенциальная поверхность, или – поверхность одинаковых значений силы тяжести, которая в каждой точке перпендикулярна отвесной линии.
И. Листинг в 1873
Геоид отражает распределение силы тяжести на Земле.

Карта отклонений высот геоида от эллипсоида Красовского
Исландия + 54 м, Цейлон – 100 м

Земля имеет форму груши!
Земля сплюснута и у экватора (разность полуосей ~ 214 м), т.е. Земля – трехосный эллипсоид
Отличие геоида от трехосного эллипсоида может быть ± 100 м. Это вызвано неравномерным распределением масс как на поверхности Земли (океаны и континенты), так и внутри неё.
Итак, форма Земли скорее всего напоминает грушу, причем, немного «откушенную» со стороны Индийского океана.

II. Внутреннее строение Земли
Источники информации
Самая высокая вершина – Эверест 8 848 м
Самая глубокая впадина – Марианский желоб – 11 022 м
Самая глубокая шахта в мире (ЮАР) ~ 4,5 км
Самая глубокая скважина в мире– Кольская сверхглубокая -12 262 м
Начало бурения 1970 г.

Объекты, доступные для прямого изучения
Древние породы на щитах – выступах кристаллического основания платформ континентов

Кимберлитовые трубки
Трубки взрыва, выносящие на поверхность с глубин 150 – 200 км обломки вмещающих пород (ксенолиты)
Трубка Мир (г. Мирный, Якутия)
Глубина 525 м
Верхний диаметр - 1200 – 1100 м
Нижний диаметр - 50 -210 м

Ксенолиты в магмах

Метеориты

Косвенные методы изучения: методы физики, химии, экспериментальной петрологии
Представления о составе, строении и физическом состоянии недр Земли преимущественно основываются на данных комплекса методов.
Главный – сейсмический метод, основанный на регистрации скорости распространения в теле Земли упругих волн, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами.
Волны – направленные возмущения среды, переносящие энергию.
Упругие волны – волны, распространяющиеся в упругой среде, переносящие энергию и механические возмущения (деформации). Упругие волны бывают объёмными и поверхностными.

Объемные сейсмические волны
(Пуассон, 1828 год)
Возникают в очаге землетрясения размером в несколько км и, распространяясь во все стороны на огромные расстояния, пронизывают всю Землю.

Схема прохождения объёмных сейсмических волн через геосферы
Волны записываются специальными приборами сейсмографами в виде сейсмограмм.
Регистрация волн происходит на сейсмических станциях.

Типы объемных сейсмических волн
1. Продольные сейсмические волны, Р-волны - первичные(primary), волны сжатия-разрежения. Реакция среды на изменение формы и объёма.
2. Поперечные сейсмические волны, S-волны, вторичные (secondary) волны - волны сдвига. Реакция среды на изменение только формы.
К – модуль всестороннего сжатия.
μ – модуль сдвига.
ρ - плотность
Vs в жидкостях = 0, т.к. модуль сдвига в жидкостях = 0.
Vp > Vs всегда ~ в 1,7 раза.

http://encyclopaedia.biga.ru/enc/earth_science/ZEMLYA.html
III. Основные оболочки Земли

График скорости распространения объёмных сейсмических волн в пределах Земли
Главные особенности графика 1. Резкое увеличение Vp и Vs волн в интервале глубин 5 – 75 км. Сейсмический раздел открыт в 1909 г. А.Мохоровичичем (1857-1936) и назван границей Мохо, или М. Это граница земной коры и мантии.
2. Резкое падение Vp волн и полное исчезновение S-волн на глубине ~ 2900 км. Раздел открыт в 1914 г. Б. Гутенбергом (1889-1960). Граница Гутенберга - граница между мантией и внешним ядром.
3. На глубине 5120 км вновь резкое увеличение Vp волн - граница Леманн. Твёрдое внутреннее ядро было открыто в 1936 г. И. Леманн.

Мощность земной коры

Литосфера и астеносфера
http://redcurly.com/asthenosphere-thickness

Астеносфера и литосфера
Астеносфера (от греч. asthenes, - слабый) - слой обладающий пониженной прочностью и вязкостью (Low Velocity Zone), что, по-видимому, обусловлено наличием частично расплавленного вещества, около 1-2 % общей массы. Мощность от нескольких 100-400 км. Граница 410 км считается усредненной нижней границей астеносферы
Литосфера (от греч. lithos – камень) - каменная, твердая оболочка Земли, включающая земную кору и часть верхней мантии, определяемая также как надастеносферный слой. Мощность литосферы имеет большой разброс и составляет от нескольких км под океанами до 200 км на континентах.
Изостазия (от греч. isostásios — равный по весу) - изостатическое равновесие, гидростатически равновесное состояние земной коры, при котором менее плотная земная кора (средняя плотность 2.8 г/см³) «всплывает» в более плотном слое мантии (средняя плотность 3,3 г/см³), наподобие айсбергов

Проявление изостазии
http://www.gly.uga.edu/railsback/1121LxrMainPoints.html
http://gsi.ir/General/Lang_en/Page_66/GroupId_01-09/DataId_513/Action_Pn4/SetColor_red

IV. Состав и физические характеристики оболочек Земли
Химический состав
Главные элементы Земли: Fe (38,8 1%), O (27,17%), Si (13,84%), Mg( 11,25%), S (2,74%), Ni (2,7%), Ca (1,507%) и Al (1,07%), остальные <1,2%.

1.Плотность
Ср.плотность Земли 5,52 г/см3.
Плотность пород земной коры от 2,4 до 3,0 г/см3.
В объёме Земли кора занимает 1,5%, мантия – 82,3%, ядро – 16,2%. Ср.плотность Земли определяется плотной мантией и очень плотным ядром.
Источники информации:
- скорость сейсмических волн,
- эксперименты по фазовым изменениям в веществе.
Физические свойства глубинного вещества Земли

2. Давление
На основании характера изменения плотности в недрах можно рассчитать распределение давления с глубиной

3.Температура
Модели изменения температуры с глубиной
В основании земной коры ~500º С.
Верхняя мантия ~1200º С.
Граница мантии и ядра ~2000-3500º С
Температура в центре Земли вряд ли существенно превышает 4000º С.

Естественные физические поля Земли
1. Гравитационное поле
Гравитационное поле Земли, поле силы тяжести: силовое поле, обусловленное притяжением Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением.
Р – сила тяжести.
F – сила притяжения Земли, направлена к центру Земли.
Q – центробежная сила, направлена от оси вращения и перпендикулярна ей.
На полюсе: Q = 0, P = F = max.
На экваторе: Q = max, P = F – Q = min
Сила тяжести на экваторе на ~0,5% меньше, чем на полюсах.

2. Тепловое поле Земли
1. Внешний источник тепла Земли – солнечная радиация. Солнечной энергии хватает на прогрев Земли до глубины 20-40 м. Здесь находится зона постоянных годовых Т, ее ср.Т обычно на 3-4°С выше среднегодовой Т воздуха. В Москве на глубине 20 м постоянная температура +4,2°С.
Ниже Т пород начинает постепенно расти, но с разной скоростью в разных местах земного шара.
2. Внутренние источники тепла Земли :
1) Распад радиоактивных изотопов урана, тория, калия и др. радиоактивных элементов, рассеянных в горных породах.
2) Гравитационная (плотностная) дифференциация вещества,
3) Деформации за счёт приливного воздействия Луны.
4) Остаточное тепло Земли.
Значение других источников очень мало

Геотермический градиент
Увеличение Т с глубиной в градусах на единицу глубины называется геотермическим градиентом.
Ср.геотермический градиент равен 30°С на 1 км глубины или 3°С на 100м глубины.
Обратная величина – геотермическая ступень: интервал глубины в метрах, на котором температура пород повышается на 1°С.
Ср. геотермическая ступень 33 метра.
http://www.uoguelph.ca/~sadura/esref/es6.html
Геотермический градиент в вулканических областях (красная линия), на платформах (синяя линия) и усредненное значение (фиолетовая линия).

Изменение температуры в скважинах
Геотермический градиент на платформе в ЮАР, в Восточном Предкавказье и вулканической провинции штата Орегон

Тепловой поток
Тепловой поток -тепло, излучаемое Землей, или – количество тепла, поступающего из недр Земли на единицу площади (1 м2) за единицу времени, измеряется в мВт/ м2 или в ккал/ м2.

3. Магнитное (геомагнитное) поле Земли
Главное, или основное геомагнитное поле генерируется внутриземными источниками. Аномальное поле, создаваемое намагниченными горными породами.
Внешнее, или переменное, геомагнитное поле, связанно с солнечно-земными взаимодействиями.
Силовые линии дипольного магнитного поля Земли
Напряженность дипольного магнитного поля Земли ~ 0,5 эрстед. Магнитному полю Земли лучше всего соответствует дипольная модель однородно намагниченного шара
Магнитное поле Земли (геомагнитное поле) складывается из главного, аномального и внешнего геомагнитных полей

Геомагнитные полюсы – точки пересечения магнитной оси с земной поверхностью, в которых магнитное наклонение = 90º
S
N
S – в Северной Гренландии.
N – в Антарктиде.
Полюсы медленно мигрируют. S – в сторону Сибири.
Угол между географическим и магнитным меридианами называется магнитным склонением.

Инверсия магнитного поля Земли

Магнитосфера -
Геомагнитное поле несет важную экологическую функцию, защищая Землю и все живое от губительного потока ионизированного плазменного вещества.
Области магнитосферы, представляющие собой геомагнитные ловушки, удерживающие частицы в ограниченном объеме, образуют радиационные пояса Земли.
Область геомагнитного поля, обтекаемого солнечным ветром, ее граница с дневной стороны проходит на расстоянии 70-80 тыс. км от Земли, границы хвоста не известны.
Граница магнитосферы Земли, на которой давление магнитного поля равно давлению окружающей магнитосферу плазмы называется магнитопауза.