Общие сведения о Земле
Геологические методы позволяют изучать только несколько первых километров верхних слоев Земли. Основную же часть информации о внутреннем строении Земли дают геофизические методы, включающие: 1) сейсмологические и сейсмические методы, основанные на регистрации упругих колебаний, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами; 2) гравиметрические методы, основанные на изучении поля силы тяжести Земли, создаваемого притяжением масс самой Земли, её вращением, а также притяжением других космических тел, и дающие информацию о фигуре Земли и распределении масс в её недрах; 3) магнитометрические — изучающие магнитное поле Земли, создаваемое замкнутыми электрическими токами и намагниченностью горных пород; 4) геотермические, изучающие тепловое поле Земли и плотность теплового потока на её поверхности, обусловленные как термическим режимом недр, так и способностью различных оболочек Земли передавать глубинное тепло и самостоятельно его генерировать; электрометрические методы, изучающие электропроводность земных недр.
Кроме геофизики о внутреннем строении Земли косвенно позволяют судить лабораторные эксперименты, а также изучение космических тел (метеоритов), попадающих на земную поверхность.
Строение нашей планеты сегодня хорошо известно по сейсмическим данным и анализу собственных колебаний Земли, а состав её верхних оболочек (земной коры, гидросферы и атмосферы) — по геологическим данным и прямым измерениям. Наши сведения о составе мантии Земли менее определённые, но всё-таки по совокупности всех геологических и геофизических данных о строении и составе этой земной оболочки можно судить достаточно уверенно. О составе земного ядра, можно высказывать лишь более или менее обоснованные гипотезы. Не останавливаясь на описании методик изучения строения и состава Земли, подробно изложенных в многочисленных специальных работах (Жарков, 1983; Болт, 1984; Anderson, 1989; Сорохтин, Ушаков, 1991; и др.), перейдём сразу к их результатам.
Земля — третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, обращается вокруг Солнца по близкой к круговой орбите (эксцентриситет орбиты ε = 0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн км. Если смотреть со стороны северного полюса небесной сферы, то вращение Земли, как и других планет (кроме Венеры), вокруг Солнца происходит против часовой стрелки (планета как бы «катится» вокруг Солнца), и это направление считается прямым. Средняя скорость движения Земли по орбите равна 29,765 км/с, период обращения (продолжительность года) составляет 365,24 солнечных суток, или 3,147×107 с. Земля обладает собственным осевым вращением в прямом направлении (т.е. также против часовой стрелки, если смотреть со стороны Северного полюса), период осевого вращения Земли равен 23 ч. 56 мин. 4,1 с или 8,616×104 с.
Масса Земли равна Mg = 5,977×1027 г, средний радиус Rg = 6371 км, площадь поверхности Земли 5,101×1018 см2 (510,08 млн. км2), средняя плотность р= 5,52 г/см3, среднее ускорение силы тяжести на земной поверхности достигает g = 981 Гал. Фигура Земли описывается геоидом, представляющим собой эквипотенциальную поверхность силы тяжести (рис. 1). Вне континентов геоид совпадает с невозмущённой поверхностью Мирового океана. На континентах поверхность рассчитывается по гравиметрическим данным или по спутниковым наблюдениям. Лучше всего геоид аппроксимируется эллипсоидом вращения — равновесной фигурой вращающейся однородной жидкости.
Отклонения геоида от такого эллипсоида не превышают +86 и −105 м и вызываются как неоднородностями распределения масс в Земле, так и динамическими процессами, развивающимися в мантии и литосферной оболочке Земли. Сплюснутость геоида (эллипсоида вращения) определяется скоростью вращения Земли вокруг полярной оси. У современной Земли полярный радиус Rп = 6356,78 км, а экваториальный Rп = 6378,16 км, следовательно её сжатие равно e = (Rэ — Rп)/Rэ = 1/298,3. Центробежное ускорение силы тяжести на экваторе достигает g = −3,392 Гал.
Из приведённых данных о форме геоида следует, что фигура Земли очень неплохо (с точностью до 1%) соответствует равновесной форме вращающейся жидкости. Отсюда можно предположить, что вещество Земли в её недрах также находится в эффективно жидком состоянии, хотя вязкость такой «жидкости» может быть очень высокой (здесь невольно напрашивается аналогия свойств земного вещества со свойствами вара).
Момент инерции Земли относительно оси вращения I = 8,04×1044 г х см2 , тогда как её безразмерный средний момент инерции равен J = I/MR2 = 0,33076, что свидетельствует о значительном уплотнении земного вещества к центру планеты (для однородной по плотности сферы J = 0,4).
Земля, как известно, обладает собственным магнитным полем, максимальная напряжённость которого около 0,6-0,7 Э наблюдается возле магнитных полюсов. На экваторе она уменьшается до 0,25-0,42 Э. Главной компонентой магнитного поля является поле магнитного диполя или однородно намагниченного шара. Ось магнитного диполя сейчас наклонена к оси вращения Земли под углом 10,50, однако её среднее положение за периоды времени порядка нескольких десятков тысяч лет неплохо совпадает с географической осью.
Через поверхность Земли постоянно теряется часть её внутреннего тепла. Суммарный тепловой поток, пересекающий поверхность Земли, равен примерно (4,2-4,5)х1020 эрг/с, в среднем 4,3×1020 эрг/с. Средний тепловой поток через континенты приблизительно равен 1,43×10-6 кал/см2×с (60 эрг/см2×с), а через океаническое дно — 2,37×10-6 кал/см2×с (99,5 эрг/см2×с). Всего же через континенты теряется около 1,2×1020 эрг/с, тогда как через океаническое дно — примерно в 2,5 раза больше — около 3,1×1020 эрг/с.
Кроме геофизики о внутреннем строении Земли косвенно позволяют судить лабораторные эксперименты, а также изучение космических тел (метеоритов), попадающих на земную поверхность.
Строение нашей планеты сегодня хорошо известно по сейсмическим данным и анализу собственных колебаний Земли, а состав её верхних оболочек (земной коры, гидросферы и атмосферы) — по геологическим данным и прямым измерениям. Наши сведения о составе мантии Земли менее определённые, но всё-таки по совокупности всех геологических и геофизических данных о строении и составе этой земной оболочки можно судить достаточно уверенно. О составе земного ядра, можно высказывать лишь более или менее обоснованные гипотезы. Не останавливаясь на описании методик изучения строения и состава Земли, подробно изложенных в многочисленных специальных работах (Жарков, 1983; Болт, 1984; Anderson, 1989; Сорохтин, Ушаков, 1991; и др.), перейдём сразу к их результатам.
Земля — третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, обращается вокруг Солнца по близкой к круговой орбите (эксцентриситет орбиты ε = 0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн км. Если смотреть со стороны северного полюса небесной сферы, то вращение Земли, как и других планет (кроме Венеры), вокруг Солнца происходит против часовой стрелки (планета как бы «катится» вокруг Солнца), и это направление считается прямым. Средняя скорость движения Земли по орбите равна 29,765 км/с, период обращения (продолжительность года) составляет 365,24 солнечных суток, или 3,147×107 с. Земля обладает собственным осевым вращением в прямом направлении (т.е. также против часовой стрелки, если смотреть со стороны Северного полюса), период осевого вращения Земли равен 23 ч. 56 мин. 4,1 с или 8,616×104 с.
Масса Земли равна Mg = 5,977×1027 г, средний радиус Rg = 6371 км, площадь поверхности Земли 5,101×1018 см2 (510,08 млн. км2), средняя плотность р= 5,52 г/см3, среднее ускорение силы тяжести на земной поверхности достигает g = 981 Гал. Фигура Земли описывается геоидом, представляющим собой эквипотенциальную поверхность силы тяжести (рис. 1). Вне континентов геоид совпадает с невозмущённой поверхностью Мирового океана. На континентах поверхность рассчитывается по гравиметрическим данным или по спутниковым наблюдениям. Лучше всего геоид аппроксимируется эллипсоидом вращения — равновесной фигурой вращающейся однородной жидкости.
Рисунок 1. Карта высот Геоида, м
(Vincent Marsh, 1975)
Отклонения геоида от такого эллипсоида не превышают +86 и −105 м и вызываются как неоднородностями распределения масс в Земле, так и динамическими процессами, развивающимися в мантии и литосферной оболочке Земли. Сплюснутость геоида (эллипсоида вращения) определяется скоростью вращения Земли вокруг полярной оси. У современной Земли полярный радиус Rп = 6356,78 км, а экваториальный Rп = 6378,16 км, следовательно её сжатие равно e = (Rэ — Rп)/Rэ = 1/298,3. Центробежное ускорение силы тяжести на экваторе достигает g = −3,392 Гал.
Из приведённых данных о форме геоида следует, что фигура Земли очень неплохо (с точностью до 1%) соответствует равновесной форме вращающейся жидкости. Отсюда можно предположить, что вещество Земли в её недрах также находится в эффективно жидком состоянии, хотя вязкость такой «жидкости» может быть очень высокой (здесь невольно напрашивается аналогия свойств земного вещества со свойствами вара).
Момент инерции Земли относительно оси вращения I = 8,04×1044 г х см2 , тогда как её безразмерный средний момент инерции равен J = I/MR2 = 0,33076, что свидетельствует о значительном уплотнении земного вещества к центру планеты (для однородной по плотности сферы J = 0,4).
Земля, как известно, обладает собственным магнитным полем, максимальная напряжённость которого около 0,6-0,7 Э наблюдается возле магнитных полюсов. На экваторе она уменьшается до 0,25-0,42 Э. Главной компонентой магнитного поля является поле магнитного диполя или однородно намагниченного шара. Ось магнитного диполя сейчас наклонена к оси вращения Земли под углом 10,50, однако её среднее положение за периоды времени порядка нескольких десятков тысяч лет неплохо совпадает с географической осью.
Через поверхность Земли постоянно теряется часть её внутреннего тепла. Суммарный тепловой поток, пересекающий поверхность Земли, равен примерно (4,2-4,5)х1020 эрг/с, в среднем 4,3×1020 эрг/с. Средний тепловой поток через континенты приблизительно равен 1,43×10-6 кал/см2×с (60 эрг/см2×с), а через океаническое дно — 2,37×10-6 кал/см2×с (99,5 эрг/см2×с). Всего же через континенты теряется около 1,2×1020 эрг/с, тогда как через океаническое дно — примерно в 2,5 раза больше — около 3,1×1020 эрг/с.