- •Оглавление
- •Предисловие
- •ГЛАВА 1. Гравитация и фигура Земли
- •ГЛАВА 2. Внутреннее строение твердой Земли по сейсмическим данным
- •ГЛАВА 3. Тепловой режим и возраст Земли
- •ГЛАВА 1. Общие сведения о Мировом океане
- •ГЛАВА 3. Оптика моря
- •ГЛАВА 4. Акустика океана
- •ГЛАВА 5. Магнитные и электрические явления в океане
- •ГЛАВА 6. Радиоактивность в океане
- •ГЛАВА 7. Геофизические аспекты экологии
- •ЛИТЕРАТУРА
ГЛАВА 1
ГРАВИТАЦИЯ И ФИГУРА ЗЕМЛИ
ЗЕМ ЛЯ И ДРУГИЕ ПЛАНЕТЫ
СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Земля — космическое тело. Как уже было отмечено, ее происхож дение и эволюция связаны с происхождением и эволюцией Солнеч ной системы, Галактики и Вселенной.
Рассмотрим некоторые основные параметры нашей планеты как космического тела и сравним их с аналогичными параметрами других планет.
Под планетами понимают космические тела, масса которых из меняется в пределах 1017-1026 т. Вещество в планетах находится
в конденсированном состоянии и эволюционирует за счет процес са гравитационной дифференциации, радиогенной энергии и т.д. Те ла с массами ниже 1017 т не эволюционируют, так как время их
эволюции порядка времени образования (аккумуляции). В косми ческих телах с М >1026 т начинают протекать термоядерные реак
ции, свойственные звездам.
К настоящему времени в Солнечной системе обнаружено 9 пла нет, 32 спутника, более 150 тыс. астероидов, около 100 комет. Все планеты движутся вокруг Солнца в одном направлении: в направле нии вращения Солнца, по эллиптическим, близким к круговым орби там, почти в одной плоскости — плоскости эклиптики. Большинство спутников планет также обращается в плоскости эклиптики. В том же направлении происходит вращение планет, кроме Венеры и Урана. Положение практически всех планет и спутников в одной плоскос ти — тонком диске — дало основание предполагать, что все они образовались из газа (или газопылевого облака), сконденсировавше гося в такой диск. Фактически вращение происходит вокруг общего центра масс всей Солнечной системы.
Ось вращения Солнца составляет 7 к нормали к эклиптике. На клоны осей вращения планет (см. табл. 1) предположительно объ
ясняются воздействием на них космических тел. В частности, на клон оси Земли на 23,5° связывается с падением на нее тела диа метром примерно 1000 км и массой 1018 т. Подобными же причи
нами объясняются наклоны осей и обратное вращение Венеры и Урана.
Планеты делятся на две группы: внутренние (Меркурий, Венера, Земля, Марс) и внешние (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон). Внутренние планеты подобны Земле: имеют сравнительно небольшие
размеры и высокие плотности за счет содержания тяжелых оксидов и наличия железистого ядра. Для этих планет характерны повышенная концентрация углерода, азота и кислорода и недостаток водорода и гелия. Внешние планеты в свою очередь делятся на две подгруппы: планеты-гиганты Юпитер и Сатурн (их радиусы соответственно 11 и
9 земных), состоящие в основном из смеси водорода и гелия, и пла неты Уран, Нептун и Плутон, состоящие из водорода в соединении с углеродом, азотом и кислородом (в основном вода в жидком и льди стом состоянии). Между внутренними и внешними планетами распо лагается пояс каменных астероидов (малых планет), число которых превосходит 3 тыс. Средний период обращения астероидов 4,7 года. Самая большая из малых планет — Церера, 770 км в диаметре, масса около 1/8000 массы Земли. Самые малые имеют диаметр около 1 км. Ближе, чем Меркурий, подходит к Солнцу Икар, к Сатурну ближе всего подходит Гидальго.
ФИГУРА ЗЕМ ЛИ И СИЛА ТЯЖ ЕСТИ
Приступая к изучению явлений, происходящих на Земле и в ef недрах, естественно прежде всего рассмотреть вопрос о том, каков общий вид, или фигура, Земли. Мысль о том, что Земля имеет фор му шара, была высказана Пифагором еще в 530 г. до н.э. Эратосфен в 200 г. до н.э. сделал первую попытку определить размеры земно го шара. Измерив на поверхности некоторую дугу Ъ большого круга и соответствующий ей центральный угол <р, Эратосфен определил радиус R Земли из соотношения
b = R<p. |
(1.1) |
Только в конце XVII столетия форма и размеры Земли стали рассматриваться не только как геометрическая, но и как физическая проблема. Ньютон в “Математических началах натуральной фило софии” изложил теорию фигуры Земли на основе закона всемирно го тяготения. Он был первым, кто показал, что из-за вращения Землй должна быть не сферой, а эллипсоидом вращения, полярный ра диус R п которого меньше экваториального R э, т.е. Земля сплюсну
та по оси вращения. Ньютон впервые вычислил сжатие Земли по
формуле |
|
* = (R 3 - R n)/ R 3- |
(1.2) |
Рассмотрим однородную пластичную модель Земли, |
которая |
не вращается вокруг оси. В этом случае сила тяжести, действую щая на единицу массы на поверхности, была бы направлена к цент
s |
|
|
s |
Рис. 1.1. Модель круглой вращаю |
Рис. 1.2. |
Модель эллипсоидальной враща |
|
щейся Земли. МА — сила тяжести, |
ющейся Земли. МА — сила тяготения, М А1У |
||
/ ц — центробежная сила, / |
— гори |
М А2 — |
ее вертикальная и горизонтальная |
зонтальная проекция / , |
направ |
проекции, / ц, Д , / 2 — центробежная сила и ее |
|
|
|
вертикальная и горизонтальная проекции
ленная к экватору
ру. Обозначим эту силу вектором МА. Земля в этом случае име ла бы форму шара с радиусом R = ОМ (рис. 1.1). В результате вра
щения появляется центробежная сила f ll = a>2R |
cos <р’. Под вли |
янием двух сил МА и / однородный пластичный |
шар должен при |
нять такую форму, которая в каждой точке нормальна к резуль тирующей силе МЛр являющейся векторной суммой сил МА и / .
Такой формой будет эллипсоид вращения. В случае эллипсоида нор мально к поверхности будет направление М АХ (рис. 1.2). Каж
дую из двух сил МА и / |
можно разложить на составляющие, ори |
ентированные по МАу и |
по перпендикулярному к М АХ направле |
ниям. Для того чтобы единичная масса в точке М была в равнове сии, необходимо, чтобы составляющая силы тяготения МА2 была равна составляющей центробежной силы / 2 или
МА sin у = со2 R cos <р' sin <р.
Если это равенство не выполнено, то возникнет сила, стремящаяся сместить единичную массу к экватору или к полюсу. В направлении по нормали на единичную массу будет действовать сила
М А Х— f\ = МА cos у —со2R cos <р' cos <р,
которая и определяет ускорение свободного падения g. При условии, что <р~ <р’, получаем
g = МА cos у — а>2 R cos2 <р. |
( 1. 3) |
17
Всвязи с тем что перпендикулярная к М А j составляющая цент
робежной силы в случае сплющенной Земли уравновешивается со ответствующей составляющей силы тяжести, мы, находясь на по верхности вращающейся Земли, не ощущаем ее вращения. В случае круглой Земли на единичную массу в точке М действовала бы сила /
(см. рис. 1.1), направленная к экватору. Разность нормальных со ставляющих силы тяготения и центробежной силы на реальной Зем ле является силой тяжести (1.3), зависящей от географической ши роты.
Все сказанное справедливо для модели однородной Земли. На са мом деле плотность в Земле возрастает к центру и задача усложня ется. Решение для слоев с различной плотностью получено Клеро
в1743 г.
Вдействительности вопрос еще более сложен. Если для значитель
ной толщи Земли можно установить некоторый закон изменения плотности, то для верхней части — земной коры — это сделать невозможно. Поэтому поверхность Земли нельзя описать ни одной из известных аналитических поверхностей. Поверхность Земли опи сывается индивидуальной фигурой — геоидом (Листинг), под кото рым понимается уровневая поверхность силы тяжести и центробеж ной силы, совпадающая со спокойной поверхностью воды в океа нах и в мысленно прорезывающих все континенты бесконечно узких каналах, соединяющих океаны. Расхождение между поверхностями геоида и эллипсоида (референц-эллипсоид, сфероид) не превосходит нескольких десятков метров, в то время как разность Яэ и R n сос
тавляет 21,385 км. По современным измерениям /?э = 6378,142 км, R n = 6356,757 км; сжатие геоида а = ( Яэ — Rn )/R 3 = 1/298,255, что
составляет 0,3%, у Юпитера — 6 %. Спутниковые измерения показа
ли, что Южный полюс на 30 м ближе к центру Земли, чем Северный. Средний радиус Земли находится из соотношения (4/3)л:Я3р = = (4/3)л R ^ R n, т.е. приравнивается эллипсоид к равновеликому ша
ру. Получаем
/?гп = 6371,032 км.
Из этих данных можно определить площадь поверхности Земли: 510 069 000 км2, из них 29,2% — суша и 70,8% — водная поверх ность. Объем Земли 1,1*1027 см3, масса 6 1 027 г, что составляет 3* 10_6 массы Солнца. Средняя плотность Земли 5,5 г/см3.
Как следует из уравнения (1.3), сила тяжести является резуль тирующей сил притяжения и центробежной силы и зависит от широ ты места. Введем в рассмотрение потенциал силы тяжести W, ко-
торый слагается из потенциалов |
притяжения |
V и центробежных |
сил £/, т.е. |
|
|
W = V |
+ U. |
(1.4) |
Рассмотрим потенциал V. По закону Ньютона притяжение единицы массы элементом массы dm на расстоянии г равно
F = G |
, |
(1.5) |
Г*
где G = 6,666 *10-8 г-1 • см? • с-2 — постоянная тяготения. Тогда
потенциал притяжения некоторым телом в точке вне его будет равен
V= G |
dm |
|
( 1. 6) |
||
|
Решение этого уравнения представляет собой бесконечный ряд, ко эффициентами которого являются полиномы Лежандра Р (cos у):
Рп (cos у) = — |
d |
(cos2у - I f . |
2 п\ |
tf(cosy) |
|
Если бы Земля была точной сферой со сферически-симметричным распределением плотности, то
(1.7)
где М — масса Земли. Реальная Земля на ~ 1/300 отклоняется от
сферы, поэтому основная часть гравитационного поля задается урав нением (1.7). Хотя отклонение реального потенциала от сферическо го невелико — порядка 1/300, оно заслуживает рассмотрения, так как, во-первых, определяет внешнее поле Земли, что важно для расчета траекторий спутников, и, во-вторых, дает информацию о флуктуации плотности в недрах, разностях моментов инерции Земли относительно ее главных осей и о состоянии гидростатического равно весия.
Еще до запусков искусственных спутников Земли за счет назем ных измерений удалось определить первый поправочный член к вы ражению (1.7):
Я. |
( 1 . 8 ) |
W « e ) ] ; |
здесь
(1.9)
где R — расстояние от центра Земли, А и С — моменты инерции относительно R3 и Rn соответственно. Угол & = я/2 — <р. Значе-
ние / 2 = 1082,65* 10 6, т.е. эта величина порядка сжатия Земли
(1/300).
Для проблемы внутреннего строения Земли большое значение имеет величина / среднего момента инерции
(1.10)
которая совместно со значением средней плотности р 0 = ЪМ/4K R2R U
и данными сейсмологии позволяет определить распределение плот ности в недрах Земли.
В случае планеты постоянной плотности ее безразмерный момент
инерции равен |
|
/* = i/M R 2 = 0,4. |
( 1. 11) |
Если с глубиной плотность увеличивается, то /*<0,4, если умень
шается, то /*>0,4. Согласно наблюдениям значение /* = 0,3315, что соответствует существенному увеличению плотности внутри Земли.
У Луны /* = 0,392, что близко к 0,4 и свидетельствует о почти постоянной плотности Луны, что объясняется небольшими давления ми (~ 5* 104 атм) в лунных недрах.
Полный потенциал силы тяжести равен сумме
W=V+ и У |
|
( 1. 12) |
|
|
где U — потенциал центробежных сил, равный |
|
|
||
|
|
|
(1.13) |
|
3 |
? |
1 |
3 |
71 |
Учитывая, что Р2 (cos 0 ) = ^ cos |
0 - ^ |
j sm |
Ф ~ 2 ’ П0ЛУЧИМ вы_ |
|
ражение для потенциала сфероида
GMR2
Ускорение силы тяжести находится так:
( d W \2 |
2 |
V2 |
_1 |
(1.15) |
|
8 = |
I |
|
. Ы |
[rdf] |
|
|
|
На основании уравнений (1.14) и (1.15) можно установить связь между g и сжатием Земли а:
1 + |
5w2R l |
— а sin2^> |
(1.16) |
2GM |
|||
где |
|
|
|
GM |
3 |
“>2*1 ^ |
(1.17) |
8э |
1 + f |
|
|
Яэ |
\ |
|
|
Уравнение (1.16) впервые было получено Клеро в 1743 г. Его
можно записать более просто: |
|
8 = 5Э( 1 + Р sin2 <р} , |
(1.18) |
где ft —(5/i) q —а , д = со2 R j g3 — отношение центробежной силы
к силе тяжести на экваторе.
Таким образом, сила тяжести в любой точке земного шара обус ловлена следующими факторами:
1) действием всего земного сфероида и действием центробежной
силы в случае равномерного наслоения вещества; 2) влиянием рельефа местности, окружающей точку наблюде
ния, что приводит к отличным от нуля производным dw/ дх, dw/ ду;
3) неравномерным распределением масс в земной коре.
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ. ИЗОСТАЗИЯ
Расчеты фигуры Земли, начиная с Ньютона, производились при условии, что Земля находится в состоянии гидростатического равно весия, т.е. имеется только давление и отсутствуют касательные на пряжения. Гидростатическая гипотеза достаточно близко характери зует реальное состояние Земли. Отклонение реальной фигуры Зем ли (геоид) от поверхности сфероида (референц-эллипсоида) связано с Некоторым отклонением реального состояния Земли от гидростати ческого равновесия.
Выражение для потенциала V при наличии гидростатического
равновесия должно содержать только четные моменты / 2п, при
чем по мере роста п они должны быстро уменьшаться по ве
личине:
/ о \ П
|
|
|
|
п=2 |
V . ( « e ) |
+ |
|
|
|
|
|
|
|
v |
п (R |
V |
|
|
|
|
+ ^ I |
7 |
/ |
Рп (cos ®) |
(AnmcosmA + BnmsinmA) } ’ (1Л9) |
||
п - 2 т = 1 \ |
4 |
7 |
\ |
> |
где Лпт, Впт — гравитационные моменты, определяемые экспери
ментально по траекториям искусственных спутников.
Однако измерения с помощью искусственных спутников Земли дали сенсационный результат. Оказалось, что все гравитационные
моменты |
начиная с / 3 примерно одного порядка (10_6), т.е. все |
моменты, |
кроме / 2, оказались величинами порядка квадрата сжатия |
{а2). При этом уменьшение моментов с ростом п происходит значи
тельно медленнее, чем предполагалось.
Общий фундаментальный вывод из спутниковых данных состоит в том, что отклонение Земли от гидростатического равновесия имеет порядок величины квадрата сжатия. Легко подсчитать откло
нение фигуры Земли от равновесной (a2R ^ 70 м).
В связи с тем что реальное гравитационное поле (и соответственно геопотенциал) состоит из слагаемых, различающихся по своей вели чине, оно разделяется на нормальное поле с потенциалом WQ и возмущенное (аномальное) поле с добавочным потенциалом Т. По
тенциал сфероида (1.14), который рассматривался выше, определяет нормальное поле силы тяжести. Соответственно за нормальную фи гуру Земли выбирают эллипсоид вращения (сфероид, референц-зл- липсоид). поверхность которого является эквипотенциальной поверх ностью для нормального потенциала W . Сфероид представляет хоро
шее приближение для геоида, отклонения высот геоида от сфероида не превышают a 2R —70 м. С помощью спутниковых данных построе
ны карты высот геоида (ГЕОС-3 радарным альтиметром измерял непосредственно высоты в конце 70-х гг.).
Высоты геоида пропорциональны амплитудам гравитационных аномалий. Удивительно то, что аномалии не связаны с топографичес кими особенностями поверхности (горы, впадины и т.п.). Из этого ( it iver важнейший вывод: континентальные области изостатически скомпенсированы, т.е. материки плавают в подкоровом субстрате,
словно гигантские айсберги в полярных морях. Аномалии силы тя- >• ги вызваны какими-то флуктуациями плотности в коре и ман
тии Земли,
Рис. 1.3. Изостатическое равновесие между корой и мантией (по В.Н. Жаркову, 1983)
Идея изостазии качественно была высказана в середине прошло
го века, она объяснила тот удивительный факт, что наличие гор почти не сказывается на гравиметрических измерениях. Согласно принципу изостазии, легкая кора, состоящая из гранита и базальта, изостатически уравновешена на более тяжелой мантии, как показа но на рис. 1.3.
Получается так, что масса вещества на единицу площади, изме ренная вплоть до некоторой глубины, приблизительно одинакова для всей поверхности Земли.
Менее плотные, чем нижележащий субстрат, горы имеют в суб страте менее плотные корни. Наличие изостазии приводит к сущест венным особенностям строения наружных слоев Земли (рис. 1.3): земная кора как бы плавает в подстилающих мантийных породах. При реакции на короткопериодические колебания (секунды, часы, дни) мантия ведет себя, как твердое упругое тело, для медленных
движений (>104 лет) вещество мантии течет, как жидкость. Средняя вязкость мантии —1023 П.
ЗЕМ НЫ Е ПРИЛИВЫ
Приливы наблюдаются в океанах, атмосфере и в теле Земли. Именно приливы твердой Земли называются земными приливами. Из-за приливообразующей силы, которая действует со стороны Луны (и в меньшей мере Солнца), происходят периодические колебания гравитационного поля Земли и уровня земной поверхности. Амплиту да приливов зависит от распределения упругих свойств в недрах планеты. Сравнивая наблюдаемые амплитуды с теоретически рассчи танными, мы контролируем данные об упругих свойствах Земли,