ОСНОВЫ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ, ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

1. Земля как планета 2. Геометрические и физические характеристики Земли 3. Прецессии и нутация, движение полюсов 4. Уровненная поверхность. Геоид 5. Гравитационное поле Земли. Гравитационные процессы и явления

Земля - третья по расстоянию от Солнца большая планета Солнечной системы.

Земля вращается вокруг Солнца, расположенного в одном из фокусов, по эллиптической орбите. Расстояние до Солнца: в перигелии – 147,117 млн.км; в афелии – 152,083 млн.км. За астрономическую единицу принимается большая полуось орбиты = 149,6 млн.км Средняя скорость движения Земли по орбите =29,705 км/с (30,27 км/с в перигелии; 29,27 км/с – в афелии) перигелий афелий

Вместе с Солнцем Земля движется вокруг центра Галактики со средней скоростью 250 км/с. Период галактического обращения ~ 200 млн.лет. Относительно ближайших звезд наша Галактика движется в направлении созвездия Геркулес со скоростью ~19,5 км/с.

Смещение вектора углового момента Земли в пространстве называется прецессией. Выделяют лунно-солнечную и планетарную прецессии. Периодические движения вектора углового момента Земли, которое накладывается на медленное прецессионное движение, называется нутацией.

Траектория движения Северного географического полюса Земли в 1990 – 1996 гг. с отметками начала каждого года.

О происхождении Земли существуют космогонические представления: 1)гипотеза образования планет из раскалённой газово- пылевой туманности; 2)гипотеза образования этих же планет, в том числе Солнца из мелкораздробленного космического вещества. Время образования Земли определяется радиологическими и изотопными методами и оценивается в 4,55 – 4,61 млрд. лет. С помощью этих методов создана в абсолютных летоисчислениях геохронологическая шкала.

Наиболее распространён для определения возраста геологических образований калий-аргоновый метод. В основу положен закон радиоактивного распада:, где N t – количество не распавшихся атомов ядер неустойчивых (радиоактивных) элементов, N 0 – количество атомов ядер в момент образования природного объекта, t – время распада, λ - постоянная распада, которая для каждого изотопа имеет своё численное значение. В практике используется и величина Т 1/2 –период полураспада:

По современным представлениям внутреннее строение Земли обобщённо можно представить последовательной схемой трёх геосфер: 1)земная кора h = 5-75 км.; 2) мантия h 3000 км.; 3) ядро h 3300 км.

Земная кора – твёрдая оболочка, которая по составу на материках и океанах разделяется на материковую и океаническую. Материковая кора имеет три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

К настоящему времени наиболее прогрессивным методом изучения внутреннего строения Земли является сейсмометрия. Основа метода – изучение распространения через недра Земли сейсмических волн специальными приборами – сейсмографами. Изучаются волны объёмные (продольные - V p, поперечные - V s ) и поверхностные (Релея – вертикально-поляризуемые колебания и Лява – горизонтально-поляризуемые колебания).

V p - волны сжатия – растяжения, распространяются в любой среде и выражаются формулой:, где k cж. – коэффициент сжатия, μ сдв. - модуль сдвига, δ- плотность. V s – волны сдвига, распространяются только в твёрдой среде, поэтому их формула:

Классическая модель внутреннего строения Земли носит название Джеффриса-Гутенберга. Она построена на основе изучения изменения с глубиной (по радиусу) показателей V p и V s. В настоящее время эта модель уточнена академиком Ю.М. Пущаровским на основе анализа современных сейсмотомографических карт. Выделены в земном шаре как глобальные, так и промежуточные границы.

кремнистые породы δ=2,9–3,3 г/см 3 ультраосновные и полиморфные δ=3,5–4,3 г/см 3 плотные окислы (MgO, SiO) δ=5,5–10 г/см 3 жидкие металлы (Fe, Ni, Si) δ=10–12 г/см 3 твёрдые металлы δ=13–14 г/см 3

Промежуточные границы: 1)поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы мощностью км в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии; 3) инверсные зоны в верхней и средней мантии, границы которых прослеживаются на глубинах 100, 220, 300, 710, 1050, 1200 и 2000 км.

Экваториальный радиус- 6378,160 км Полярный радиус- 6356,777 км Сжатие земного эллипсоида 1:298,25 Средний радиус ,032 км Длина окружности экватора ,696 км Поверхность - 510,2 ×10 6 км 2 Объём - 1,083 ×10 12 км 3 Масса × кг Средняя плотность – кг/м 3 Ускорение силы тяжести (на уровне моря) а) на экваторе - 9,78049 м/сек 2 б) на полюсе - 9,83235 м/сек 2 в) стандартное - 9,80665 м/сек 2 Момент инерции относительно оси вращения - 8,104 × кг × м 2

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или трёхосным эллипсоидом. Это первым понял Ньютон, применяя закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли :, где а - экваториальный радиус, в – полярный радиус,.

ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ это естественное силовое поле, обусловленное притяжением масс Земли и Земли центробежной силой, которая возникает вследствие её суточного вращения.

Вариации силы тяжести В общей структуре гравитационного поля Земли происходят периодические изменения силы тяжести. Они вызываются приближением Луны и Солнца и зависят от внутреннего строения Земли. Наиболее заметным перемещением частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы.

Под влиянием сил притяжения (в большей мере Луны и в меньшей Солнца) воды Мирового океана сгоняются к точкам Z и N (прилив), а в это время в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив). Сферический слой Земли испытывает периодические колебания и, соответственно, ускорение силы тяжести. Во время колебаний этот слой принимает форму эллипсоида.

Вследствие суточного вращения Земли происходят приливы (отливы) с периодом 24 часа («солнечные сутки») и 24 часа 50 мин. («лунные сутки»). Поэтому наблюдается два прилива и два отлива. Под действием приливообразующих сил поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается. Изучение приливов и отливов в твёрдом теле Земли позволяет получить сведение о её плотности и внутреннем строении.

Особенности распределения гравитационного поля обусловлены формой геологических тел и различной плотностью горных пород, слагающих эти тела.

где - объемная плотность горной породы M –масса образца V- объем образца Размерность: СГС- г/см 3 СИ- кг/м 3 =2,0 г/см 3 =2,6 г/см 3 (1)

Плотность магматических горных пород, г/см 3 Гранит -2,6 Габбро -2,9 Базальт -3,0 Пироксенит -3,2 Плотность осадочных горных пород, г/см 3 Песок -2,1 Песчаник -2,3 Известняк -2,5 Соль- 2,15 Глина -2,3

P =F п + F ц Отклонение направления силы тяжести от направления к центру Земли географическая широта (2)(2) P mg

G = 6,67 * (м 3 /кг с 2 ) -гравитационная постоянная M = 5,974 x кг – масса Земли R=6371 км- средний радиус Земли r- расстояние от т. Р до оси вращения Земли v –линейная скорость вращения Земли, зависит от φ (на экваторе = 460 м/с, на географических полюсах = 0) (3)(3) (4)(4) (5) Тогда, согласно (2)

Единицы измерения в СИ- м/с 2 1 м Гл = Гл = м/с 2 (6) (7) Если Землю считать шаром и пренебречь Fц, то В гравиразведке g – сила тяжести (ускорение свободного падения, напряженность гравитационного поля) Ускорение свободного падения –g- вектор и по своему физическому смыслу представляет собой силу, действующую на единичную массу m, а это, не что иное как напряженность гравитационного поля.

(8) потенциал силы тяжести для сфероида Под потенциалом понимается работа, которую нужно совершить, чтобы тело единичной массы переместить из бесконечности в данную точку поля Если W продифференцировать по направлению Z=R, то получим: (9) Т.е. сила тяжести – первая производная потенциала силы тяжести

В гравиразведке измеряют (или вычисляют) величины, характеризующие быстроту (или скорость) изменения силы тяжести по какому-либо направлению. Эти величины называются вторыми производными потенциала силы тяжести или градиентами силы тяжести: Wxz и Wyz –горизонтальный градиент Wzz – вертикальный градиент Вторые производные потенциала силы тяжести связаны с кривизной и формой уровенной поверхности. Они позволяют уточнить истинную фигуру Земли. Внесистемная единица измерения вторых производных – этвеш (Е) 1 Е соответствует изменению силы тяжести в 0,1 м Гал на расстояние 1 км.

Уровенная поверхность это поверхность, в каждой точке которой потенциал одинаков. Можно построить сколько угодно уровенных поверхностей. уровенная поверхность Земли (эквипотенциальная) Геоид – уровенная поверхность, совпадающая с невозмущенной поверхностью океанов.

I-е приближение – сфероид, (r 1 = r 2 ), II-е приближение – эллипсоид, III-е приближение – геоид -эквипотенциальная поверхность, которая расходится с эллипсоидом до 100 м.

Ученые из Европейского космического агентства ESA представили самую точную на сегодняшний момент модель геоида.

o - нормальное значение силы тяжести э - значение силы тяжести на экваторе 1 и 2 -коэффициенты, учитывающие влияние центробежной силы и сжатия сфероида φ -широта Формула Гельмерта (м Гл): Формула Кассиниса, Гельмерта и др.

Разность между наблюденным ускорением силы тяжести g и нормальной величиной g 0, полученной по международной формуле Гельмерта, называется аномалией силы тяжести (δg): δg = g - g 0.

Нормальное значение силы тяжести на уровне моря в т. Р : Значение поля силы тяжести на высоте h в т. Р: Тогда поправка за высоту будет равна разности значений силы тяжести между точками P и P': Здесь учтено, что R>>h значение поправки для не вращающейся Земли 1. Поправка за высоту

-поправка Фая (поправка за свободный воздух) аномалия в редукции Фая (g н - наблюденное поле) Точное выражение этого градиента получим с учетом потенциала центробежного ускорения -2ω 2 h.

- 2. Поправка за промежуточный слой σпσп Суммарная поправка за высоту и промежуточный слой поправка Буге

Аномалия в редукции Буге

Изостазия Казалось бы, гравитационные аномалии на суше должны быть положительными и иметь более высокую напряжённость, чем в океанах. Однако гравитационные измерения на дневной поверхности и со спутников не подтверждают этого. Карта высот геоида показывает, что уклонения g от нормального поля не связаны с океанами и континентами.

Изостазия- гидростатическое равновесие состояния земной коры, при которой менее плотная земная кора (2,8 г/см 3 ) «плавает» в более плотном слое верхней мантии – астеносфере (3,3 г/см 3 ), подчиняясь закону Архимеда.

Следовательно, континентальные области изостатически скомпенсированы: материки плавают в подкоровом субстрате подобно гигантским айсбергам в полярных морях. Концепция изостазии состоит в том, что лёгкая земная кора уравновешена на более тяжёлой мантии, притом, что верхний слой жёсткий, и нижний пластичный. Первый получил название литосфера, а второй астеносфера.

Однако верхняя мантия не является жидкостью, т.к. через неё проходят поперечные волны. В то же время по масштабу времени (Т) астеносфера ведёт себя на малых Т (часы, дни) как упругое тело, а на больших Т (десятки тысяч лет) как жидкость. Таким образом, вязкость вещества астеносферы оценивается Па*с (паскаль секунда).

Гипотезы изостазии предусматривают: 1) упругую деформацию земной коры, которая показана на схеме; 2) блоковое строение Земли и погружение этих блоков в нижележащий субстрат мантии на различную глубину.

Следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь не необходимым условием для закономерной связи аномалий g и мощности коры. Тем не менее, для региональных территорий эта связь существует. Если выполнить гравитационные измерения через океан, то выступы океанической коры будут характеризоваться гравитационными минимумами, впадины – максимумами. Введение изостатической поправки показывает, что территория (регион) в целом изостатически уравновешена.

Из рисунка следует, что интенсивность гравитационного поля в 2,5-3,0 раза больше в тех местах, где тоньше океаническая кора, т.е. в этих участках в большей мере проявляется дефект плотности нижележащего мантийного субстрата, в частности слоя поверхности Мохо.

1- модель Эри 2 –модель Пратта

Таким образом, существует прямая связь региональных гравитационных аномалий с мощностью земной коры. Эти исследования составляют второй уровень детальности в гравиметрии. Третий уровень детальности связан непосредственно с гравиметрическими съёмками (наблюдениями) с целью изучения локальных геологических объектов, в частности месторождений полезных ископаемых.

Структура поля по результатам гравиразведочных съёмок разная. Все измерения приводятся к редукции Буге (разность наблюденных и теоретических полей) и предусматривают поправки за: 1) «свободный воздух», 2) промежуточный слой, 3) рельеф. В общей и структурной геологии результаты гравиметрических наблюдений применяются для изучения тектонического районирования геосинклинальных и платформенных областей.

В геосинклинальных областях к поднятиям приурочены отрицательные аномалии g, а к впадинам – положительные. Такая закономерность связывается с историей развития земной коры вследствие инверсии геотектонических условий (перераспределение зон поднятия и опускания). В местах поднятий ранее был и сохранился изгиб границы Мохо. На платформенных областях аномалии g связаны в основном с вещественно-петрографическим составом пород. Минимальными значениями g характеризуются зоны крупных разломов, и из «лёгких» пород - «граниты- рапакиви».

Обвалы