» » » ЗЕМНАЯ КОРА

 
 
 

ЗЕМНАЯ КОРА

10-07-2015, 15:36, посмотрело: 34 604

0 Три основные оболочки Земли: земная кора, мантия, ядро.

Земная кора представляет собой верхнюю твердую оболочку Земли и имеет сложный рельеф. В рельефе суши различают горные системы, плос-когорья и равнины, а также подчиненные им формы. О рельефе океанского дна мы уже говорили выше.

ЗЕМНАЯ КОРА

Толщина земной коры колеблется в широких пределах - от 5 до 15 км под океанами и от 20 до 70 км под континентами. Верхняя часть земной коры в пределах глубин, достигнутых бурением, доступна для непосредственного изучения. Поэтому нам более или менее достоверно известен состав веще-ства верхней части коры до глубин 10-12 км (максимальная глубина, достиг-нутая бурением, составляет немногим более 14 км (скв.Вредефорд в Южной Африке); российская сверхглубокая скважина СГ-3 на Кольском п-ве достиг-ла глубины 12, 2 км). О более глубоких горизонтах земной коры и подсти-лающих ее геосфер, недоступных для непосредственного изучения, прихо-дится судить по косвенным геофизическим данным. Однако, следует заме-тить, что в результате тектонических перемещений блоков земной коры ино-гда на поверхность Земли или в разрезы глубоких скважин попадают облом-ки пород из нижних частей коры или из верхней мантии (ксенолиты), поэтому их изучение позволяет судить о составе этих геосфер.

В составе вещества земной коры выявлено 89 из 105 элементов пе-риодической системы Менделеева. Химические элементы земной коры обра-зуют природные химические соединения - минералы, а те, в свою очередь, путем химического или чаще механического соединения - горные породы.

На основании многочисленных химических анализов минералов и гор-ных пород, слагающих верхнюю часть земной коры, А.Б.Роновым и А.И.Ярошевским было вычислено среднее содержание каждого химического элемента, или кларк каждого элемента. Наибольшие кларки имеют следую-щие элементы (в %%): О2 - 47; Si - 29,5; Al - 8,05; Fe - 4,65; Ca - 2,96; Na - 2,50; K - 2,50; Mg - 1,87; прочие - 0,93. Вычислены также кларки для всех ос-тальных оболочек Земли, для Солнца, Луны.

Поскольку кислород, кремний и алюминий составляют подавляющую часть земной коры, они входят в состав всех наиболее распространенных природных соединений.

По физическим свойствам и геофизическим характеристикам (скорости прохождения сейсмических волн, плотности, магнитной восприимчивости, теплопроводности, электропроводности и др.) земную кору принято разде-лять, как минимум, на три слоя: осадочный, гранитно-метаморфический и базальтовый . Присутствие гранитно-метаморфического слоя - это при-знак континентальной земной коры - в океанической коре этот слой отсутст-вует. Разделение на слои с таким названием не означает, что породы дейст-вительно имеют состав гранитов или базальтов. Это только значит, что по сейсмическим характеристикам, т.е. по скоростям прохождения сейсмических волн через этот слой они сходны с соответствующими породами. Например, у многих метаморфических пород, относимых к гранитно-метаморфическому слою (амфиболитовых, хлоритовых сланцев, мраморов и др.), скорость про-хождения сейсмических волн такая же, как у гранитов. Мощность гранитно-метаморфического слоя под континентами составляет от 10 до 40 км. Мощ-ность базальтового слоя под континентами изменяется от 30 до 40 км, а под океанами - от 3 до 15 км. Плотность пород "гранитного" слоя составляет 2400-2600 кг/м3, базальтового - 2,8-3,3 кг/м3, вещества мантии, состоящего из ультрабазитовых пород (с пониженным содержанием SiO2), - 3,4 кг/м3.

Земная кора - это продукт дифференциации вещества мантии, т.е. разделения этого вещества по плотности. Более легкоплавкое и менее плот-ное вещество, в соответствии с законом Архимеда, всплывало сквозь толщу мантии, иногда диффундируя по межмолекулярным промежуткам, а иногда проходя по трещинам, образовавшимся между отдельными блоками. Если первый способ дифференциации происходил очень медленно (скорость диффузии можно оценить величинами 10-8-10-9 см/с, то скорость массообме-на по трещинам на два порядка выше - 10-6-10-7 см/с.

Образование земной коры продолжается и в настоящее время. Так, океаническая кора формируется в рифтовых и разломных зонах срединно-океанических хребтов, а континентальная - в зонах перехода от океана к континенту: островные дуги по периферии океанов - это фрагменты сформиро-вавшейся континентальной земной коры. Не следует думать, что вся конти-нентальная кора находится ниже уровня Мирового океана. Так, вся шельфо-вая зона и верхняя часть континентального склона - это материк, прослежи-вающийся под уровнем моря. Имеются также участки, или фрагменты конти-нентальной коры, находящиеся на океаническом ложе. Среди таких можно упомянуть возвышенность Ямато в центре Японского моря, Плато Манихики в юго-западной части Тихого океана и др.

Границу между земной корой и мантией условно решили выделять на глубине, где происходит скачкообразное изменение скорости сейсмических волн. Впервые эту границу выделил югославский геофизик А.Мохоровичич. В его честь она и названа (сокращенное название - граница Мохо или М).

Мантия простирается от границы Мохо до глубины 2900 км, где также по скачку сейсмических скоростей устанавливается ее граница с внешним ядром.

Сейсмические методы изучения мантии выявили ее неоднородность и позволили выделить в ее пределах три слоя.

a) верхняя мантия протягивается на глубину до 400 км и носит назва-ние слоя Гутенберга. В пределах этого слоя, в интервале глубин от 100-120 до 350-400 км под континентами и на глубине от 50-60 до 400 км под океана-ми, скорость продольных сейсмических волн не возрастает, а скорость попе-речных волн - даже падает. Это может указывать на уменьшение вязкости вещества, и, возможно, на его частично расплавленное состояние. Эта зона внутри верхней мантии получила название астеносфера ("ослабленная сфера"), в отличие от верхней твердой литосферы. В астеносферном слое располагаются первичные очаги вулканизма и проявляются процессы, при-водящие к тектоническим движениям в земной коре. Поэтому для мониторин-га и прогноза вулканических и сейсмических проявлений важно знать глубину астеносферы и ее соотношение с вышележащей литосферой.

b) средняя мантия охватывает глубины Земли от 400 до 900 км. В этом слое скорости прохождения сейсмических волн резко возрастают (с 8,5 км/с до 11,2 км/с), что указывает на значительное увеличение плотности и вязко-сти вещества. Этот слой назван слоем Голицына.

c) нижняя мантия располагается на глубинах от 670 до 2900 км; здесь скорости сейсмических волн с глубиной возрастают медленно, но тем не менее достигают здесь максимальных для нашей планеты значений: продольная скорость увеличивается до 13,6 км/с, а поперечная - до 7,3 км/с. Полага-ют, что относительно равномерное нарастание скорости с глубиной связано только с ростом давления и свидетельствует об относительно однородном строении нижней мантии. В низах этого слоя, на глубине 2700-2900 км выде-ляется переходная оболочка, отличающаяся по свойствам от всей остальной нижней мантии. Здесь отмечается некоторое снижение скорости продольных волн, что, вероятно, связано с переходом к внешнему ядру.

Центральная геосфера Земли, ее ядро занимает около 17% ее объема и составляет 34% ее массы. Такое соотношение долей объема и массы обу-словлено резкими различиями физических параметров ядра и мантии. В ча-стности, на внешней границе ядра, приуроченной к поверхности Вихерта-Гутенберга (раздел между нижней мантией и внешним ядром), происходит скачкообразное снижение скорости распространения продольных волн от 13,6 до 8,1 км/с и полное затухание поперечных сейсмических волн. Это оп-ределяет специфику прохождения ядра продольными волнами, испытываю-щими внутри него отклонение к центру Земли. В интервале эпицентральных расстояний 103-143о образуется, таким образом, область "сейсмической тени", т.е. в этой зоне, располагающейся на противоположной землетрясению стороне планеты, не могут быть зарегистрированы продольные сейсмические волны из-за отклонения в очень плотном веществе ядра.

В разрезе ядра выделяются две границы - на глубинах 4980 и 5120 км, в связи с чем оно подразделяется на три элемента: внешнее ядро, переход-ное ядро и субъядро. Внешнее ядро обладает феноменальной особенностью скоростной характеристики - не пропускает поперечных сейсмических волн. Это свидетельствует об отсутствии здесь упругого сопротивления сдвигу. Тными словами, вещество, слагающее внешнее ядро, по отношению к сейс-мическим волнам ведет себя как жидкость. По-видимому, вещество при таких давлениях и температурах не может находиться в жидком состоянии в обычном понимании этого термина, но обладает некоторыми ее свойствами. Субъядро скорее всего находится в твердом состоянии, а переходное ядро является двухфазной смесью.
Рассмотрим кратко изменение основных физических свойств земного вещества с глубиной.

Отсутствие прямых данных о плотности вещества обусловливает не-обходимость использования для ее оценок косвенных данных, в частности, данных о скорости сейсмических волн. На первый взгляд кажется, что скоро-сти должны возрастать при увеличении плотности пород. На самом же деле, эти величины находятся в обратном соотношении:

vp = ; vs = , где vp и vs, соответственно, скорости про-дольных и поперечных волн, - плотность пород; и - упругие постоянные (коэффициенты Лямэ) ( - модуль всестороннего сжатия; - модуль сдвига).

Тем не менее, сопоставление изменений скорости сейсмических волн с плотностью показывает, что более плотные породы обычно характеризуются более высокой скоростью. Это объясняется тем, что возрастание плотности вещества Земли с глубиной сопровождается ростом значений коэффициентов Лямэ, приводящим к увеличению скорости сейсмических волн. Особенно значительны изменения и в мантии Земли, где отмечается закономерное нарастание скорости Р- и S- волн и плотности вещества.

Оценки показывают, что средние значения плотности земной коры и Земли в целом составляют, соответственно, 2700 и 5520 кг/м3.

Имеющиеся данные о свойствах глубинных геосфер позволяют считать, что мантии и ядру Земли свойственны черты двух агрегатных состоя-ний, хорошо изученных в обычных условиях, - твердого и жидкого вещества. Если на вещество мантии действуют мгновенные силы, то оно ведет себя как твердое вещество, а если действие нагрузок растягивается в геологическом времени - то как жидкость. Таким образом, есть все основания считать, что Земля в целом находится в состоянии гидростатического равновесия. В этом случае изменение давления с глубиной можно оценить, исходя из массы вышележащего столба пород. Расчеты показывают, что у подошвы земной коры давление составляет около 1300 МПа, а на границе ядра - около 140000 МПа. Особенно велико давление в ядре - до 4 105 МПа. Такие давления характеризуют на мгновения давления вблизи фронта ударной волны при ядерном взрыве.

Представляет интерес изменение в Земле еще одного параметра - ускорения свободного падения (g), определение которого также связано с при-нятой моделью распределения плотности. На поверхности Земли среднее значение ускорения свободного падения равно 9,82 м/с2, или 982 Гал. По расчетам, с глубиной g возрастает до 10,81 м/с2 на поверхности ядра и затем круто убывает до нуля в центре Земли.

Рассмотрим методы геофизики, которые позволяют получить информацию о внутреннем строении Земли, о ее свойствах и о фазовом состоянии вещества.

Начнем с сейсморазведочного метода, который не только самый информативный в геофизике, но и самый дорогой по стоимости его проведения. Достаточно указать, что на сейсмометрические работы затрачивается 85% средств, затрачиваемых вообще на геофизические работы. В становление и развитие сейсмометрии большой вклад внесли русские и советские ученые: Б.Б.Голицын, В.С.Воюцкий, Г.А.Гамбурцев, А.И.Заборовский, Ю.Н.Годин, Ю.В.Ризниченко, М.К.Полшков, А.М.Епинатьева, И.И.Гурвич, Л.А.Рябинкин, Е.Ф.Саваренский и др.

Этот метод основан на изучении скорости распространения сейсмических волн в литосфере, т.е. принципиально близок к сейсмологическим методам, изучающим скорости распространения упругих колебаний от землетря-сений. Отличие заключается в том, что в сейсмологии используется естественный источник колебаний - землетрясение, а в сейсмометрии - искусствен-ный - взрыв в неглубокой скважине. До объявления моратория на испытания ядерного оружия в 1988 г. геофизики использовали в качестве источника упругих колебаний волну от ядерного взрыва. Волна, возбужденная взрывом, достигая границ изменения скоростей, а точнее, сейсмических плотностей (произведения плотности на скорость v), отражается и достигает системы регистрации, состоящей из серии сейсмографов - приборов, реагирующих на колебания почвы и регистрирующих их. Время движения волны от пункта взрыва до каждого сейсмографа откладывается на графиках в виде кривых, которые называют годографами. Годограф отраженной волны имеет гипер-болическую форму, кривизна которой определяется, в частности, скоростью распространения волны v1. Значение скорости позволяет вычислить глубину залегания границы сред. Так как путь волны 2S v1 tA, а с другой стороны, S , то h , где h - глубина границы, v1 - скорость волн в покрывающей среде, tA - время движения отраженной волны в точку А, l - удаление точки А от пункта взрыва, 2S - длина пути волны. На не-котором удалении от пункта взрыва при увеличении угла падения прямой волны на границу нижележащей среды со скоростью v2 возникает прелом-ленная волна, опережающая отраженную, если v2v1. Годограф волны, пре-ломленной на плоской границе, прямолинеен.

Основным методом работ по сейсморазведке является профилирование, а кроме этого используется методика зондирования. Детальность исследований определяется частотой расположения сейсмографов на профиле. Чем чаще они расположены, тем, в общем, можно получить более детальный годограф. Глубинность работ определяется мощностью источника колебаний. Ядерный взрыв, а тем более землетрясение - это, естественно, самые сильные источники, которые невозможно повторить с помощью тротилового заряда, заложенного в скважину. Если время ядерного взрыва известно и к нему можно подготовиться, то точное время землетрясения, к сожалению, неизвестно. Поэтому сейсмографы на сейсмостанциях должны работать в автоматическом режиме мониторинга сейсмического события. Только в этом случае можно ожидать получение уникальной информации о глубинном строении нашей планеты.

Гравиметрический метод основан на изучении поля силы тяжести на поверхности Земли или в ее недрах. Задача о распределении силы тяжести на поверхности Земли была решена в общем виде в XVIII веке французским математиком А.Клеро (1713-1765 г.г.). Он впервые вывел формулу для вычисления силы тяжести на любой географической широте эллипсоида вращения при известных значениях силы тяжести (ускорения свободного падения) у полюса и на экваторе. Формула Клеро в первом приближении имеет вид:

где g, gэ, gп - ускорение свободного падения, соответственно, для данной географической широты , на экваторе и на полюсе. В 20-х годах нашего века была выведена международная формула для нормального значения силы тяжести на уровне моря, которой и пользуются в настоящее время:

g = 978,049 (1+ 0,0052894 sin2 - 0,0000059 sin22 ).

Из этой формулы следует, что нормальное значение силы тяжести на Земле увеличивается от 978 см/с2 на экваторе до 983 см/с2 на полюсах. Однако эти значения, рассчитанные для эллипсоида вращения со сжатием 1/297, существенно отличаются от фактически измеряемых на поверхности Земли, что обусловлено изменениями плотности пород, слагающих Землю. В гравиразведке выведена формула для расчета превышения силы тяжести в случае контраста плотности блоков (рис.11). Если внутри плоскопараллельного слоя толщиной Н с плотностью 1 имеется внедрение блока с плотностью 2, то амплитуда аномалии силы тяжести над этим блоком вычисляется по форму-ле: g = 2 f ( 2 - 1)Н , где f - гравитационная постоянная, которая в системе CGSE равна 6,67 10-8 см 3 г -1 с -2 = 6,67 10-11 Н м 2 кг -2 (система СИ).

Величина f впервые была вычислена Кавендишем (1797 г.). Численно гравитационная постоянная равна силе притяжения двух единичных точечных масс, разделенных единичным интервалом (т.е. соответственно. двух масс в 1 г на расстоянии 1 см (CGSE), или двух масс в 1 кг на расстоянии 1 м (СИ)).
Значения силы тяжести (ускорения свободного падения) измеряются гравиметрами, работающими на принципе компенсации изменений притяжения массы маятника гравиметра упругими силами закрученной кварцевой ни-ти, на которой подвешен этот маятник. Чувствительность наземного кварце-вого гравиметра к изменениям силы тяжести очень высока. Достаточно ска-зать, что он способен измерять с погрешностью 0,01 мГал (10-5см/с2). Следует заметить, что измерения с гравиметром носят "относительный характер", т.е. с этим прибором невозможно определить абсолютное значение силы тяжести в пункте. Поэтому все точки гравиметрической съемки "привязываются" к "опорному пункту", где абсолютное значение измерено другим способом, например, с помощью маятникового прибора.

Сравнение данных съемки возможно при теоретической предпосылке, что все притягивающие массы сосредоточены внутри сфероида, для которого по формуле Клеро рассчитаны абсолютные значения силы тяжести. Однако реально имеется множество масс, которые искажают теоретическое распределение силы тяжести на сфероиде (рельеф, наличие гидросферы, имеющей меньшую плотность, чем твердая Земля). Поэтому процесс измерения всегда сопровождается расчетом и внесением определенных поправок (редукций) в измеренные значения. К таким редукциям относятся:

a) поправка на высоту, учитывающая изменение расстояния до центра Земли; поправка приводит измеренное значение к уровню моря, не учитывая массы пород, сосредоточенных между поверхностью измерения и уровнем моря, она как бы переносит точку измерения вниз "по воздуху" в случае суши или вверх "по воздуху" - в случае моря. Поэтому эта поправка носит название "поправка за "свободный воздух"", или редукция Фая. Она равна gф = 0,3086 Н, где высота (глубина). Н измеряется в метрах. Знак (-) применяется для суши, а знак (+) - для моря;

b) поправка на влияние промежуточных масс, заключенных между уровнем, на который приводится измерение, и высотой точки измерения. Эта поправка носит название "поправки на влияние промежуточного слоя", или редукции Буге. В результате ее введения как бы удаляется притяжение масс между уровнями измерения и приведения. Эта поправка рассчитывается по формуле: gб = 2 f H = 0,0419 H, т.е. полностью совпадает с формулой для оценки аномалии в результате присутствия плоского блока с контрастной плотностью, которая приводилась выше. Смысл знака в этой формуле тот же, что и для редукции Фая;

c) поправка на рельеф окружающей местности, учитывающая притяжение всех форм внешнего рельефа. Эта поправка позволяет привести значение силы тяжести в данной точке к такому, которое было бы, если бы под точкой располагался ровный слой масс без выступов и впадин. Поправка на рельеф всегда уменьшает наблюденное значение силы тяжести независимо от того, находится ли вблизи исследуемой точки возвышенность или впадина. Технически поправка на рельеф рассчитывается путем аппроксимации форм рельефа серией призм или цилиндров, для которых рассчитывается аналитически сила тяжести при заданной плотности.

После внесения поправок формируется гравитационная аномалия Бу-ге, которая для суши рассчитывается по формуле:

где gн, go, gф, gб, gт, соответственно, наблюденное, абсолютное значения, по-правки Фая, Буге и топографическая.

Расчет g позволяет сравнивать измерения в разных условиях. Аномалии тесно связаны с распределением плотностей. Положительные аномалии свидетельствуют о приближении к поверхности пород с повышенной по сравнению с окружающими плотностью, а отрицательные - о дефиците массы, т.е. о присутствии пород с пониженной плотностью. Из формул для рас-чета величины аномалии видно, что количественная интерпретация природы аномалии неоднозначна. Например, одна и та же величина аномалии может быть вызвана как большим контрастом плотности между аномальным телом и вмещающими породами, так и большей мощностью аномального тела при сохранении того же контраста плотности. В связи с этим для решения при-кладных задач гравиметрический метод чаще всего комплексируется с другими геофизическими методами.

В любой точки на поверхности или внутри Земли, а также в окружающем ее пространстве действуют магнитные силы. Наша планета представляет собой гигантский магнит, но напряженность поля этого магнита относительно невелика - около 0,01 А/м. Для сравнения можно указать, что искусственное поле электромагнитов достигает напряженности 10-20 А/м, а с помощью сверхпроводников удается достичь напряженности магнитного поля в 1000-2000 А/м.

Внешнее магнитное поле Земли по форме силовых линий близко к полю диполя - элементарного бесконечно малого магнита. Центр диполя Земли смещен относительно Северного и Южного полюсов, поэтому географические и магнитные полюса не совпадают. Северный магнитный полюс распо-ложен вблизи Южного географического полюса, и наоборот. Ось диполя смещена относительно оси вращения Земли на угол 11о26', в связи с чем Южный магнитный полюс располагается вблизи Северной Гренландии (74ос.ш.,100оз.д.), а Северный - на северо-восточной оконечности Земли Королевы Виктории в Антарктиде (68ою.ш.,145ов.д.). Дипольный характер гео-магнитного поля определяет еще одну его особенность. Вследствие замкну-того (от одного полюса до другого) характера силовые линии геомагнитного поля образуют систему "магнитных ловушек" для заряженных частиц, появляющихся в верхних слоях атмосферы под действием солнечного излучения. Таким образом возникли окружающие Землю пояса космической радиации, или зоны Ван-Аллена, заполненные ионами атмосферных газов и элемен-тарными частицами. Пояса космической радиации, обнаруженные в 1958 г. советскими учеными С.Н.Верновым и А.Е.Чудаковым и американским ученым Д.Ван-Алленом, играют важную роль в формировании внешнего геомагнитного поля. В частности, они являются проводниками электромагнитных возмущений, возникающих в полярных областях. Одно из таких возмущений - полярные сияния, обусловленные свечением газов в мезосфере, на высоте 80-150 км. Электромагнитные возмущения по поясам Ван-Аллена почти мгновенно (за доли секунды) передаются от одной возбужденной полярной области к другой, чем обусловлены почти синхронные вспышки полярных сияний в Арктике и Антарктике.

Максимальная напряженность геомагнитного поля наблюдается на полюсах (0,008-0,009 А/м), а минимальная - на экваторе (0,005 А/м). С удалением от поверхности Земли напряженность резко убывает (пропорционально кубу расстояния). При этом между постоянным геомагнитным полем и силовым полем межпланетной среды под действием солнечного ветра образуется нестабильная переходная зона.

Магнитное поле является векторным, поэтому его интенсивность характеризуется не только напряженностью, но и положением в пространстве (рис.12). Во внешнем поле этот вектор Т направлен по касательной к магнит-ной силовой линии L и в вертикальной плоскости может быть разложен на горизонтальную Н и вертикальную z составляющие: . Линия пересечения этой вертикальной плоскости с поверхностью геоида называется магнитным меридианом S, а угол, образуемый им с географическим меридианом N, - углом магнитного склонения D.

Угол отклонения вектора от горизонтальной плоскости называется уг-лом магнитного наклонения I и связан с составляющими вектора простым со-отношением tg I = z/H. Распределение интенсивности геомагнитного поля изображают на картах, где равные значения напряженности (T, z ,H) образу-ют изодинамы, равные углы магнитного склонения - изогоны, а равные углы магнитного наклонения - изоклины. Напряженность поля в целом увеличивается по направлению к магнитным полюсам. Около географического экватора проходит изодинама минимальной магнитной напряженности - динамический экватор, в пределах которого вертикальная составляющая z равна нулю.

Изоклины изменяются от нуля до 90о. Они имеют тенденцию прослеживаться в широтном направлении подобно параллелям. Нулевая изоклина называется магнитным экватором и проходит в пределах Африки и Азии око-ло 10ос.ш. и в пределах Южной Америки - около 15ою.ш.
Изогоны сходятся в магнитных полюсах Земли. По форме они напоминают географические меридианы, а нулевая изогона называется нулевым магнитным меридианом. Линия нулевого склонения образует петлю в Вос-точной Сибири и на Дальнем Востоке, где отмечается также максимум напряженности поля. Такие отклонения получили название магнитных анома-лий. Их размеры составляют тысячи км, поэтому ясно, что их природа обусловлена особенностями строения Земли в целом.

Многолетние наблюдения и измерения составляющих магнитного поля установили его изменчивость во времени. Так, даже в течение суток отмечается периодическое, обычно достаточно правильное изменение параметров геомагнитного поля. Эти изменения обусловлены суточными изменениями положения земной поверхности относительно Солнца и называются суточными вариациями геомагнитного поля. Эти вариации невелики, поэтому они измеряются специальной единицей измерения - гаммой (1 = 1,257 10-7 А/м).

Ультрафиолетовое солнечное излучение в течение светового дня оказывает ионизирующее воздействие на слои ионосферы. Перемещения масс ионов в ионосфере, связанные с приливным воздействием и конвекцией воз-духа, приводят к появлению здесь электрических токов и локальных магнитных полей, деформирующих основное дипольное поле. Амплитуда вариаций в полярных областях больше, чем на экваторе; в средних широтах в течение суток вертикальная составляющая меняется на 20-30 , а в полярных - до 200-300 , а склонение - на 10-15'. Деформация дипольного поля во время суточных вариаций настолько велика, что приводит даже к смещению положения магнитных полюсов. Величина таких смещений в течение суток достигает 100 км относительно среднего положения магнитного полюса.

Еще большую амплитуду имеют непериодические изменения составляющих магнитного поля, обусловленные вспышками солнечной активности. Изменения в ионосфере, связанные с этими вспышками, приводят к значительным по амплитуде вариациям магнитного поля - до нескольких градусов по склонению и до тысяч гамм по напряженности. Эти непериодические вариации поля часто сопровождаются полярными сияниями, ухудшением или прекращением коротковолновой радиосвязи и называются магнитными бурями.

Механизм возникновения магнитных бурь, по-видимому, определяется взаимодействием корпускулярного излучения Солнца с магнитным полем в околоземном пространстве. На удалении 100-200 тыс.км от Земли поле на-столько ослабевает, что становится соизмеримым по интенсивности с космическим магнитным полем; эта граница называется магнитопаузой, а ограничиваемое ею околоземное пространство - магнитосферой.

Корпускулярное излучение Солнца создает солнечный ветер, являющийся источником космического магнитного поля интенсивностью в несколь-ко гамм. Во время вспышек солнечной активности интенсивность солнечного ветра возрастает; при встрече его с магнитосферой образуется ударная вол-на, деформирующая магнитные силовые линии. Отклоняясь под действием излучения Солнца, они образуют длинный шлейф, достигающий Луны, а магнитосфера приобретает асимметричную форму. Эти деформации магнито-сферы и являются причиной магнитных бурь, т.к. при этом над поверхностью планеты перемещаются значительные массы ионизированного газа. Измене-ние проводимости слоев ионосферы приводит к ухудшению их отражатель-ной способности по отношению к радиоволнам и общему ухудшению радио-связи. Продолжительность магнитных бурь может достигать нескольких су-ток.

Процессы в магнитосфере тесно связаны с еще одним полем Земли - электрическим. По современным данным, у ионов и элементарных частиц ионосферы преобладает положительный заряд. Это приводит к накоплению в литосфере отрицательных зарядов, а перемещения заряженных частиц в ионосфере индуцируют электрические токи в твердой оболочке Земли. В целом ионосфера образует с поверхностью Земли сферический конденсатор, в котором ионосфера обладает положительными, а литосфера отрицательными статическими электрическими зарядами. Роль изолятора выполняют плотные слои атмосферы. Величина заряда этого конденсатора достаточно велика - напряженность электрического поля в нижних слоях атмосферы составляет около 100 В/м, а в грозовую погоду значительно больше.

Природа атмосферно-электрического поля Земли, таким образом, связана с ионизацией верхних слоев атмосферы под действием излучения Солнца. Переменный характер электрическому полю придают мощные всплески солнечной активности при вспышках на поверхности Солнца. Эти относительно кратковременные вспышки создают неоднородную ионизацию в атмосфере Земли на высоте около 100-300 км, а перемещение электрических неоднородностей высотными ветрами приводит к образованию переменного электромагнитного поля в атмосфере и земной коре.

Таким образом в литосфере возникают теллурические токи. Электро-ды, вкопанные в почву и соединенные с амперметром, обычно регистрируют теллурические токи силой около 100 мА, а в периоды возмущений электро-магнитного поля до 2,5 А. Средняя плотность теллурических токов 2 А/км2.

Кроме токов, обусловленных состоянием атмосферно-электрического конденсатора, в земной коре локально распространены постоянные и переменные электрические поля, вызванные естественной циркуляцией минера-лизованных растворов, электрохимическими процессами на поверхностях горных пород и другими факторами.

Теллурические токи обычно обладают значительной изменчивостью, периодичность которой определяется активностью процессов на Солнце и в ионосфере. В течение более продолжительных интервалов времени (десятки, сотни лет) также отмечается изменчивость составляющих магнитного поля Земли. По результатам измерения магнитного склонения и магнитного наклонения в Лондоне и Париже установлено, что за последние 350 лет вариации достигают 30о по склонению и 10о по наклонению. Эти плавные изменения геомагнитного поля по напряженности обычно не превышают десятков гамм и называются вековыми вариациями. Их изучение в различных участках Земли позволило установить еще одну форму изменчивости геомагнитного поля. Так, выявлено, что его аномалии плавно перемещаются на запад примерно в широтном направлении. Это свойство геомагнитного поля называется западным дрейфом. Скорость дрейфа довольно значительная - около 0,18о в год. При этой скорости наблюдаемое распределение аномалий маг-нитного поля совершит полный оборот вокруг Земли примерно за 1800 лет.

В отличие от суточных вариаций и магнитных бурь, которые связаны с излучением Солнца, вековые вариации и западный дрейф геомагнитного по-ля, очевидно, обусловлены глубинным источником, расположенным в недрах Земли. По подсчетам, с внешними источниками, основным из которых является Солнце, связано около 6% полного геомагнитного поля. На долю внутренних источников, природа которых, к сожалению, изучена недостаточно, приходится около 94% измеряемого магнитного поля Земли.

Интенсивность внутреннего источника можно оценить количественно по напряженности создаваемого им поля. Мерой интенсивности может слу-жить магнитный момент, эквивалентный силе, которую необходимо приложить к магниту, чтобы удержать его в положении, перпендикулярном к внеш-нему магнитному полю. По результатам вычислений магнитного момента, проводимых с 1829 года, его значение постепенно уменьшается со средней скоростью около 3,7 10-25 А/м2 год, или 0,04% в год. Если это уменьшение будет продолжаться еще 1200 лет, то геомагнитное поле исчезнет.

Изменчивость магнитного поля Земли - суточные и вековые вариации, западный дрейф - обусловливают необходимость периодического повторения магнитных измерений и обновления магнитных карт, поэтому на картах составляющих геомагнитного поля обычно указан год, которому соответствует показание распределения поля.

Проблема происхождения магнитного поля относится к ряду сложных и до сих пор не решенных. Для объяснения природы земного магнетизма предложен ряд гипотез.
Ферромагнитная гипотеза. По расчетам содержание ферромагнетиков в земной коре слишком мало для создания геомагнитного поля. Однако с глубиной содержание тяжелых металлов возрастает, особенно в ядре, которое состоит в основном из ферромагнетиков - железа и никеля. Наличие ферромагнетиков и шарообразная форма ядра являются исходными предпосылками гипотезы постоянного магнита. По этой гипотезе ядро Земли представляет собой намагниченное тело, создающее магнитное поле дипольного характера . Однако предположение о намагниченности ядра не согласуется с данными о его температуре, превышающей здесь 2000оС, что намного боль-ше не только точки Кюри, при которой магнитные свойства полностью исчезают, но и температуры плавления железа и никеля (соответственно, 1535 и 1453оС). Учитывая давление в ядре Земли, можно допустить некоторое повышение точки Кюри, например, для железа до 780оС, но все равно эта температура намного ниже реально существующих температур в ядре. Кроме того, доказано жидкое состояние внешнего ядра, в то время как постоянные магниты в жидком состоянии неизвестны и существование их по теоретиче-ским соображениям невозможно. Ферромагнитная гипотеза не дает ответа на вопросы о том, какие факторы могли намагнитить ядро Земли , чем опреде-ляются вековые вариации и изменения полярности геомагнитного поля.

Электрические гипотезы. Внешнее ядро, находясь в жидком состоя-нии, быстрее реагирует на приложенные к нему силы, чем твердые мантия и земная кора. Поэтому вековые вариации магнитного поля связываются в первую очередь именно с электромагнитными эффектами в ядре. Для созда-ния наблюдаемого геомагнитного поля требуется существование электриче-ского тока порядка 109А. Электрический ток может возникнуть в результате термоэлектрического эффекта, т.е. разности температур на "спаях" разно-родных металлов. Такая ситуация может возникнуть на границе мантии и яд-ра, где существуют участки с различной температурой. Однако в этой гипоте-зе не установлено, достаточна ли сила термоэлектрического тока для обра-зования геомагнитного поля, не объясняется формирование дипольного ха-рактера поля и другие его особенности.

Более разработана (с участием акад.Я.И.Френкеля) гипотеза динамо, основанная на магнитогидродинамике - электромагнетизме проводящей жид-кости. Согласно этой гипотезе в ядре Земли возникают кольцевые электриче-ские токи противоположного направления в результате тепловой конвекции во внешнем ядре. В верхних слоях внешнего ядра в результате трения о по-дошву мантии скорость конвекции снижается, а в нижних слоях, на границе с субъядром, относительно увеличивается. Эти контрасты в скоростях течений приводят к образованию замкнутых тороидальных электрических полей большой напряженности (около 5 В/м), которые вследствие своей формы не выходят за пределы ядра. Взаимодействие этих полей с конвективными по-токами и течениями на поверхности ядра приводит к появлению в ядре коль-цевых токов широтного направления и связанных с ними магнитных полей. Однако кориолисова сила вращения Земли приводит к усреднению этих по-лей и образованию суммарного поля, близкого к дипольному, с осью, при-ближающейся к оси вращения. Таким образом, наблюдаемое геомагнитное поле является результирующим при сложении двух неравных и противопо-ложно направленных магнитных полей. Вариации конвективных течений яв-ляются причинами того, что одно из генерируемых полей доминирует (и оп-ределяет полярность геомагнитного поля); вследствие изменения конвектив-ных потоков доминирующее поле (и полярность) может меняться, с чем и связаны инверсии геомагнитного поля. Изменение скоростей течения на по-верхности яскачать dle 11.1смотреть фильмы бесплатно

Категория: Лекции / География





Уважаемый посетитель, Вы зашли на сайт как незарегистрированный пользователь.
Мы рекомендуем Вам зарегистрироваться либо войти на сайт под своим именем.