Лекція 3 Тема. Загальна характеристика планети Земля



Скачати 229.88 Kb.
Дата конвертації22.04.2017
Розмір229.88 Kb.
Лекція 3

Тема. Загальна характеристика планети Земля.

Мета. Ознайомити студентів з формою, розмірами, внутрішньою будовою Землі, її фізичними полями.
Вступ. До розумінні того, що Земля має форму кулі людство йшло близько двох тисячоліть Сьогодні ніхто не сумнівається, що Земля має кулеподібну форму. Вивчення поля сили тяжіння на поверхні Землі та точні геодезичні вимірювання дали змогу з максимальною достовірносб визначити форму Землі, яку назвали геоїд.

Внутрішню будову Землі вивчали за допомогою різних геофізичних методів. На основі сейсмічного методу встановлена пошарова будова Землі.

Як всяке небесне космічне матеріальне тіло Земля володіє гравітаційним і магнітним полями.

Фігура і розміри Землі мають велике географічне значення. Теплові пояси зумовлюють закономірну зміну багатьох природних процесів і компонентів в географічній оболонці внапрямку від екватора до полюсів, тобто широтну зональність.


План.

1. Зміна уявлень про форму Землі. Докази кулястості Землі.

2. Внутрішня будова Землі.

3. Гравітаційне і магнітне поля Землі.

Зміст лекції.

1. Зміна уявлень про форму Землі. Докази кулястості Землі

Розуміння того, що Земля — куля, окремі вчені мали ще дві з половиною тисячі років тому. Так, Піфагор (VI ст. до н. е.) вважав, що Земля має форму кулі і вільно та нерухомо висить у центрі Всесвіту. Навколо неї за круговими орбітами рухаються Сонце, Місяць, планети і небесна сфера з розсипаними по ній зірками. Всі вони мають, як і Земля, кулясту форму, тобто найбільш досконалу.

З обчислень розмірів Землі, проведених у стародавні часи, найбільш відомі розрахунки грецького вченого Ератосфена (276—194 pp. до н. е.). Зробив він це напрочуд просто. Ератосфену було відомо, що під час літнього сонцестояння в м.Сієні (нинішньому м.Асуані) Сонце опівдні знаходиться в зеніті, тому його відображення можна побачити на дні навіть дуже глибокої криниці, що знаходилася на острові в руслі Нілу. В той самий час в Александрії промені Сонця падають під кутом 7° 12' — так показали вимірювання, здійснені Ератосфеном за допомогою вертикального обеліска, що знаходився у дворі знаменитої Александрійської бібліотеки, в якій він працював. Маючи ці відомості, Ератосфен пізніше використав добре відому теорему Фалеса, за якою перехресні кути, які утворилися при перетині двох паралельних прямих третьою прямою, рівні між собою. Паралельні лінії утворювали промені Сонця (рис. 3). Сонячні промені, вертикальні до земної поверхні в Сієні, можна було умовно продовжити до центра Землі. До центра Землі можна було продовжити і лінію обеліска, який стояв теж вертикально, але в Александрії. Тоді кут між сонячними променями і вертикальним обеліском повинен бути таким самим, як і кут біля центра Землі між умовно продовженими лініями сонячного променя в Сіені і обеліска в Александрії. Далі потрібно було знайти, якій частині кола дорівнює дуга, що стягує кут між Александрією і Сієною. Ератосфен обчислив, що вона дорівнює 1/50 всієї довжини кола.



РисРозрахунок розмірів Землі, зроблений Ератосфеном:

О — обеліск в Александрії; К — колодязь в Сіені; С — центр Землі; АВ — напрямок сонячних променів в Александрії; DC — напрямок сонячних променів у Сієні; а — перехресні кути

Тепер, щоб визначити довжину, яка відповідає одному градусу, необхідно було знати відстань між Александрією і Сієною. З розповідей мандрівників, які подорожували цим караванним шляхом, Ератосфену було відомо, що ця відстань дорівнює 5000 єгипетських стадій. Таку міру довжини ввели ще вавилонські жерці, які знали основи астрономії. Вони розрахували, що Сонце під час рівнодення описує від сходу до заходу дугу, яка дорівнює 360 діаметрам сонячного диска. Значить, за годину воно проходить дугу" рівну 30 діаметрам, а за дві хвилини — відстань в 1 діаметр. За цей час на верблюді можна проїхати в середньому 157,5 м. Саме таку відстань становила стадія — одиниця довжини, яку використав Братосфен для обчислення розмірів Землі. Довжина кола Землі, за Ератосфеном, виявилася рівною 252 000 стадіям, а її радіус — 6275 кілометрів. На той час — вражаючий результат!

Істотного просування у визначенні форм Землі вдалося добитися в 1735 р. французькому астроному Ж. Рішару, який задумав і здійснив дослід з маятниковим годинником. Рішар встановив, що годинник, який показував точний час у Парижі, в Кайєнні (Французька Гвіана) став відставати на 2 хв. 28 с на добу. Виявлений Рішаром ефект не був несподіваним для вчених того часу. Досягнутий рівень розвитку механіки давав підстави вченим зробити висновок, що внаслідок осьового обертання Землі вона повинна мати форму еліпсоїда. Використовуючи результати спостережень Рішара за ходом годинника, І. Ньютон і його сучасник X. Гюйгенс вперше визначили величину сплюснутості Землі. Їх міркування зводилися до такого. Період коливання Т маятника залежить від його довжини l і прискорення сили тяжіння g:

Т = 2π√Ɩ/g

Оскільки Рішар не змінював довжину маятника, а період коливань збільшився (годинник став відставати), прискорення сили тяжіння в Кайєнні повинно було зменшитися в порівнянні з Парижем. Відбувається це з двох причин. По-перше, в міру віддалення від вісі обертання зростає відцентрова сила. По-друге, Земля сплюснута біля полюсів, тому в Кайєнні, яка розташована близько до екватора, маятниковий годинник знаходиться далі від центру Землі і прискорення, що створюється діючою на нього силою тяжіння (згідно із законом всесвітнього тяжіння Ньютона), менше, ніжу Парижі.

За розрахунками Ньютона, величина сплюснутості Землі становила 1/230, що досить добре узгоджується з існуючими нині оцінками. Одержаний Ньютоном результат означав, що екваторіальний радіус Землі на 1/230 більше від полярного.

Дослід Рішара і результати математичних обчислень Гюйгенса і Ньютона показали, що гравітаційні вимірювання — дуже ефективний засіб для визначення форми Землі: порівняння ходу маятникового годинника у різних точках на поверхні Землі, які розташовані на різних широтах" дозволяє визначити сплюснутість Землі. Гравітаційні вимірювання форм Землі були виконані лише у XX столітті.

У XVIII і XIX ст. при визначенні форми Землі головна роль відводилася геодезичним вимірюванням. Основна ідея їх полягала у вимірюванні довжини меридіана і в розрахунках на основі одержаних даних радіусів Землі і сплюснутості. Безпосередньо виміряти повну довжину меридіана було б надзвичайно важко, тому, як правило, обмежували вимірюванням довжини відрізка меридіана, який знаходиться між двома точками з достатньо великою різницею широт. Далі за довжиною дуги обчислюють повну довжину меридіана, а також екваторіальний і полярний радіуси Землі.

Навіть при різниці широт лише в 10 довжина дуги меридіана становить близько 111 км, тому виміряти її з необхідною точністю досить складно. Застосування тріангуляції стало способом, який дозволив зводити вимірювання довжин до простих і високоточних вимірювань кутів. Базується тріангуляція на тому, що в будь-якому трикутнику за відомою стороною і двома прилеглими до неї кутами можна обчислити фактичні довжини двох інших сторін. Отже, якщо в якому-небудь місці на Землі виміряти довжину лише однієї сторони то, вимірюючи пізніше тільки кути, можна визначити відстань до будь-якої точки. Довжину першої сторони трикутника (довжину базису) можна визначити з високою точністю.

Винахід способу вимірювання великих відстаней за допомогою тріангуляції прийнято пов'язувати з ім'ям відомого голландського вченого В. Снелліуса. Вимірювання базису В. Снелліус провів у Голландії між Лейденом і Гаагою, де він "побудував" трикутники і визначив місцеположення голландських міст від Алкмара до Бреди та відстань між ними. Широке практичне застосування тріангуляції мало величезне значення для розвитку знань про Землю.

У XVIII ст. великі французькі експедиції провели вимірювання еліпсоїда Землі і визначили на основі результатів цих робіт одиницю вимірювання довжини. Перша французька експедиція відбулася в 1723 р. Але внаслідок помилки в розрахунках форма Землі була визначена неправильно; еліпсоїд виявився витягнутим вздовж осі обертання Землі.

Друге вимірювання довжини меридіана було здійснене на основі результатів ретельно підготовлених експедицій 1736— 1748 pp. Визначити розміри земного еліпсоїда за довжинами дуг меридіанів можна тим точніше, чим більше відрізняються за широтою місця, де проводяться вимірювання. Тому було споряджено дві експедиції: одна працювала поблизу екватора в Перу, друга — поблизу Полярного кола в Лапландії.

Ще більш відомим стало третє вимірювання дуги меридіана, який проходить через Париж. На основі його результатів був створений еталон метра — одиниці довжини. За величину одного метра прийнято одну сорокамільйонну частину довжини паризького меридіана. За означенням, прийнятим Резолюцією 1 XVII Генеральної конференції з мір і ваг 1983 року 1 метр дорівнює довжині шляху, який проходить у вакуумі світло за 1/299 792 458 частину секунди.

Яка ж форма і розміри Землі за сучасними даними? На основі численних геодезичних вимірювань, здійснених для найточнішого відображення загальних особливостей земної поверхні, були запропоновані різні значення параметрів земного еліпсоїда. У країнах Східної Європи для обчислення системи координат, обробки геодезичних даних і проведення картографічних робіт використовують еліпсоїд Ф.М. Красовського.

Він має такі параметри:

Екваторіальний радіус (а) 6 378,2 км

Полярний радіус (b) 6 356,8 км

Різниця між ними (а - b) 21,4 км

Середній радіус, або радіус рівновеликої кулі 6 371,1 км

Площа поверхні земного еліпсоїда (округлена) 510,0 млн км2

Довжина кола за меридіаном 40 008,5 км

Довжина кола за екватором 40 075,6 км

Полярне сплющення Землі 

Внаслідок нерівномірного розподілу маси і неоднорідності речовинного складу Землі її форма відхиляється від правильної форми еліпсоїда. На це відхилення впливають також гравітаційні поля Галактики. Справжню форму Землі назвали геоїдом (слово "геоїд" буквально означає землеподібний). Це форма, яку утворила б спокійна поверхня Світового океану, вільна від впливу припливів, течій, відмінностей в розподілі атмосферного тиску. Уявити собі таку поверхню на суші можна, якщо поверхню океану умовно продовжити під континентами. У кожній точці геоїда напрям сили тяжіння перпендикулярний до його поверхні. Геоїд незначно відхиляється від земного еліпсоїда. Підняття геоїда над еліпсоїдом Красовського не перевищують 136 м, опускання — 162 м. При цьому поверхня геоїда здебільшого проходить над океанами і під материками. Це пов'язано з неоднорідною будовою земної кори під океанами і материками.

На основі вивчення даних, отриманих за допомогою штучних супутників Землі, було встановлено полярну асиметрію Землі. Виявилося, що наша планета має форму кардіоїда (серцеподібну форму), причому Північний полюс трохи піднятий у порівнянні з Південним приблизно на 70—100 м (рис. 4). Вважають, що полярна асиметрія зумовлена дією гравітаційних полів Галактики на тіло Землі.





Рис. 3.1. Уявлення про форму поверхні Землі

Варто зазначити, що справжня форма поверхні Землі відхиляється від будь-якої умовної теоретичної поверхні еліпсоїда чи геоїда. Всі нерівності рельєфу просто неможливо вписати в жодну відому математичну форму. Нагадаємо, що максимальна абсолютна висота фізичної поверхні над середнім рівнем Світового океану становить 8848 м (гора Еверест), найбільша глибина — 11 022 м (Маріанська западина). І все ж, незважаючи на значний перепад абсолютних і відносних висот, спеціалісти знайшли способи для зображення рельєфу на картах з досить високою точністю.

Форма і розміри Землі мають велике географічне значення:


  1. Внаслідок того, що сонячні промені падають на випуклу і до того ж кулеподібну поверхню Землі, вони зустрічаються із земною поверхнею в один і той самий час в різних місцях під різними кутами.

Рис.3.2. Падіння сонячних променів біля екватора та полюсів.

Ці кути закономірно зменшуються в напрямі до полюсів. У зв’язку з цим ступінь нагрівання Землі сонячними променями зменшується по обидві сторони від екватора до полюсів, що зумовлює зональний розподіл тепла на Землі. На земній кулі виділяють такі теплові пояси: 1 — жаркий; 2–3 — помірні; 4–5 — холодні.

2. У зв’язку з кулеподібною формою Землі відцентрова сила, яка виникає під час обертання Землі навколо своєї осі, зростає від полюсів до екватора. Внаслідок цього прискорення сили земного тяжіння збільшується від екватора до полюсів. На полюсах сила земного тяжіння максимальна.

3. Внаслідок високої густини речовини, з якої складається Земля, і великого об’єму маса Землі досить значна, що дає можливість завдяки силі земного тяжіння міцно втримувати атмосферу планети.

4. Кулястість Землі впливає на дальність видимого горизонту при збільшенні висоти спостереження. Під горизонтом розуміють частину земної поверхні, яку бачить спостерігач на відкритій місцевості. Цю частину поверхні видно як круг, оточений небом. Оскільки Земля куляста, із збільшенням висоти розташування спостерігача розширюється горизонт. Дальність видимого горизонту визначають за формулою :



де L – дальність видимого горизонту (км), h – висота спостереження (м).



  1. Внутрішня будова Землі.

Сучасні уявлення про внутрішню будову Землі одержані за допомогою геофізичних методів, головним чином сейсмічного. Останній ґрунтується на вивченні швидкості поширення в надрах Землі пружних коливань, які виникають під час землетрусів і штучних вибухів. Хвилі , які поширюються від гіпоцентрів природних або штучних землетрусів, розділяються на поздовжні і поперечні. Поздовжні хвилі поширюються в твердому і рідкому середовищах, поперечні – лише в твердому. Швидкість поширення коливань залежить від щільності порід, у яких вони поширюються, і вона зростає із зростанням щільності.

Сейсмічним методом в середині Землі виділено кілька концентричних оболонок або геосфер, які позначаються латинськими буквами.

Земна кора (шар А) – верхня тверда оболонка Землі. Має різну потужність і будову під континентами та океанами, в зв’язку з чим розрізняють 2 типи кори: континентальний та океанічний.

Кора континентів характеризується середніми потужностями в 35-40 км, максимальні значення потужностей фіксуються у високогірних районах (> 70км під Гімалаями). У будові кори виділяють 3 шари: осадовий, гранітно-метаморфічний і базальтовий.

Осадовий шар складений породами, що утворились шляхом осадження з вод морів, озер, річок тощо. Найбільш типовими з них є пісковики, вапняки, глини, мергелі тощо. Потужність шару, як правило, не перевищує 10-15 км.

Нижче залягає гранітно-метаморфічний шар, складений породами з високим вмістом кремнекислоти (граніти), утвореними шляхом кристалізації з магми і породами, які сформувалися з осадових і магматичних порід під впливом високих температур і тиску (гнейси, кристалічні сланці тощо). Потужність шару 10-20 км. Підошву шару називають поверхнею Конрада за іменем її першовідкривача. Поверхня Конрада відділяє гранітно-метаморфічний шар від базальтового, що залягає нижче. Слід відмітити, однак що поверхня Конрада, яка фіксується сейсмологами за стрибком у швидкостях поширення пружних коливань, інколи не відбиває речовинних неоднорідностей у розрізі земної кори і може бути інтерпретована з інших позицій. Це підтвердилось, зокрема, під час буріння Кольської надглибокої свердловини. За прогнозами геофізиків, ця свердловина вже на глибині 7 км повинна була ввійти в базальтовий шар. Базальтів , однак, не виявлено і до глибини 12 км, а зафіксований на глибині 7км стрибкоподібний ріст швидкості поширення сейсмічний хвиль пояснюється ущільненням порід за рахунок утворення тріщин у процесі вивільнення води з кристалічних ґраток мінералів під час дії високих температур і тисків.



Базальтовий шар складений в основному продуктами вулканічних вивержень (базальтами) та метаморфічними породами (амфіболітами). Потужність його може досягати 40 км.

Для будови океанічної кори характерні менші потужності (в середньому 5-1км) і також тришарова структура.

Верхній осадовий шар складений пухкими глибоководними осадами потужністю найчастіше в декілька сот метрів.

Другий шар – базальтовий, потужністю до 3км.

Третій шар складений основними і ультраосновними породами (габро, перидотитами, серпентинітами), середня потужність 5-6 км.

Кора перехідного типу, яка має ознаки як континентальної, так і океанічної, спостерігається в районах зчленування океанічної та континентальної кори (наприклад, західне узбережжя Тихого океану).

Нижньою межею земної кори під континентами і океанами вважається поверхня Мохоровичича (скорочено Мохо або М), названа іменем хорватського геофізика, який у 1909 р. встановив на ній зміну швидкостей поширення сейсмічних хвиль. Нижче залягає мантія, розділена на верхню, середню та нижню.



Верхня мантія (шар В) простягається до глибини близько 410 км і характеризується в цілому зростанням з глибиною швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль. Однак у межах верхньої мантії виявлено шар непостійної потужності, в якому знижується швидкість поширення хвиль (особливо поперечних). Вважається, що речовина в цьому шарі перебуває в стані часткового розплавлення, володіє пониженою в’язкістю, пластичністю. Шар називається астеносферою (або шаром Гутенберга, американський геофізик). Астеносфера відіграє вирішальну роль в тектонічних процесах товщ, що залягають вище, тут фіксуються осередки глибоко фокусних землетрусів, проходить зародження магматичних розплавів, які з появою сприятливих умов надходять в товщу земної кори.

Земна кора разом з надастеносферним шаром верхньої мантії складають літосферу (“кам’яну оболонку” ) Землі – єдиний жорсткий шар, який ніби “плаває” в пластичній астеносфері Вважається, що верхня мантія складена темними щільними породами – можливо перидотитами, дунітами.



Середня мантія (або шар С, шар Голіцина, рос. геофізик) простягається до глибини 1000км. За складом вона принципово не відрізняється від верхньої.

Нижня мантій (шари DІ і DІІ ) має потужність майже 2000км. Тут спостерігається поступове зростання швидкості сейсмічних хвиль у шарі DІ і деяке зниження швидкості у шарі DІІ.

Межа між мантією і ядром носить назву поверхні Віхерта-Гутенберга. Нижче розміщується ядро Землі, розділене на зовнішнє (шар Е) і внутрішнє (шар G). У зовнішнє ядро не проходять поперечні хвилі, у зв’язку з чим припускають, що речовина у ньому перебуває в розплавлено-рідкому стані. Нижня межа його 4980 км. Внутрішнє ядро займає серцевину Землі і має радіус 1250 км.. Воно пропускає поздовжні і поперечні хвилі, тому вважають, що речовина перебуває тут в твердому стані, очевидно, близькому до розплаву. Ядро має високу електропровідність, що на думку деяких дослідників, може вказувати на металізований або плазм енний стан його речовини.

Щодо мінерального складу ядра існує 2 версії: 1) – ядро залізонікелеве; 2) - воно силікатне, як і мантія.

Середня щільність Землі за геофізичними даними становить 5,52 г/см3. Щільність порід земної кори коливається в межах 2,4 – 3 г/см3 (в середньому 2,8 г/см3). Таким чином, у мантії і ядрі Землі повинно спостерігатись значне зростання цього показника. Дійсно, у верхній мантії щільність становить 3,3-3,4 г/см3, в нижній – 5,6-5,7, в зовнішньому ядрі значення щільності досягають 11-11,5 г/см3, у внутрішньому – до 12,5 г/см3.

Розрахунки тиску, проведені згідно із вказаними значеннями щільності, показують, що в підошві земної кори він становить близько 1Гпа – гектопаскаль, на межі мантії і ядра – 137, і в центрі Землі – 361 Гпа, що відповідає тиску поблизу фронту ударної хвилі, яка виникає при звичайному ядерному вибуху.

Особливості внутрішньої будови Землі, наявність в ній концентричних сфер специфічного складу і будови пояснюються вченими по-різному. Прихильники гіпотез Канта і Лапласа вважають, що формування оболонок відбувалося у відповідності з послідовним охолодженням хімічних елементів. Спочатку конденсувалися тугоплавкі залізо і нікель, які утворили ядро планети. У міру подальшого зниження температури навколо ядра нагромаджувалися більш легкі силікатні елементи та їх сполуки. У кінці охолодження планети на її поверхні утворилася тверда земна кора, в заглибленнях якої осіла вода, що виділялася з парів і газів. Проте подальше вивчення древніх гірських порід показало, що в них відсутні ознаки формування тіла з вогняно-рідкої маси уже з самого початку розвитку Землі, що робить дану гіпотезу малоймовірною.

Згідно з іншою гіпотезою, неоднорідність хімічного складу оболонок Землі виникла не одразу. Вона утворилася з колись однакової за складом холодної протопланетної речовини внаслідок розігріву і часткового розплавлення гірських порід. Це і призвело до диференційованого розподілу елементів первісної речовини: з розплавленої маси в ядрі осідали важкі залізо і нікель, а в мантії нагромаджувалися більш легкі магній та кремній, а також оксиди і силікати. Ця гіпотеза найбільш повно пояснює особливості сферичної внутрішньої будови нашої планети, які були виявлені при досліджені її надр.

Зауважимо, що далеко не всі геологи поділяють гіпотези, в яких визначається відмінність хімічного складу земних оболонок. Так, прихильники гіпотези фазових переходів вважають, що все тіло Землі складається з однорідних за хімічним складом гірських порід. Але під впливом дуже високих тиску і температур, які панують у надрах планети, стан хімічних елементів різко змінюється внаслідок зближення і стиснення електронних оболонок між собою, що і призводить до стрибкоподібних змін властивостей гірських порід на певних глибинах.
4. Гравітаційне і магнітне поля Землі.

Гравітаційне поле Землі. Навколо Землі існує поле тяжіння, зумовлене її масою. Це поле називається гравітаційним. Сила тяжіння притаманна як малим, так і великим тілам. Чим більша маса тіла, тим потужніше його гравітаційне поле. Біля поверхні Землі його середнє значення становить близько 9,8 м/с2. З висотою напруженість поля зменшується. Теоретично гравітаційне поле Землі поширюється до безкінечності. Ближче до поверхні Землі сила тяжіння набуває дещо іншого характеру. Тут проявляються сили, які не тільки притягують, а і відштовхують тіла, що знаходяться на поверхні Землі. Відштовхуюча сила зумовлена обертанням Землі навколо своєї осі і називається відцентровою. Рівнодіюча двох сил — гравітаційної та відцентрової — називається силою тяжіння. Визначається сила тяжіння масою тіл. Маса, власне, і є сила, з якою тіла притягаються в напрямі до центра Землі. Сила тяжіння утримує тіла і предмети на поверхні Землі, а гравітаційне поле утримує на відстані супутник Землі Місяць.

Розподіл величини сили тяжіння на поверхні Землі залежить від географічної широти: зі збільшенням широти вона зростає. Зменшення сили тяжіння в напрямі до екватора пояснюється двома причинами: збільшенням у цьому напрямку відцентрової сили і збільшенням відстані від центра планети, а також особливостями її внутрішньої будови. Якби Земля була правильною нерухомою кулею, за складом однорідною від поверхні до центру, то її сила тяжіння скрізь була б однаковою і направленою до центру планети.

На полюсах, де відцентрова сила практично відсутня, а відстань до центру Землі найменша, сила тяжіння найбільша і становить 9,83 м/с2. На екваторі відцентрова сила і відстань найбільші, тому сила тяжіння найменша — 9,78 м/с2.

Саме ж гравітаційне поле зумовлене, як уже було зазначено, масою Землі. Підраховано, що повна маса Землі (F) становить 5,976 · 1027 г. Безпосередньо цю масу виміряти неможливо, але розрахувати її порівняно просто за формулою гравітаційного тяжіння:



де ke — гравітаційна стала, яка дорівнює 6,67·108m1, m2 — маси тіл, що притягаються, г; d — відстань між центрами тіл, см.

Об'єм сферичної Землі також легко приблизно підрахувати, оскільки з вимірювань дуг її кола відомий радіус. Знайдений таким чином об'єм нашої планети становить 1,083 · 1027 см3.

Знаючи масу і об'єм Землі, можна знайти її середню густину. Вона становить 5,52 г/см3, тобто вдвічі більша за щільність граніту"

Встановлено, що земна кора має середню густину 2,7 г/см3. Таким чином, щоб середня густина Землі дорівнювала 5,52 г/см3, внутрішня частина Землі повинна бути щільніша, ніж зовнішня. Збільшення густини з глибиною можна пояснити відмінностями в хімічному складі і тією величезною силою, з якою зовнішні частини Землі тиснуть на внутрішні. Передбачається, що внутрішнє ядро має густину близько 13 г/см3.

Фізико-географічне значення сили тяжіння. Вплив гравітаційного поля на розвиток планети та її географічну оболонку величезний. Сила тяжіння створила форму Землі, ущільнила внутрішню речовину і незалежно від хімічного складу сформувала тверде ядро. Разом з радіоактивним розпадом спричиняє внутрішню теплову енергію, зумовлює структуру земної кори та її прагнення до ізостазії, утримує на Землі всі предмети й потужну атмосферу.

Гравітаційна енергія зумовлює найважливіші фізико-географіч­ні процеси: стік річок, рух підземних вод у капілярах, обвали і лавини у горах, знесення продуктів руйнування до підніжжя схилів, форму­вання рельєфу. Гравітаційне поле Землі є однією з причин кругообігів у літосфері, атмосфері і гідросфері. Без гравітаційної енергії Земля не мала б свого тепе­рішнього вигляду .



Магнітне поле Землі. Минуло багато часу, поки люди довіда­лися, що наша Земля є гігантським магнітом. Походження магнетизму Землі більшість учених пояснює складними, але ще мало вивченими електродинамічними процесами в нашій планеті, зокрема в її ядрі. Внаслідок різниці температур у різних шарах рідкого ядра, виникають електричні струми, як в генераторі, самозбудженням. Струми, що ви­робляються цим генератором, утворюють основне магнітне поле Зем­ні. Воно досягає висоти 80—90 тис. км від її поверхні. До висоти 44 тис. км магнітне поле постійне, його величина зменшується з віддаленням від земної поверхні поступово. На висоті від 44 до 90 тис. км магнітне поле змінне, залежно від знаку воно захоплює і утримує електрони або протони. Сфера навколоземного простору, в якому знаходяться заряджені частини, захоплені магнітним полем Землі, має назву магнітосфери. Магнітосфера - навколоземний простір фізичні властивості якого визначаються магнітним полем Землі і його взаємодією з пото­ками заряджених космічних часток. Земля постійно зазнає впливу ко­рпускулярного випромінювання Сонця. Сонячний вітер - радіальне витікання плазми сонячної корони, що складається головним чином з протонів, електронів і ядер гелію, поширюється у міжпланетне сере­довище з швидкістю 500-1200 км/с. На контакті сонячного вітру з ма­гнітним полем Землі виникає ударна хвиля. За нею йде перехідна зо­на, де магнітне поле сонячної плазми стає неупорядкованим. Поверх­ню між перехідною зоною і магнітним полем називають магнітопаузою.

Сонячний вітер чинить тиск на магнітне поле Землі, тому магні­тосфера асиметрична (мал. ). Вона сплющена з сонячного і витягнута з нічного боку. Якщо швидкість сонячного вітру 500 км/с, верхня межа магнітосфери знаходиться на віддалі 10 земних радіусів (10 R). а якщо 1200 км/с лише 3R-4R від центра Землі. На нічному боці маг­нітні силові лінії під дією сонячного вітру витягуються майже парале­льно і простягаються до 1000 Rутворюючи магнітосферний хвіст. Діаметр цього хвоста 40 RМісяць перетинає його через кожні 24,2 доби і перебуває там 3 доби.

Космічні промені (електрони і протони важких елементів), по­трапивши в магнітосферу, захоплюються магнітними силовими лінія­ми і починають закручуватися вздовж них по спіралі. Біля полюсів, де згущуються магнітні силові лінії, магнітне поле дуже сильне, тому за­ряджені частки відбиваються звідси і рухаються від полюса до полю­са доти, доки не згасне їхня енергія. При цьому електрони дрейфують на захід, а протони    на схід.

Рис.3. Схема магнітосфери

Зарядженні частки, які міцно утримуються магнітосферою, на­зиваються захопленою радіацією. Вони утворюють три радіаційні по­яси: два пояси електронів, між якими на висоті від 2,4 до 5,6 тис. км знаходиться пояс протонів. Нижній пояс електронів знаходиться на висоті 0,6 - 1 тис км, а зовнішній пояс - на висоті 35 - 50 тис км.

Всередині магнітосфери розташовані радіаційні пояси. Вони складаються із заряджених частинок протонів і електронів, захоплених магнітними полем Землі з потоку сонячного вітру. Радіаційні пояси утворюють в атмосфері шар іоносфери і вважаються областю захопленої радіації, вони є мовби магнітними пастками для заряджених частинок космосу.

Рис. Радіаційні пояси Землі

Магнітне поле наочно проявляється при роботі з компасом: магнітна стрілка в будь-якій точці земної поверхні встановлюється в певному напрямі. Кут, який утворюють магнітний і географічний меридіани, називається магнітним схиленням. Воно обчислюється за північним кінцем стрілки компаса і може бути західним або східним (рис.).

Через те, що геомагнітне поле - це диполь (двополюсник), радіа­ційні пояси мають вигляд місячного серпа. Під час магнітних буревіїв вони зазнають різких змін (виникає полярне сяйво). Вісь диполя відхиляються від земної на 11,5°. Точки перетину осі диполя з земною поверхнею утворюють геомагнітні полюси. Місце розташування їх не збігається з географічними полюсами.



Характеристики магнітного поля. Геомагнітне поле виявля­ється в його дії на магнітну стрілку компаса, яка завжди встановлю­ється вздовж магнітних силових ліній. Останні проходять від полюса по полюса у вигляді замкнених кривих ліній і утворюють магнітні меридіани. Вони перетинаються з географічними, утворюючи кут -магнітне схилення. Магнітна стрілка відхиляється від географічного меридіана тим більше, чим ближче до геомагнітного полюса. Лише на меридіані, що проходить через геомагнітні та географічні полюси, ма­гнітне схилення дорівнює нулю.

Магнітне схилення рахують від нульового меридіана на схід і на захід. Тому схилення буває східне (додатне) і західне (від'ємне). Лінії на картах рівного схилення називають ізогонами, а лінію нульового схилення - агонічною лінією. Вона розділяє Землю на півкулі східного і західного схилення.

Підвішена па нитці або осі компаса магнітна стрілка утворює з горизонтальною поверхнею кут, який називають магнітним нахилен­ням. Лінії на картах однакових значень нахилення називають ізоклі­нами, а лінію нульового схилення - магнітним екватором. Тут магні­тна стрілка може крутитися навколо своєї осі.

Точки на земній поверхні, в яких магнітна стрілка встановлю­єтеся вертикально, називають магнітними полюсами. Магнітні полю­си не збігаються ні з геомагнітними, ні з географічними. Мігруючи, вони весь час міняють своє географічне положення.

Схилення й нахилення характеризують напрям магнітних сило­вих ліній, а їх силу характеризує напруга. її визначають кількістю ко­ливань магнітної стрілки за одиницю часу. Вимірюється в амперах на метр (А/м) або в ерстедах (Е = 79,5755 А/м). Лінії на картах рівних значень напруги називають ізодинами. Напруга магнітного поля зрос­тає від екватора до полюсів від 31,6 А/м до 55,7 А/м.

Уявлення про стан магнітного поля Землі дають карти магнітного схилення і нахилення (мал.). Їх складають на 5 років. Цей період називають магнітною епохою. Середина магнітної епохи припадає на роки кратні 5.



Рис. Карта магнітних схилень


Рис. Карта магнітних нахилень


Магнітні аномалії. Поряд з закономірною зміною характерис­тик магнітного поля на земній поверхні мають місце глобальні, регіо нальні та локальні особливості, які називають аномаліями. Глобальні (світові) і регіональні магнітні аномалії охоплюють сотні тисяч квад­ратних кілометрів. Вони утворюються глибинними процесами, які відбуваються можливо в самому ядрі Землі. Прикладом світової ано­малії є Східно-Сибірська, де замість східного схилення панує західне.

Швидкі варіації мають період від часток секунди до кількох діб і чітко фіксуються самозаписувачами. Періодичні варіації бувають до­бові, місячні та одинадцятирічні. Добові варіації пов'язані зі зміною дня і ночі,місячні варіації— спричиняються припливами в атмосфері, одинадцятирічні - зв'язані з періодичністю сонячної активності. Не­регулярні варіаі(ії не мають періодичності. Серед нерегулярних варіа­цій цікавими є магнітні бурі та полярні сяйва, що виникають під час сонячної активності.

Значення магнітного поля Землі. Вивчення всіх проявів гео­магнетизму має важливе теоретичне і практичне значення. Разом з ат­мосферою воно захищає органічний світ від згубних ультрафіолето­вих та корпускулярних променів, послаблюючи їх і перетворюючи в промені менших енергій. Електромагнітні процеси, що відбуваються на значних висотах, активно впливають на приземну атмосферу, в то­му числі на її нижні шари, де формується клімат. Із збуренням геома­гнітного поля пов'язано збільшення холодних зим і сильних посух у Східній Європі та Західному Сибіру. З одинадцятирічними варіаціями узгоджуються коливання клімату й стоку річок. Під впливом магніт­ного поля змінюється в'язкість, електропровідність, поверхневий на­тяг та інші характеристики води. Можливо тому наша кров чутлива до змін магнітного поля.

Магнітне поле використовують для орієнтування на земній по­верхні. Карти магнітного схилення й нахилення потрібні навігаторам, геодезистам і скрізь, де треба визначати напрям руху. Магнітна розві­дка стала одним з найдешевших методів пошуку родовищ заліза, ал­мазів, золота, нафти тощо.

Магнітосфера має важливе значення для життєдіяльності людс­тва. В ній пролягають орбіти штучних супутників Землі, космічний кораблів, лінії радіо- і телевізійного зв'язку.

Висновки.

Література.

1.Любушкина С.Г., Пашканг К.В. Естествознание: Землеведение и краевединие: Учеб. пособие для студ. Пед.вузов. – М.: Гуманит. Изд. Центр ВЛАДОС, 2002. С.53-59.

2.Олійник Я.Б., Федорищак Р.П., Шищенко П.Г. Загальне землезнавство. Київ. – 2007. – С. 89-106.

3. Ратобыльский Н.С., Лярский П.А. Землеведение и краеведение.: Минск. – 1987. – С. 75-86.

4. Савцова Т.М. Общее землеведение: Учеб.пособие для студ. высш. пед. учеб. заведений. – М.: Издательский центр «Академия», 2003. С. 57-64.

Запитання.

1. Яке географічне значення мають розміри і маса Землі?

2. Які особливості поверхні геоїда?

3. Які є прояви закону всесвітнього тяжіння в географічній оболонці?

4. Чому сила ваги зростає в напрямку до полюсів?

5. Намалюйте схему внутрішньої будови Землі.

6. Яка відмінність між літосферою і земною корою?

7. Як на земні процеси впливає механізм взаємодії Землі з Місяцем?

8. Що таке "сонячний вітер"?

9. Яке значення має магнітосфера для географічної оболонки?

10. Що таке магнітний меридіан?

11. Що таке магнітне схилення? Яким воно буває на земній поверхні?

12. Що таке магнітний нахил?

13. Що таке напруженість магнітного поля та як вона виявляється на земній поверхні?

14. На скільки годинних поясів поділена земна куля? З'ясуйте, як змінюється час при перетині лінії зміни дат.



15. Скільки градусів припадає на один годинний пояс?

16. Як розрізняється місцевий, поясний та літній час?


База даних захищена авторським правом ©lecture.in.ua 2016
звернутися до адміністрації

    Головна сторінка