Наука изучающая гравитационное поле земли. Гравитационное поле

ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ (а. gravitational field of the Earth, Earth gravitational field; н. Schwerefeld der Erde; ф. champ de gravite de la Terre; и. campo de gravedad de la tierra) — силовое поле, обусловленное притяжением масс и центробежной силой, которая возникает вследствие суточного вращения Земли; незначительно зависит также от притяжения Луны и Солнца и других небесных тел и масс земной . Гравитационное поле Земли характеризуется силой тяжести, потенциалом силы тяжести и различными его производными. Потенциал имеет размерность м 2 .с -2 , за единицу измерения первых производных потенциала (в т.ч. силы тяжести) в гравиметрии принят миллигал (мГал), равный 10 -5 м.с -2 , а для вторых производных — этвеш (Э, Е), равный 10 -9 .с -2 .

Значения основных характеристик гравитационного поля Земли: потенциал силы тяжести на уровне моря 62636830 м 2 .с -2 ; средняя сила тяжести на Земле 979,8 Гал; уменьшение средней силы тяжести от полюса к экватору 5200 мГал (в т.ч. за счёт суточного вращения Земли 3400 мГал); максимальная аномалия силы тяжести на Земле 660 мГал; нормальный вертикальный градиент силы тяжести 0,3086 мГал/м; максимальное уклонение отвеса на Земле 120"; диапазон периодических лунно-солнечных вариаций силы тяжести 0,4 мГал; возможная величина векового изменения силы тяжести <0,01 мГал/год.

Часть потенциала силы тяжести, обусловленная только притяжением Земли, называют геопотенциалом. Для решения многих глобальных задач (изучение фигуры Земли, расчёт траекторий ИСЗ и др.) геопотенциал представляется в виде разложения по сферическим функциям. Вторые производные потенциала силы тяжести измеряются гравитационными градиентометрами и вариометрами. Существует несколько разложений геопотенциала, различающихся исходными наблюдательными данными и степенями разложений.

Обычно гравитационное поле Земли представляют состоящим из 2 частей: нормальной и аномальной. Основная — нормальная часть поля соответствует схематизированной модели Земли в виде эллипсоида вращения (нормальная Земля). Она согласуется с реальной Землёй (совпадают центры масс, величины масс, угловые скорости и оси суточного вращения). Поверхность нормальной Земли считают уровенной, т.е. потенциал силы тяжести во всех её точках имеет одинаковое значение (см. геоид); сила тяжести направлена к ней по нормали и изменяется по простому закону. В гравиметрии широко используется международная формула нормальной силы тяжести:

g(р) = 978049(1 + 0,0052884 sin 2 р — 0,0000059 sin 2 2р), мГал.

В и других социалистических странах в основном применяется формула Ф. Р. Гельмерта:

g(р) = 978030(1 + 0,005302 sin 2 р — 0,000007 sin 2 2р), мГал.

Из правых частей обеих формул вычитают 14 мГал для учёта ошибки в абсолютной силе тяжести, которая была установлена в результате многократных измерений абсолютной силы тяжести в разных местах. Выведены другие аналогичные формулы, в которых учитываются изменения нормальной силы тяжести вследствие трёхосности Земли, асимметричности её северного и южного полушарий и пр. Разность измеренной силы тяжести и нормальной называют аномалией силы тяжести (см. геофизическая аномалия). Аномальная часть гравитационного поля Земли по величине меньше, чем нормальная, и изменяется сложным образом. Поскольку положения Луны и Солнца относительно Земли изменяются, то происходит периодическая вариация гравитационного поля Земли. Это вызывает приливные деформации Земли, в т.ч. морские приливы. Существуют также неприливные изменения гравитационного поля Земли во времени, которые возникают из-за перераспределения масс в земных недрах, тектонических движений, землетрясений, извержения вулканов, перемещения водных и атмосферных масс, изменения угловой скорости и мгновенной оси суточного вращения Земли. Многие величины неприливных изменений гравитационного поля Земли не наблюдаются и оценены только теоретически.

На основании гравитационного поля Земли определяется геоид, характеризующий гравиметрическую фигуру Земли, относительно которой задаются высоты физической поверхности Земли. Гравитационное поле Земли в совокупности с другими геофизическими данными используется для изучения модели радиального распределения плотности Земли. По нему делаются выводы о гидростатическом равновесном состоянии Земли и о связанных с этим напряжениях в её

Гравитационное поле Земли - это по­ле силы тяжести. Сила тяжести действует по­всюду на Земле и направлена по отвесу к по­верхности геоида, уменьшаясь по величине от полюсов к экватору.

У Земли было бы нормальное гравита­ционное поле при условии наличия у нее фи­гуры эллипсоида вращения и равномерного распределения в нем масс. Однако Земля та­ким телом не является. Разницу между напря­женностью реального гравитационного поля и теоретического (нормального) поля называют аномалией силы тяжести. Эти аномалии бы­вают вызваны как различным вещественным составом и плотностью горных пород, так и видимыми неровностями земной поверхности (рельефом). Однако далеко не всегда горы вы­зывают увеличение силы тяжести (положи­тельную аномалию), а океанические впади­ны - их недостаток (отрицательную анома­лию). Такое положение объясняется изо-стазией (от греч. isostasios - равный по

весу) - уравновешиванием твердых и отно­сительно легких верхних горизонтов Земли на более тяжелой верхней мантии, находящейся в пластичном состоянии в слое астеносферы. По современным геофизическим представле­ниям, в недрах Земли на определенной глу­бине (глубине компенсации) происходит гори­зонтальное растекание подкоровых масс ве­щества из мест их избытка на поверхности (в виде гор и т. д.) к периферии и выравни­вание давления вышележащих слоев. Сущест­вование астеносферных течений - необходи­мое условие изостатического равновесия зем­ной коры.

При появлении или исчезновении леднико­вой нагрузки в областях древних и современ­ных ледников тоже нарушается изостатичес-кое равновесие. При нарастании массы льда покровных ледников земная кора прогибает­ся, при стаивании льда происходит ее подня­тие. Такие вертикальные движения земной ко­ры называются гляц иоизостазией (от лат.

glacies - лед). Гляциоизостатические опуска­ния наиболее резко выражены под централь­ными частями современных ледниковых щи­тов - Антарктиды и Гренландии, где ложе ледников местами прогнуто ниже уровня мо­ря. Поднятия особенно интенсивны в облас­тях, недавно освободившихся от материковых льдов (например, в Скандинавии, Канаде), где их суммарные значения за послеледниковое время достигают нескольких десятков метров. Современные скорости поднятия по инстру­ментальным измерениям местами доходят до 1 м в столетие, например на шведском побе­режье Ботнического залива.

Значение силы тяжести исключительно ве­лико. Она определяет истинную фигуру Зем­ли – геоид. Подкоровые течения в астено­сфере вызывают тектонические деформации и движения литосферных плит, создавая круп­ные формы рельефа Земли. Сила тяжести обус­ловливает гравитационные рельефообразующие процессы: эрозию, оползни, осыпи, обвалы, селевые потоки, движение ледников в горах и т. д. Сила тяжести определяет макси­мальную высоту гор на Земле. Она удержи­вает атмосферу и гидросферу, ей подчиняется перемещение воздуха и водных масс. Сила тя­жести помогает людям и многим животным удерживать вертикальное положение. Геотро­пизм - ростовые движения органов расте­ний под влиянием силы земного тяготения - обусловливает вертикальное направление стеблей и первичного корня. Недаром грави­тационная биология, возникшая в эпоху, ког­да человек начал обживать мир без тяжес­ти - Космос, включает растения в число сво­их экспериментальных объектов. Силу тяжести необходимо учитывать при рассмотрении бук­вально всех процессов в географической обо­лочке. Без учета силы тяжести нельзя рассчи­тать исходные данные для запусков ракет и космических кораблей, невозможна гравимет­рическая разведка рудных полезных ископае­мых и нефтегазоносных структур.

Лекция № 4

Основные вопросы, рассматриваемые на лекции:

1. Закон всемирного тяготения.

2. Сила тяжести и ее составляющие.

3. Нормальное гравитационное поле и его аномалии

4. Гравитационные процессы и явления.

1. Закон всемирного тяготения. Под гравитационным полем Земли понимается поле силы тяжести (точнее, ускорения силы тяжести), которая определяется как равнодействующая двух основных сил: силы притяжения (тяготения) Земли и центробежной силы, вызванной ее суточным вращением. Величина силы тяжести на поверхности Земли зависит от широты места и распределения плотности внутри Земли. Вследствие этого знание гравитационного поля Земли позволяет находить ее фигуру и внутреннее строение. Гравитационное поле определяет также внешнюю баллистику Земли, что играет особо важную роль для космических.полетов. Данные о гравитационном поле широко используются в гравиметрической разведке при глубинных исследованиях Земли, поиске и разведке различных полезных ископаемых (нефти, газа, различных руд), при инженерно-геологических изысканиях, астрономо-геофизических измерениях, для определения высот пунктов и т. д.

Согласно одному из основных законов физики – закону всемирного тяготения И. Ньютона все тела притягиваются друг к другу с силой, пропорциональной их массе и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними. Математически этот закон выражается формулой

F=Gm 1 m 2 /r 2 , (4.1)

где F – сила притяжения точечных масс друг к другу, Н; G – гравитационная постоянная, Нм 2 /кг 2 ; m 1 и m 2 – взаимно.притягивающиеся (гравитирующие) массы, кг; r – расстояние,по прямой между их центрами, м.

Величина гравитационной постоянной не зависит ни от химических, ни от физических свойств гравитирующих масс, ни от величины и направления скорости их движения, ни от свойств и степени заполнения среды, разделяющей эти массы, и определяется только выбранной системой единиц длины, массы и времени. Впервые гравитационную постоянную, определил Г. Кавендиш в 1798г. при помощи очень чувствительного прибора – крутильных весов. Примечательно, что при низких технических возможностях того времени Кавендиш получил результат, лишь на 1 % отличающийся от современного.

Первый точный эксперимент по проверке независимости гравитационной постоянной от свойств вещества выполнил в 1906– 1909 гг. венгерский физик Р. Этвеш. Как и Г. Кавендиш, он использовал крутильные весы с той лишь разницей, что в качестве притягивающихся масс экспериментировал с телами из разного материала – легкого и тяжелого, в том числе из древесины, меди, алюминия и др.

В настоящее время гравитационная постоянная определена с большой точностью. .В системе СИ G=(6,6726± 0,0005)·10 -11 Нм 2 /кг 2 . Она постоянна для Вселенной и является одной из фундаментальных констант физики.

Современная физика исходит из постулата постоянства этой величины. Однако некоторые физики, в частности английский физик Дирак, считают, что она не постоянна. Из этого вытекает.много интересных следствий для космологии, общей теории относительности, гравитационного поля и эволюции Земли. Так, медленное убывание со временем гравитационной постоянной и ускорения свободного падения рассматривают в геофизике как одну из причин возможного систематического расширения Земли в связи с расширением океанического дна и рождения литосферы в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Естественно, что убывание G должно приводить к расширению и других гравитирующих земных объектов. Таким образом, между двумя любыми телами в природе всегда существует силовое взаимодействие, в результате которого происходит их взаимное притяжение. Физическое поле этого взаимодействия носит название поля тяготения, или гравитационного поля (от лат. gravitus – тяжесть). Изучением гравитационного поля Земли и планет занимается наука гравиметрия.

Началом гравиметрии по праву считаются опыты Г. Галилея (ок. 1590 г.) со свободно падающими телами (по преданию – с знаменитой Пизанской башни) и открытие И. Ньютоном закона всемирного тяготения (1687 г.).

Большой вклад в развитие гравиметрии внес известный французский математик А. Клеро. В работе «Теория фигуры Земли, основанная на началах гидростатики», опуб-ликованной в 1743 г., он указал на связь между сжатием и изменением силы тяжести от полюса к экватору. Дальнейшее развитие гравиметрии связано с трудами английского физика Дж. Г. Стокса, итальянского – П. Пицетти и советского геофизика – М. С. Молоденского.

Зависимость сил тяготения только от массы и расстояния, а не от внутреннего состояния тел определяют уникальный характер этих сил и выделяют их из всех других сил, встречающихся в природе. Так, силы тяготения беспрепятственно действуют и через свободное пространство, и через толщи вещества. Все силы, кроме силы тяготения, сообщают телу ускорение тем меньше, чем больше его масса (так называемая инерционная масса). Ускорение же, сообщаемое телу -силами тяготения, не зависит от его массы. Иными словами, ускорение под действием притяжения в данной точке Земли одинаково для всех тел.

Из ньютоновского закона тяготения вытекает, что силы тяготения передаются от одного тела к другому мгновенно. Между тем согласно теории относительности любые взаимодействия передаются только с конечной скоростью, в данном случае – со скоростью света.

Теория гравитационного поля основана на общей теории относительности, сформулированной в 1916 г. А. Энштейном. В общей теории относительности силы тяготения не рассматриваются как обычные силы, они проявляются скрытым образом: тело, создающее поле тяготения, «искривляет» пространство вокруг себя и изменяет ход времени, а другие тела свободно движутся по инерции в «кривом» пространстве, что приводит к тому, что траектория их движения оказывается искривленной.

Механизм тяготения еще не совсем ясен. Некоторые исследователи пытаются объяснить гравитационное взаимодействие двух тел тем, что они обмениваются особыми частицами – квантами поля тяготения, или гравитонами, но каких-либо данных об этом нет. Основными измеряемыми параметрами (или элементами) гравитационного поля Земли является ускорение свободного падения (ускорение силы тяжести) и вторые производные потенциала силы тяжести. Значения этих параметров обусловлены в основном двумя причинами; во-первых, планетарными особенностями Земли (скорость вращения, масса, форма поверхности, внутреннее строение), создающими плавно изменяющееся поле, называемое нормальным; во-вторых, различием плотности горных пород и руд, связанным с плотностными неоднородностями среды, образующими аномальное поле силы тяжести.

Гравиметрия как наука стала развиваться с теории фигуры Земли, изложенной Ньютоном в третьей части «Математических начал натуральной философии». Сам Ньютон не мог непосредственно проверить свою теорию тяготения, так как для этого надо было измерить очень малые силы, действующие между двумя массами. Так, из формулы (38) следует, что две.массы по 1 кг каждая на расстоянии 1 м притягиваются друг к другу с силой всего 6,6726·10 -11 Н. Для измерения такой силы нужны очень чувствительные приборы. Однако Ньютон теоретически доказал, что под действием силы тяжести и центробежной силы Земля имеет фигуру эллипсоида вращения, т. е. она сплюснута у полюсов и растянута в экваториальной зоне. Он впервые вычислил полярное сжатие Земли:

где а-экваториальный радиус, b – полярный радиус Земли. Правда, число, которое получил Ньютон (α =1/230), было еще недостаточно точным. Чтобы решить вопрос о фигуре Земли, Французская академия наук организовала в течение десятилетия (1735–1745 гг.) две экспедиции к различным широтам (в Перу и Лапландию). С помощью собранных материалов было доказано, что экваториальное вздутие существует, т. е. Земля не растянута, а сплюснута вдоль оси. Современное сжатие Земли, определенное с большой точностью на основе деформаций орбит искусственных спутников Земли, равно 1/(298,257±0,02). По данным спутниковых измерений доказано, что полярный радиус Земли на 21,380км меньше экваториального радиуса.

2. Сила тяжести и ее составляющие. На любую материальную точку, находящуюся на поверхности или внутри Земли, действуют три силы: сила ньютоновского притяжения между точкой и всей массой Земли F, центробежная сила Р, возникающая вследствие суточного вращения Земли, и сила притяжения небесных тел F’.(рис. 4.1). Равнодействующая этих сил называется силой тяжести g. Как и всякая сила, сила тяжести g является векторной величиной. Она способствует удержанию тел и предметов на.поверхности Земли.

Силу F определяют по зависимости (4.1). Из-за смены взаимного положения Земли и небесных тел ее числовое значение и направление непрерывно изменяются, что ведет к приливным изменениям g. Для исключения влияния F" в результаты измерений обычно вводят специальную поправку.

Сила ньютоновского притяжения F определяется распределением масс в теле Земли и ее формой. Если в первом приближении принять Землю за шар, состоящий из концентрических слоев постоянной плотности, то сила F будет направлена к центру Земли и подчиняться закону Ньютона

F=GМm i /r 2 (4.2)

где М и m i – соответственно масса Земли и i-й точки; r – геоцентрическое расстояние, (x,у и z – геоцентрические координаты).

Для реальной Земли с ее сложной формой и неоднородной по радиусу плотностью значение силы F отличается от значения вычисленного по формуле (4.2). Когда масса mi находится на земной поверхности, r .равно радиусу Земли R в данной точке.

Центробежная сила Р направлена вдоль радиуса, перпендикулярного оси вращения:

где ω=2π/86164 – угловая скорость вращения Земли, 86164 – среднее число секунд в звездных сутках; d – расстояние от оси вращения до притягиваемой точки.

Величина центробежной силы Р зависит от широты места и меняется от нуля на полюсе до максимума на экваторе. По сравнению с силой притяжения F центробежная сила Р мала и на экваторе составляет 1/288F. На полюсе, как сказано выше, она вообще равна нулю. Центробежная сила стремится уменьшить силу притяжения.

Если принять массу притягиваемой точки за единицу, то сила тяжести будет численно равна ускорению свободного падения g. Поэтому иногда вместо полного термина «ускорение свободного падения» или «ускорение силы тяжести» употребляют сокращенное выражение «силы тяжести». Единицей ускорения свободного падения является метр на секунду в квадрате (м/с 2). В геофизике и в частности в гравиметрической практике используют более мелкие единицы – гал (1 Гал=10 -2 м/с 2), миллигал (1 мГал= 10 -5 м/с 2) и микрогал (1 мкГал=10 -8 м/с 2). Свое название гал получил в честь Г. Галилея, впервые измерившего величину ускорения силы тяжести и открывшего закон свободного падения тел. Для решения большинства практических задач силу тяжести достаточно измерить с ошибкой 1–5 мГал, при определении опорных пунктов гравиметрической съемки ошибки допускаются не выше 0,1–0,2 мкГал, при изучении упругих свойств Земли–не более 1–2мкГал.

Рисунок 4.1 – Сила тяжести и ее составляющие

Измерение ускорения свободного падения в месте хранения эталона массы (г. Севр, Франция) дало величину 9,80665 м/с 2 . Это значение стандартизовано как постоянная величина, не подлежащая изменению, независимо от уточнения измерений.

Величина стандартизированного ускорения свободного падения широко применяется в авиации и космонавтике.; Если тело движется с ускорением, которое в определенное, число раз превышает 9,80665 м/с 2 , то во столько же раз увеличивается вес тела. Поэтому это отношение получило, название перегрузки.

Среднее значение ускорения свободного падения на земной поверхности равно 9,81м/с 2 , наибольшее – на полюсе–9,8322 м/с 2 , (наименьшее – на экваторе – 9,7805 м/с 2 . Изменение ускорения от полюса к экватору объясняется тем, что экваториальный радиус Земли на 21км больше полярного, а чем больше радиус, тем меньше притяжение. Кроме того, на экваторе максимально центробежное ускорение, которое вычитается из ускорения притяжения.

При удалении от поверхности Земли ускорение свободного падения уменьшается обратно пропорционально квадрату расстояния от центра Земли

gh=g 2 , (4.4)

где gh – ускорение на высоте h; g – ускорение на поверхности Земли; R – радиус Земли.

Ускорение силы тяжести внутри Земли изменяется по более сложной закономерности: от 9,82 м/с 2 у поверхности Земли до максимального значения 10,68 м/с 2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км. В ядре ускорение силы тяжести начинает быстро уменьшаться, доходя на границе между внешним и внутренним ядром до 4,52 м/с 2 , на глубине 6000 км – до 1,26 м/с 2 .и в центре Земли – до нуля. Такое изменение ускорения силы тяжести при продвижении, в глубь Земли является следствием двух причин. С одной стороны, к центру Земли сила притяжения возрастает обратно пропорционально квадрату радиуса, с другой – убывает пропорционально уменьшению массы, так как выше – расположенные слои на данную продвигающуюся вглубь точку не действуют.

Абсолютные измерения ускорения силы тяжести сопряжены со многими техническими трудностями и поэтому выполняются в редких пунктах, преимущественно в обсерваториях. Аппаратура для абсолютных измерений является сложной, громоздкой и обладает большой массой – многие сотни килограммов. Наиболее надежно абсолютное измерение ускорения силы тяжести проведены в Потсдаме, Вашингтоне, Теддингтоне и Пулково.

Для определения абсолютных значений ускорения силы тяжести используют маятниковый метод и метод свободного падения тела. Еще в 1673 г. нидерландский физик и математик X. Гюйгенс выяснил зависимость между ускорением силы тяжести и периодом колебания маятника:

Из формулы следует, что если измерить период колебания маятника Т и его длину l, то можно вычислить g.

Сложность и громоздкость абсолютных определений ускорения силы тяжести маятниковым методом заключается в том, что для определения этой величины с высокой точностью (например, до 0,1 мГал) длина маятника должна быть измерена с точностью до микрона, а период колебания – с точностью до 10 -7 с. Измерить с такой точностью эти параметры очень сложно. Кроме того, в результаты маятниковых наблюдений необходимо вводить поправки за плотность воздуха, за температуру, за ход хронометра, с помощью которого определяется период колебания маятника, и др.

В основе определения ускорения силы тяжести методом свободного падения тел лежит известная зависимость пути падающего тела S от времени t:

S=gt 2 /2. (4.6)

Для определения g; этим методом надо знать путь, пройденный телом, и время. Этот способ был использован еще Галилеем, но только в последние годы техника эксперимента улучшилась настолько, что он стал давать вполне удовлетворительные результаты.

Из-за сложности аппаратуры этот метод применяют лишь в нескольких обсерваториях мира. Используя лазерные интерферометры для определения пути свободно падающего тела и атомные часы, точность расчета g этим методом можно довести до ±0,01 мГал.

Более распространены относительные измерения ускорения силы тяжести, позволяющие определять приращение Δg по отношению к какому-то значению. При проведении этих измерений необходимо знать абсолютное значение g хотя бы в одном месте. В настоящее время основными приборами для относительных измерений ускорения силы тяжести являются маятниковые приборы и гравиметры. В гравиметрах сила тяжести сравнивается либо с упругой силой деформированной пружины, либо с упругой силой закрученной нити, сжатого газа и т. п. Идеи пружинного и газового гравиметров разработал М. В. Ломоносов, но в широкую практику они вошли только в 30–40-х гг. нашего столетия.

3. Нормальное гравитационное поле и его аномалии. Величина ускорения свободного падения в каждой точке пространства определяется,не только формой Земли, но и расположением в земных.недрах неоднородных по плотности пород, создающих локальные аномалии в гравитационном поле. Поэтому гравитационное поле Земли принято разделять на две части: нормальное гравитационное поле и аномальное поле. Нормальное гравитационное поле – это такое поле, которое имела бы Земля, если бы у нее была форма эллипсоида вращения с правильным распределением масс в нем. Нормальное поле изменяется строго по широте. От экватора к полюсам его напряженность увеличивается почти пропорционально квадрату синуса широты на 5,5·10-2м/с 2 . Аномальное поле не регламентируется никаким законом и изменяется незначительно (в.пределах нескольких единиц ·10-3 м/с 2).

Одним из основных элементов нормального гравитационного поля является нормальная сила тяжести g0, которую можно получить при помощи формулы Клеро

g 0 =g э (1+βsin 2 φ- β 1 sin 2 2φ), (4.7)

где g –сила тяжести на экваторе; β и β 1 – коэффициенты, зависящие от формы Земли и угловой скорости ее вращения; φ – географическая широта места измерения

Формула (4.7) позволяет рассчитывать нормальную силу тяжести на поверхности сфероида для любой точки наблюдения с известной широтой в предположении однородности внутреннего строения Земли и отсутствия какого-либо нарушения идеальной (сферической) формы поверхности Земли.

Первое надежное определение коэффициентов β и β 1 уравнения Клеро было получено только в 1884 г., когда Гельмерт вычислил их, используя многочисленные измерения силы тяжести маятниками. В настоящее время существует ряд формул для определения нормального значения силы тяжести на поверхности эллипсоида. Так, в нашей стране в качестве основной используют формулу 1967 г., где g 0 выражено,в талах:

g 0 =978,0318(1+0,0053024 sin 2 φ-0,0000059 sin 2 2φ). (4.8)

Горные породы имеют различную плотность и образуют разнообразные геологические структуры. В результате возникают аномалии величин, характеризующих гравитационное поле Земли, т. е. отклонения от нормальных значений, которые наблюдались бы, если бы земная кора была однородной или состояла из однородных концентрических слоев иной плотности. Поэтому реальные значения силы тяжести g, измеряемые в различных частях земной поверхности, отличаются от нормального значения, теоретически рассчитанного по формуле (4.8). Разность Δg=g-g 0 называют аномалией силы тяжести, или аномалией ускорения свободного падения (аномальным полем силы тяжести). Величина Δg обусловлена залеганием на глубине тяжелых или легких горных пород и руд. Аномалии бывают положительными «избыток масс»), обычно присущими глубоководным впадинам океанов, и отрицательными («недостаток масс») – в высокогорных областях материков и в районах залегания легких горных пород и руд.

Для соблюдения корректности определения Δg необходимо, чтобы уровень (высота) и условия наблюдения соответствовали нормальному полю. Поэтому в наблюденные значения силы тяжести вводят поправки (редукции), снижающие эти расхождения и приводящие наблюденные и теоретические значения к одной поверхности. Существуют три основные поправки: поправка за свободный воздух, за промежуточный слой и за окружающий рельеф.

Поправка за свободный воздух учитывает разницу в уровне наблюдения и уровне сфероида и рассчитывается по формуле (в мГал)

Δg в =0,3086h, (4.8)

где h– расстояние от точки наблюдения до уровня моря, м.

Так, аномалии силы тяжести в свободном воздухе г. Мауна-Кеа (о. Гавайи) на высоте 4214м составляют 4-0,669 составляют +0,669 Гал, а в Марианской впадине на глубине 8740м Δg в = – 0,244 Гал.

Поправку за промежуточный слой вводят для исключения влияния масс, расположенных между поверхностью наблюдений и сфероидом: Δg с =0,041ρh,

где Δg с – поправка за промежуточный слой, мГал; ρ – средняя плотность пород промежуточного слоя, г/cм 3 , h – толщина промежуточного слоя, м. За плотность промежуточного слоя принимается ρ=2,67 г/см 3 , т. е. средняя плот ность пород земной коры.

Поправка за окружающий рельеф вводится для более точного учета притяжения рельефа местности, окружающего пункт наблюдения. Определяется эта поправка по специальным таблицам в тех случаях, если отклонения рельефа местности в районе наблюдения значительны (горные районы, переходные и рифтовые зоны и др.).

Обычно на поверхности Земли значение Δgс составляет несколько десятых долей гала, достигая иногда 1 гала в горах и глубоководных впадинах. Чаще всего наблюдается неравенство g>g 0 над морскими и океаническими пространствами, а над материками g

Направления реальной (наблюденной) и нормальной сил тяжести не совпадают. Это отличие характеризуется уклонением (отклонением) отвеса. Его максимальное значение составляет 1’.

Результаты измерений силы тяжести изображаются в плане в виде карт изолиний и в разрезе в виде кривых аномалий силы тяжести. На основе сопоставления карты аномалий силы тяжести с геологической картой района и другими геофизическими материалами можно сделать вывод об особенностях строения участков земной коры, недоступных непосредственному наблюдению.

4. Гравитационные процессы и явления . Важнейшим следствием сил гравитации являются так называемые гравитационные процессы и обусловленные ими гравитационные явления. Гравитационные явления разнообразны. Это прежде всего изостазия, приливо-отливные явления в атмосфере, гидросфере и в твердом теле Земли, это, наконец, перемещение горных пород и снежных лавин под влиянием силы тяжести и др. Все они различаются своей периодичностью, распространенностью, энергией, объемом перемещающихся масс горных пород, воды и снега и некоторыми другими характеристиками. Но главное их различие заключается в неодинаковой роли силы тяжести в их образовании.

Изостазия. Логически можно предположить, что отклонение гравитационного поля от нормального значения в первую очередь обусловлено рельефом Земли. Казалось бы, что в горах гравитационное поле должно иметь более высокую напряженность за счет дополнительного притяжения гор, а в местах расположения впадин – менее высокую из-за дефицита массы. Однако попытка Буге (около 1740 г.) «взвесить Землю» путем наблюдений за отвесом и сопоставления гравитационного притяжения равнины и Анд показала, что горы имеют значительно меньшую массу, чем можно было ожидатъ,. исходя из их объема. Позднее обнаружилось, что недостаток массы характерен не только для Анд, но и для всех гор.

Объяснение этому удивительному факту было дано только в 1855 г., когда английский астроном Дж. Эри и геодезист Д. Пратт независимо друг от друга сформулировали теорию изостазии. Изостазия (в переводе с греч. Означает «имеющий одинаковый вес») – это предполагаемое равновесное состояние земной коры, обусловленное действием гравитационных сил, при котором отдельные ее участки как бы плавают на более плотном, но более податливом подкорковом слое. При этом Пратт считал, что самые высокие горы сложены самым легким веществом, а Эри – что они имеют наибольшую толщину. Но и тот, и другой были согласны с тем, что горы в целом (а фактически и весь верхний слой Земли) плавают на поверхности более плотного материала.

Согласно принципу изостазии, призванному объяснить факт, что наличие гор почти не сказывается на гравиметрических измерениях, легкая кора, состоящая из гранита и базальта, изостатически уравновешена на более тяжёлой мантии (рис. 16). Как видно из рисунка, если легкое вещество земной коры образует в некотором месте горную систему, то оно погружается на большие глубины в тяжелые мантийные породы.

Принцип изостазии исходит из наличия жесткого слоя, лежащего над пластичным: верхний слой, чтобы сохранился рельеф Земли, должен иметь конечную жесткость, иначе горы расьекались бы, а нижний слой, чтобы материал мог в него погружаться, должен быть мягким и податливым.

Эти два слоя, жесткий и пластичный, получили соответственно название литосфера и астеносфера.

Таким образом, земная кора как бы плавает в подстилающих мантийных породах. Но, с другой стороны, согласно данным сейсмологии через мантию проходят поперечные сейсмические волны (волны S) и, следовательно она находится в твердом состоянии.

Рисунок 4.2 – Изостатическое равновесие между корой и мантией

Решение этого парадокса связано с масштабом времени. Для периодических колебаний с периодом порядка секунд, часов и дней (соответственно объемные и поверхностные сейсмические волны, собственные колебания Земли, земные приливы) астеносфера ведет себя как упругое тело. Для движения же с периодом в десятки тысяч лет вещество астеносферы течет как жидкость. Исходя из этих соображений, вещество астеносферы должно обладать очень большой вязкостью – порядка 1020 П·с (паскаль·секунда). Для сравнения отметим, что вязкость воды при 20°С равна.0,001 П·с. Исследование гравитационного поля Земли с помощью искусственных спутников позволило с большими подробностями количественно охарактеризовать изостатическую компенсацию земной коры для всей планеты,

Приливы и отливы. Приливом и отливом называются периодические колебания уровня моря, деформации твердого тела Земли и колебания атмосферного давления, обусловленные притяжением Луны и Солнца. Приливы и отливы образуются вследствие того, что частицы гидросферы, атмосферы и твердого тела Земли, расположенные в данный момент ближе к возмущающему телу (Луне или Солнцу), .притягиваются им сильнее, чем частицы, более удаленные от него.

Первое научное объяснение явления приливов было дано в 1687 г. Ньютоном. Использовав закон всемирного тяготения и основные законы механики, он нашел математическое выражение для определения сил притяжения и центробежных сил от обращения систем Земли – Луна, Земля – Солнце и дал физическое толкование силе, возбуждающей приливные движения на Земле. Разработанная им и дополненная в 1738 г. Д. Бернулли статическая теория приливов исходила из предположения: а) океан покрывает земной шар слоем одинаковой глубины и б) во всякий момент времени уровенная поверхность находится в состоянии равновесия под действием приливообразующих сил и силы тяжести. В дальнейшем П. Лапласом в 1775 г. была разработана динамическая теория приливов, которая объясняет сложную природу приливов как волновых колебаний и позволяет количественно учитывать местные условии, оказывающие влияние на величину приливов. В 1867 г. У. Томсоном была опубликована теория гармонического анализа приливов, положенная в основу предсказания приливов на любой срок.

Так как воздействие Луны в 2,2 раза больше воздействия Солнца, рассмотрим сначала приливообразующую силу Луны. Луна и Земля взаимно тяготеют друг к другу, Не падают они друг на друга лишь потому, что обладают движением в пространстве. Под влиянием этих двух сил – взаимного притяжения и собственного движения – Земля и Луна вращаются в пространстве вокруг общего центра тяжести образуемой ими единой жесткой системы, который находится на расстоянии, обратно пропорциональном их массам. Так как масса Земли в 81,5 раза превосходит массу Луны, а среднее расстояние между их центрами равно 60,ЗR (R средний радиус Земли), то центр системы Земля – Луна находится внутри Земли на расстоянии 0,73R от ее центра. В системе Земля – Солнце он находится ближе к центру Солнца, так как масса Солнца в 333400 раза больше массы Земли.

При обращении системы Земля – Луна около общего центра тяжести возникают центробежные силы, под влиянием которых Земля и Луна стремятся удалиться друг от друга. Однако этого не случается, так как их взаимное притяжение точно уравновешивает центробежную силу, возникающую от вращения системы.

Таким образом, на каждую частицу Земли постоянно действуют две силы: центробежная сила, возникающая от вращения системы Земля – Луна вокруг общего центра тяжести и сила тяготения Луны. Центробежная сила всегда и во всех точках на поверхности Земли направлена в одну и ту же сторону и обладает одной и той же величиной. Сила тяготения во всех точках поверхности Земли различна, направление ее зависит от положения Луны, а величина меняется обратно пропорционально квадрату расстояния до нее. Равнодействующая этих двух сил и будет приливообразующей силой Луны.

Очевидно, причиной возникновения приливообразующей силы Луны является именно разность притяжения ею разноудаленных от нее частиц земного шара. Если бы Луна притягивала все частицы Земли с одинаковой силой, то все равнодействующие (рис. 17) были бы между собою равны и приливо-отливных колебаний не могло бы возникнуть.

Если R – радиус Земли, d –расстояние от рассматриваемой точки до Луны и М – ее масса, то значение приливообразующей силы ΔF в точках Z и N

ΔF =2GMR/d 3 (4.9)

остальных точках Земли, где приливообразующее светило не находится в зените Z или надире N, приливообразующая сила меньше по величине, чем ΔF. Наименьшее ее значение в точках А и В.

Абсолютные значения приливообразующей силы невелики – максимальное значение ее вертикальной и горизонтальной составляющих имеют порядок для лунного прилива 10 -7 g, т. е. в десять миллионов раз меньше силы жести, а для солнечного прилива – еще в 2,2 раза меньше.

Точно такая же схема может быть построена и для приливообразующей силы Солнца.. Но последняя оказывается значительно меньше лунной, так как Солнце, несмотря на большую массу, удалено от Земли в 390 раз дальше, чем Луна.

Обе системы прилива совершенно независимы друг от друга, но в природе они складываются и в действительности наблюдается лунно-солнечный прилив.

В точках Z и N приливообразующие силы, направленные вдоль радиуса Земли, уменьшают силу тяжести под влиянием притяжения Луны на 1/8 900 000 и притяжения Солнца на 1/19 300 000, а в точках А и В–увеличивают ее соответственно на 1/17 800 000 и 1/38 500 000. В промежуточных точках С, D, F и Е приливообразующие силы направлены по касательной к земной поверхности.

Периодические изменения силы тяжести на поверхности Земли, вызываемые притяжением Луны и Солнца, принято называть вариациями силы тяжести. Максимальные лунно-суточные вариации могут достигать 0,06 мГал/ч, а за сутки не превышают 0,35 мГал. Амплитуда суточного лунного приливного гравитационного действия может доходить до 0,25 мГал, когда Луна находится в зените, а Солнечного – 0,10 мГал. Изменения ускорения силы тяжести, вызываемые притяжением Луны и Солнца, зависят от внутреннего строения Земли, что позволяет изучать ее упругие свойства.

Рис. 4.3 – Приливообразующие силы Луны: 1 – сила тяготения; 2 – центробежная; 3 – равнодействующая

Наиболее заметным для человека перемещением составных частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы. Под воздействием приливообразущей силы воды Мирового океана на одной половине Земли сгоняются по направлению к точке Z, на другой половине – к точке N. Отсюда следует, что под влиянием притяжения Луны водная оболочка Земли принимает форму эллипсоида и в точках Z и N образуются приливные выступы (.прилив). В этот момент в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив).

Вследствие суточного вращения Земли приливные выступы (приливные волны) перемещаются по поверхности океанов с периодом, равным 24 ч («солнечные сутки») для солнечной приливной волны, и 24 ч 50 мин («лунные сутки») для лунной. За это время бывает два прилива (полная вода) и два отлива (малая вода).

Величина прилива во многом зависит от конфигурации берегов и рельефа дна. При входе в узкие заливы энергия прилива на входном створе с большим сечением передается удаленным створом с меньшим сечением, что приводит к росту величины прилива. Теоретические расчеты показали что в этом случае величина прилива возрастает обратно пропорционально некоторой степени глубины и ширины залива. Так, если ширина залива при неизменной глубине уменьшается в 10 раз, то величина прилива возрастает почти в три раза, а при постоянной ширине залива, но при уменьшении глубины в 10 раз величина прилива возрастает почти в 2 раза.

В узких заливах приливы могут быть очень большими – до 21 м. Примерами больших приливов могут служить приливы в заливе Фанди у восточных берегов Северной Америки (более 18м), в Пенжинском заливе Охотского моря (13 м), в Мезенском заливе Белого моря (10м) и др. В открытом море высота приливной волны в среднем составляет около 0,5 м.

Приливы происходят в атмосфере, где они проявляются в периодических изменениях атмосферного давления, причем наиболее четко выражена волна с периодом 12 ч.

Под действием лунно-суточных приливов деформируется и твердая оболочка Земли. Если бы Земля была абсолютно твердой, такие приливы отсутствовали бы. Если бы Земля обладала свойствами жидкого тела, она деформировалась бы точно также, как Мировой океан.

Под влиянием земных приливов всякий сферический слой Земли (с центром в центре Земли) превращается в слой близкий к эллипсоиду. В результате происходят периодические колебания уровня земной поверхности и ускорения силы тяжести.

В земной коре приливные явления имеют значительно меньшую амплитуду, чем в гидросфере, но благодаря совместному действию приливообразующих сил в системах Земля – Луна и Земля – Солнце поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается. Максимальная амплитуда ее колебания в области экватора 51 см, на широте 50–60° вертикальные смещения уменьшаются до 40 см. Волна приливного вздутия все время пробегает по Земле. Мы не ощущаем этих перемещений лишь потому, что они очень медленны, меньше 4 см в 1 ч, и относительные перемещения близрасположенных предметов совсем малы. Так, для широты Москвы относительное изменение высот на расстоянии 40 км составляет всего 3 мм. Наблюдения последних лет установили запаздывание очередных земных приливов на 20 мин. Из-за приливного трения, которое тормозит вращение Земли, систематически увеличивается продолжительность суток, а Луна испытывает систематическое удаление от Земли, и ее орбита расширяется.

Приливы в твердом теле Земли изучаются путем анализа приливных волн в гидросфере, изменений гравитационного поля Земли, наклонов земной поверхности по отношению к линии отвеса, растяжений и сжатий земной коры, неравномерностей вращения Земли и другими методами. Изучение приливов и отливов в твердом теле Земли позволяет получить сведения о ее плотности и внутреннем строении.

Предмет физики Земли.Предмет физики Земли. Предмет геофизики – изучение оболочек Земли к которым относятся: Литосфера представленная твердыми геологическими образованиями магматические метаморфические и осадочные породы; Гидросфера – воды океанов морей рек озер и других поверхностных источников и подземные воды; Атмосфера – воздушная оболочка. Специальное направление геофизики – изучение внутреннего строения Земли её взаимоотношение с окружающими космическими телами история развития.

Поделитесь работой в социальных сетях

Если эта работа Вам не подошла внизу страницы есть список похожих работ. Так же Вы можете воспользоваться кнопкой поиск

Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля

Содержание

Литература

1.Предмет физики Земли. Геофизические поля

Геофизика – учение о физических явлениях на Земле. Предмет геофизики – изучение оболочек Земли, к которым относятся:

1. Литосфера, представленная твердыми геологическими образованиями (магматические, метаморфические и осадочные породы);
2. Гидросфера – воды океанов, морей, рек, озер и других поверхностных источников и подземные воды;
3. Атмосфера – воздушная оболочка.

В понятие входит исследование, и анализ различных физических полей и явлений с помощью специальных приборов и устройств. Методика и техника изучения физических полей составляет геофизические методы и технологии. Существуют геофизические методы исследований, предназначенных для наблюдений в атмосфере, на земной поверхности, в скважинах и шахтах, на поверхности и в глубине водоёмов.

Созданы разделы геофизики, связанные с промышленной деятельностью человека: разведка и добыча полезных ископаемых, освоение морей, климатология и пр.

Специальное направление геофизики – изучение внутреннего строения Земли, её взаимоотношение с окружающими космическими телами, история развития.

Геофизика зародилась и развивалась в 19 и 20 столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Она тесно связана с геодезией, геохимией, а в части методов и технологий геофизических наблюдений с радиотехникой – радиоэлектроникой. Для проведения расчётов и решения теоретических задач необходимы знания математического аппарата, включая математическую физику.

Связь геофизики с другими естественными науками можно отобразить схемой:

Физика

Астрономия

Математика				География
Геофизика
Электроника				Геология

Автоматика

Геохимия

Наибольший интерес для геофизики представляет литосфера, которая изучается общей геофизикой, называемой физикой Земли и разведочной геофизикой.

Физика Земли изучает твёрдую оболочку в целом, её внутреннее строение и развитие.

Разведочная геофизика имеет своей основной целью поиски и разведку полезных ископаемых и решение инженерно-геологических, археологических, экологических и др. задач.

Гидросфера и атмосфера изучаются в основном методами общей геофизики. Её связь с науками, относящимися к изучению гидросферы и атмосферы можно отобразить схематически:

Общая геофизика

Гидросфера Атмосфера

Физика земли

Океанология, лимнология, гидрология, гляциология

Физические, химические, механические процессы в коре, мантии и ядре

Аэрономия, литология, климатология

В геофизике изучаются физические поля:

• гравитационное поле;
• магнитное поле;
• электроволновое (электромагнитное) поле;
• сейсмоволновое (поле упругих колебаний или сейсмоакустическое);
• тепловое поле;
• радиационное поле;

В соответствии с этим, разделы общей и разведочной геофизики носят название гравиметрия – гравиразведка, геоэлектрика – электроразведка и т. д.

Физическое поле – это материальная среда, где взаимодействие элементарных частиц, обусловлено тем или иным физическим явлением или их совокупностью. Например, радиоактивный распад, приводящий к существованию радиационного и частично теплового полей, или взаимодействие гравитационных и магнитных тел, приводящих к возникновению гравитационных и магнитных полей.

Основная особенность физических полей – это их деформация под действием тех или иных материальных объектов, в частности геологических тел.

Физические поля применительно к геофизике называют геофизическими полями. Они характеризуются параметрами (физическими величинами). Последние определяются инструментально, т. е. с помощью приборов.

Этих параметров в основном два: потенциал (U ) и напряжённость (E ).

Потенциал поля – выражается в его концентрации в той или иной точке изучаемой среды, т. е. это энергия, обусловленная работой по перенесению точечного источника из бесконечности, где поле равно 0 в заданную точку среды.

Напряжённость поля – первая производная его потенциала, т. е. градиент нарастания или наоборот разрежения физического явления.

E = - grad U ,

где Е – напряжённость, а U – потенциал геофизического поля.

Материальные объекты, взаимодействие которых приводит к существованию геофизических полей, характеризуются физическими показателями (или физическими свойствами). Это плотность, электропроводность, магнитная восприимчивость и др.

Физические свойства выражаются в их способности создавать геофизические поля. Основные свойства следующие:

Плотность () -показатель, характеризующий соотношение массы и занимаемой ею объема. Единица измерения г/см 3 или кг/м 2 . Используется в гравиметрии.

Магнитная восприимчивость (κ ) –показатель, характеризующий способность природных объектов намагничиваться под действием магнитного поля. Единица измерения 10 -5 ед. СИ. Используется в магнитометрии.

Удельная электропроводность (σ э ) – показатель, характеризующий способность природных объектов проводить электрический ток. Единица измерения Сим/м. Используется в электрометрии.

Скорость распространения упругих волн (V ) – показатель, характеризующий способность природных объектов передавать упругие деформации под действием механических воздействий (напряжений). Единица измерения м/сек. Используется в сейсмометрии.

Естественная радиоактивность (J γ ) – показатель, характеризующий способность природных объектов излучать α, β и γ частицы, приводящие к радиоактивному распаду. Единица измерения Беккерель (Бк) – 1 распад в сек. Используется в радиометрии.

Теплопроводность (λ ) - показатель, характеризующий способность природных объектов проводить тепло, т. е. направленный процесс распространения теплоты от более нагретых к менее нагретым объектам и приводящий к выравниванию температуры среды. Единица измерения Вт/м*К. Используется в геотермии.

По происхождению геофизические поля разделяются на естественные и искусственные. Естественные поля существуют, не зависимо от человеческой деятельности, а искусственные возбуждаются по заданию экспериментатора.

В общей геофизике в основном изучаются естественные поля. В разведочной геофизике, относящейся к геологической разведке, а также инженерной геофизике, геофизике ландшафта, экологической геофизике наряду с естественными в большей мере изучаются искусственные (наведенные) поля.

Методы общей и разведочной геофизики основаны на единых геофизических полях, но разнятся вследствие разных задач и предмета исследований.

Науки геофизического цикла в соответствии с исползуемыми полями приведены в таблице 1.

Таблица 1

Науки геофизического цикла (разделы) общей и разведочной геофизики в зависимости от используемых геофизических полей

Геофизическое поле	Раздел общей геофизики	Раздел разведочной (прикладной) геофизики
1. Гравитационное	Гравиметрия - изучение силы тяжести с целью распределения природных масс по их особенностям в тех или иных геосферах .	Гравиразведка - совокупность методов для выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по плотности.
2. Магнитное	Магнитометрия - учение о магнитном поле Земли и вариациях земного магнетизма .	Магниторазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических объектов на основе их отличия по магнитной восприимчивости.
3. Электроволновое	Электрометрия - учение об электрическом поле Земли, электромагнитных явлениях, электрохимических и электрокинетических процессах в её недрах.	Электроразведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по удельному электрическому сопротивлению, поляризуемости и диэлектрической проницаемости.
4. Сейсмоволновое	Сейсмометрия - учение о сейсмоволновом поле Земли вследствие механических воздействий типа землетрясений, извержения вулканов, падению метеоритов.	Сейсморазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их способности распространять, отражать и преломлять упругие волны, а также их интерферировать и дифрагировать.
5. Тепловое	Теплометрия - учение о тепловом поле Земли и особенности его распределения в оболочках.	Термическая разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологич. тел на основе их отличия по теплопроводности и теплоёмкости.
6. Радиационное	Радиометрия - учение о радиационном поле Земли вследствие распада радиоактивных элементов земной коры.	Ядерная разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения радиоактивных руд, а также решение ряда геологических и геоэкологических задач.

Общие сведения о Земле

По форме Земля является геоидом, т. е. поверхностью, совпадающей с невозмущённой поверхностью Мирового океана и продолжающейся под континентом. Геоид определяет фигуру Земли, но существенно отличается от физической поверхности Земли. Геоид соответствует поверхности равных значений силы тяжести.

Средний радиус Земли 6371 км. Средняя плотность 5,51 г/см 3 .

Земля обладает магнетизмом, с которым связаны электрические поля.

Форма Земли близка к сферической. Ёе существование и атмосферы на ней обусловлены гравитационным полем.

О происхождении Земли существуют космогонические представления. Есть гипотезы образования планет из раскалённой газово-пылевой туманности, а также гипотезы 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. Для фанерозоя наиболее подходит калий-аргоновый метод, а для криптозоя (докембрий)- уран-свинцовый и рубидий-стронциевый методы. В основу метода определения абсолютного возраста 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 обобщенно 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. В первой три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

Методы геофизических исследований

Это способы получения качественной и количественной информации о Земле с помощью специальных приборов, предназначенных для измерения тех или иных характеров геофизических полей или физико-химических процессов в её оболочках.

Различают две группы методов:

1. группа - методы изучения физико-геологических свойств геосфер, т.е. их статистических характеристик.
2. Группа - методы изучения геофизических полей, величин и явлений, т.е. динамических (мониторинговых) характеристик.

Конечный результат 1-ой группы методов – получение количественных показателей материальных объектов, а 2-ой группы методов – получение сведений о состоянии геофизических полей и их изменении в пространстве и времени.

И 1-ая и 2-ая группы методов предусматривают, применение одних и тех же приборов, классифицируется по видам физических полей и особенностям проведения (в воздухе, в водной среде, на дневной поверхности, в скважинах и шахтах).

Аппаратура для изучения геофизических характеристик в скважинах

Наземная сейсморазведочная аппаратура

Наземная электроразведочная аппаратура

Методы 1-ой группы – это полевые методы зондирования и профилирования на основе сейсмических, электромагнитных и др. полей. Сюда же относятся лабораторные методы.

Методы 2-ой группы – это методы стационарных (мониторинговых) и экспедиционных наблюдений. Они также включают физическое и математическое моделирование, а также теоретический анализ.

Внутреннее строение Земли

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 c ж . – 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 .

кремнистые породы δ = 2,9–3,3 г/см 3

ультраосновные и полиморфные породы

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

В модели на основании данных сейсмометрии выделяются две главные поверхности, делящие недра Земли на 3 слоя: 1) кора, 2) мантия, 3) ядро.

1-ый раздел – поверхность Мохоровичича (Мохо), глубина 5-60 км., где V p возрастает скачком от 4-5 до 8 км/с.

2-ой раздел – граница мантии и ядра на глубине 2900км (поперечные волны исчезают). Следовательно, внешнее ядро находится в жидком состоянии.

Графики распространения V p , V s и внутри Земли следующие:

Второстепенные поверхности: 1) поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии. Мощность слоя 200-300 км.

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, .

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне.

Однако фигура Земли не может быть достаточно точно аппроксимирована 3-х осным сфероидом (эллипсоидом), т. к. уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом , т. е. поверхностью невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана.

На материках форма геоида носит название возмущенной формы.

Учение о форме геоида составляет предмет высшей геодезии.

В то же время следует отметить, что разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25,5 км. На этом фоне средняя высота материков (≈1 км) и средняя глубина океанов (≈4 км) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова. При этом упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, т.к. если бы она была действительно жидкой. Слоистость же – результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

2.Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке

Основные определения

Гравитационное поле Земли – это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Для понимания физического смысла гравитационного поля вводится понятие силы тяжести , как равнодействие сил притяжения Земли и центробежной, в силу вращения.

В основе физического взаимодействия масс лежит закон всемирного тяготения Ньютона:

Где

m 1 и m 2 – механические массы; r – расстояние между массами; f – гравитационная постоянная, равная 6,67*10 -8 см 3 /г*с 2 , в системе СИ = 6,67*10 -11 м 3 /кг*с 2 .

Показатели гравитационного поля

Если положить в формуле (1) m 1 =1 и m 2 = M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет:

Где g – векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения (F ), центробежной силы (Р ) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется « силой тяжести »: g среднее = 9,81 м/с 2 , g полюс = 9,83 м/с 2 , g экватор = 9,78 м/с 2 .

g h в атмосфере: g h = g , где h – высота, R – радиус Земли.

g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9,82 м/с 2 - у поверхности и до 10,68 м/с 2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км.

g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1,26 м/с 2 , и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника:

Т = 2 ,

где Т - период колебания маятника, h – длина маятника.

В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения  g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.

Изостазия

Неоднородность внешней оболочки Земли, обусловленная наличием суши и океанов – одна из главных её плотностных особенностей.

В силу этого, 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. 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 10 20 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.

Следует отметить, что, следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь необходимым условием для закономерной связи аномалий  g и мощности коры. Тем не менее, для региональных территорий эта связь существует. В частности, 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. Плотность этого подкорового слоя = 3,3 г/см 3 , а базальтового слоя = 2,9 г/см 3 .

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. Здесь 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.

Структура гравитационного поля здесь разная.

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, из «лёгких» пород «граниты-рапакиви».

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 бо  льшей 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.

3.Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке

Магнитное поле – это материальная среда взаимодействия электрически заряженных частиц, движение которых обусловлено этими электрическими зарядами и спин-орбитальными моментами носителей магнетизма (электронов, протонов и др.)

Магнитное поле является одной из форм электромагнитного поля. Его основные параметры: потенциал U , напряжённость и магнитная индукция. Связь напряжённости магнитного поля с магнитной индукцией определяется через магнитную проницаемость (μ) природных объектов.

В этом уравнении показатель магнитной проницаемости μ характеризует способность природных объектов к намагничению. И таким образом, все природные, т.е. материальные объекты намагничены в той или иной степени. При

μ > 1 они называются парамагнетиками, а при μ < 1 –диамагнетиками.

Намагничение природных объектов, а также возникновение и существование магнитного поля происходит вследствие электрических токов (вихревых токов).

Солнце и планеты солнечной системы и других галактик являются намагниченными объектами, а, следовательно, гигантскими магнитами. Вокруг них формируется магнитное поле.

Теория происхождения магнитного поля Земли в настоящее время еще полностью не разработана, существуют гипотезы. Наиболее достоверная из них заключается в том, что во внешнем ядре, состоящем из расплавленного металла железо-никелево состава, имеет место циркуляция электрических токов, вернее термотоков. Они инициируются струями расплавленного металла, которые текут из ядра к поверхности. Возникает эффект гидромагнитного динамо. Регенерационный процесс длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивленя не компенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

В режиме реального времени магнитное поле Земли можно считать постоянным полем, называемым геомагнитным полем . Это поле в первом приближении (с точностью до 25%) можно представить как поле намагниченного шара. Математические выражения следующие:

M – магнитный момент шара;

; Z – расстояние от центра шара до точки наблюдения;

; - магнитная широта.

Полный вектор напряженности, а и его вертикальная и горизонтальная составляющие. Вместе с углами J (магнитное наклонение) и D (магнитное склонение) векторы, называют элементами геомагнитного поля.

Формирование магнитного поля Земли

Под действием магнитного поля Земли и его взаимодействия с потоками заряженных частиц космического происхождения (солнечным ветром) формируется магнитосфера . Ее исследования показали, что магнитное поле Земли с высотой убывает обратно пропорционально кубу расстояния. Взаимодействие магнитного поля с солнечным ветром имеет сложный характер: с солнечной стороны силовые линии имеют форму полусферы, а с противоположной стороны (ночь) изолинии вытянуты в виде «хвоста», называемого геомагнитным шлейфом. В магнитосфере установлены зоны повышенной космической радиации, являющиеся своеобразным мостом между полюсами Земли, по которому мгновенно распространяются любые электромагнитные возмущения.

Форма деформации магнитосферы может быть представлена схемой.

Структурная характеристика магнитного поля

Суммарное магнитное поле Земли разделяется на:

• постоянное;
• переменное.

Постоянное поле вызвано внутренними источниками магнетизма и его называют геомагнитным полем Земли. Но абсолютно постоянным это поле назвать нельзя, поскольку оно обусловлено «вековыми» вариациями. Последние характеризуют медленные изменения геомагнитного поля. Изменения происходят по закону синуса-конуса. Осредненная кривая имеет период 8000 лет.

Процесс изменения среднегодовых значений элементов земного магнетизма, называется вековым ходом . Он в разных точках земной поверхности не одинаков по амплитуде и по времени (в меньшей степени). Главная особенность – различная продолжительность периодов Т. Изменения кривой 2-го порядка могут происходить в диапазоне Т от 360 до 2700 лет, а кривой 3-го порядка в диапазоне Т от 11 до 80 лет.

Различная продолжительность периодов объясняется, по-видимому, отсутствием сбалансированности движущихся частиц гидромагнитного динамо и различной их электропроводностью.

Изменение магнитного поля в историческом прошлом оценивается палеомагнитным методом. Суть его в так называемом « эффекте замораживания »: магнитные составляющие горных пород и других природных объектов в момент их образования ориентируются вдоль магнитных силовых линий.

Геомагнитное поле Земли в суммарном магнитном поле является основным, его вклад более 90%. Как и у любого магнита имеются полюса. Силовые линии «выходят» из северного магнитного полюса (N ) и «входят» в южный магнитный полюс (S ). Полюс N находится в южном полушарии, а полюс S в северном, но в обиходе их называют по аналогии с географическими полюсами. Со временем магнитные полюса меняют свое направление, наблюдается их «плавание». Интересным и до сих пор не разгаданным явлением является инверсия («перескок») полюсов. Длительность примерно 5 – 10 тыс. лет. С этими эпохами совпадают существенные геологические, климатические и биологические изменения на планете. Регулярности в инверсиях не обнаружено. Частота «прыгает» от длительных к частым периодам.

Магнитные и географические полюсы по топографическим координатам не совпадают. Магнитная ось наклонена к оси вращения Земли на 11,5 0 .

На примере поведения животных прогнозируется связь магнитного поля Земли с биополем.

В целом геомагнитное поле не является однородным. В иных частях, особенно на материках оно резко дифференцировано. В связи с этим различают материковые, региональные и локальные аномалии. Две разновидности последних – предмет изучения магниторазведки с целью поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Т.е. это 2-ой и 3-ий уровень изучения геомагнитного поля, а первым занимается магнитометрия. В подавляющем большинстве случаев интенсивность магнитных аномалий не превышает 10% главного магнитного поля Земли.

Переменное поле – вызвано внешними источниками магнетизма за счет индукции от вихревых токов космического происхождения.

Вихревые токи – это солнечный ветер, т.е. поток заряженных частиц. В этот поток магнитное поле Земли (когда его солнечный ветер «достигает») проникнуть не может. Единственными «щелями» являются воронки у полюсов, где вихревые токи сложным образом концентрируются по поверхности Земли. Переменное поле накладывается на постоянные и вызывает различные вариации суммарного поля во времени. Вариации носят квазипериодический и непериодический характер.

Вариации (возмущения) происходят постоянно. Дней без вариаций не бывает. Наблюдения за изменениями геомагнитного поля производят с помощью специальных приборов. Это обычные микровольтметры с непрерывной цифровой или магнитной записью.

К квазипериодическим колебаниям относят годовые, солнечно-суточные, лунно-суточные и короткопериодные. Наиболее значительные из них солнечно-суточные.

Под годовыми вариациями понимают изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля Земли (до нескольких сотых долей А/м).

Солнечно-суточные вариации имеют период (Т ) равный 24 часам. Токи поражены ультрафиолетовой частью солнечного излучения и инициируются ветрами, дующими от экватора к полюсам. Обозначаются магнитные вариации буквой греческого алфавита - δ.

Многолетний суточный ход составляющих геомагнитного поля следующий:

Солнечно-суточные вариации (S d ) зависят от времени года и географической широты. Фазы колебаний и по широте и по времени года практически не изменяются, а меняются амплитуды (летом в 3-4 раза больше чем зимой). S d влияют на положение магнитных полюсов Земли, которые в течение суток смещаются примерно на 100 км. На магнитных картах это не точка, а кружок.

Лунно-суточные вариации (L ) имеют полусуточный характер (Т = 12 ч. 25 мин. 14 сек.). Кривые характеризуются двумя максимумами и двумя минимумами. (Правильная двойная волна). Амплитуды колебаний составляют 10-15% от S d . Т.е. если для S d они равны (Н = 1,6 – 2,4*10 -2 А/м и Z = 0,4 – 1,6 А/м), то для L они равны ().

Короткопериодные вариации (КПК) имеют период Т 0,1 – 10 2 сек. Это магнитные пульсации в виде затухающих синусоид. Их обнаружено большое количество типов, различающихся по форме, периоду и амплитуде. Наиболее частый период Т = 60–180 с. КПК неодинаковы в платформенных и геосинклинальных областях. КПК индуцируют в земной коре токи, получившие название магнито-теллурических.

К непериодическим колебаниям относят магнитные бури. Характерная их особенность – внезапность появления притом, что все элементы земного магнетизма претерпевают очень быстрые и непрерывные изменения.

Амплитуды Н и Z , бывают очень большие 2 – 4 до 16 А/м. В годы максимальной солнечной активности наблюдается до 30 – 50 бурь в год.

Природа бурь до конца не ясна. Известно, что магнитные бури оказывают влияние на состояние здоровья.

Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров весом 5-6 кг. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (Т ) , точнее магнитной индукции (), или относительные значения . Под относительными понимаются приращения той или иной составляющей поля в любой точке наблюдения по отношению одного исходного пункта. При снятии отсчетов записывается время (t ) . Полевая съемка отличается высокой производительностью: отряд из двух человек отрабатывает от нескольких десятков до двухсот точек в день.

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи Т или  Т на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.

Для учета вариаций и сползания нуль-пункта прибора перед началом рабочего дня и после его окончания делается специальный залет на опорный (контроль-ный) маршрут длиной до 10 км. Все рабочие маршруты "привязываются" к контрольным маршрутам.

Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на специальных судах, так и попутно на кораблях любого назначения. Для исключения влияния металлического корпуса судна применяются специальные приемы, а датчик поля буксируется за ним на кабеле длиной свыше 100 м в специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глубине. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съемки бывают профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты графиков и карты Т или  Т.

Литература

Основная:

1. Мишон В.М. Основы геофизики: Учебник. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та,

1993. – С. 7-56, 82-125.

2. Трухин В.И., Показеев К.В., Куницын В.Е. Общая и экологическая геофизика. – М.: ФИЗМАТЛИТ. 2005. С. – 3-20, 60-96.

3. Геофизика: учебник /Под ред. В.К. Хмелевского. - М.: КДУ, 2007. – С. 9-13, 20-26, 42-49.

4. Тяпкин К.Ф. Физика Земли: Учебник. – К.: Вища шк., 1988. – С. – 28-34, 44-63, 113-147.

Дополнительная:

1. Богословский В.А., Жигалин А.Д., Хмелевской В.К. Экологическая геофизика: Учеб. Пособие. – М.: Изд-во МГУ, 2010. – С. 3-27.
2. Огильви А.А. Основы инженерной геофизики: Учеб. для вузов /Под редакцией В.А.Богословского. – М.: Недра, 1990. - С. 4-26.
3. Орленок В.В. Основы геофизики: Учебное пособие. – Калининград, 2010. –

С. – 6-85, 88-134, 180-202.

4. Геофизические методы исследования. (Под редакцией В.К.Хмелевского). Учебное пособие. – М.: Недра, 1988. – С. 10-16, 43-54.

Другие похожие работы, которые могут вас заинтересовать.вшм>
6063.		МАГНИТНОЕ ПОЛЕ	331.79 KB
	Эрстед обнаружил что вокруг проводников с током возникает силовое поле которое назвали магнитным. Это поле оказывает ориентирующее действие на внесенные в него магнитные стрелки и проводники с током. Магнитное поле поле силовое поэтому его можно изобразить графически с помощью а в...
8449.		Магнитное поле в вакууме	460.56 KB
	Определение Поле движущегося заряда. Направление вектора магнитной индукции Закон Био – Савара Лапласа Сила Лоренца Сила Ампера Взаимодействие двух проводников с током Контур с током в магнитном поле Магнитное поле контура с током Теорема Гаусса для магнитного поля Магнитная индукция. Определение Электрические заряды покоящиеся относительно выбранной нами системы отсчета имеют вокруг себя электрическое поле.
8447.		Потенциал электростатического поля	390.82 KB
	Работа в электростатическом поле по переносу заряда. Пусть распределение зарядов создает электрическое поле. Работа в электростатическом поле по перемещению заряда: Модуль приращения вдоль: элемент перемещения заряда; путь; заряд создающий электрическое поле; переносимый электрический заряд; электрическая сила действующая на заряд в точке; дифференциал вектора перемещения вдоль траектории. Пусть поле создается единичным положительным зарядом: Возьмем пробный заряд также единичный и перенесем от к b:...
13209.		ТЕОРИИ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ	250.45 KB
	Пространство вокруг электрода, в котором наблюдается растекание тока замыкания, представляет собой поле растекания. Если в качестве заземляющего электрода использовать От полусферического заземлителя, как заземляющий электрод ток будет растекаться равномерно и симметрично во все стороны, и плотность его будет убывать по мере удаления от заземлителя, вследствие увеличения сечения слоя земли, через которое растекается ток замыкания.
13535.		Электромагнитное и сейсмоволновое поля	1.7 MB
	С электрической частью поля связывают поля циркуляции токов направленное движение электронов ионов проводимости. С электромагнитной частью поля переменного магнитного поля связывают поля преобладания токов смещения. Основные параметры электромагнитного поля напряженность электрического и магнитного полей а также электрическая и магнитная индукция.
13534.		Радиационное и тепловое поля	172.32 KB
	Характеристика радиационного поля Земли Поле ионизирующих излучений поле естественной радиоактивности присуще Земле как космическому объекту. Его проявление на поверхности Земли играет в экологии большую роль. Суммарное радиационное поле Земли складывается из: космического излучения; радиоактивного распада элементов земной коры; дегазации вследствие выхода на поверхность радиоактивных газов радон Rn торон Tn. Естественный фон в разных частях поверхности Земли может различаться в 34 раза и более.
6936.		Редактор DataSet, Вычисляемые поля	42.29 KB
	Чтобы начать работать с ним положите объект TQuery на форму установите псевдоним DBDEMOS введите SQL запрос select from customer и активизируйте его установив свво ctive в True. Откройте комбобокс “Object Selector†вверху Инспектора Объектов в настоящее время там имеется два компонента: TForm и TQuery. Нажмите правую кнопку мыши на объекте TQuery и в контекстном меню выберите пункт “Fields Editorâ€.
8445.		Напряженность электростатического поля в вакууме	1.8 MB
	Понятие электростатического поля Принцип суперпозиции электрических полей Окружим заряд сферической поверхностью произвольного радиуса Густота линий численно равна напряженности Следовательно общее число линий напряженности равно Поток вектора напряженности Поток через площадь S Если поток проходит через замкнутую поверхность то...
6057.		Оптика. Волновое уравнение для электромагнитного поля	718.09 KB
	Закон отражения света. Законы преломления света. Отношения синуса угла падения к синусу угла преломления есть величина постоянная для этих двух сред равная отношению скорости света в среде откуда свет выходит к скорости света в среде в которую входит...
2109.		Способы и схемы подготовки шахтного поля	757.97 KB
	ЛЕКЦИЯ №15 Система разработки. часть 1 Понятие о системах разработки. Система разработки – определенный увязанный в пространстве и во времени порядок ведения очистных и подготовительных работ в пределах шахтного поля. Факторы влияющие на выбор системы разработки.