WinNavigator

Frigate

Norton Commander

WinNC

Dos Navigator

Servant Salamander

Turbo Browser

Winamp, Skins, Plugins

Необходимые Утилиты

Текстовые редакторы

Юмор

File managers and best utilites

Раздел 3. Геофизические поля Земли Тема 3.1. Свойства геофизических полей Земли. Геофизические поля земли реферат

1. Предмет физики Земли. Геофизические поля. Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля

Раздел 3. Геофизические поля Земли Тема 3.1. Свойства геофизических полей Земли

Физические свойства Земли имеют важное значение как для теоретического значения геофизических процессов (образование рельефа, землетрясений вулканизма и т. д.), так и для решения практических задач (поиск и разведка полезных ископаемых и т. д.)

а) Поле силы тяжести или гравитационное поле влияет практически на все процессы и явления, происходящие в окружающей среде: формирование, разрушение рельефа, течение рек, движение ледников, на развитие органической жизни человека и т.д.

Как уже ранее было отмечено, сила тяжести есть равнодействующая 2-ух сил: силы земного притяжения (пренебрегая силой притяжения других космических тел) и центробежной силы, связанной с вращением земли: q=F+ Р. Сила земного притяжения равна:F=KxM/R2, где М - масса, землиR- радиус земли, К - гравитационная постоянная.

Поскольку полярный радиус на 21,4км меньше экваториального, то сила притяжения уменьшается к Экватору.

Центробежная сила равна: Р = Rw2, гдеw- угловая скорость вращения земли; радиус вращения точки на поверхности земли. Поскольку величина «R» увеличивается к экватору, то и центробежная сила «мах» на экватореw= 2π : 86164 (длит. суток в сек.).

Таким образом, сила тяжести «q» по направлению к экватору уменьшается как за счет уменьшения силы земного притяжения (F), так и за счет увеличения центробежной силы (Р). Хотя основной вклад в зависимость силы тяжести от широты вносит сила земного притяжения, т. к. она примерно в 288 раз больше центробежной силы.

Между тем в действительности строгая зависимость величин «q» от широты нередко нарушается, особенно в районах со сложным рельефом и имеющих особенности геологического строения. Выявлено, например, что величина «q» повышена над более плотными породами. Поэтому в геофизике используются как результаты теоретических расчетов силы тяжести в любой точке, так и фактическое её значение, измеренное прибором. При этом разность между фактической и теоретической «q» может быть отрицательной и положительной, что соответствует положительной или отрицательной аномалии поля силы тяжести. По знаку аномалии геологи определяют возможные месторождения полезных ископаемых. Раздел геофизики, посвященный изучению поля силы тяжести, называется гравиметрией.

б) Земля обладает не только гравитационным, но и магнитным полем, т.к. является огромным природным магнитом. Оказывается, что магнитные полюса не совпадают с географическими, поэтому углы между осью вращения земли и магнитной осью составляет 11,5°.Однако сами магнитные полюса и угол между осями меняется во времени. Например, сейчас северный магнитный полюс находится в Канадском арктическом архипелаге (п-ов Бутия, 72°с.ш., 96°в.д.) Южный магнитный полюс в Антарктиде 70°ю.ш. 150°в.д. Северный магнитный полюс продвигается ежегодно на 20,5м к северу и в 2185году достигнет северного географического полюса. Южный магнитный полюс передвигается еще быстрее на 30м ежегодно к Австралии.

Таким образом, широко используемый для ориентирования самолётов, судов и др. объектов метод по магнитному компасу не является точным по отношению к географическим координатам. Его приходится корректировать, учитывая несовпадения географической и магнитной сетки координат. Для этого определяется угол между географическим и магнитным меридианами, который называется магнитным склонением.

Помимо горизонтального угла - магнитного склонения, учитывается и вертикальный угол между магнитной стрелкой, двигающейся по вертикали и плоскостью горизонта - магнитное наклонение. На магнитном экваторе она равна нулю, а на полюсах -90°,т.е.магнитное наклонение является своего рода «магнитной широтой», характеризующей положение точки относительно магнитного экватора.

Помимо склонения и наклонения используют и 3-ью характеристику - напряжение магнитного поля. Все вместе эти три параметра являются элементами земного магнетизма.

На практике используются карты земного магнетизма. Карта изогонов с изолиниями магнитного склонения позволяют корректировать токарты с введением поправок к показаниям компаса. Линия нулевой изогоны на карте называется агонической линией, которая делит земной шар на 2-а полушария (с восточным и западным склонением). К области западного полушария относится Атлантика, Западная Европа, Африка, восточная часть Америки. К области восточного склонения - Тихий океан, Восточная Европа, Азия, Австралия и др. районы). Интересно, что Восточная Сибирь относится к западному склонению.

Используются на практике и карты магнитного наклонения с изолиниями - изоклинами, а также карты напряженности магнитного поля с изолиниями - изодинамами. Все названные карты из-за чрезвычайной временной изменчивости магнитного поля земли подлежат корректировке (изменению) через каждые 5лет.

В некоторых местах земной коры элементы земного магнетизма имеют отклонения от нормы, которые называются аномалиями. Встречаются как локальные аномалии, обусловленные близким залеганием руд (Курская магнитная аномалия), так и геоаномалии (Восточно-Сибирская, Арктическая и др.), связанные с глубинными особенностями земной коры.

Магнитное поле земли распространяется не только на поверхность земли, но и на атмосферу. Причем это поле меняется во времени, обнаруживая вековые, годовые и суточные колебания поля. Причем, если короткопериодные колебания связывают с активностью солнца, то природа длинннопериодных полос неясна.

Геологи установили, что, во-первых, магнитное поле Земли существовало уже 3,5 млрд лет назад, а во-вторых — что за эти годы оно много раз меняло свою полярность на противоположную.

Магнитное попе Земли устроено примерно так же, как если бы внутри планеты находился мощный прямоугольный магнит в виде бруска, помещенный в центр Земли под небольшим углом к оси ее вращения.

В состоянии магнитного поля Земли в течение ее истории современные ученые выделяют 4 эпохи: Гилберта, Гаусса, Матуяма и современную эпоху Брюнес. В пределах одной и той же эпохи направление магнитного поля нашей планеты оставалось одинаковым, но на короткие отрезки времени все же меняло свое направление на противоположное. В соответствии с этим внутри эпох выделяют «эпизоды». Каждому эпизоду соответствует направление магнитного поля, обратное направлению в предыдущем эпизоде. Направление, преобладающее по времени в пределах данной эпохи обозначено в левой части таблицы рис.4.

Электропроводность земных недр определяется по затуханию геомагнитных вариаций, которые возбуждаются солнечной активностью в верхних слоях земной атмосферы

Переменный электромагнитный сигнал индуцирует в Земле в переменные электрические токи. При распространении переменного тока в проводнике ток течет в приповерхностных слоях, причем, чем выше частота, тем сильнее ток «прижимается» к поверхности. Это явление называется скин-эффектом. Электромагнитное зондирование Земли и определение её электропроводности как функции глубины основано на теории скин-эффекта. При скин-эффекте чем меньше частота сигнала, тем более глубокие слои могут быть прозондированы.

Геофизические методы позволили определить распределение электропроводности до глубины 1000 км.

На основании изучения естественных и искусственных электромагнитных полей, возникающих в земной коре под воздействием источников постоянного и переменного тока разработан электрический метод разведки. Результаты этого метода позволяют судить о распределении в земной коре пород с различной электропроводностью. Например, большинство минералов, особенно если они представлены чистыми кристаллами, практически являются изоляторами. Сухие горные породы почти всегда имеют высокое сопротивление. Сопротивление влажных пород, как правило, низкое.

Некоторые руды и породы обладают высокой проводимостью в сухом состоянии.

Тепловой режим Земли определяется излучением Солнца и теплом, выделяемым источниками. Самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная часть её отражается обратно в мировое пространство. Количество получаемого и отраженного тепла неодинаково для различных широт.

Ниже поверхности Земли влияние солнечного тепла снижается, в результате чего на небольшой глубине располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуры данной местности. Глубина расположения пояса постоянных температур в различных районах колеблется от первых метров до 20-30 м.

Ниже пояса постоянных температур важное значение приобретает внутренняя тепловая энергия Земли. Установлено, что в шахтах, скважинах происходит постоянное увеличение температуры с глубиной.

зали значительную изменчивость теплового потока в различных структурных зонах.

Одним из источников внутренней тепловой энергии является радиогенное тепло, связанное с распадом долгоживущих радиоактивных элементов U238,235,К40,Rb87и др.

Вторым источником тепла предполагается гравитационная дифференциация вещества, зарождающаяся после некоторого разогрева на уровне ядра.

Дополнительным источником может быть приливное трение, возникающее при замедленном вращении Земли из-за приливного взаимодействия с Луной и реже с Солнцем.

По данным Жаркова геотермический коэффициент близ поверхности Земли оценивается в 20°С на 1 км. На глубине 100 км. Температура тогда должна быть 3000 или 2000°С однако, в связи с тем, что на этих глубинах зарождаются магматические очаги, температура не должна превышать 1300-1500° С. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн.

По предположениям ряда ученых на глубине 400км. температура должна быть 1600 +, - 50°С, температура в ядре Земли - 4000-5000° С.

Изменение термического поля Земли и поля ядерных излучений горных пород изучается преимущественно в скважинах, так как они замаскированы на поверхности Земли мощными тепловыми помехами, а поле ядерных излучений имеет практически незначительный радиус действия.

studfiles.net

Геофизические поля земли — курсовая работа

Министерство образования и науки

Российский Государственный Университет

нефти и газа имени И.М.Губкина

Кафедра геологии

Курсовая работа

НА ТЕМУ: Геофизические поля земли.

Руководитель работы Студент

магистрант кафедры геологии группы ГИ-10-5 Макарова Анна Юрьевна Панарина Екатерина

__________________ ____________________ (подпись) (подпись)

Москва 2011

Оглавление

Введение. 2

1.Тепловое поле Земли. 3

1.1 Параметры теплового поля Земли. 4

1.2 Применение терморазведки . 5

2. Поле силы тяжести. 5

2.1 Параметр поля силы тяжести. 5

2.2. Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой. 6

2.3 Применение гравиметрической разведки. 6

3. Магнитное поле Земли. 8

3.1. О происхождении магнитного поля Земли. 8

3.2. Главные элементы магнитного поля. 9

3.3 Магнитометрическая, или магнитная, разведка 11

3.4. Намагниченность горных пород и их магнитные свойства 11

3.5. Применение магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых 11

4.Электромагнитное поле Земли. 12

4.1. Электромагнитные поля 12

4.2. Электромагнитные свойства горных пород 13

4.3 Электромагнитная разведка 14

4.4. Особенности применения электромагнитных зондирований. 14

5.Вывод. 15

6.Список литературы. 16

Введение.

Геофизика — комплекс наук, исследующих физическими методами строение Земли. Геофизика в широком смысле изучает физику твердой Земли (земную кору, мантию, жидкое внешнее и твердое внутреннее ядро), физику океанов, поверхностных вод суши (озёр, рек, льдов) и подземных вод, а также физику атмосферы (метеорологию, климатологию, аэрономию).

К геофизическим полям относятся:

1.Тепловое поле земли.

2. Поле силы тяжести.

3.Магнитное поле Земли.

4.Электромагнитное поле Земли.

1.Тепловое поле Земли.

Земля относится к группе холодных небесных тел. В космическое пространство она излучает меньше энергии, чем получает извне. На ее поверхность воздействует огромный энергетический поток, поступающий от Солнца. По данным М.Д.Хуторского, он составляет 5,5 *1024 Дж в год, что в 10 тыс. раз больше собственного теплового поля Земли. Около 40% этой энергии отражается в космическое пространство. Лишь 2% энергии идет на разрушение горных пород.

1.1 Параметры теплового поля Земли.

А) геотермический градиент.

Б) геотермическая ступень.

В) коэффициент теплопроводности.

Г) теплоемкость.

Д) плотность теплового потока.

Е) величина теплогенерации.

Величина обратная геотермическому градиенту называется геотермической ступенью. Она характеризует длину интервала пород, в пределах которого температура повышается на один градус.

По данным Б.Гуттенберга, геотермический градиент в разных точках земного шара отличается. Его максимальное значение более чем в 15 раз превосходит минимальное, что свидетельствует о различной эндогенной активности регионов и разной теплопроводности слагающих их горных пород.

Наиболее полную характеристику тепловому полю дает плотность теплового потока, который равен произведению геотермического градиента на коэффициент теплопроводности.

В среднем на планете плотность теплового потока составляет 75 мВт/мм , не отличаясь значительно для континентов и океанов. Отклонения теплового потока от средних значений получили название аномалий, которые делятся на региональные и локальные.

1.2 Применение терморазведки .

В различных природных условиях получаемые геотермические профили и карты служат для оконтуривания многолетнемерзлых и талых горных пород с различными тепловыми свойствами; изучения динамики подземных вод; прогноза приближения забоя выработок обводненным зонам и решения других задач.

2. Поле силы тяжести.

2.1 Параметр поля силы тяжести.

Основным измеряемым параметром в поля силы тяжести является ускорение свободного падения g, которое определяется либо абсолютно, либо относительно.

Гравиметрическая или гравитационная разведка (сокращенно гравиразведка) - это геофизический метод исследования земной коры и разведки полезных ископаемых, основанный на изучении распределения аномалий поля силы тяжести Земли вблизи земной поверхности, акваториях, в воздухе. Поле силы тяжести обусловлено в основном Ньютоновским притяжением Землей всех тел, обладающих массой. Так как Земля сферически неоднородна, да еще вращается, то поле силы тяжести на земной поверхности непостоянно. Изменения эти малы и требуют высокочувствительных приборов для их изучения. Основными измеряемыми параметрами гравитационного поля являются ускорение силы тяжести и градиенты (изменения ускорения по разным направлениям). Величины параметров поля силы тяжести зависят, с одной стороны, от причин, обусловленных притяжением и вращением Земли (нормальное поле), а с другой стороны - от неравномерности изменения плотности пород, слагающих земную кору (аномальное поле). Эти две основные причины изменения силы тяжести на Земле послужили основой двух направлений гравиметрии: геодезической гравиметрии и гравитационной разведки.

2.2. Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой.

В результате гравиразведки получаются карты и графики аномалий Буге ∆, на которых выделяются латеральные плотностные неоднородности горных пород, залегающих на разных глубинах. Положительным аномалиям соответствуют более плотные, а отрицательным - менее плотные породы, но всегда они представляют собой суперпозицию гравитационных полей, обусловленных аномалосоздающими объектами разных по глубине структурных этажей.

Интерпретация данных гравиразведки бывает качественной и количественной и сопровождается геологическим истолкованием результатов. При качественной интерпретации выделение аномалий ведется визуально или статистическими приемами. При количественной, расчетной интерпретации определяются местоположение эпицентров (проекции на земную поверхность) аномалосоздающих объектов, глубины залегания их центров, формы, размеры, избыточные плотности.

2.3 Применение гравиметрической разведки.

Гравиразведка применяется для решения широкого круга задач, связанных с исследованием глубинного строения Земли, по крайней мере, верхней мантии и земной коры, с региональным тектоническим районированием суши и океанов, поисково-разведочными работами на многие полезные ископаемые, изучением геологической среды.

Так же гравиразведка применяется для поисков и разведки нефтяных структур, угольных бассейнов, рудных и нерудных полезных ископаемых.

Рассмотрим краткую характеристику этих областей применения гравиразведки. Гравиразведка применяется для разведки следующих нефтяных структур: соляных куполов, антиклинальных складок, рифтовых массивов, куполовидных платформенных структур.

Наиболее благоприятны для разведки соляные купола, поскольку соль отличается низкой плотностью (ρ=2,1г/см3) по сравнению с окружающими породами и резкими крутыми склонами. Соляные купола, находящиеся в Урало-Эмбенском районе, Днепрово-Донецкой впадине и других районах, выделяются изометрическими интенсивными отрицательными аномалиями, по которым можно судить не только об их местоположении и форме, но и о глубине залегания.

Антиклинальные складки выделяются вытянутыми изолиниями аномалий чаще положительного, реже отрицательного знака в зависимости от плотности пород, залегающих в ядре складок. Интерпретация результатов качественная, изредка количественная.

Многие месторождения нефти и газа приурочены к рифтовым массивам, но разведка последних методом гравиразведки является задачей нелегкой. Для разведки рифтовых известняков среди осадочных терригенных пород используется анализ как региональных, так и локальных аномалий, причем рифтовые известняки выделяются, как правило, положительными аномалиями.

Высокоточная гравиразведка применяется для изучения режима эксплуатации месторождений нефти и газа, а также подземных газохранилищ. В связи с разведкой угольных месторождений гравиметрия применяется как для определения границ угольного бассейна, так и для непосредственных поисков отдельных месторождений и пластов угля, отличающихся низкой плотностью (ρ≤2г/см3).

Гравиразведка применяется в комплексе с другими геофизическими методами и для разведки рудных и нерудных ископаемых, причем она привлекается как для крупномасштабного картирования и выявления тектонических зон и структур, благоприятных залеганию тех или иных ископаемых, так и для непосредственных поисков и разведки месторождений. Поэтому для их обнаружения гравиразведка с успехом применяется.

3. Магнитное поле Земли.

3.1. О происхождении магнитного поля Земли.

Происхождение магнитного поля Земли пытаются объяснить различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее достоверной и приемлемой гипотезой, объясняющей магнетизм Земли, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том установленном геофизическом факте, что на глубине 2900 км под мантией (оболочкой) Земли находится "жидкое" ядро с высокой электрической проводимостью. Благодаря так называемому гиромагнитному эффекту и вращению Земли во время ее образования могло возникнуть очень слабое магнитное поле. Наличие свободных электронов в ядре и вращение Земли в таком слабом магнитном поле привело к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамомашинах. Увеличение магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых потоков в ядре, а последнее - к увеличению магнитного поля и т.д. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивления не скомпенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

3.2. Главные элементы магнитного поля.

В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности T. Вдоль вектора T устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название главных элементов магнитного поля (рис. 1).

Если ось х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у - на восток, а ось z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора T на ось z называется вертикальной составляющей и обозначается z. Проекция полного вектора T на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей (H). Направление H совпадает с магнитным меридианом. Проекция H на ось х называется северной (или южной) составляющей; проекция H на ось y называется восточной (западной) составляющей. Угол между осью х и составляющей H называется склонением и обозначается D. Принято считать восточное склонение положительным, западное - отрицательным. Угол между вектором T и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается J. При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называется северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражается с помощью формул:

Семь элементов земного магнитного поля можно выразить через любые три составляющие. При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля (как правило, Z, H или T).

Рис. 1. Элементы земного магнитного поля

Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображается в виде карт изолиний, т.е. линий, соединяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения называются изогонами, изолинии наклонения - изоклинами, изолинии H или Z - соответственно изодинамами H или Z. Карты строят на 1 июля и называют их картами эпохи такого-то года. Например, на рис.2 приведена карта эпохи 1980 г.

Рис. 2 Полная напряженность магнитного поля Земли для эпохи 1980 г. Изолинии Т проведены через 4 мкТл (из книги П.Шарма "Геофизические методы в региональной геологии")

3.3 Магнитометрическая, или магнитная, разведка (сокращенно магниторазведка) - это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Магнитные явления и наличие у Земли магнитного поля были известны человечеству еще в глубокой древности. Так же давно эти явления использовались людьми для практической деятельности (например, применение компаса). Со второй половины ХIX в. измерение напряженности магнитного поля проводилось для поисков магнитных руд.

От других методов геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью (особенно аэромагниторазведка). Магниторазведка является наиболее эффективным методом поисков и разведки железорудных месторождений.

freepapers.ru

Геофизические поля Земли

К геофизическим полям относятся:

1. Тепловое поле земли.

2. Поле силы тяжести.

3. Магнитное поле Земли.

4. Электромагнитное поле Земли.

Тепловое поле Земли

Земля относится к группе холодных небесных тел. В космическое пространство она излучает меньше энергии, чем получает извне. На ее поверхность воздействует огромный энергетический поток, поступающий от Солнца. По данным М. Д. Хуторского, он составляет 5,5 *1024 Дж в год, что в 10 тыс. раз больше собственного теплового поля Земли. Около 40% этой энергии отражается в космическое пространство. Лишь 2% энергии идет на разрушение горных пород.

О том, что в недрах Земли температура значительно выше, чем в приповерхностном слое, ученые знали давно, основываясь на таких фактах, как вулканическая деятельность, наличие гидротермальных источников. Все это свидетельствует о собственных энергетических ресурсах Земли. Параметры теплового поля Земли: а) геотермический градиент; б) геотермическая ступень; в) коэффициент теплопроводности; г) теплоемкость; д) плотность теплового потока; е) величина теплогенерации.

Геотермический градиент характеризует изменение температуры горных пород на единицу расстояния. В зависимости от того, изменяется температура по площади или в вертикальном разрезе, выделяют горизонтальный и вертикальный геотермический градиент. Величина обратная геотермическому градиенту называется геотермической ступенью. Она характеризует длину интервала пород, в пределах которого температура повышается на один градус. По данным Б. Гуттенберга, геотермический градиент в разных точках земного шара отличается. Его максимальное значение более чем в 15 раз превосходит минимальное, что свидетельствует о различной эндогенной активности регионов и разной теплопроводности слагающих их горных пород.

Способность пород проводить тепло характеризует коэффициент теплопроводности (К), который равен количеству тепла, переносимого через единицу поверхности за единицу времени при градиенте температур, равном единице. Наиболее полную характеристику тепловому полю дает плотность теплового потока, который равен произведению геотермического градиента на коэффициент теплопроводности. В среднем на планете плотность теплового потока составляет 75 мВт/мм, не отличаясь значительно для континентов и океанов. Отклонения теплового потока от средних значений получили название аномалий, которые делятся на региональные и локальные.

Применение терморазведки. Основным измеряемым параметром в поля силы тяжести является ускорение свободного падения g, которое определяется либо абсолютно, либо относительно. Гравиметрическая или гравитационная разведка (сокращенно гравиразведка) - это геофизический метод исследования земной коры и разведки полезных ископаемых, основанный на изучении распределения аномалий поля силы тяжести Земли вблизи земной поверхности, акваториях, в воздухе. Поле силы тяжести обусловлено в основном Ньютоновским притяжением Землей всех тел, обладающих массой. Так как Земля сферически неоднородна, да еще вращается, то поле силы тяжести на земной поверхности непостоянно. Изменения эти малы и требуют высокочувствительных приборов для их изучения. Основными измеряемыми параметрами гравитационного поля являются ускорение силы тяжести и градиенты (изменения ускорения по разным направлениям). Величины параметров поля силы тяжести зависят, с одной стороны, от причин, обусловленных притяжением и вращением Земли (нормальное поле), а с другой стороны - от неравномерности изменения плотности пород, слагающих земную кору (аномальное поле). Эти две основные причины изменения силы тяжести на Земле послужили основой двух направлений гравиметрии: геодезической гравиметрии и гравитационной разведки. Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у - на восток, а ось z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора T на ось z называется вертикальной составляющей и обозначается z. Проекция полного вектора T на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей (H). Направление H совпадает с магнитным меридианом. Проекция H на ось х называется северной (или южной) составляющей; проекция H на ось yназывается восточной (западной) составляющей. Угол между осью х и составляющей H называется склонением и обозначается D. Принято считать восточное склонение положительным, западное - отрицательным. Угол между вектором T и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается J. При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называется северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным). Семь элементов земного магнитного поля можно выразить через любые три составляющие. При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля (как правило, Z, H или T).

Рис.1. Элементы земного магнитного поля

Полная
напряженность магнитного поля Земли для эпохи 1980 г. Рис.2. Полная напряженность магнитного поля Земли для эпохи 1980 г.

Изолинии Т проведены через 4 мкТл (из книги П. Шарма "Геофизические методы в региональной геологии")

Магнитометрическая, или магнитная, разведка. ), так и древним (остаточная намагниченность Jr ) магнитными полями, т.е. это векторная сумма J=Ji +Jr. Индуцированная намагниченность любого образца породы равна Ji =kT, где k (каппа) - его магнитная восприимчивость, а T - полный вектор постоянного геомагнитного поля. Однако этот же образец несет в себе информацию о той намагниченности, которая существовала в момент образования породы и сложным образом менялась до настоящего времени. Ее называют остаточной (Jr ). Вместе с отношением Q=Jr /Ji остаточная намагниченность количественно характеризует свойство породы сохранять или менять намагниченность за весь свой возраст, может быть, составляющий многие миллионы лет. Примером материалов и руд, обладающих сильным магнитным полем даже при экранировке от земного магнитного поля, являются искусственные магниты или естественные образцы магнетита, у которых намагниченность устойчива за счет остаточной. Применение магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых до 10 Гц). В теории показано, что на таких частотах скин-эффект проявляется слабо, поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров. Наиболее устойчивыми, постоянно и повсеместно существующими в утренние и дневные часы, особенно летом и в годы повышенной солнечной активности являются короткопериодичные колебания (КПК) с периодом от единиц до ста секунд. Поля иных периодов наблюдаются реже.

Измеряемыми параметрами являются электрические (Ex; Ey ) и магнитные (Hx; Hy; Hz ) составляющие напряженности магнитотеллурического поля. Их амплитуды и фазы зависят, с одной стороны, от интенсивности вариации теллурического и геомагнитного полей, а с другой, от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез.

По измеренным взаимно перпендикулярным электрическим и магнитным составляющим можно рассчитать \rho однородного полупространства (нормальное поле) с помощью следующей формулы, полученной в теории электроразведки:

/Hg )2

где T - период колебания, α - коэффициент размерности. Он равен 0,2, если T измерено в с, Ex в мВ/км, H в нанотеслах (нТл), ρ в Ом*м. Над неоднородной средой полученное по этой формуле УЭС называется кажущимся (КС или ρz ).

Происхождение естественных переменных полей атмосферной природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (по всей поверхности Земли в среднем ежесекундно число молний равно примерно 100) возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния. В целом под воздействием гроз в верхних частях Земли повсеместно и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым. Оно состоит из периодически повторяемых импульсов (цугов), носящих квазисинусоидальный характер с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей в доли мВ/м.

Средний уровень поля "атмосфериков" подвержен заметным суточным и сезонным вариациям, т.е. вектора напряженности электрической (E) и магнитной (H) составляющих не остаются постоянными по амплитуде и направлению. Однако средний уровень напряженности (Eср, Hср ) за время в течение десятка секунд зависит от удельного электрического сопротивления слоев геоэлектрического разреза, над которым ведутся наблюдения. Таким образом, измеряемыми параметрами "атмосфериков" являются различные составляющие Eср и Hср.

Электромагнитные свойства горных пород. (точнее электромагнитная разведка) объединяет физические методы исследования геосфер Земли, поисков и разведки полезных ископаемых, основанные на изучении электрических и электромагнитных полей, существующих в Земле либо в силу естественных космических, атмосферных, физико-химических процессов, либо созданных искусственно.

Электромагнитные свойства геологических сред, вмещающей среды, пластов, объектов, а также геометрические параметры последних служат основой для построения геоэлектрических разрезов. Геоэлектрический разрез над однородным по тому или иному электромагнитному свойству полупространством принято называть нормальным, а над неоднородным - аномальным. На выделении аномалий и основана электроразведка.

Вследствие многообразия используемых полей, их частотно-временных спектров, электромагнитных свойств горных пород электроразведка отличается от других геофизических методов большим количеством методов (свыше 50). По физической природе их можно сгруппировать в методы естественного переменного электромагнитного поля, поляризационные (геоэлектрохимические), сопротивлений, индукционные низкочастотные, высокочастотные, сверхвысокочастотные, биогеофизические.

Особенности применения электромагнитных зондирований. Несмотря на то, что все методы электромагнитных зондирований предназначены для расчленения горизонтально и полого слоистых сред, их геологические возможности разные и зависят, прежде всего от проектируемой глубинности и решаемых задач.

С помощью электромагнитного зондирования решаются следующие задачи: определение мощности и состава покровных и коренных осадочных отложений, глубины залегания фундамента, что очень важно для структурно-геологического объемного картирования; оценка геометрических параметров и физических свойств массивов горных пород, представляющих большой интерес для инженерно-геологического, мерзлотно-гляциологического, гидрогеологического картирования; поиски пластовых, как правило, нерудных полезных ископаемых. При структурных исследованиях на суше и морях до глубин 5 - 10 км.

biofile.ru

Курсовая работа: Геофизические поля Земли

Параметры теплового поля и поля силы тяжести. Ведомости о происхождении магнитного поля Земли; его главные элементы. Особенности применения магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых. Сущность электромагнитных зондирований. Краткое сожержание материала:

Размещено на

Министерство образования и науки

Российский Государственный Университет

нефти и газа имени И.М.Губкина

Кафедра геологии

Курсовая работа

НА ТЕМУ: Геофизические поля Земли

Оглавление

тепловой поле магнитный зондирование

Введение
1. Тепловое поле Земли

1.1 Параметры теплового поля Земли
1.2 Применение терморазведки

2. Поле силы тяжести

2.1 Параметр поля силы тяжести
2.2 Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой
2.3 Применение гравиметрической разведки

3. Магнитное поле Земли

3.1 О происхождении магнитного поля Земли
3.2 Главные элементы магнитного поля
3.3 Магнитометрическая, или магнитная, разведка
3.4 Намагниченность горных пород и их магнитные свойства
3.5 Применение магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых

4. Электромагнитное поле Земли

4.1 Электромагнитные поля
4.2 Электромагнитные свойства горных пород
4.3 Электромагнитная разведка
4.4Особенности применения электромагнитных зондирований

5. Вывод
6. Список литературы

Геофизика -- комплекс наук, исследующих физическими методами строение Земли. Геофизика в широком смысле изучает физику твердой Земли (земную кору, мантию, жидкое внешнее и твердое внутреннее ядро), физику океанов, поверхностных вод суши (озёр, рек, льдов) и подземных вод, а также физику атмосферы (метеорологию, климатологию, аэрономию).

К геофизическим полям относятся:

1.Тепловое поле земли.

2. Поле силы тяжести.

3.Магнитное поле Земли.

4.Электромагнитное поле Земли.

1.1 Параметры теплового поля Земли

А) геотермический градиент.

Б) геотермическая ступень.

В) коэффициент теплопроводности.

Г) теплоемкость.

Д) плотность теплового потока.

Е) величина теплогенерации.

Геотермический градиент характеризует изменение температуры горных пород на единицу расстояния. В зависимости от того, изменяется температура по площади или в вертикальном разрезе, выделяют горизонтальный и вертикальный геотермический градиент.

Величина обратная геотермическому градиенту называется геотермической ступенью. Она характеризует длину интервала пород, в пределах которого температура повышается на один градус.

По данным Б.Гуттенберга, геотермический градиент в разных точках земного шара отличается. Его максимальное значение более чем в 15 раз превосходит минимальное, что свидетельствует о различной эндогенной активности регионов и разной теплопроводности слагающих их горных пород.

Способность пород проводить тепло характеризует коэффициент теплопроводности (К), который равен количеству тепла, переносимого через единицу поверхности за единицу времени при градиенте температур, равном единице.

Наиболее полную характеристику тепловому полю дает плотность теплового потока, который равен произведению геотермического градиента на коэффициент теплопроводности.

В среднем на планете плотность теплового потока составляет 75 мВт/мм , не отличаясь значительно для континентов и океанов. Отклонения теплового потока от средних значений получили название аномалий, которые делятся на региональные и локальные.

1.2 Применение терморазведки

2.1 Параметр поля силы тяжести

2.2 Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой

В результате гравиразведки получаются карты и графики аномалий Буге ?, на которых выделяются латеральные плотностные неоднородности горных пород, залегающих на разных глубинах. Положительным аномалиям соответствуют более плотные, а отрицательным - менее плотные породы, но всегда они представляют собой суперпозицию гравитационных полей, обусловленных аномалосоздающими объектами разных по глубине структурных этажей.

Интерпретация данных гравиразведки бывает качественной и количественной и сопровождается геологическим истолкованием результатов. При качественной интерпретации выделение аномалий ведется визуально или статистическими приемами. При количественной, расчетной интерпретации определяются местоположение эпицентров (проекции на земную поверхность) аномалосоздающих объектов, глубины залегания их центров, формы, размеры, избыточные плотности.

2.3 Применение гравиметрической разведки

Гравиразведка применяется для решения широкого круга задач, связанных с исследованием глубинного строения Земли, по крайней мере, верхней мантии и земной коры, с региональным тектоническим районированием суши и океанов, поисково-разведочными работами на многие полезные ископаемые, изучением геологической среды.

Так же гравиразведка применяется для поисков и разведки нефтяных структур, угольных бассейнов, рудных и нерудных полезных ископаемых.

Наиболее благоприятны для разведки соляные купола, поскольку соль отличается низкой плотностью (с=2,1г/см3) по сравнению с окружающими породами и резкими крутыми склонами. Соляные купола, находящиеся в Урало-Эмбенском районе, Днепрово-Донецкой впадине и других районах, выделяются изометрическими интенсивными отрицательными аномалиями, по которым можно судить не только об их местоположении и форме, но и о глубине залегания.

www.tnu.in.ua

Курсовая работа - Форма, размеры и движения Земли и их геофизические следствия. Гравитационное поле Земли

--PAGE_BREAK--,

где r = a – расстояние от Солнца; Т – период обращения планеты вокруг светила.

В качестве примера найдем среднюю орбитальную скорость вращения Земли, положив в формулу Т = 365,2564·86400 с = 31,56·106 с, а = 149,6·106 км, получим V = 29,78 км/с. Внутренне строение Земли. Длительное существование воды и жизни на поверхности Земли стало возможным благодаря трем основным характеристикам — ее массе, гелиоцентрическому расстоянию и быстрому вращению вокруг своей оси.

Именно эти планетарные характеристики определили единственно возможный путь эволюции живого и неживого вещества Земли в условиях Солнечной системы, итоги которого запечатлены в неповторимом облике планеты. Эти три важнейшие характеристики у других восьми планет Солнечной системы существенно отличаются от земных, что и явилось причиной наблюдаемых различий в их строении и путях эволюции.

Масса современной Земли равна 5,976·1027 г. В прошлом вследствие непрерывно протекающих процессов диссипации летучих элементов и тепла она, несомненно, была больше. Масса планеты играет определяющую роль в эволюции протовещества. Шарообразная форма Земли свидетельствует о преобладании гравитационной организации вещества в теле планеты.

С ростом глубины растут давление и температура. Вещество переходит в расплавленное и даже ионизованное состояние, благодаря чему возрастает его химический потенциал. Тем самым создаются предпосылки для длительной термической и, следовательно, геологической активности планеты.

Средний радиус гелиоцентрической орбиты Земли (расстояние от Солнца) равен 149,6 млн. км. Эта величина принята в качестве астрономической единицы. Почему мы выделяем этот параметр среди множества других? Дело в том, что на этом расстоянии количество солнечного тепла, достигающего поверхности Земли, таково, что выносимая из недр вода имеет возможность длительное время сохраняться в жидкой фазе, формируя обширные океанические и морские бассейны. Уже на орбите Венеры, расположенной на 50 млн. км ближе к Солнцу, и на орбите Марса, расположенного на 70 млн. км дальше от Солнца, чем Земля, таких условий нет. На Венере из-за избытка солнечного тепла вода испаряется и может существовать только в атмосфере планеты, на Марсе из-за недостатка тепла пребывает в замерзшем состоянии под грунтом планеты (возможно, в форме мерзлоты). И наконец, вращение Земли: полный оборот вокруг своей оси относительно Солнца планета делает за 24 часа, или за 86400 с; относительно звезд — за 86164 с. Благодаря столь быстрому вращению возникли динамические условия, необходимые для образования земного магнитного поля. Без магнитного экрана развитие современных форм жизни при прочих благоприятных условиях было бы невозможно. Поток солнечных частиц высоких энергий беспрепятственно достигал бы земной поверхности, неся гибель живому веществу. Жизнь в этих условиях могла бы зародиться и существовать лишь под водой или глубоко в грунте. Суша являла бы собой мертвые пустыни, лишенные растительности и каких-либо живых существ.

Суточное вращение Земли обеспечивает также попеременное нагревание и охлаждение ее поверхности. Это способствует развитию водной и воздушной циркуляции, ускорению динамики всех процессов жизнедеятельности биосферы, преобразованию вещества земной коры.

Наклон оси вращения к плоскости орбиты (23°27¢) приводит к периодическому (сезонному) изменению количества солнечного тепла, получаемого различными участками земной поверхности при движении планеты по гелиоцентрической орбите. Полное обращение вокруг Солнца Земля делает за 365,2564 звездных суток (сидерический год), или 365,2422 солнечных суток (тропический год).

Площадь поверхности Земли равна 510 млн. км2, средний радиус сферы — 6371 км. Земная кора и её строение.

Верхняя твердая геосфера именуется земной корой. Это понятие связано с именем югославского геофизика А.Мохоровичича, который установил, что в верхней толще Земли сейсмические волны распространяются медленнее, нежели на больших глубинах. Впоследствии этот верхний низкоскоростной слой был назван земной корой, а граница, отделяющая земную кору от мантии Земли, -границей Мохоровичича, или, сокращенно, — Моха. Мощность земной коры изменчива. Под водами океанов она не превышает 10-12 км, а на континентах составляет 40-60 км, (что составляет не более 1% земного радиуса), редко увеличиваясь в горных районах до 75 км. Средняя мощность коры принимается равной 33 км, средняя масса — 3·10 25 г.

По геологическим и геохимическим данным до глубины 16 км подсчитан усредненный химический состав пород земной коры[1]. Эти данные постоянно уточняются и на сегодня выглядят следующим образом: кислород — 47%, кремний — 27,5, алюминий — 8,6, железо — 5, кальций, натрий, магний и калий — 10,5, на все <img width=«315» height=«288» src=«ref-1_220100551-10729.coolpic» hspace=«12» alt=«Подпись: Внутреннее строение Земли » v:shapes="_x0000_s1030">остальные элементы приходится около 1,5%, в том числе на титан — 0,6%, углерод — 0,1, медь — 0,01, свинец — 0,0016, золото — 0,0000005%. Очевидно, что первые восемь элементов составляют почти 99% земной коры и только 1% падает на остальные (более сотни!) элементы таблицы Д.И. Менделеева. Вопрос о составе более глубоких зон Земли остается спорным. Плотность пород, слагающих земную кору, с глубиной возрастает. Средняя плотность пород в верхних горизонтах коры 2,6-2,7 г/см3, ускорение силы тяжести на ее поверхности 982 см/с2. Зная распределение плотности и ускорения силы тяжести, можно рассчитать давление для любой точки радиуса Земли. На глубине 50 км, т.е. примерно у подошвы земной коры, давление составляет 13000 атм.

Температурный режим в пределах земной коры довольно своеобразен. На некоторую глубину в недра проникает тепловая энергия Солнца. Суточные колебания температуры наблюдаются на глубинах от нескольких сантиметров до 1-2 м. Годовые колебания в умеренных широтах достигают глубины 20-30 м. На этих глубинах залегает слой пород с постоянной температурой — изотермический горизонт. Его температура равна средней годовой температуре воздуха в данном регионе. В полярных и экваториальных широтах, где амплитуда колебания годовых температур мала, изотермический горизонт залегает близко к земной поверхности. Верхний слой земной коры, в котором температура меняется по сезонам года, называется активным. В Москве, например, активный слой достигает глубины 20 м.

Ниже изотермического горизонта температура повышается. Повышение температуры с глубиной ниже изотермического горизонта обусловлено внутренним теплом Земли. В среднем прибавка температуры на 1°С осуществляется при заглублении в земную кору на 33 м. Эта величина называется геотермической ступенью[2]. Геотермическая ступень в разных регионах Земли различна: полагают, что в зонах вулканизма она может быть около 5 м, а в спокойных платформенных областях — возрастать до 100 м.

Вместе с верхним твердым слоем мантии земная кора объединяется понятием литосфера, совокупность же коры и верхней мантии принято именовать тектоносферой .

Типы коры. В разных регионах соотношение между различными горными породами в земной коре различно, причем обнаруживается зависимость состава коры от характера рельефа и внутреннего строения территории. Результаты геофизических исследований и глубоко бурения позволили выделить два основных и два переходных типа земной коры. Основные типы маркируют такие глобальные структурные элементы коры как континенты и океаны. Эти структуры прекрасно выражены в рельефе Земли, и им свойственны континентальный и океанический типы коры . <img width=«621» height=«468» src=«ref-1_220111280-55603.coolpic» v:shapes="_x0000_i1054"> Рис. Типы земной коры:

1 — вода, 2 — осадочный слой, 3 — переслаивание осадочных пород

и базальтов, 4 — базальты и кристаллические ультраосновные породы,

5 — гранитно-метаморфический слой, 6 — гранулитово-базитовый слой,

7 — нормальная мантия, 8 — разуплотненная мантияКонтинентальная кораразвита под континентами и, как уже говорилось, имеет разную мощность. В пределах платформенных областей, соответствующих континентальным равнинам, это 35-40 км, в молодых горных сооружениях — 55-70 км. Максимальная мощность земной коры — 70-75 км — установлена под Гималаями и Андами. В континентальной коре выделяются две толщи: верхняя — осадочная и нижняя — консолидированная кора.

Океанская корахарактерна для Мирового океана. Она отличается от континентальной по мощности и составу. Мощность ее колеблется от 5 до 12 км, составляя в среднем 6-7 км. Сверху вниз в океанской коре выделяются три слоя: верхний слой рыхлых морских осадочных пород до 1 км мощностью; средний, представленный переслаиванием базальтов, карбонатных и кремнистых пород, мощностью 1-3 км; нижний, сложенный основными породами .

Субокеанская кораразвита под глубоководными котловинами окраинных и внутренних морей (Черное, Средиземное, Охотское и др.), а также обнаружена в некоторых глубоких впадинах на суше (центральная часть Прикаспийской впадины). Мощность субокеанской коры 10-25 км, причем увеличена она преимущественно за счет осадочного слоя, залегающего непосредственно на нижнем слое океанской коры.

Субконтинентальнаякорахарактерна для островных дуг (Алеутской, Курильской, Южно-Антильской и др.) и окраин материков. По строению она близка к континентальной коре, но имеет меньшую мощность — 20-30 км.

Таким образом, различные типы земной коры отчетливо разделяют Землю на океанические и континентальные блоки. Высокое положение континентов объясняется более мощной и менее плотной земной корой, а погруженное положение ложа океанов — корой более тонкой, но более плотной и тяжелой. Область шельфа подстилается континентальной корой и является подводным окончанием материков.

Газовая оболочка Земли. Современная атмосфера имеет азотно-кислородный состав: 78,1% – азота, 20,9% – кислорода. В ней также содержится от 0,3 до 3% паров воды, 0,9% аргона и 0,03% углекислого газа. Среди примесей присутствуют неон, криптон, водород, метан и другие газы. Такой состав атмосфера имеет до высоты 100 – 120 км при общей толщине газовой оболочки 1800 – 2000 км.

Атмосфера имеет стратифицированное строение. До высоты 100 – 120 км вследствие активных турбулентных процессов, вызванных температурными контрастами между экватором и полюсами, неравномерным нагреванием земной поверхности солнечным теплом, происходит интенсивное перемешивание воздушных масс. Выше указанной границы происходит гравитационное разделение газов по удельному весу. От 120 до 400 км преобладают молекулярный азот и атомарный кислород. Выше (до высоты 700 км) преобладает атомарный кислород. Внешняя часть атмосферы (до 1000 – 1500 км) имеет преимущественно гелиево-водородный состав. Легкие водород и гелий как бы всплывают над более тяжелой молекулярной оболочкой. Выделяются четыре основных слоя: тропосфера, стратосфера, мезосфера и термосфера (ионосфера) .

Тропосфера.Это приземный слой атмосферы, простирающийся до высоты 12 – 18 км. В нем содержится до 80% массы всей атмосферы, водяной пар и частицы пыли антропогенного и естественного происхождения (вулканизм, пыльные бури и т.д.). На уровне моря атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба, или 1013,32 гПа. С высотой давление падает и на верхней границе тропосферы не превышает 0,026 атм(26 гПа). Тропосфера пронизывается двумя видами солнечной энергии – световой и тепловой. Потоки света и тепла частично рассеиваются облаками и частицами пыли и газов тропосферы, но в основном достигают земной поверхности, нагревая ее до 20 – 40°С. Нагреваясь, Земля переизлучает тепло в атмосферу, но в более длинноволновом диапазоне – инфракрасном. Это тепло поглощается парами воды и углекислого газа. Происходит прогревание тропосферы снизу. Поэтому с высотой температура тропосферы падает в среднем на 6 градусов на километр. Благодаря наклону земной оси к плоскости орбиты и сферичности Земли, количество тепла, получаемое земной поверхностью по долготе – от экватора до полюсов, – сильно меняется. На его распределение оказывают влияние также рельеф, океанические и морские бассейны.

Стратосфера.От верхней границы тропосферы до высоты 50 – 55 км температура мало меняется и составляет около 220 К. Вследствие вымерзания паров воды в верхних слоях тропосферы в стратосфере почти не происходит поглощения инфракрасного излучения, поступающего снизу. Лучистая теплопроводность стратосферы значительно выше, чем тропосферы. Этим объясняется наблюдаемая стабильность ее температуры. Давление на верхней границе снижается до 3·10-3атм (3 гПа). Температура несколько повышается до 270 К (около 0°С). Это повышение температуры обусловлено фотохимической реакцией разложения молекулы озона О3, сопровождающейся выделением тепла. Реакция идет за счет поглощения озоном ультрафиолетового излучения с длиной волны 288,4 нм. Озоновый слой располагается на высоте 20 – 30 км и является последним щитом на пути губительного для биосферы ультрафиолетового излучения. Поэтому указанная высота может рассматриваться как верхняя граница географической оболочки.

Мезосфера.В промежутке высот 50 – 85 км располагается слой низких температур атмосферы, получивший название «мезосфера». Температура здесь падает до минус 100 – 130°С. В эту область газовой оболочки уже не поступает теплое инфракрасное излучение от земной поверхности. Давление здесь падает до 7·10-5атм (7 Па).

Термосфера.Над мезосферой выше 85 км температура начинает расти и на уровне примерно 400 км достигает максимального значения 1000 К. В период солнечной активности она может увеличиваться до 1800 К. Выше 400 км температура не меняется. Термосферу иногда называют ионосферой. Термосфера простирается до высоты 1200 км и далее до 20000 км переходит в протоносферу – водородную корону Земли. Протоносфера почти полностью состоит из ионизованного водорода с незначительной примесью гелия. Плотность газа здесь ничтожно мала, а давление уменьшается до 10-14 атм (10-9 Па). Закон всемирного тяготения. На поверхности Земли действует гравитационное поле, создаваемое силой притяжения массы Земли F и центробежной силой P, возникающей вследствие вращения Земли вокруг своей оси .

Согласно закону тяготения Ньютона, сила притяжения F определяется из выражения: <img width=«77» height=«41» src=«ref-1_220166883-238.coolpic» v:shapes="_x0000_i1055">, где r – расстояние от центра Земли до притягиваемой точки;М – масса Земли;m – масса притягиваемого тела;G– гравитационная постоянная, равная в системе СИ: <img width=«108» height=«23» src=«ref-1_220167121-227.coolpic» v:shapes="_x0000_i1056"> <img width=«48» height=«44» src=«ref-1_220167348-184.coolpic» v:shapes="_x0000_i1057">.

Центробежная сила Р пропорциональна радиусу вращения l(расстояние от оси вращения) и квадрату угловой скорости w, где Т – средние звездные сутки, в течение которых Земля делает полный оборот (на 360°) вокруг своей оси. Таким образом, Р = w2lcos j;

<img width=«308» height=«44» src=«ref-1_220167532-631.coolpic» v:shapes="_x0000_i1058"> рад/с.

На экваторе а = 6,378160×108 см, следовательно, сила, действующая на единицу массы на поверхности земного экватора, будет равна: Рэ= w2а = 3,391584 гал.

На полюсе lр= 0 и, следовательно, Рр= 0.Сила притяжения F направлена вдоль радиуса r к центру Земли, сила Р обратна действию F. Результирующая этих двух сил и будет определять силу тяжести g на поверхности Земли: g= F – Р, или <img width=«107» height=«41» src=«ref-1_220168163-268.coolpic» v:shapes="_x0000_i1059">,

где l – расстояние от оси вращения Земли до точечной массы m на поверхности. Направление вектора g совпадает с линией отвеса, на конце которого подвешен груз с некоторой массой m.

Величина g имеет размерность LT -2, где L – длина, Т – время, т. е. представляет собой ускорение силы тяжести в данной точке земной поверхности. Единицей измерения ускорения силы тяжести в системе СГС служит гал: 1 гал = 1см/с2. В практике гравитационных наблюдений используется более мелкая величина – миллигал (мгал): 1 мгал= =10-3гал. Точность современных относительных наблюдений с помощью гравиметров превышает 0,01 мгал, абсолютных наблюдений на стационарных установках – 0,01×10-3мгал (Мельхиор, 1976).

Фундаментальные постоянные планет

Земля

0,332

0.001082645

Меркурий

Венера

0,332

0,00000597

Марс

0,377

0,0008746

Юпитер

0,200

0,022060

Сатурн

0,220

0,025010

Уран

0,230

Нептун

0,290

Плутон

Луна

0,391

0,00009152 продолжение --PAGE_BREAK--

www.ronl.ru

Смотрите также

..:::Новинки:::..

Windows Commander 5.11 Свежая версия.

Новая версия
IrfanView 3.75 (рус)

Обновление текстового редактора TextEd, уже 1.75a

System mechanic 3.7f
Новая версия

Обновление плагинов для WC, смотрим :-)

Весь Winamp
Посетите новый сайт.

WinRaR 3.00
Релиз уже здесь

PowerDesk 4.0 free
Просто - напросто сильный upgrade проводника.

..:::Счетчики:::..

Раздел 3. Геофизические поля Земли Тема 3.1. Свойства геофизических полей Земли. Геофизические поля земли реферат

1. Предмет физики Земли. Геофизические поля. Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля

Похожие главы из других работ:

5. Химический состав Земли: основные химические элементы, слагающие земную кору, мантию и ядро. Агрегатное состояние вещества геосфер Земли, плотность

1.1 Параметры теплового поля Земли

3.1 О происхождении магнитного поля Земли

Форма, размеры и строение Земли. Физические свойства и химический состав Земли

4. Геофизические работы

1.4.2 Геофизические работы

1.1 Предмет и задачи геодезии

2.6 Анализ изменения магнитного поля Земли

3. Предмет и объект археологии

1. Предмет и задачи курса прикладной геодезии

4. Геофизические работы

1.2 Определение, объект, предмет, задачи исследований

2.5.1 Понятие, объект, предмет геодинамической функции

4. Геофизические работы

1. Общая характеристика Земли как планеты. Строение Земли. Основные элементы поверхности суши и дна океанов

Раздел 3. Геофизические поля Земли Тема 3.1. Свойства геофизических полей Земли

Геофизические поля земли — курсовая работа

Введение.

1.Тепловое поле Земли.

1.1 Параметры теплового поля Земли.

1.2 Применение терморазведки .

2. Поле силы тяжести.

2.1 Параметр поля силы тяжести.

2.2. Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой.

2.3 Применение гравиметрической разведки.

3. Магнитное поле Земли.

3.1. О происхождении магнитного поля Земли.

3.2. Главные элементы магнитного поля.

Геофизические поля Земли

Курсовая работа: Геофизические поля Земли

1.1 Параметры теплового поля Земли

А) геотермический градиент.

Б) геотермическая ступень.

В) коэффициент теплопроводности.

Г) теплоемкость.

Д) плотность теплового потока.

Е) величина теплогенерации.

1.2 Применение терморазведки

2.1 Параметр поля силы тяжести

2.2 Интерпретация и задачи, решаемые гравиметрической разведкой

2.3 Применение гравиметрической разведки

Так же гравиразведка применяется для поисков и разведки нефтяных структур, угольных бассейнов, рудных и нерудных полезных ископаемых.

Курсовая работа - Форма, размеры и движения Земли и их геофизические следствия. Гравитационное поле Земли

Смотрите также