Основные физические поля Земли

Гравитационное поле

Под гравитационным полем Земли понимается поле силы тяжести (ускорения силы тяжести), которая определяется как составляющая двух основных сил: силы притяжения Земли и центробежной силы, вызванной её суточным вращением. Влияние других факторов (притяжения Луны, Солнца и других небесных тел и масс атмосферы) на значение силы тяжести учитывается соответствующими поправками.

Гравитационное поле характеризуется силой тяжести, потенциалом силы тяжести и различными производными от него. Потенциал гравитационного поля – скалярная функция координат, численно равная работе, которую производит поле при переносе точечной единичной массы из какой-либо начальной точки в данную точку. Практически точечными можно считать объекты, размеры которых много меньше расстояния между ними. Эта работа не зависит от пути. Обычно в качестве начальной берут точку, находящуюся на бесконечно большом расстоянии от масс, создающих гравитационное поле. В международной системе СИ единица ускорения силы тяжести имеет размерность м×с-2, а потенциала - м2×с-2.

За единицу измерения первых производных потенциала, в том числе силы тяжести, в геодезии и геофизике принимаются внесистемные единицы миллигал (1мГал = 10-5м×сек-2) и микрогал (1мкГал = 10-8м×с-2), соответственно тысячная и миллионная доли единицы Гал (1Гал = 1см×с-2). Для вторых производных (гравитационного градиента) используется единица этвеш (1Е = 10-9сек-2 = 0,1мГал/км), которая также не входит в систему СИ. Часть потенциала силы тяжести, обусловленная только притяжением масс Земли, называется потенциалом земного притяжения, или геопотенциалом.

В средних широтах ускорение силы тяжести примерно равно 981см×с-2, то есть 981 Гал, центробежное ускорение, зависящее от широты, мало по сравнению с последним и на экваторе составляет примерно 3,4 Гал.

Изменение силы тяжести на 1мГал соответствует:

· перемещению над поверхностью Земли на 3м;

· притяжению слоя грунта толщиной 10м (при плотности земной коры 2,67г/см3);

· перемещению на 1,23 км по широте на параллели 45°.

Гравитационное поле Земли принято разделять на две части: нормальное гравитационное поле и остаточное аномальное поле. Основное преимущество такого разделения состоит в том, что аномальное поле гораздо слабее действительного гравитационного поля Земли и поэтому его характеристики легче определить. Термин «аномалии» означает отклонение от некоторой «нормы», т.е. значение, которые можно предсказать, вычислив его по формуле

Нормальное гравитационное поле (гравитационное поле Нормальной Земли) характеризуется четырьмя параметрами: общей массой Земли, формой и размерами эллипсоида, наиболее близко соответствующего геоиду в глобальном масштабе, скоростью вращения Земли. Его определение вытекает из условия, что поверхность эллипсоида есть уровенная поверхность в нормальном гравитационном поле, а поверхность геоида представляет собой уровенную поверхность в действительном гравитационном поле. При этом предполагается, что центр нормального эллипсоида (или референц-эллипсоида) совпадает с центром масс Земли.

В любой точке разность высот геоида и эллипсоида, называемая ондуляцией геоида ζ (рис.1.39), прямо пропорциональна возмущающему потенциалу. Таким образом, определение аномального гравитационного поля позволяет определить положение поверхности геоида по отношению к эллипсоиду и отсюда – форму Земли. Если известна форма геоида, то известно и направление силы тяжести, которое в каждой точке перпендикулярно к поверхности геоида. Следовательно, можно определить уклонение отвесной линии как угол между направлением силы тяжести и перпендикуляром к поверхности эллипсоида.

 

Рис.1.38. Общий вид гравиметра ГНК-К2

 

Геодезическая практика в значительной мере сосредоточена на измерении силы тяжести. Наиболее распространённым прибором для измерения силы тяжести является гравиметр, используемый для измерений разности силы тяжести между двумя пунктами (относительные измерения). Этот прибор (рис.1.38) работает на принципе компенсации изменений притяжения массы маятника гравиметра упругими силами закрученной кварцевой нити, на которой подвешен маятник. Достоинствами таких гравиметров являются малые размеры и высокая точность измерений (до 0,01 миллигал).

Для получения действительного значения силы тяжести в любом пункте относительные измерения в заданном пункте связывают с данными абсолютных измерений силы тяжести в этом пункте с помощью баллистического гравиметра. Точность измерения баллистическим гравиметром достигает 0,01 миллигал. Большинство баллистических гравиметров размещается в стационарных лабораториях, однако существуют и транспортабельные устройства, имеющие приемлемые точности измерения.

В совершенствовании измерений параметров гравитационного поля Земли важная роль принадлежит спутниковой альтиметрии, использующей радиолокационные альтиметры, размещаемые на борту орбитальных спутников.

Идея спутниковой альтиметрии достаточно проста (рис.1.39): расстояние от спутника Q (r, φ – геоцентрические радиус и широта спутникового радиовысотомера) до поверхности океана (точка Q¢) определяется с помощью электронных устройств, измеряющих время, за которое радиоволны проходят это расстояние и обратный путь до бортового приёмного устройства после отражения от поверхности океана. Скорость распространения сигнала, умноженная на половину полученного временного отрезка, даёт искомое значение высоты h.

Рис.1.39. Геометрия спутникового нивелирования

 

Уровень поверхности океана (примерно соответствующий поверхности геоида) относительно центра масс Земли вычисляется как разность между высотой орбиты спутника, которая постоянно определяется станциями слежения, и значениями высоты полёта спутника над поверхностью океана.

Векторное уравнение спутникового нивелирования имеет вид

 

(1.16)

Из этого уравнения следует, во-первых, если при известном значении геоцентрического радиус-вектора r измерен вектор h, то можно определить геоцентрический радиус-вектор r¢ подспутниковой точки геоида; во-вторых, если задан геоид и измерен вектор h, то можно определить геоцентрический радиус-вектор спутникового высотомера.

Если же известны геоцентрические радиус-векторы, то можно предвычислить вектор h и сравнить его с измеренным значением. По совокупности разностей этих высот можно решать различные геодезические и геофизические задачи: эталонирование высотомеров, определение амплитуды волн океана и т.д.

Поверхность океана не совпадает с эквипотенциальной поверхностью гравитационного поля Земли из-за влияния различных астрономических, метеорологических, гидрологических и океанографических факторов, К числу этих факторов относятся приливные силы, изменения атмосферного давления и плотности воды. Последние в свою очередь зависят от температуры, солёности и давления. К ним же относятся изменения в выпадении осадков, притоке воды и её испарении.

Уклонения поверхности Мирового океана от геоида называют топографией морской поверхности. Изучение топографии морской поверхности – одна из главных задач физической океанографии. В геодезии она необходима для редуцирования измерений на единую уровенную поверхность.

Оперативное определение высот поверхности Мирового океана позволяет изучать топографию океана и периодически уточнять параметры внешнего гравитационного поля Земли. Повторные нивелировки дают представительскую статистику изменений геоида во времени и данные для решения координатно-гравитационной проблемы: установления на каждую эпоху геоцентрической системы геодезических координат и определения модели земного тяготения, ей соответствующей, и адекватной внешнему гравитационному полю Земли.

Поскольку около 70% общей площади поверхности Земли приходится на океан, значительная часть ранее не известных данных о гравитационном поле Земли, аппроксимированной в виде геоида, была получена спутниковым нивелированием. Для всей изученной части Мирового океана получены средние значения суммы высот геоида над эллипсоидом и высоты морской поверхности над геоидом по трапециям 1°´1° и 0,5°´0,5° с ошибкой, не превышающей ±1м. Альтиметрия даёт полезную информацию и при изучении рельефа морского дна. Наряду с обнаружением подводных горных хребтов, впадин и зон разломов альтиметрия даёт возможность выявлять подводные горы (к ним приурочены повышения геоида на несколько метров).

В будущем спутниковые наблюдения позволят с высокой точностью определять высоты ИСЗ над континентами. Используя совместно данные спутникового нивелирования над сушей и наземные астрономо-геодезические и гравиметрические измерения, можно будет определять геоид на континентах с ошибками порядка нескольких сантиметров с учётом движений земной коры и литосферных плит.

Вследствие неравномерного распределения масс в теле Земли сила тяжести на её поверхности изменяется по очень сложному закону. Задача о распределении силы тяжести на поверхности Земли была решена в общем виде в 18 веке французским математиком А. Клеро (1713-1765). Он впервые вывел формулу для вычисления силы тяжести на любой широте эллипсоида при известных значениях силы тяжести у полюса и на экваторе. Формула Клеро имеет вид

(1.17)

где - значение силы тяжести на широте ; - значения силы тяжести на экваторе и на полюсе соответственно; - сжатие земного эллипсоида; - отношение ускорения центробежной силы к силе тяжести на экваторе; - экваториальный радиус и скорость вращения Земли соответственно; - постоянная, равная относительному избытку силы тяжести на полюсе по сравнению с экватором.

Гипотезы, на которых Клеро построил свою теорию, заключались в следующем. Земля внутри состоит из эллипсоидальных слоёв малого сжатия, имеющих общий центр и общую ось вращения. Каждый слой однороден, но от слоя к слою плотность меняется по произвольному закону, причём возможны скачкообразные изменения плотности от слоя к слою. Никаких предположений относительно агрегатного состояния каждого слоя, кроме наружного, не делается. Условие гидростатического равновесия должно быть соблюдено только для верхнего слоя. Верхний слой должен быть в жидком состоянии и действующая на него сила должна быть везде направлена по нормали к его внешней поверхности.

Теоретические исследования Клеро подтвердили, что фигура Земли связана с её внутренним строением. Они также показали, что результаты выводов о форме и размерах Земли, выполненных на основании опытных данных, совместно с определениями угловой скорости вращения Земли могут использоваться для изучения её внутреннего строения, а данные о внутреннем строении – для изучения фигуры Земли.

В пространственной геоцентрической системе координат потенциал притяжения для точки, находящейся на поверхности Земли или во внешнем пространстве, обычно представляется в виде разложения в бесконечный ряд по сферическим функциям Лежандра

 

V= , (1.18)

где - полярные геоцентрический радиус, широта и долгота точки, для которой вычисляется потенциал притяжения;

fM = f(M , ae – геоцентрическая гравитационная постоянная, учитывающая атмосферу Земли, и экваториальный радиус Земли;

J безразмерные коэффициенты, характеризующие распределение масс в теле Земли;

P - сферическая функция Лежандра степени n и порядка m.

 

Рис.1.40. Положительные и отрицательные значения зональных, секториальных и тессеральных гармоник

 

В разложении (1.18) члены нулевого порядка (m=0) называются зональными гармониками, так как их значения изменяются только с широтой. Внутри одной зоны, отделённой от других с севера и с юга параллелями, зональные гармоники сохраняют свой знак (рис.1.40).

Гармоники называются секториальными, если их знак может изменяться только с долготой. Это имеет место при n=m. В этом случае шар оказывается расчленённым на сектора – полосы, которые соединяют северный и южный полюса. Внутри одного сектора секторальные гармоники сохраняют свой знак.

Гармоники, для которых 0<m<n на поверхности шара образуют мозаичную картину, подобно шахматной доске, и называются тессеральными (от латинского tessera-мозаичный кубик). Секториалные и тессеральные гармоники при вращении планеты создают во внешнем пространстве переменное во времени гравитационное поле, что значительно осложняет теорию движения искусственных и естественных спутников планеты.

Для Земли наибольшим из коэффициентов является J входящий в систему фундаментальных геодезических и астрономических постоянных. Каждый член ряда в той или иной степени характеризует фигуру Земли, Первый член fM/r есть потенциал притяжения шара со сферическим распределением плотности. Все последующие члены учитывают отличия формы Земли от сферической. Так, характеризует наличие экваториальной выпуклости Земли, - асимметрию южного и северного полушарий, вследствие которой Земля имеет грушевидную форму, и - эллиптичность экватора.

Потенциал притяжения Нормальной Земли как тела вращения, обладающего экваториальной симметрией, описывается выражением

V0=. . (1.19)

Нормальную часть поля силы тяжести можно рассчитать по формулам распределения нормальной силы тяжести. В Российской федерации наиболее часто используется формула немецкого геодезиста и геофизика Ф. Гельмерта (1843-1917), полученная им в 1901г.

. (1.20)

Из этой формулы следует, что нормальное значение силы тяжести на Земле увеличивается от 978см×с-2 на экваторе до 983см×с-2 на полюсах. Однако эти значения, рассчитанные для эллипсоида вращения со сжатием 1:298,2, существенно отличаются от фактически измеряемых на поверхности Земли, что обусловлено изменениями плотности пород, слагающих Землю. Применение формулы (1.20) объясняется тем, что сжатие эллипсоида, который использовал Гельмерт, практически совпадает со сжатием эллипсоида Красовского. Сила тяжести в формуле Гельмерта дана в Потсдамской системе и потому в рассчитанные по этой формуле значения нормальной силы тяжести вводят поправку 14×10-5 м×с-2.

В 1971г. Международный Геофизический и Геодезический союз принял следующую формулу для нормальной силы тяжести

. (1.21)

В качестве Нормальной Земли принят общий земной эллипсоид с параметрами

Сжатие этого эллипсоида, определённое по спутниковым данным, равно .

Существуют и другие формулы, учитывающие небольшое долготное изменение нормальной силы тяжести, а также асимметрию Северного и Южного полушарий. Ведётся подготовка к переходу к единой новой формуле с учётом уточнённого абсолютного значения силы тяжести.

Гравиметрическая изученность Земли весьма неравномерна. Материки исследованы более полно, чем моря и океаны, Северное полушарие в гравиметрическом отношении изучено лучше, чем Южное. Гравитационные аномалии на Земле, как правило, меньше 100мГал, их среднеквадратические вариации по Земле составляют около 20 мГал. Следовательно, гравитационное поле Земли достаточно гладкое. В Северном полушарии наибольшая величина средней квадратической аномалии составляет 27 мГал. В Южном полушарии, где значительную часть поверхности Земли занимает океан, гравитационное поле более спокойно. Максимальная аномалия силы тяжести на Земле зафиксирована на Гавайском архипелаге (+600 мГал).

В настоящее время создано достаточно много моделей гравитационного поля Земли разной детальности и точности. Они представляют собой некоторое приближение к реальному полю. Оптимальные модели наилучшим образом соответствуют результатам измерения силы тяжести, а также учитывают ошибки измерений и ошибки интерполяции. В глобальных моделях используют разложение по шаровым функциям, ограничиваясь их степенью. Наиболее детальная из известных моделей модель, получившая шифр EGM-96 (360´360).

 

 

Рис.1.41. Модель гравитационного поля Земли

 

На рис. 1.41 представлена модель гравитационного поля Земли, построенная по данным о небольших изменениях расстояния между двумя идентичными орбитальными спутниками GRACE (Gravity Recovery and Climate). Более тёмным цветом отмечены участки с повышенной гравитацией. Таковы, например, северная часть Срединно-Атлантического хребта в Атлантическом океане и Гималайские горы.

Глобальные модели гравитационного поля используются для решения задач для больших регионов земной поверхности (определение орбит ИСЗ, создание геофизических и геодинамических моделей). Глобальные модели гравитационного поля позволяют получать высоты геоида с точностью, достаточной для решения многих задач в науках о Земле, океанографии и навигации.

Для описания регионального поля часто используется модель степени и порядка 36 (36´36). Локальное описание гравитационного поля используется при создании геодезических сетей для задач высшей и прикладной геодезии, прикладной геофизики и геодинамики.

Представление потенциала притяжения Земли в виде ряда по сферическим функциям стало классическим. В силу простоты сферических функции оно очень удобно, однако оно обладает одним существенным недостатком, а именно медленной сходимостью. Это обстоятельство заставило искать другую форму представления потенциала.

С 1985г. наряду с моделями в виде гармонических коэффициентов геопотенциала создаются планетарные модели гравитационного поля в виде систем точечных масс. Впервые аномальная часть потенциала Земли была представлена потенциалом притяжения некоторой совокупности точечных масс в 1971г. Балмино. Им было использовано 126 материальных точек с заданными координатами в теле Земли. Такие модели дают возможность более оперативно выполнять некоторые геодезические, орбитальные и навигационные расчёты.

Рис.1.42. Карта высот геоида в системе модели геопотенциала GRIM3-L1

(сечение горизонталей 10 м)

 

Модели ПЗ-90 (до 36-й степени) и ГПЗ-200 (до 200-й степени) обеспечивают определение высот геоида со средней квадратической ошибкой соответственно 2,5 и 1,5м.

Мировые карты высот геоида над общим земным эллипсоидом публикуются после каждого нового вывода модели гравитационного поля. Выяснилось, что наиболее характерные особенности высот стабильны и по расположению, и по амплитудам. Так, на модели, представленной на рис.1.42, чётко выявляются минимумы – 100м вблизи южной оконечности Индостанского полуострова, - 50м вблизи Антарктиды и в Гудзоновом заливе у берегов Америки, а также максимумы + 60м и выше в Северной Атлантике и вблизи Новой Гвинеи.

Вторые производные потенциала силы тяжести применяются при решении геодезических и геологоразведочных задач. Вертикальный градиент силы тяжести, соответствующий нормальной части гравитационного поля Земли, равен в среднем для всей Земли 3086 этвеш и изменяется от полюса к экватору всего на 0,1% своей величины. Намного меньше по абсолютной величине горизонтальные градиенты силы тяжести.

Рис.1.43. Внешний вид вариометра

 

Аномальная часть вторых производных потенциала даёт информацию о плотностных неоднородностях в верхних частях земной коры. По величине она достигает в равнинных местах десятков, а в горных – сотен этвеш. Вторые производные потенциала силы тяжести измеряются гравитационными вариометрами (рис.1.43).

Представляет интерес изменение силы тяжести внутри Земли. На поверхности Земли среднее значение силы тяжести равно 9,82м×с-2. С глубиной оно возрастает до 10,81м×с-2 на поверхности ядра и затем резко убывает до нуля в центре Земли.

Наибольшие искажения гравитационного поля Земли вызываются потенциалом притяжения Луны и Солнца. Это приводит к возникновению:

  • прецессии и нутации оси инерции и оси вращения Земли в пространстве;
  • квазисуточной нутации оси вращения по отношению к самой Земле;
  • периодических уклонений отвесной линии и вариаций силы тяжести, что является причиной земных приливов.

Лунный прилив геоида оценивается в 53,4см, а прилив, создаваемый Солнцем, составляет 24,6см. В общем, поверхность геоида колеблется в пределах 78см. Максимальное суммарное изменение силы тяжести под действием лунно-солнечных приливов равно 240 мкГал.

Изменения силы тяжести происходят и из-за перемещения центра инерции Земли в её теле. Изучение временных вариаций силы тяжести на гравиметрических пунктах, равномерно размещённых по всему земному шару, позволяет следить за положением центра масс в каждую эпоху.

Сила тяжести, измеряемая на поверхности Земли, содержит информацию о местоположении пункта наблюдений (геодезическое применение), распределении масс в недрах Земли (геофизическое применение) и, в случае повторных измерений, о временных изменениях в теле Земли (геодинамическое применение).

Как известно, основная задача геодезии состоит в определении поверхности Земли. Большинство измеряемых для этой цели величин в общем виде могут быть представлены как нелинейные функции векторов местоположения пункта наблюдений и визирной цели и гравитационного потенциала. Для получения из наблюдений геодезических координат пункта необходимо моделировать гравитационное поле. Системы высот в гравитационном поле Земли также предполагают, что характеристики этого поля известны. При определении гравитационного поля преобладают непосредственные определения вектора силы тяжести (направления отвесной линии и величины силы тяжести), а также её потенциала. По величинам силы тяжести, измеренным на поверхности Земли или редуцированным на неё, определяют геометрию этой поверхности.

Одна из задач физики Земли состоит в изучении твёрдой Земли (и других небесных тел) физическими методами, а также применении результатов для разработки статических и динамических моделей Земли. Важным источником информации для этого служат измеренные во внешнем пространстве элементы гравитационного поля, которые рассматриваются как функции распределения земных масс. Данные о гравитационном поле дают возможность определить функцию плотности (положение, форма и плотность аномальных масс). Для решения этой задачи используют аномалии силы тяжести. В меньшей степени используются другие параметры аномального поля.

При построении геодинамических моделей одним из наиболее важных условий является их соответствие реальному гравитационному полю. Временные вариации силы тяжести, обнаруженные из повторных измерений, дают важную информацию о глобальных, региональных и локальных перемещениях земных масс.

Глобальные изменения силы тяжести (область проявления более 104 км) могут быть вызваны смещениями эксцентричного земного ядра относительно мантии, перемещениями масс в мантии (конвекция в мантии) и литосфере (движение тектонических плит), а также повышением уровня Мирового океана.

Региональные изменения (область проявления 102-104 км) происходят одновременно с послеледниковыми процессами изостатической компенсации, тектоническими процессами (горообразование) и накоплением осадочных пород. Глобальные и региональные изменения носят вековой или очень длительный характер на интервалах 103-108 лет.

Локальные изменения (область проявления 100-102 км) связаны в основном с сейсмотектоническими процессами, а также с явлениями до и после землетрясений, с вулканическими процессами, с движениями в зонах разломов земной коры и грабенов. Землетрясения и вулканическая активность вызывают резкие мгновенные и короткопериодические изменения силы тяжести. Изменения уровня грунтовых вод и другие гидрологические процессы, как и вариации атмосферного давления, приводят к нерегулярным периодическим изменениям силы тяжести в течение 10-2-100 лет.

Смещения масс и связанные с ними изменения силы тяжести вызываются и человеческой деятельностью (откачка воды, нефти, газа, горные разработки, создание крупных инженерных сооружений). Выемка близповерхностных масс приводит к возникновению внутренних компенсационных процессов, связанных с уплотнением осадочных пород или разрушением горных пород, что в свою очередь вызывает опускание дневной поверхности. При многолетней эксплуатации нефтяных и газовых месторождений опускания дневной поверхности могут составлять порядка дециметра в год. При откачке подземных вод понижающиеся водные горизонты в большинстве случаев образуют конические формы. В районах с уплотняющимися осадочными породами это приводит к необратимым опусканиям дневной поверхности, охватывающим обширные территории (в г. Мехико более 9м). Обычно мониторинг изменений силы тяжести в районах таких опусканий показывает увеличение силы тяжести

Изменения силы тяжести, вызванные внутренними геодинамическими процессами, представляют особый интерес. Изменения, связанные с землетрясениями и вулканизмом, являются предвестниками этих явлений. Измерения, выполненные до и после активной фазы этих явлений, важны для разработки динамических моделей накопления и разрядки напряжений при землетрясениях, а также моделей миграции вещества магмы и вариаций плотности в вулканах.

Изменения силы тяжести тектонического происхождения можно ожидать особенно на границах литосферных плит, они также содержат информацию о перемещениях масс под литосферой. В районах послеледникового поднятия земной коры или её опускания измеренные вариации позволяют судить о реологии (вязкости) верхней мантии.

 

Магнитное поле

В любой точке на поверхности или внутри Земли, а также в окружающем её пространстве действуют магнитные силы. Наша планета представляет собой гигантский магнит, но напряжённость поля этого магнита относительно невелика – около 0,01А/м (ампер на метр). Для сравнения укажем, что искусственное поле электромагнитов достигает напряжённости 10-20А/м, а с помощью сверхпроводников удаётся достичь напряжённости магнитного поля в 1000-2000А/м.

Основы науки о геомагнетизме были заложены в период между 13 и 16 столетиями. К середине 15в. стало известно, что подвешенный магнит не всегда указывает точно на север. Первые сведения о наклонении направления земного магнитного поля относительно горизонтальной плоскости появились в середине 16в.

В 1600г. был опубликован трактат придворного врача английской королевы Елизаветы I Вильяма Гильберта (1544-1603) «О магните, магнитных телах и о большом магните – Земле». В нём показано, что внешнее магнитное поле Земли по форме силовых линий близко к полю диполя – элементарного бесконечно малого магнита, то есть наша планета представляет собой как бы большую магнитную стрелку. Центр диполя Земли смещён относительно её полюсов, его ось наклонена относительно оси вращения Земли примерно на 11°, поэтому географические и магнитные полюса не совпадают.

Прошло более 400 лет, но загадка геомагнетизма до сих пор не раскрыта и остаётся одной из важнейших нерешённых проблем геофизики. С 17 по 20 век было проведено огромное количество наблюдений за магнитным полем Земли, в результате чего выявлены основные закономерности его поведения. Огромный вклад в решение проблемы внесли такие знаменитые учёные, как французский физик и химик Гей-Люссак (1778-1850), английский физик Максвелл (1831-1879), немецкий математик, геодезист и астроном Гаусс (1777-1855).

Особо значимо создание теории электромагнетизма Максвеллом в 70-х годах 19 века. Из теории Максвелла следует, что магнитное поле порождается электрическим током. Следовательно, необходимо найти внутри планеты токовые системы подходящей конфигурации и силы, создающие на поверхности Земли магнитное поле.

В середине 20 века профессором Кембриджского университета Г. Джеффрисом было установлено существование огромного жидкого внешнего ядра Земли. Именно жидкое состояние ядра даёт объяснение механизма генерации геомагнитного поля. Получила развитие теория, связывающая возникновение магнитного поля Земли с протеканием электрических токов, возникающих при движении проводящей жидкости в ядре. Альтернативы этой теории пока ещё нет.

Для понимания сути процессов генерации геомагнитного поля Земли обратимся к механизму динамо. Будем считать, что создание магнитного поля во внешнем жидком ядре Земли происходит так же, как в динамо-машине с самовозбуждением, где катушка проводов вращается во внешнем магнитном поле. Тогда за счёт электромагнитной индукции в катушке возникает электрический ток и создаёт своё магнитное поле, а ток в катушке увеличивается.

Конечно, жидкое ядро планеты – это не динамо-машина. Но если в жидком проводнике возникает тепловая конвенция, то появляется некая система течений токопроводящей жидкости, что аналогично движению проводника. Предположим, что в ядре имеются некоторые начальные (затравочные) магнитные поля. Следовательно, когда жидкий проводник при своём относительном движении (а оно связано с тем, что ядро вращается не с той же скоростью, что и кора) пересекает силовые линии этих полей, то в нём возникает электрический ток, создающий магнитное поле, а это, в свою очередь, усиливает электрический ток и так далее. Процесс будет продолжаться вплоть до установления стационарного магнитного поля.

Изложенные идеи источника геомагнитного поля носят название гидромагнитного динамо и были впервые высказаны в 1919г. в Англии физиком Джозефом Лармором (1857-1942). В середине 40-х годов российский физик Я.И. Френкель (1894-1952) предположил, что тепловая конвенция в ядре и есть та причина, которая приводит в действие гидромагнитное динамо ядра Земли. Подсчитано, что зона, в которой действует механизм «магнитное динамо», находится на расстоянии 0,25-0,3 радиуса Земли.

Магнитное поле Земли сыграло выдающуюся роль в эволюции Земли, в происхождении и сохранении жизни на ней. До сих пор оно используется для навигации на Земле и над Землёй, на воде и под водой, а также в околоземном космическом пространстве. Геомагнитное поле оказывает влияние почти на все геофизические, биофизические и экологические процессы на Земле. Солнечные и галактические космические лучи, несмотря на их высокую энергию, отклоняются магнитным полем Земли до того, как попадут в пределы атмосферы.

Исследования магнитного поля Земли используются для изучения физического состояния глубоких недр и процессов, происходящих в высоких слоях атмосферы. Геомагнитное поле играет также важную роль в областях, отстоящих от поверхности Земли на тысячи и более километров. Исследованиями, проведенными с космических аппаратов, установлено, что магнитное поле Земли простирается от неё на расстояние более 50 тыс. км.

 

Рис.1.44. Радиационные пояса Земли

 

Оно захватывает мириады элементарных электрически заряженных частиц, летящих из мирового пространства (в том числе и от Солнца), и не пропускает их к Земле. Задержанные магнитным полем, эти частицы образуют вокруг Земли кольцеобразный радиационный пояс, начинающийся примерно в 450км от земной поверхности и оканчивающийся на расстоянии около 50 тыс. км от неё (рис.1.44). Внутренний пояс лежит над экватором на высоте около 0,8 земных радиусов. Во внешнем поясе область наибольшей концентрации электронов и протонов находится на высоте от 2 до 3 земных радиусов над экватором, а обширная область, простирающаяся от внутреннего пояса до высоты 10 земных радиусов, содержит протоны и электроны более низкой энергии, которые, по-видимому, принесены в основном солнечным ветром. Пояса были обнаружены первым американским ИСЗ «Эксплорер-1», запущенным 31 января 1958г. Пояса названы по имени Джеймса Ван Алена – физика, руководившего экспериментом.

Поскольку магнитное поле Земли отклоняется от оси вращения планеты, внутренний пояс опускается вниз к поверхности в Южной части Атлантического океана, недалеко от побережья Бразилии.

Радиационный пояс представляет определённую опасность для космонавтов, так как элементарные частицы высоких энергий могут проникать сквозь обшивку космического корабля и поражать организм, вызывая лучевую болезнь. Состояние радиационного пояса постоянно изучается, а трассы межпланетных кораблей обходят области наибольшей концентрации в нём элементарных частиц.

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

Магнитное поле является векторным, поэтому его интенсивность характеризуется не только напряжённостью, но и положением в пространстве. Во внешнем поле вектор магнитного поля направлен по касательной к магнитной силовой линии и в вертикальной плоскости он может быть разложен на горизонтальную и вертикальную составляющие. Линия пересечения этой вертикальной плоскости с поверхностью геоида называется магнитным меридианом, а угол, образуемый им с географическим меридианом, – углом магнитного склонения. Угол отклонения вектора от горизонтальной плоскости называется углом магнитного наклонения.

Распределение интенсивности геомагнитного поля изображают на картах. Линии равных значений напряжённости поля называются изодинамами, равных углов магнитного склонения – изогонами, а равных углов магнитного наклонения – изоклинами. Около географического экватора Земли проходит изодинама минимальной магнитной напряжённости – динамический экватор, в пределах которого вертикальная составляющая вектора магнитного поля равна нулю.

Рис.1.45. Фрагмент карты изогон эпохи 1980 года

(точками и штриховкой отмечены аномалии магнитного поля)

 

Изоклины изменяются от нуля до 90°. Они имеют тенденцию прослеживаться в широтном направлении подобно параллелям. Нулевая изоклина называется магнитным экватором и проходит в пределах Африки и Азии около 10° с. ш. и в пределах Южной Америки – около 15°ю. ш.

Изогоны (рис.1.45) изменяются от нуля до 180°. Они сходятся в магнитных полюсах Земли. По форме они напоминают географические меридианы, а нулевая изогона называется нулевым магнитным меридианом. Линия нулевого склонения образует петлю в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке, где отмечается также максимум напряжённости поля. Такие отклонения получили название магнитных аномалий.

На основное магнитное поле накладываются как мелкомасштабные аномалии (например, Курская магнитная аномалия, открытая в 1783г.), так и крупномасштабные (мировые) аномалии. Наиболее значительные мировые аномалии расположены над территорией Сибири и над Южной Америкой и Атлантикой. Мировые аномалии оказывают большое влияние на движение заряженных частиц в поясах радиации до высот в несколько тысяч километров от поверхности Земли, мелкомасштабные аномалии почти незаметны уже на высотах порядка сотни километров.

Магнитное поле Земли непостоянно, так как в верхней атмосфере текут электрические токи, создающие дополнительную переменную компоненту поля. Кроме регулярных магнитных вариаций магнитное поле подвергается возмущениям, обусловленным происходящими время от времени солнечными вспышками. Особенно интенсивные магнитные возмущения, распространяющиеся на весь земной шар, называют магнитными бурями. Некоторые магнитные бури начинаются неожиданно и почти по всей Земле, а другие развиваются постепенно. Часто магнитные бури происходят через 1-2 дня после солнечной вспышки из-за прохождения Земли через поток частиц, выброшенных Солнцем. Геомагнитная буря – существенное уменьшение горизонтальной компоненты магнитного поля Земли, продолжающееся обычно несколько часов. Причина – попадание в околоземное пространство электрически заряженных частиц, как правило, выбрасываемых из Солнца при солнечных вспышках. Во время таких бурь наблюдаются полярные сияния, и происходит нарушение радиосвязи.

Отмечается также изменчивость составляющих магнитного поля Земли. По результатам измерения магнитного склонения и магнитного наклонения установлено, что за последние 350 лет вариации достигают 30° по склонению и 10° по наклонению. Эти плавные изменения геомагнитного поля называются вековыми вариациями. Их изучение в различных районах Земли позволило установить ещё одну форму изменчивости геомагнитного поля – его аномалии плавно перемещаются на запад примерно в широтном направлении. Это свойство геомагнитного поля называется западным дрейфом. Скорость дрейфа составляет около 0,18° в год. При такой скорости наблюдаемое распределение аномалий магнитного поля совершит полный оборот вокруг Земли примерно за 1800 лет.

Вариации магнитного поля Земли во времени были зафиксированы в 1635г. английским профессором астрономии Г. Геллибрандтом. В 1701г. астроном Э. Галлей опубликовал первую карту геомагнитного поля. В середине 18в. была установлена связь между полярными сияниями и магнитными вариациями. В 19в. К. Гаусс усовершенствовал приборы для измерения магнитных вариаций и установил их в магнитной обсерватории в Гёттингене, построенной в 1833г. из немагнитных материалов. В 1834г. Гаусс и Вебер приняли участие в программе наблюдений за магнитными явлениями, которую одновременно проводили 50 обсерваторий, входивших в Гёттингенский магнитный союз. Гаусс обобщил магнитные данные и математически доказал гипотезу Гильберта о том, что источник основного магнитного поля находится внутри Земли.

Геомагнитное поле со стороны Солнца всегда поджато к Земле. Область, где геомагнитное поле, хотя и искажённое этим сжатием, сохраняет более или менее постоянное направление силовых линий, называется магнитосферой. Силовые линии на низких и средних широтах, где они не уходят далеко от Земли, лишь несколько сжаты, на высоких широтах они сжаты весьма значительно, а линии, выходящие из областей полярных шапок, вообще «сдуты» назад от Солнца (рис.1.46).

Рис.1.46. Магнитные полюса и магнитные силовые линии

 

Одно из самых загадочных явлений на Земле – это изменение направления её магнитного поля, которое происходило сотни раз за последние 160 млн. лет. При этом северный полюс становится южным и наоборот. В последний раз такое изменение происходило около 780 тысяч лет назад и, по мнению учёных, очередное изменение можно ожидать уже в скором будущем.

Магнитные полюсы весьма быстро перемещаются. В 1900г. Северный магнитный полюс находился в точке с координатами 69°с.ш. и 97°з.д., в 1950г. - 72°с.ш. и 96°з.д., в 1980г.- 75°с.ш. и 100°з.д., а в 1985г. - 77°с.ш. и 102°з.д. Южный магнитный полюс в 1985г. имел координаты 65,5°ю.ш. и 139,5°в.д. Прямая линия, проведенная через магнитные полюсы, не проходит через центр масс Земли. В начале 1990-х геомагнитный экватор был наклонён к географическому экватору на 12°, а ось диполя отстояла от центра масс Земли на 460км в направлении Тихого океана (18°с.ш. и 148°в.д.). Для изменения полярности магнитного поля требуются сотни лет. Смена полярности повлияет не только на миграцию животных и птиц, но и подвергнет Землю воздействию космической радиации.

Смена полюсов опасна для жизни на Земле. Магнитное поле искривляет поток «солнечного ветра», то есть заряженных частиц, прилетающих из космоса. В результате большинство из них огибает Землю по замкнутым траекториям и не наносит вреда. Резкие колебания поля привели бы к тому, что число высокоэнергетических частиц, проникающих сквозь атмосферу, возросло бы в десятки раз. Согласно одной из гипотез, подобное событие привело к вымиранию динозавров.

Смену магнитных полюсов Земли можно предсказать, утверждают итальянские геофизики. Каждое такое событие, по их мнению, предопределяет следующее. Земное ядро «помнит» историю магнитных переключений, а математическая формула учёта этой «памяти» хорошо известна.

Северный геомагнитный полюс (рис.1.45) в настоящее время находится в арктической части Канады (остров Эллеф Рингнес) и дрейфует к северу вдоль эллиптической траектории со средней скоростью более 40 метров в сутки. Согласно имеющимся данным, за время, что прошло с момента образования нашей планеты, Северный геомагнитный полюс успел побывать на большей части земной поверхности.

 

Электрическое поле

Электрическое поле Земли – естественное электрическое поле Земли как планеты, которое наблюдается в твёрдом теле Земли, в морях, в атмосфере и магнитосфере. Оно обусловлено сложным комплексом геофизических явлений. Распределение потенциала поля несёт в себе определённую информацию о строении Земли, о процессах, протекающих в нижних слоях атмосферы, в ионосфере, магнитосфере, а также в ближнем межпланетном пространстве и на Солнце.

Электрические токи, текущие в земной коре называют теллурическими (от лат. telluris – Земля). Их существование связывают главным образом с вариациями магнитного поля Земли (наводящими токи согласно закону электромагнитной индукции), с электрическим полем атмосферы, а также с электрохимическими и термоэлектрическими процессами в горных породах.

Переменное магнитное поле Земли, источники которого локализованы в ионосфере и магнитосфере, индуцирует электрическое поле в земной коре. Напряжённость электрического поля в приповерхностном слое коры колеблется в зависимости от места и электрического сопротивления пород в пределах от нескольких единиц до нескольких сотен мВ/км, а во время магнитных бурь усиливается до единиц и даже десятков В/км. Взаимосвязанные переменные магнитное и электрическое поля Земли используют для электромагнитного зондирования в разведочной геофизике, а также для глубинного зондирования Земли.

Теллурические токи индукционного происхождения имеют как региональный, так и глобальный характер. Интенсивность и направление их изменяются во времени с периодами от нескольких лет до нескольких минут и секунд. Наибольших значений напряжённость электрического поля теллурических токов достигает на выходах кристаллического фундамента земной коры и во время магнитных бурь.

Существование электрического поля в атмосфере Земли связано в основном с процессами ионизации воздуха и пространственным разделением возникающих при ионизации положительных и отрицательных электрических зарядов. По современным данным, у ионов и элементарных частиц ионосферы преобладает положительный заряд. Это приводит к накоплению в литосфере отрицательных зарядов, а перемещения заряженных частиц в ионосфере индуцируют электрические токи в твёрдой оболочке Земли. Ионизация воздуха происходит под действием космических лучей ультрафиолетового излучения Солнца, излучения радиоактивных веществ, имеющихся на поверхности Земли и в воздухе, электрических разрядов в атмосфере и т.д. Многие атмосферные процессы (конвекция, образование облаков, осадки и др.) приводят к частичному разделению разноимённых зарядов и возникновению атмосферных электрических полей. Относительно атмосферы Земля заряжена отрицательно.

В целом ионосфера образует с поверхностью Земли сферический конденсатор, в котором ионосфера обладает положительными, а литосфера отрицательными статическими электрическими зарядами. Роль изолятора выполняют плотные слои атмосферы. Величина заряда этого конденсатора достаточно велика – напряжённость электрического поля в нижних слоях атмосферы составляет около 100В/м, а в грозовую погоду значительно больше.

Наличие электрического поля атмосферы приводит к возникновению токов, разряжающих электрический «конденсатор» атмосфера-Земля. В обмене зарядами между поверхностью Земли и атмосферой значительную роль играют осадки, которые в среднем приносят положительных зарядов в 1,1-1,4 раза больше, чем отрицательных. Утечка зарядов из атмосферы восполняется также за счёт токов, связанных с молниями и стеканием зарядов с остроконечных предметов.

Электрические поля в ионосфере обусловлены процессами, протекающими как в верхних слоях атмосферы, так и в магнитосфере. Приливные движения воздушных масс, ветры, турбулентность – всё это является источником генерации электрического поля в ионосфере благодаря эффекту гидромагнитного динамо. Величина напряжённости электрического поля в ионосфере зависит от местоположения точки наблюдения, времени суток, общего состояния магнитосферы и ионосферы, активности Солнца. Она колеблется от нескольких единиц до десятков мВ/м, а в высокоширотной ионосфере достигает ста и более мВ/м. При этом сила тока доходит до сотен тысяч ампер. Из-за высокой электропроводности плазмы ионосферы и магнитосферы вдоль силовых линий магнитного поля Земли электрические поля ионосферы переносятся в магнитосферу, а магнитосферные поля в ионосферу. Одним из непосредственных источников электрического поля в магнитосфере является солнечный ветер.

Солнечный ветер представляет собой постоянное радиальное истечение плазмы солнечной короны в межпланетное пространство. Образование солнечного ветра связано с потоком энергии, поступающим в корону из более глубоких слоёв Солнца. Подобно метле он сметает газы, выделяемые планетами и кометами, мелкие частицы метеоритной пыли и даже космические лучи. Он пополняет верхнюю область радиационных поясов Земли, способствует образованию полярных сияний в атмосфере Земли и магнитных бурь. В периоды магнитных бурь и полярных сияний электрические поля и токи в магнитосфере и ионосфере испытывают значительные изменения.

Электрические поля в морях индуцируются переменным магнитным полем Земли, а также возникают при движении проводящей морской воды (морских волн и течений) в магнитном поле. Плотность электрических токов в морях достигает 6-10 А/м2. Токи этих поле могут быть использованы как естественные источники переменного магнитного поля для магнитовариационного зондирования на шельфе и в море.

Электрическое поле над поверхностью Земли (так называемое поле ясной погоды) в среднем имеет напряжённость около 100 В/м и направлено вертикально вниз. Оно испытывает значительные (как периодические, так и нерегулярные) вариации.

Вопрос об электрическом заряде Земли как источнике электрического поля в межпланетном пространстве окончательно не решён. Считается, что Земля как планета электрически нейтральна. Однако эта гипотеза требует своего экспериментального подтверждения.

 

Тепловое поле

Тепловое поле Земли первым из геофизических полей привлекло внимание человека. Самые бурные проявления термической активности – извержения вулканов – сыграли важную роль в формировании религиозных мифологических представлений о строении мира. Другая форма геотермальной активности – горячие источники – с незапамятных времён использовались человеком. Таким образом, тепловое поле Земли оказалось первым объектом практического использования, по-видимому, опередив даже использование геомагнитного поля, результатом которого стало изобретение компаса китайскими мореплавателями.

Тепловое поле стало раньше всех других полей и предметом научных исследований. Началом его научных исследований можно считать наблюдения за извержением Везувия в 73 году до н.э., которые производил и погиб при этом римский писатель Гай Плиний Секунд, Старший. Он стал первой жертвой научного энтузиазма. Но возможно, начало научных исследований теплового поля было заложено ещё в третьем веке до н.э., когда великий греческий философ Эмпедокл (490-430гг. до н.э.), уединившись, поселился на склоне Этны, в башне, которая впоследствии была названа «Торе дель Философо» (Башня философа). Много веков спустя на этом месте была создана одна из итальянских вулканических обсерваторий. Этот факт характеризует преемственность науки.

Количественные методы в исследования теплового поля были введены после изобретения в начале 17 века одним из основателей точного естествознания итальянским учёным Г. Галилеем (1564-1642) термометра. Уже первые измерения температуры в шахтах и рудниках показали, что температура на глубоких горизонтах весь год неизменна и что она увеличивается с глубиной. На это своеобразие теплового режима шахт обращали внимание английский физик Р.Бойль (1627-1691) и М.В. Ломоносов. В своём трактате «О вольном движении воздуха, в рудниках примеченном» М.В.Ломоносов писал: «Воздух в рудниках во всякое время целого года сохраняет равное растворение».

Факт роста температуры с глубиной дал основание для разработки научных космогонических гипотез, первой из которых была атеистическая гипотеза Канта-Лапласа. Согласно этой гипотезе история планеты представлялась как её остывание из первоначально расплавленного состояния. Впоследствии эта гипотеза вошла в противоречие с другими астрономическими и геологическими фактами, в том числе и с геохимическими данными о возрасте Земли, который оказался значительно больше, чем время, необходимое для остывания земного шара.

В 1868г. по инициативе английского физика У.Томсона (1824-1907), получившего за научные заслуги звание лорда Кельвина, измерения температур в скважинах, шахтах и рудниках были систематизированы. По результатам этой работы был сделан вывод, что на каждые 100м температура возрастает на 2,5-3,5°С. Одновременно выяснилась необходимость углублённого изучения теоретических вопросов геотермии – природы внутриземного тепла, термической эволюции Земли, глубинного теплового потока, условий формирования гидротерм.

Источникам теплового поля Земли являются процессы, протекающие в её недрах, и тепловая энергия Солнца (табл.7).

 

Таблица 7

Источник энергии F, эрг/год
Солнечная энергия 1032
Геотермическая энергия 1028
Упругая энергия землетрясений 1025
Энергия, теряемая при замедлении вращения Земли 3×1026
Тепло, выносимое при извержении вулканов 2,5×1025

 

Хотя самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но лишь очень малая его часть проникает внутрь планеты. Остальная часть излучается обратно в пространство. Количество получаемого и отражённого Землёй солнечного тепла неодинаково для разных широт. Среднегодовая температура отдельных пунктов в каждом полушарии уменьшается от экватора к полюсам (рис.1.47). Тепловое излучение Солнца оказывает незначительный эффект на недра Земли. Тепловое излучение является одним из источников информации о состоянии поверхности планеты и её атмосферы.

Рис.1.47. Карта изотерм (январь)

 

К внутренним источникам тепла относят радиогенное тепло, которое создаётся благодаря распаду рассеянных в горных породах изотопов урана, тория, калия и иных радиоактивных элементов, и тепло, обусловленное различными процессами, протекающими в Земле (гравитационной дифференциацией, плавлением, химическими реакциями с выделением или поглощением тепла, деформацией за счёт приливов под действием Луны и Солнца и некоторыми другими). Тепловая энергия перечисленных источников, высвобождающаяся на земной поверхности в единицу времени, значительно выше энергии тектонических, сейсмических, гидротермальных процессов.

Внутреннее тепловое поле отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат, так как энергия, поступающая на земную поверхность от Солнца, в 1000 раз больше, чем поступающая из недр. Вместе с тем среднее тепловое воздействие Солнца не определяет теплового состояния Земли и способно поддерживать постоянную температуру на поверхности Земли около 0°С. Фактически же благодаря изменению солнечной активности температура приповерхностного слоя воздуха, а с некоторым запаздыванием и температура горных пород, изменяются.

Суточные, сезонные, многолетние и многовековые вариации солнечной активности приводят к соответствующим циклическим изменениям температуры воздуха. Чем больше период цикличности, тем больше глубина их теплового воздействия.

Суточные колебания температуры воздуха проявляются в почвенном слое глубиной 1-1,5м. Это связано с переносом солнечного теплового потока за счёт молекулярной теплопроводности пород и конвекции (движения жидкости или газа в поле тяжести под влиянием потока теплоты, идущего снизу) воздуха, паров воды, инфильтрирующихся осадков и подземных вод.

Сезонные (годовые) колебания вызывают изменения температур на глубинах 20-40м. На таких глубинах теплоотдача осуществляется в основном за счёт молекулярной теплопроводности, а также движения подземных вод. На глубинах 20-40м располагается нейтральный слой (или зона постоянных годовых температур). В нём температура остаётся практически постоянной и в каждом районе она в среднем на 3,7°С выше среднегодовой температуры воздуха.

Многовековые климатические изменения сказываются на вариациях температур сравнительно больших глубин. Например, похолодания и потепления в четвертичном периоде влияли на тепловой режим Земли до глубин 3-4км. Если не учитывать многовековых климатических изменений, то можно считать, что ниже зоны постоянных температур (на глубинах свыше 40м) влиянием цикличности солнечной активности можно пренебречь, а температурный режим пород определяется глубинным потоком тепла и особенностями термических свойств пород.

Ниже нейтрального слоя температура пород повышается в среднем на 3°С при погружении на каждые 100м. Это объясняется наличием регионального теплового потока от источников внутреннего тепла Земли, поднимающегося к поверхности. Его величину принято характеризовать плотностью теплового потока, численно равной количеству теплоты, передаваемой сквозь единицу поверхности тела за единицу времени. По многочисленным данным, средняя величина теплового потока принимается равной 1,4-1,5мккал/см2×с. Однако исследования, проведенные на континентах и в океанах, показали значительную изменчивость теплового потока в различных структурных зонах.

Наименьшие значения теплового потока отмечены в районах древних кристаллических щитов (Балтийском, Украинском, Канадском) и равны в среднем 0,85мккал/см2×с. В равнинных платформенных областях тепловой поток находится в пределах 1,0-1,2мккал/см2×с и только местами на отдельных поднятиях увеличивается до 1,3-1,4мккал/см2×с.

В пределах значительных пространств ложа Мирового океана величина теплового потока находится в пределах 1,1-1,2мккал/см2×с, что сопоставимо с данными по платформенным частям континентов. Высокие тепловые потоки связаны с рифтовыми долинами срединно-океанических хребтов.

Плотность теплового потока является самой информативной геотермической характеристикой, так как она характеризует мощность теплового источника и величину теплопотерь с поверхности Земли. Тепловой поток коррелирует с параметрами других геофизических полей, которые также характеризуют источник соответствующих полей. Постоянство средних тепловых потоков суши и океанов при резком изменении мощностей и строения земной коры свидетельствует о различии в тепловом строении мантии. Поэтому аномалии тепловых потоков (отклонения от установленных средних потоков) несут информацию о строении земной коры и верхней мантии.

Установлено, что основной источник тепла на континентах – это энергия радиоактивного распада, что объясняется большей концентрацией радиоактивных элементов в земной коре, чем в мантии. В океанах, где мощность земной коры мала, основными источниками тепла являются процессы, происходящие в мантии на глубинах до 700-1000км. Радиогенное тепло является основным среди других видов тепловой энергии недр. За время существования Земли оно более чем в 2 раза превысило потери за счёт теплопроводности.

Тепловой поток определяется не только природой и мощностью источников тепла, но и его переносом через горные породы. Тепло передаётся посредством молекулярной теплопроводности горных пород, конвекции и излучения. На больших глубинах (свыше 10км) передача тепла осуществляется в основном за счёт излучения нагретого вещества недр и конвекции, обусловленной движением блоков земной коры, расплавленных лав, гидротерм. На меньших глубинах перенос тепла связан с молекулярной теплопроводностью и конвекцией подземными водами.

Источники локальных тепловых потоков, вызывающих аномалии температур, разнообразны. К ним относят: наличие многолетнемерзлотных пород, то есть мощных (до сотен метров) толщ с отрицательными температурами, присутствие пород и руд с повышенной радиоактивностью, влияние экзотермических (с поглощением тепла) и эндотермических (с выделением тепла) процессов происходящих в нефтегазоносных горизонтах, залежах угля и других руд, проявление современного вулканизма и тектонических движений, циркуляция подземных, в том числе термальных, вод и др. Локальные тепловые потоки, как и региональные, зависят не только от наличия источников, но и от условий переноса тепла за счёт теплопроводности горных пород и конвекции почвенного воздуха и подземных вод.

Геотермическая разведка (терморазведка) объединяет физические методы исследования теплового поля Земли. Её цель – изучение ландшафтов, термического режима земной коры и верхней мантии, выявление геотермических ресурсов, решение поисково-разведочных и инженерно гидрологических задач. При этом регистрируют радиотепловое и инфракрасное излучение земной поверхности, измеряют температуру, её вертикальный градиент или тепловой поток. Распределение этих параметров в плане и по глубине несёт информацию о термических условиях и геологическом строении изучаемого района.

Фундаментальные аспекты изучения теплового поля заключаются в том, что они дают важнейшую количественную информацию для понимания и моделирования геодинамических процессов в геосферах и для оценки энергетики геолого-геофизических проявлений. Не менее важны и прикладные аспекты геотермических исследований. Они связаны, с одной стороны, с оценкой геотермальных ресурсов для их использования в энергетике, теплоснабжении и т. д., а с другой – с применением геотермического метода поисков и разведки месторождений на континентах и на акваториях.

Тепловой поток, поднимающийся из недр Земли, является важным физическим полем, которое даёт информацию не только о строении, но и о возрасте Земли.

 

Освещённость Земли

Одним из необходимых условий существования жизни на Земле является наличие определённого не только теплового, но и светового режима.

Солнечный световой поток, поступающий на внешнюю границу атмосферы, создаёт там освещённость 135 000 лк. В земной атмосфере часть светового потока рассеивается и участвует в создании освещённости Земли рассеянным светом. Земная поверхность получает, таким образом, солнечный свет в виде прямого света солнечных лучей и в виде рассеянного света, поступающего от небосвода, который, в свою очередь, складывается из света, рассеянного самой атмосферой, и света, рассеянного всеми облаками, имеющимися на небе.

Прямой и рассеянный солнечный свет, достигая поверхности Земли, отражаются от неё и поступают назад в атмосферу. Здесь они снова участвуют в рассеянии, и часть их снова возвращается к земной поверхности, увеличивая её освещённость. Роль каждого из источников и величина его вклада в общую освещённость Земли определяются временем суток (положением Солнца на небосводе), облачностью, прозрачностью атмосферы и отражательной способностью (альбедо) подстилающей земной поверхности.

В дневные часы Земля освещается тремя источниками. При ясном или малооблачном небе главным является Солнце. Диапазон изменения освещённости прямым солнечным светом необычайно велик: от нуля в моменты восхода и захода Солнца до нескольких десятков тысяч люкс (и даже до 100 тыс. лк) около полудня. Освещённость рассеянным светом в течение дня изменяется значительно меньше. Она составляет около 500лк в моменты, близкие к восходу или заходу, и не превышает в среднем 13-15 тыс. лк в околополуденные часы при безоблачном небе.