75
неты 3. имеется спутник ≈ Лупа, обращающийся вокруг не╦ на ср. расстоянии 384 400 км.
Форма 3.≈ геоид: из-за вращения е╦ фигура близка к эллипсоиду, она сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне. Ср. радиус Дф=6371,032 км,
экваториальный ≈ 6378,160 км, полярный ≈ 6356,777 км (сжатие равно 1/298.25). Площадь поверхности 510,2 млн. км2, объ╦м 1,083-1012 км3, ср. плотность 5518 кг/м3, масса Л/ф=5,976- 10м кг. Ускорение свободного падения па экваторе 9,7805 м/с2. Отклонение потенциала инеш. гравитац. поля 3. от ньютоновского потенциала мало (~ 1/300). Первый поправочный член к ньютоновскому потенциалу связан с величиной сжатия геоида и равен 1,08270-10~3; отклонение геоида от эллипсоида описывается последующими поправочными членами, величины к-рых на три порядка меньше первого члена. Они содержат информацию о флуктуациях плотности в недрах 3., об отклонении 3. от состояния гидростатич. равновесия, различий моментов инерции 3- относительно е╦ гл. осей. Момент инерции 3. относительно оси вращения /≈ ≈8,04-10я7 кг-м2, безразмерный ср. момент инерции
3. /*^//Л/©-йЦ)≈0,33076, что указывает на концентрацию массы к центру планеты (за сч╦т роста плотности с глубиной под действием давления, из-за роста с глубиной концентрации тяж╦лых компонентов вещества З.т а также из-за уплотнения вещества в недрах при происходящих там фазовых переходах).
3. обладает магн. полем, имеющим дипольный характер, но на больших высотах (>ЗЛт) структура
поля значительно сложнее (см, Магнитосфера Земли). Магн, полюсы 3. не совпадают с е╦ географич. полюсами; дипольный магн. момент 3., равный 8*1025 единиц СГС, образует с осью вращения 3. угол 11,5°. Напряж╦нность геомагн. поля убывает от магн. полюсов к магн. экватору от 0,70 до 0,42 Э. Осн. магн. поле испытывает медленные вековые вариации. С периодом от сотен тыс. лет до неск. десятков млн. лет происходит смена полярности магн. поля 3, Само существование у 3. этого поля объясняется эффектом гидромагнитного динамо в е╦ жидком моталлич. ядре (см. Земной магнетизм}.
Согласно сейсмич. данным, недра 3. разделяются на три осн. области: кору, мантию и ядро. Кора отделена от мантии резкой сейсмич. границей, на к-рой скорости сейсмич. продольных волн УД, поперечных волн vs и плотность р скачкообразно возрастают. Эту границу паз, границей Мохоровичича {граница Мохо, или М). Осн. типы земной коры ≈ океанический (толщина с уч╦том слоя воды ~10 км) и м а-т е р и к о в ы и (толщина до неск, десятков км в горных районах); в зонах перехода от материка к океану кора имеет промежуточный тип. Эффективная толщина коры принимается равной 35 км. В интервале глубин 35 ≈ 2885 км расположена силикатная оболочка, или мантия 3. Сейсмич. граница на глубине 2775 км между мантией и ядром 3. была открыта в 1914 Б. Гутенбергом (В. Gutenberg). Эта граница ≈ наиб, резкая граница раздела в недрах 3. Она сильно отражает и преломляет сейсмнч. волны. На ней скорость продольных волн (Р-волн) скачком падает от 13,6 км/с в мантии до 8,1 км/с в ядре, а скорость поперечных волн (5-волн) уменьшается от 7,3 км/с до нуля. Непропускание ядром 3. поперечных волн означает, что модуль сдвига ядра равен нулю, т. е. ядро 3.≈ жидкое. На рис. 1 представлена сейсмич. модель 3., т. е. показан характер изменения скоростей Р~ и 5-волн с глубиной. В соответствии с данными сейсмологии, земные недра разделяются на восемь зон: Л, В, С, D (D' и D"), Et F, G. Зона А (0≈35 км) ≈ земная кора; зона В (35≈400 км} ≈ слой пониженных скоростей сейсмич. волн; зона С (400≈1000 км) ≈ зона аномально быстрого возрастания скоростей (переходный слой): зона D разделяется на зону Df (1000≈2700 км) ≈ нормаль-
ного возрастания скоростей за счет увеличения давления ≈ и зону D" (2700≈2885 км) ≈ узкую граничную зону мантии с ядром, характеризующуюся постоянством скоростей сейсмич. волн; зона Е (2885≈ 4980 км) ≈ жидкое внеш. ядро; зона F (4980≈5120 км) ≈ переходная зона ядра; зона G (5120≈6371 км) ≈ тв╦рдое внутр. ядро 3. Распределение плотности, давления
Наития
О 1000 2000 3000 ^000 5000 6000
14
12
Ш В В 4
2 О
км
Центр Земли
Рис. 1. Сейсмическая модель Земли: изменение скорости сейсмических Р- и 5-волн с глубиной.
п ускорения свободного падения в 3. представлено на рис. 2. Совр. модели 3. выделяют литосферу ≈ наружную зону, включающую в себя кору и верх, зону мантии приблизительно до глубины 70 км. Литосфера расколота примерно на 10 больших плит, по границам к-рых расположено подавляющее число очагов землетрясений. Под ж╦сткой литосферой расположен слой повышенной текучести ≈ а с т с и о-сфера 3. Из-за малой вязкости астеносферы лито-сферныо плиты плавают в «астеносферном океане», находясь том самым в изостатич. равновесий. Астено-
0 icon
30DO Глубина, км
5000
Рис. 2. Распределение плотности р, давлении р (I Мбар= 10" Па) и ускорения свободного падения g внутри Земли.
сфера почти совпадает со слоем пониженных скоростей сейсмич. волн, т. к. в ней темп-ры мантийного вещества наиб, близко подходят к темп-рам плавления. Согласно концепции больших горизонтальных перемещений литосферных плит и раздвигания океанич. дна [концепции «мобплиама», А. Всгенер (A, Wegener), 1912], кора 3. созда╦тся в рифтовых зонах океанов и, как ленточный конвейер, движущийся со скоростью та 5 см/год, раздвигается, а у глубоководных желобов погружается в мантию. У оси рифта астеносфера ближе всего подходит к поверхности 3., по мере отодвигания литосферы плита остывает, и на расстоянии ~ 103 км от рифта толщина е╦ стабилизируется и достигает 70≈80 км, на континентах толщина литосферы может достигать 150≈200 км. По-видимому, процессы, протекающие в астеносфере, определяют геол. строение земной коры, в ней же расположены и первичные магматич. очаги вулканов.
Оболочечная структура 3. находит естеств. объяснение как следствие дифференциации е╦ вещества под
с;
ш
79
