книги / Общая геология

112 Физиографическая геология

Указанные значения R e и R p были получены после большого числа градусных измерений. Наиболее крупные градусные из­ мерения были произведены в нашей стране.

Из этих данных нетрудно определить и величину сжатия земного эллипсоида; с оказалось равным 1/297. Прежде величины R e, R p ж с были известны с меньшей точностью, чем впоследствии, когда стали применять более точные измерительные геодезические приборы.

По последним данным, длина земного меридиана составляет 40008,548 км, длина экватора 40075,704 км. Поверхность Земли равна 510083 тыс. км2, объем Земли 1 083 819 780 000 км3. Сред­ ний радиус шара, равновеликого объему Земли, равен 6371 км.

Учение о форме Земли развивалось параллельно с определе­ нием массы и плотности Земли.

Если бы ученые не знали массы Земли, им не была бы изве­ стна масса Солнца, планет, звезд, Млечного пути и т. д., не была бы известна плотность Земли и ее внутреннее строение.

Поэтому естественно, что уже с давних времен ученые стре­ мились определять массу Земли. Первоначальные методы опре­ деления массы Земли были весьма грубыми, несовершенными и неточными. В дальнейшем методы становились более совершен­ ными и точными.

Из наиболее старых методов определения массы Земли изве­ стен метод Маскелина Буге. Он основан на том, что отвес вблизи горного сооружения отклоняется от вертикального положения, причем угол отклонения тем больше, чем больше масса горного сооружения и чем оно ближе к отвесу. Этот метод был очень гру­ бым и неточным. Затем был применен метод маятников, но и он оказался малопригодным. Более точно масса Земли была опреде­ лена методами крутильных весов и трехчашечных весов.

Определенная этими методами масса Земли оказалась равной 5,98 X 1027 г.

Зная объем и массу Земли, легко определить среднюю плот­ ность ее. Для этого достаточно массу разделить на объем. Сред­ няя плотность Земли составляет 5,52.

Интересно при этом привести плотности других мировых тел солнечной системы: Солнца 1,38—1,40; Меркурия 6,5—6,7; Ве­ неры 5,0—5,9; Марса 5,3; Юпитера 1,25—1,40; Сатурна 0,72— 0,8; Урана 1,1—0,92; Нептуна 1,3; Луны 3—3,4. Плотность ме­ теоритов колеблется от 3,5 до 8.

Из приведенных данных видно, что средняя плотность Земли близка к средней плотности Марса, Венеры и Меркурия.

Ниже приведены значения плотностей горных пород, наиболее часто встречающихся на поверхности Земли и на сравнительно небольших глубинах. Плотность гранитов составляет 2,5—3; гней­ сов около 2,4; базальтов 2,7—3,2; известняков 2,4—2,8; доломи­ тов около 2,9; каменной соли 2,1—2,2; глин 1,6—2,8; гипсов

114 Физиографическая геология

ную роль играет магний Mg. Отсюда и сокращенное наименование

гается между барисферой и центральным ядром, в интервале глубин 900—2900 км. Плотность вещества этой оболочки колеб­ лется от 4 до 6. В ее составе играют роль такие элементы, как кис­ лород О, кремний Si, железо Fe, магний Mg, никель Ni. По дан-

1 — центральное ядро; оболочки: I I — промежуточная, I I I — симатическая; I V — сиалическая. 900, 1800, 2900,

5000, 5200— глубины (в км) от условного уровня океана, на которых происходит преломление и отражение сей­ смических волн; 6371 — средний радиус Земли (в км).

ным изменения скорости распространения сейсмических колеба­ ний промежуточная оболочка делится на две геосферы: первую

с глубины 2900 км до самого центра Земли, т. е. в среднем до глубины 6370 км. Плотность вещества в нем 6—11. Ядро состоит главным образом из железа Fe и никеля Ni. Отсюда и сокращен­ ное наименование ядра Nife. Следует отметить, что сейчас выска­ зываются предположения о силикатном составе ядра Земли, которое находится в уплотненном «металлизированном» состоянии.

В пределах центрального ядра на основании изучения сейсми­ ческих колебаний выделяют поверхность раздела вещества на глубинах 5000 и 5200 км.

116 Физиографическая геология

изост ат ическая поверхность

жести на океанах больше, чем в пределах континентов на уровне океанов.

Характерно, что и магнитная напряженность на океанах боль­ ше, чем на уровне моря в пределах континентов; кроме того, сейсмические наблюдения показали, что скорости расцространения сейсмических колебаний на глубинах около 20 км под уров­ нем моря в пределах континентов меньше, чем в пределах океа­

На рис. 49 приведена схема строения сиалической оболочки. Только что сформулированный вывод в общей форме получен еще задолго до того, как были установлены приведенные выше факты (изменения g, магнитной напряженности, скорости распро­ странения сейсмических колебаний) на основании чисто умозри­ тельных рассуждений, получивших наименование т е о р и и

и з о ,с т а з и и, или т е о р и и р а в н о в е с и я .

Эта теория сводится к предположению, что на глубине около 120 км располагается так называемая поверхность равновесия

(изостатическая поверхность). Она всюду испытывает одинако­ вое давление (такое же, как гидростатическое). Это значит, что одинаковые площадки изостатической поверхности — ai и аз (под континентом), аз и ai (под океаном) — испытывают одинако­ вое давление. Давление на площадку а\ слагается из веса столба

Совершенно очевидно, что указанное равенство может быть

заключение о мощностях сиалической оболочки было сделано на основе теории изостазии.

Теорией изостазии геологи долгое время объясняли верти­ кальные движения земной коры. Они рассуждали примерно так. На поверхности Земли разрушаются горные сооружения. Мате­ риал, получакЛцийся от их разрушения, накапливается в равнин­ ных областях и в морях. Вследствие этого нагрузка на изостатическую поверхность под горными сооружениями уменьшается, а под морями и низменностями увеличивается вследствие нако­ пления на них осадков. Допустим, в какой-либо момент времени существовало равновесие. Оно должно нарушаться с момента начала разрушения возвышенных участков рельефа и начала накопления осадков в пределах пониженных его участков. Нару­ шенное равновесие должно восстанавливаться путем перетекания симатического вещества из-под опускающихся участков под морями и низменностями в области, расположенные под подни­ мающимися горными сооружениями. Этой теоретической кон­ цепцией в общем виде объяснялся ряд геологических явлений (процессы горообразования и др.).

Согласно теории изостазии, в движении находится вещество сиалической и симатической оболочек только до глубины изо­ статической поверхности. Ниже этой поверхности никакого дви­ жения вещества нет. Вещество, находящееся ниже изостатичес­ кой поверхности, не влияет на те явления, которые происходят в земной коре и на ее поверхности. Вот вывод, который мы должны сделать, исходя из теории изостазии. В этом порочность указанной теории.

118 Физиографическая геология

Однако в развитии геологии эта теория сыграла известную положительную роль.

Мы довольно подробно рассмотрели вопрос о Земле, как эл­ липсоиде вращения.

Когда мы говорим, что Земля имеет форму эллипсоида вра­ щения, то имеем в виду не поверхность ее твердой оболочки, а

Рис. 50. Схематический разрез через поверхности эллипсоида вращения и геоида.

1 — поверхность земного эллипсоида вращения; 2 — поверхность гео­ ида; з — поверхность твердой оболочки Земли; 4 — вода в морях и океанах; 5 — воображаемые бесконечно узкие каналы, пересекающие материки и соединяющие между собой моря и океаны.

поверхность воды на ней. Это обстоятельство мы подчеркивали в начале главы. Для каждой точки земной поверхности легко можно подсчитать величину R.

На уровень воды на Земле влияет строение и состав сиалической оболочки, влияют высоты соответствующих мест континен­ тов и глубин морей и океанов.

R , как в пределах морей и океанов, так и в пределах континен­ тов могут быть определены при знании истинных значений g.

Когда накопилось значительное количество истинных зна­ чений R , оказалось, что они, как правило, не совпадают со значе­ ниями R эллипсоида вращения. Характерно, что в пределах кон­ тинентов они больше соответствующих радиусов эллипсоида вращения от 0 до 50 м; на территории морей и океанов — меньше от 0 до 150 м. Вычисления радиусов Земли при помощи измере­ ний ускорения силы тяжести показали, что Земля имеет форму не эллипсоида вращения, а геоида.

Г е о и д — сложное геометрическое тело. Его поверхность в пределах суши выступает над поверхностью эллипсоида враще­ ния (с экваториальным радиусом 6378,2 км и полярным радиусом 6356,9 км) на высоту от 0 до 50 м. Поверхность геоида в пределах морей и океанов располагается ниже поверхности указанного эллипсоида на глубину от 0 до 150 м.

Итак, геоид — истинная поверхность воды в морях и океа­ нах. На континентах это вычисленная поверхность воды в преде­ лах бесконечно узких каналов, проходящих через интересующие нас точки, соединяющие два моря или океана.

Известное представление о геоиде можно получить, если мы вообразим себе поверхность воды в океанах и в сети соединяю­ щих их бесконечно узких каналов, пересекающих материки по всем направлениям при спокойном состоянии воды.

На рис. 50, а изображен в искаженном масштабе разрез через

поверхностью твердой оболочки Земли, поверхностью эллипсоида вращения и поверхностью геоида.

Г л а в а VI МАГНЕТИЗМ ЗЕМЛИ

Земля представляет собой большой магнит и, как всякий магнит, имеет магнитную ось и два магнитных полюса: один из них расположен в южном полушарии, к западу от моря Росса {75°6' ю. ш. и 154°8' в. д.). Другой находится в северном полуша­ рии, к северо-западу от Гудзонова залива (70°5,3' с. ш. и »6°46,3' з. д.). К земному магнитному полюсу северного полуша­ рия притягивается северный конец магнитной стрелки и оттал­ кивается южный ее конец. В магнитном полюсе южного полуша­ рия магнитная стрелка ведет себя наоборот.

120 Физиографическая геология

Положение магнитных полюсов Земли не симметричное. Маг­ нитный полюс северного полушария отстоит от географического северного полюса дальше, чем магнитный полюс южного полу­ шария отстоит от соответствующего ему южного географического полюса. Линия, соединяющая между собой магнитные полюса Земли, называется магнитной осью Земли. Магнитная ось Земли не проходит через центр Земли и образует с осью вращения Земли угол в 11°.

Магнитная стрелка впервые была использована для практи­ ческих целей китайцами еще за тысячу лет до н. э. В Европе

(горизонтальную составляющую Н , расположенную в горизон­ тальной плоскости, и вертикальную составляющую Z , направлен­ ную по вертикали), или на три составляющие (меридиональную составляющую X , направленную на географический север или юг, широтную составляющую Y , направленную на географиче­

угол между направлением географического меридиана и напра­ влением оси магнитной стрелки, расположенной в горизонталь­ ной плоскости. Магнитное склонение может быть восточным и западным. Для случая, изображенного на рис. 51, магнитное склонение восточное.

горизонтальной плоскостью и осью магнитной стрелки, поставлен­ ной на ребро и свободно вращающейся вокруг горизонтальной оси.

Все эти величины можно связать между собой в функциональ­ ной зависимости. На рис. 51 нетрудно вывести следующие урав­

Для измерения магнитных величин существуют особые приборы — магнитометры. При помощи их определяют из семи магнитных величин три, остальные вычисляют по указанным выше формулам.

С одними магнитометрами непосредственными наблюдениями устанавливают величины X , Y и Z, с другими Н, Z и D и т, д.

Известны магнитные линии: изогоны, изоклины или изоклиналы и изодины или изодинамы.

И з о г о н а м и называются линии, соединяющие точки с оди­ наковым склонением. Изогоны исходят из магнитного полюса на южном полушарии и сходятся в магнитном полюсе Земли север­ ного полушария. Они напоминают собой географические мери­ дианы, но отличаются от них тем, что не являются правильными

В северном полушарии, как правило, северный конец магнитной стрелки, поставленной на ребро, наклоняется книзу, в южном кверху.

Изоклины изменяются от 0° до 90°. Они имеют тенденцию вытягиваться в широтном направлении и напоминают собой параллели, однако отличаются от последних тем же, чем изогоны отличаются от меридианов. Нулевая изоклина называется м а г- н и т н ы м э к в а т о р о м . Она проходит в пределах Африки и Азии, примерно около 10° с. ш., и в пределах Южной Аме­ рики, у 15° ю. ш.

И з о д и н а м и или изодинамами называются линии, соеди­ няющие точки с одинаковой величиной магнитной напряженности. Магнитная напряженность, как правило, увеличивается по на­ правлению к магнитным полюсам. Изодинамы имеют тенденцию,