Геофизика
В применении к формам и гравитационным свойствам небесных тел, гравитационные аномалии обычно выражаются в виде изменения ускорения свободного падения в их окрестности, что может свидетельствовать о наличии полезных ископаемых с бо́льшим значением плотности или, наоборот, о наличии больших пустот в породах. Одним из проявлений аномалии является изменение скорости хода маятниковых часов. В случаях, ассоциированных с залежами руды, часто наблюдаются также геомагнитные аномалии, которые связывают с различными явлениями в атмосфере Земли и в ионосфере. В отличие от таких массивных небесных тел, как Земля, более легкие небесные тела обладают бо́льшими относительными значениями гравитационных аномалий, что не позволяет описывать их гравитационный потенциал гармоническими функциями. В случае Земли гравитационный потенциал поверхности, или геоид, описывается именно на основании математических теорий с использованием гармонических функций[3]. Гравитационные аномалии Луны имеют собственное название — масконы.
С началом эры космических полётов изучение геопотенциала Земли осуществляется в основном с помощью изучения изменения положения искусственных спутников Земли, которые оборудованы акселерометрами. Предполагается, что появление гравитационных аномалий можно также связать с возникновением опасности землетрясений и извержений вулканов
Гравитационные аномалии.
Термин аномалии означает отклонения от некоторой "нормы" -- то есть значения, которое можно предсказать, вычислив его по формуле. Вычисленное значение силы тяжести называют "норГравитационные аномалии. нормальным", а наблюденное -- аномальным. Если принять Землю равновесным эллипсоидом вращения, со сжатием, вычисленным по спутниковым данным 1: 298,256 - то значение силы тяжести можно вычислить по формуле принятой Международным Геофизическим и Геодезическим союзом на своей Генеральной Ассамблее в августе 1971 года:
Термин аномалии означает отклонения от некоторой "нормы" -- то есть значения, которое можно предсказать, вычислив его по формуле. Вычисленное значение силы тяжести называют "нормальным", а наблюденное -- аномальным. Если принять Землю равновесным эллипсоидом вращения, со сжатием, вычисленным по спутниковым данным 1: 298,256 - то значение силы тяжести можно вычислить по формуле принятой Международным Геофизическим и Геодезическим союзом на своей Генеральной Ассамблее в августе 1971 года:
Известно, что сила тяжести зависит от высоты точки наблюдения. Наблюдения производятся, в крайнем случае, на уровне моря, то есть на высоте, равной нулю. Все сухопутные определения силы тяжести выполняются на разных высотах. Так как поверхность эллипсоида не совпадает с поверхностью уровня, поэтому развита теория приведения гравитационной аномалии (редукции) к одной и той же поверхности. Кроме того, сила тяжести зависит и от масс, лежащих между эллипсоидом и геоидом. Чтобы учесть и эти факторы, развита теория геологических редукций. В таком случае вместе с гравитационными аномалиями обязательно должен указываться и вид редукций, с которыми данная аномалия вычислена. Существуют аномалии в свободном воздухе, аномалии Фая, аномалии Буге, изостатические аномалии и т. п..
Гравитационные аномалии на Земле, как правило, меньше 100 мГал (1Гал= 1см/с2), их среднеквадратическая вариация по Земле составляет величину около 20 мГал. Следовательно, гравитационное поле Земли достаточно гладкое. Для экстремальных условий (островные дуги, глубоководные впадины) гравитационные аномалии достигают величины 400 мГал, что в 12,5 раз меньше разницы в значениях силы тяжести на полюсе и экваторе и составляют всего 0,04% от величины силы тяжести. Потому для получения данных, по которым можно судить о внутреннем строении нашей планеты, необходимо изучать аномалии на уровне не только миллигалов, но и микрогалов, чего и добиваются геофизики.
Вторая характеристика гравитационного поля -- это отклонение отвесной линии (вертикали) от нормали к эллипсоиду. Это отклонение также невелико и составляет секунды дуги. Геодезические работы в Индии близ горного массива Гималаев показали, что координаты астрономических пунктов из-за отклонений отвесной линии отличаются от геодезических на 5,2", тогда как вычисленное отклонение, связанное с притяжением гор, составляет 27,9". Для объяснения этого явления английский геодезист Пратт высказал мысль, что под горами плотность пород гораздо меньше, чем коренные породы под равнинами. Иными словами, если все породы разбить на блоки, то плотность этих блоков должна зависеть от их толщины: чем толще блок, тем меньше плотность. При этом вес всех блоков на некоторой поверхности, называемой поверхностью компенсации, один и тот же. Вся земная кора, таким образом, находится в равновесии. Эта гипотеза Пратта получила название изостатической.
Конечно, с геологической точки зрения эта гипотеза никуда не годится. Французский геодезист Эри предложил более правдоподобную схему: земные блоки по Эри подобно айсбергами на море плавают на более плотной, но и более пластичной среде -- верхней мантии. В этом случае, так же как и у айсбергов, должна образоваться под горными массивами "подводная часть" с плотностью, меньшей, чем плотность вмещающих пород. Таким образом эффект гравитационной компенсации должны создавать корни гор, существование которых сейсмологи подтверждают.
Строение земной коры невозможно изучить, пользуясь только одним методом. Геофизики применяют все доступные им методы, прежде всего сейсмологический и гравиметрический. По современным представлениям земная кора имеет разную толщину в разных регионах. В горах толщина ее достигает 60 и более километров. Состоит она из разных слоев. Большой объем занимает кислые (гранитные) породы с плотностью 2,67. Равнины покрыты осадочными породами толщиной несколько километров и с плотностью 2,2. Ниже этих слоев лежат основные
породы -- базальты с плотностью 2,8. Толщина коры для равнинных регионов полагают равной 30 км. Горные районы и равнины образуют основные морфологические особенности континентов. При переходе к океану, гранитный слой постепенно выклинивается, а осадочные породы покрывают на абиссальных котловинах, в основном, базальтовые породы. При этом толщина коры становится меньше и в среднем составляет 10-15 км. Особенно тонкой кора становится в глубоководных впадинах (4-5 км).
мальным", а наблюденное -- аномальным. Если принять Землю равновесным эллипсоидом вращения, со сжатием, вычисленным по спутниковым данным 1: 298,256 - то значение силы тяжести можно вычислить по формуле принятой Международным Геофизическим и Геодезическим союзом на своей Генеральной Ассамблее в августе 1971 года:
Известно, что сила тяжести зависит от высоты точки наблюдения. Наблюдения производятся, в крайнем случае, на уровне моря, то есть на высоте, равной нулю. Все сухопутные определения силы тяжести выполняются на разных высотах. Так как поверхность эллипсоида не совпадает с поверхностью уровня, поэтому развита теория приведения гравитационной аномалии (редукции) к одной и той же поверхности. Кроме того, сила тяжести зависит и от масс, лежащих между эллипсоидом и геоидом. Чтобы учесть и эти факторы, развита теория геологических редукций. В таком случае вместе с гравитационными аномалиями обязательно должен указываться и вид редукций, с которыми данная аномалия вычислена. Существуют аномалии в свободном воздухе, аномалии Фая, аномалии Буге, изостатические аномалии и т. п..
Гравитационные аномалии на Земле, как правило, меньше 100 мГал (1Гал= 1см/с2), их среднеквадратическая вариация по Земле составляет величину около 20 мГал. Следовательно, гравитационное поле Земли достаточно гладкое. Для экстремальных условий (островные дуги, глубоководные впадины) гравитационные аномалии достигают величины 400 мГал, что в 12,5 раз меньше разницы в значениях силы тяжести на полюсе и экваторе и составляют всего 0,04% от величины силы тяжести. Потому для получения данных, по которым можно судить о внутреннем строении нашей планеты, необходимо изучать аномалии на уровне не только миллигалов, но и микрогалов, чего и добиваются геофизики.
Вторая характеристика гравитационного поля -- это отклонение отвесной линии (вертикали) от нормали к эллипсоиду. Это отклонение также невелико и составляет секунды дуги. Геодезические работы в Индии близ горного массива Гималаев показали, что координаты астрономических пунктов из-за отклонений отвесной линии отличаются от геодезических на 5,2", тогда как вычисленное отклонение, связанное с притяжением гор, составляет 27,9". Для объяснения этого явления английский геодезист Пратт высказал мысль, что под горами плотность пород гораздо меньше, чем коренные породы под равнинами. Иными словами, если все породы разбить на блоки, то плотность этих блоков должна зависеть от их толщины: чем толще блок, тем меньше плотность. При этом вес всех блоков на некоторой поверхности, называемой поверхностью компенсации, один и тот же. Вся земная кора, таким образом, находится в равновесии. Эта гипотеза Пратта получила название изостатической.
Конечно, с геологической точки зрения эта гипотеза никуда не годится. Французский геодезист Эри предложил более правдоподобную схему: земные блоки по Эри подобно айсбергами на море плавают на более плотной, но и более пластичной среде -- верхней мантии. В этом случае, так же как и у айсбергов, должна образоваться под горными массивами "подводная часть" с плотностью, меньшей, чем плотность вмещающих пород. Таким образом эффект гравитационной компенсации должны создавать корни гор, существование которых сейсмологи подтверждают.
Строение земной коры невозможно изучить, пользуясь только одним методом. Геофизики применяют все доступные им методы, прежде всего сейсмологический и гравиметрический. По современным представлениям земная кора имеет разную толщину в разных регионах. В горах толщина ее достигает 60 и более километров. Состоит она из разных слоев. Большой объем занимает кислые (гранитные) породы с плотностью 2,67. Равнины покрыты осадочными породами толщиной несколько километров и с плотностью 2,2. Ниже этих слоев лежат основные
породы -- базальты с плотностью 2,8. Толщина коры для равнинных регионов полагают равной 30 км. Горные районы и равнины образуют основные морфологические особенности континентов. При переходе к океану, гранитный слой постепенно выклинивается, а осадочные породы покрывают на абиссальных котловинах, в основном, базальтовые породы. При этом толщина коры становится меньше и в среднем составляет 10-15 км. Особенно тонкой кора становится в глубоководных впадинах (4-5 км).
3. Нормальное гравитационное поле и его аномалии. Величина ускорения свободного падения в каждой точке пространства определяется,не только формой Земли, но и расположением в земных.недрах неоднородных по плотности пород, создающих локальные аномалии в гравитационном поле. Поэтому гравитационное поле Земли принято разделять на две части: нормальное гравитационное поле и аномальное поле. Нормальное гравитационное поле – это такое поле, которое имела бы Земля, если бы у нее была форма эллипсоида вращения с правильным распределением масс в нем. Нормальное поле изменяется строго по широте. От экватора к полюсам его напряженность увеличивается почти пропорционально квадрату синуса широты на 5,5·10-2м/с2. Аномальное поле не регламентируется никаким законом и изменяется незначительно (в.пределах нескольких единиц ·10-3 м/с2).
Одним из основных элементов нормального гравитационного поля является нормальная сила тяжести g0, которую можно получить при помощи формулы Клеро
g0=gэ(1+βsin2φ- β1sin22φ), (4.7)
где g –сила тяжести на экваторе; β и β1 – коэффициенты, зависящие от формы Земли и угловой скорости ее вращения; φ – географическая широта места измерения
Формула (4.7) позволяет рассчитывать нормальную силу тяжести на поверхности сфероида для любой точки наблюдения с известной широтой в предположении однородности внутреннего строения Земли и отсутствия какого-либо нарушения идеальной (сферической) формы поверхности Земли.
Первое надежное определение коэффициентов β и β1 уравнения Клеро было получено только в 1884 г., когда Гельмерт вычислил их, используя многочисленные измерения силы тяжести маятниками. В настоящее время существует ряд формул для определения нормального значения силы тяжести на поверхности эллипсоида. Так, в нашей стране в качестве основной используют формулу 1967 г., где g0 выражено,в талах:
g0=978,0318(1+0,0053024 sin2φ-0,0000059 sin22φ). (4.8)
Горные породы имеют различную плотность и образуют разнообразные геологические структуры. В результате возникают аномалии величин, характеризующих гравитационное поле Земли, т. е. отклонения от нормальных значений, которые наблюдались бы, если бы земная кора была однородной или состояла из однородных концентрических слоев иной плотности. Поэтому реальные значения силы тяжести g, измеряемые в различных частях земной поверхности, отличаются от нормального значения, теоретически рассчитанного по формуле (4.8). Разность Δg=g-g0 называют аномалией силы тяжести, или аномалией ускорения свободного падения (аномальным полем силы тяжести). Величина Δg обусловлена залеганием на глубине тяжелых или легких горных пород и руд. Аномалии бывают положительными «избыток масс»), обычно присущими глубоководным впадинам океанов, и отрицательными («недостаток масс») – в высокогорных областях материков и в районах залегания легких горных пород и руд.
Для соблюдения корректности определения Δg необходимо, чтобы уровень (высота) и условия наблюдения соответствовали нормальному полю. Поэтому в наблюденные значения силы тяжести вводят поправки (редукции), снижающие эти расхождения и приводящие наблюденные и теоретические значения к одной поверхности. Существуют три основные поправки: поправка за свободный воздух, за промежуточный слой и за окружающий рельеф.
Поправка за свободный воздух учитывает разницу в уровне наблюдения и уровне сфероида и рассчитывается по формуле (в мГал)
Δgв =0,3086h, (4.8)
где h– расстояние от точки наблюдения до уровня моря, м.
Так, аномалии силы тяжести в свободном воздухе г. Мауна-Кеа (о. Гавайи) на высоте 4214м составляют 4-0,669 составляют +0,669 Гал, а в Марианской впадине на глубине 8740м Δgв= – 0,244 Гал.
Поправку за промежуточный слой вводят для исключения влияния масс, расположенных между поверхностью наблюдений и сфероидом: Δgс=0,041ρh,
где Δgс – поправка за промежуточный слой, мГал; ρ – средняя плотность пород промежуточного слоя, г/cм3, h – толщина промежуточного слоя, м. За плотность промежуточного слоя принимается ρ=2,67 г/см3, т. е. средняя плот ность пород земной коры.
Поправка за окружающий рельеф вводится для более точного учета притяжения рельефа местности, окружающего пункт наблюдения. Определяется эта поправка по специальным таблицам в тех случаях, если отклонения рельефа местности в районе наблюдения значительны (горные районы, переходные и рифтовые зоны и др.).
Обычно на поверхности Земли значение Δgс составляет несколько десятых долей гала, достигая иногда 1 гала в горах и глубоководных впадинах. Чаще всего наблюдается неравенство g>g0 над морскими и океаническими пространствами, а над материками g<g0. Подобные соотношения между наблюденными и теоретическими значениями ускорения силы тяжести объясняются тем, что сравнительно малая масса воды океанов и морей компенсируется массой горных пород большой плотности (базальт, перидотит, имеющие плотность около 3300 кг/м3).
Направления реальной (наблюденной) и нормальной сил тяжести не совпадают. Это отличие характеризуется уклонением (отклонением) отвеса. Его максимальное значение составляет 1’.
Результаты измерений силы тяжести изображаются в плане в виде карт изолиний и в разрезе в виде кривых аномалий силы тяжести. На основе сопоставления карты аномалий силы тяжести с геологической картой района и другими геофизическими материалами можно сделать вывод об особенностях строения участков земной коры, недоступных непосредственному наблюдению.
4. Гравитационные процессы и явления. Важнейшим следствием сил гравитации являются так называемые гравитационные процессы и обусловленные ими гравитационные явления. Гравитационные явления разнообразны. Это прежде всего изостазия, приливо-отливные явления в атмосфере, гидросфере и в твердом теле Земли, это, наконец, перемещение горных пород и снежных лавин под влиянием силы тяжести и др. Все они различаются своей периодичностью, распространенностью, энергией, объемом перемещающихся масс горных пород, воды и снега и некоторыми другими характеристиками. Но главное их различие заключается в неодинаковой роли силы тяжести в их образовании.
Изостазия. Логически можно предположить, что отклонение гравитационного поля от нормального значения в первую очередь обусловлено рельефом Земли. Казалось бы, что в горах гравитационное поле должно иметь более высокую напряженность за счет дополнительного притяжения гор, а в местах расположения впадин – менее высокую из-за дефицита массы. Однако попытка Буге (около 1740 г.) «взвесить Землю» путем наблюдений за отвесом и сопоставления гравитационного притяжения равнины и Анд показала, что горы имеют значительно меньшую массу, чем можно было ожидатъ,. исходя из их объема. Позднее обнаружилось, что недостаток массы характерен не только для Анд, но и для всех гор.
Объяснение этому удивительному факту было дано только в 1855 г., когда английский астроном Дж. Эри и геодезист Д. Пратт независимо друг от друга сформулировали теорию изостазии. Изостазия (в переводе с греч. Означает «имеющий одинаковый вес») – это предполагаемое равновесное состояние земной коры, обусловленное действием гравитационных сил, при котором отдельные ее участки как бы плавают на более плотном, но более податливом подкорковом слое. При этом Пратт считал, что самые высокие горы сложены самым легким веществом, а Эри – что они имеют наибольшую толщину. Но и тот, и другой были согласны с тем, что горы в целом (а фактически и весь верхний слой Земли) плавают на поверхности более плотного материала.
Согласно принципу изостазии, призванному объяснить факт, что наличие гор почти не сказывается на гравиметрических измерениях, легкая кора, состоящая из гранита и базальта, изостатически уравновешена на более тяжёлой мантии (рис. 16). Как видно из рисунка, если легкое вещество земной коры образует в некотором месте горную систему, то оно погружается на большие глубины в тяжелые мантийные породы.
Принцип изостазии исходит из наличия жесткого слоя, лежащего над пластичным: верхний слой, чтобы сохранился рельеф Земли, должен иметь конечную жесткость, иначе горы расьекались бы, а нижний слой, чтобы материал мог в него погружаться, должен быть мягким и податливым.
Эти два слоя, жесткий и пластичный, получили соответственно название литосфера и астеносфера.
Таким образом, земная кора как бы плавает в подстилающих мантийных породах. Но, с другой стороны, согласно данным сейсмологии через мантию проходят поперечные сейсмические волны (волны S) и, следовательно она находится в твердом состоянии.
Рисунок 4.2 – Изостатическое равновесие между корой и мантией
Решение этого парадокса связано с масштабом времени. Для периодических колебаний с периодом порядка секунд, часов и дней (соответственно объемные и поверхностные сейсмические волны, собственные колебания Земли, земные приливы) астеносфера ведет себя как упругое тело. Для движения же с периодом в десятки тысяч лет вещество астеносферы течет как жидкость. Исходя из этих соображений, вещество астеносферы должно обладать очень большой вязкостью – порядка 1020 П·с (паскаль·секунда). Для сравнения отметим, что вязкость воды при 20°С равна.0,001 П·с. Исследование гравитационного поля Земли с помощью искусственных спутников позволило с большими подробностями количественно охарактеризовать изостатическую компенсацию земной коры для всей планеты,
Приливы и отливы. Приливом и отливом называются периодические колебания уровня моря, деформации твердого тела Земли и колебания атмосферного давления, обусловленные притяжением Луны и Солнца. Приливы и отливы образуются вследствие того, что частицы гидросферы, атмосферы и твердого тела Земли, расположенные в данный момент ближе к возмущающему телу (Луне или Солнцу),.притягиваются им сильнее, чем частицы, более удаленные от него.
Первое научное объяснение явления приливов было дано в 1687 г. Ньютоном. Использовав закон всемирного тяготения и основные законы механики, он нашел математическое выражение для определения сил притяжения и центробежных сил от обращения систем Земли – Луна, Земля – Солнце и дал физическое толкование силе, возбуждающей приливные движения на Земле. Разработанная им и дополненная в 1738 г. Д. Бернулли статическая теория приливов исходила из предположения: а) океан покрывает земной шар слоем одинаковой глубины и б) во всякий момент времени уровенная поверхность находится в состоянии равновесия под действием приливообразующих сил и силы тяжести. В дальнейшем П. Лапласом в 1775 г. была разработана динамическая теория приливов, которая объясняет сложную природу приливов как волновых колебаний и позволяет количественно учитывать местные условии, оказывающие влияние на величину приливов. В 1867 г. У. Томсоном была опубликована теория гармонического анализа приливов, положенная в основу предсказания приливов на любой срок.
Так как воздействие Луны в 2,2 раза больше воздействия Солнца, рассмотрим сначала приливообразующую силу Луны. Луна и Земля взаимно тяготеют друг к другу, Не падают они друг на друга лишь потому, что обладают движением в пространстве. Под влиянием этих двух сил – взаимного притяжения и собственного движения – Земля и Луна вращаются в пространстве вокруг общего центра тяжести образуемой ими единой жесткой системы, который находится на расстоянии, обратно пропорциональном их массам. Так как масса Земли в 81,5 раза превосходит массу Луны, а среднее расстояние между их центрами равно 60,ЗR (R средний радиус Земли), то центр системы Земля – Луна находится внутри Земли на расстоянии 0,73R от ее центра. В системе Земля – Солнце он находится ближе к центру Солнца, так как масса Солнца в 333400 раза больше массы Земли.
При обращении системы Земля – Луна около общего центра тяжести возникают центробежные силы, под влиянием которых Земля и Луна стремятся удалиться друг от друга. Однако этого не случается, так как их взаимное притяжение точно уравновешивает центробежную силу, возникающую от вращения системы.
Таким образом, на каждую частицу Земли постоянно действуют две силы: центробежная сила, возникающая от вращения системы Земля – Луна вокруг общего центра тяжести и сила тяготения Луны. Центробежная сила всегда и во всех точках на поверхности Земли направлена в одну и ту же сторону и обладает одной и той же величиной. Сила тяготения во всех точках поверхности Земли различна, направление ее зависит от положения Луны, а величина меняется обратно пропорционально квадрату расстояния до нее. Равнодействующая этих двух сил и будет приливообразующей силой Луны.
Очевидно, причиной возникновения приливообразующей силы Луны является именно разность притяжения ею разноудаленных от нее частиц земного шара. Если бы Луна притягивала все частицы Земли с одинаковой силой, то все равнодействующие (рис. 17) были бы между собою равны и приливо-отливных колебаний не могло бы возникнуть.
Если R – радиус Земли, d –расстояние от рассматриваемой точки до Луны и М – ее масса, то значение приливообразующей силы ΔF в точках Z и N
ΔF =2GMR/d3 (4.9)
остальных точках Земли, где приливообразующее светило не находится в зените Z или надире N, приливообразующая сила меньше по величине, чем ΔF. Наименьшее ее значение в точках А и В.
Абсолютные значения приливообразующей силы невелики – максимальное значение ее вертикальной и горизонтальной составляющих имеют порядок для лунного прилива 10-7g, т. е. в десять миллионов раз меньше силы жести, а для солнечного прилива – еще в 2,2 раза меньше.
Точно такая же схема может быть построена и для приливообразующей силы Солнца.. Но последняя оказывается значительно меньше лунной, так как Солнце, несмотря на большую массу, удалено от Земли в 390 раз дальше, чем Луна.
Обе системы прилива совершенно независимы друг от друга, но в природе они складываются и в действительности наблюдается лунно-солнечный прилив.
В точках Z и N приливообразующие силы, направленные вдоль радиуса Земли, уменьшают силу тяжести под влиянием притяжения Луны на 1/8 900 000 и притяжения Солнца на 1/19 300 000, а в точках А и В–увеличивают ее соответственно на 1/17 800 000 и 1/38 500 000. В промежуточных точках С, D, F и Е приливообразующие силы направлены по касательной к земной поверхности.
Периодические изменения силы тяжести на поверхности Земли, вызываемые притяжением Луны и Солнца, принято называть вариациями силы тяжести. Максимальные лунно-суточные вариации могут достигать 0,06 мГал/ч, а за сутки не превышают 0,35 мГал. Амплитуда суточного лунного приливного гравитационного действия может доходить до 0,25 мГал, когда Луна находится в зените, а Солнечного – 0,10 мГал. Изменения ускорения силы тяжести, вызываемые притяжением Луны и Солнца, зависят от внутреннего строения Земли, что позволяет изучать ее упругие свойства.
Рис. 4.3 – Приливообразующие силы Луны: 1 – сила тяготения; 2 – центробежная; 3 – равнодействующая
Наиболее заметным для человека перемещением составных частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы. Под воздействием приливообразущей силы воды Мирового океана на одной половине Земли сгоняются по направлению к точке Z, на другой половине – к точке N. Отсюда следует, что под влиянием притяжения Луны водная оболочка Земли принимает форму эллипсоида и в точках Z и N образуются приливные выступы (.прилив). В этот момент в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив).
Вследствие суточного вращения Земли приливные выступы (приливные волны) перемещаются по поверхности океанов с периодом, равным 24 ч («солнечные сутки») для солнечной приливной волны, и 24 ч 50 мин («лунные сутки») для лунной. За это время бывает два прилива (полная вода) и два отлива (малая вода).
Величина прилива во многом зависит от конфигурации берегов и рельефа дна. При входе в узкие заливы энергия прилива на входном створе с большим сечением передается удаленным створом с меньшим сечением, что приводит к росту величины прилива. Теоретические расчеты показали что в этом случае величина прилива возрастает обратно пропорционально некоторой степени глубины и ширины залива. Так, если ширина залива при неизменной глубине уменьшается в 10 раз, то величина прилива возрастает почти в три раза, а при постоянной ширине залива, но при уменьшении глубины в 10 раз величина прилива возрастает почти в 2 раза.
В узких заливах приливы могут быть очень большими – до 21 м. Примерами больших приливов могут служить приливы в заливе Фанди у восточных берегов Северной Америки (более 18м), в Пенжинском заливе Охотского моря (13 м), в Мезенском заливе Белого моря (10м) и др. В открытом море высота приливной волны в среднем составляет около 0,5 м.
Приливы происходят в атмосфере, где они проявляются в периодических изменениях атмосферного давления, причем наиболее четко выражена волна с периодом 12 ч.
Под действием лунно-суточных приливов деформируется и твердая оболочка Земли. Если бы Земля была абсолютно твердой, такие приливы отсутствовали бы. Если бы Земля обладала свойствами жидкого тела, она деформировалась бы точно также, как Мировой океан.
Под влиянием земных приливов всякий сферический слой Земли (с центром в центре Земли) превращается в слой близкий к эллипсоиду. В результате происходят периодические колебания уровня земной поверхности и ускорения силы тяжести.
В земной коре приливные явления имеют значительно меньшую амплитуду, чем в гидросфере, но благодаря совместному действию приливообразующих сил в системах Земля – Луна и Земля – Солнце поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается. Максимальная амплитуда ее колебания в области экватора 51 см, на широте 50–60° вертикальные смещения уменьшаются до 40 см. Волна приливного вздутия все время пробегает по Земле. Мы не ощущаем этих перемещений лишь потому, что они очень медленны, меньше 4 см в 1 ч, и относительные перемещения близрасположенных предметов совсем малы. Так, для широты Москвы относительное изменение высот на расстоянии 40 км составляет всего 3 мм. Наблюдения последних лет установили запаздывание очередных земных приливов на 20 мин. Из-за приливного трения, которое тормозит вращение Земли, систематически увеличивается продолжительность суток, а Луна испытывает систематическое удаление от Земли, и ее орбита расширяется.
Приливы в твердом теле Земли изучаются путем анализа приливных волн в гидросфере, изменений гравитационного поля Земли, наклонов земной поверхности по отношению к линии отвеса, растяжений и сжатий земной коры, неравномерностей вращения Земли и другими методами. Изучение приливов и отливов в твердом теле Земли позволяет получить сведения о ее плотности и внутреннем строении.