Часть 2. строение и состав земли
Форма Земли .
Диаметр Земли 12756 км; плотность 5510 кг / м3; период вращения 23 ч 56 м 4,1 с ; период обращения 365,26 суток; эксцентриситет орбиты 0 .017; площадь поверхности – 510 млн . км2.
И.Ньютон первым показал, что форма Земли более сложная , чем шар, и доказал, что главным фактором в создании формы Земли является ее вращение и, вызванная этим центробежная сила . Поэтому форма Земли зависит от совместного действия сил гравитации и центробежных. Хорошо известно , что равнодействующая этих сил называется силой тяжести . Многочисленные геодезические измерения позволили доказать , что Земля представляет собой эллипсоид , вычисленный в 1940 г. геодезистом А.А.Изотовым и названный им эллипсоидом Красовского в честь Ф.Н.Красовского известного русского геодезиста . Параметры эллипсоида Красовского: экваториальный
радиус – 6378,245 км; полярный радиус – 6356,863 км; полярное сжатие α = 1/298,25. Однако в плоскости экватора наибольший и наименьший радиусы отличаются на 213 м . Следовательно Земля – это трехосный эллипсоид или сфероид , чем определяется воображаемая форма Земли .
Реальная форма Земли лучше описывается фигурой геоида ( землеподобная ) – эквипотенциальной поверхностью невозмущенного океана , продолженной и на континенты. Сила тяжести в каждой точке поверхности геоида направлена перпендикулярно к ней. Сейчас построена карта геоида , приведенная к сжатию 1/298,25, с помощью как наземных гравиметрических , так и спутниковых наблюдений. На карте ясно видны впадины и выпуклости на поверхности Земли с амплитудой в десятки метров , так что форма Земли скорее напоминает «обгрызанное яблоко ». Аномалии геоида обусловлены неравномерным распределением масс с различной плотностью внутри Земли .
Внутреннее строение Земли
Самая глубокая скважина на Земле , пробуренная на Кольском полуострове недалеко от Мурманска, достигла всего лишь 12800 м . Бурение под толщей океанских вод , осуществляемое со специальных плавучих буровых установок на кораблях сначала “ Гломар Челленджер”, а потом “ Джоидес Резолюшн”, дало результат всего лишь в 1,5 км. Знание внутреннего строения Земли означает , что известны распределения плотности вещества и его состояния, давления , температуры , напряженности магнитного поля от поверхности до центра Земли , а кроме того , латеральные вариации этих параметров .
Находясь на поверхности Земли (12 км скважины это все равно поверхностный слой ), мы можем определить много параметров , характеризующих Землю : состав вещества ( горных пород , вод , океана , атмосферы ) и его возраст, температуру, силу притяжения к Земле ( ускорение силы тяжести ), величину магнитного поля , и наблюдать множество явлений : извержения вулканов , землетрясения, в особенности катастрофические , и измерять времена пробега сейсмических ( упругих) волн, видеть свечения полярных сияний и многое другое .
Нас интересует , в какой мере сведения , получаемые на поверхности Земли , могут пролить свет на устройство внутренних , недоступных частей Земли , вплоть до ее центра ? Задачи подобного рода называют обратными и, очевидно , что они не имеют единственного решения . Это напоминает ситуацию с покупкой арбуза – как, не взрезая арбуз, определить степень его спелости по созерцанию его поверхности? Это и есть обратная задача , при меры которых будут приведены ниже.
Геологам хорошо известно внутреннее строение Земли , т.к. им на помощь пришел метод, который , как в медицине рентген, позволяет заглянуть в недоступные места планеты . Это - сейсмические волны (“сейсма ” - сотрясение , греч .), возникающие в Земле от землетрясений, ядерных и крупных промышленных взрывов , которые пронизывают всю Землю , преломляясь и отражаясь на разных границах смены состояния вещества . По образному выражению известного геофизика каждое сильное землетрясение заставляет Землю долго гудеть , как колокол.
Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для целей познания глубин Земли он один из самых важных. Волна - это распространение некоторой деформации в упругой среде, т.е . изменение объема или формы вещества . При деформации в веществе возникает напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему. Известно , что величина напряжения ( ε ) на величину деформации ( τ ) называется модулем упругости µ.
Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные , из названий которых видна область их распространения.
Объемные волны бывают продольными и поперечными . Они были открыты в 1828 г. Пуассоном , а идентифицированы английским сейсмологом Олдгеймом в 1901 г. Продольные волны - это волны сжатия, распространяющиеся в направлении движения волны . Они обозначаются латинской буквой “ Р” (primary - первичный , англ .), т.к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на сейсмоприемники . Скорость продольных волн:
Vр = κµρ,
где К- объемный модуль упругости или модуль всестороннего сжатия и µ - модуль сдвига , определяемый величиной напряжения, необходимого, чтобы изменить форму тела .
Таким образом, волна Р изменяет форму тела . Поперечная волна, обозначаемая буквой S (secondary - вторичный , англ .), это волна сдвига , при которой и деформации в веществе происходят поперек направления движения волны . Скорость поперечных волн:
Vs =µρ
Волна S изменяет только форму тела и она, как менее скоростная , приходит на сейсмоприемник позднее волны Р, поэтому и называется “ вторичной ”. Таким образом, Vp всегда больше Vs.
Поверхностные волны , как следует из названия , распространяются в поверхностном слое земной коры. Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления движения волны . Волны Рэлея подобны волнам на воде , в них частицы вещества совершают круговые движения.
Проследим путь объемной волны от очага землетрясения или взрыва . При встрече с каким либо слоем , отличающимся рядом признаков от вышележащего , волна отражается и достигает сейсмографа на станции.
Тоже самое происходит и при морских сейсмических исследованиях. В других случаях волна может преломляться на границе слоев, увеличивая или уменьшая свою скорость в зависимости от плотности слоя . Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны распространяются во все стороны , пронизывая земной шар во всех направлениях . Расставленные по всему миру сейсмические станции принимают сигналы от волн разного типа , преломленных и отраженных. Проходя через слои пород разного состава и плотности они изменяют свою скорость , а , регистрируя эти изменения внутри земного шара можно выделить главные границы или поверхности раздела.
Поперечные волны не проходят через жидкое внешнее ядро , а у продольных есть « зона тени » в 35° , так как в жидком ядре волны преломляются Сейсмограммы фиксируют время пробега внутри Земли сейсмических волн. А нам необходимо знать скорость волн. Для этого решается обратная задача на основе системы уравнений, полученных Адамсоном и Вильямсом. Сейсмические методы непрерывно совершенствуются и по современным данным внутренняя структура Земли выглядит следующим образом.
Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скачка скоростей волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А.Мохоровичечем в 1909 г . и получившей его имя : поверхность Мохоровичича, или Мохо, или , совсем кратко , поверхность М .
Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км и была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Бено Гутенбергом и также получила его имя . Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра . Примечательно, что ниже этой границы волны Р резко замедляются , теряя 40% своей скорости , а волны S исчезают , не проходя ниже. Т.к. для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига , деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество , слагающее внешнюю часть ядра должно обладать свойствами жидкости.
На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р, а путем применения особого метода показано , что там появляются и волны S, т.е . эта часть ядра - твердая. Таким образом, внутри Земли устанавливается 3 глобальные сейсмические границы , разделяющие земную кору и мантию ( граница М ), мантию и внешнее ядро ( граница Гутенберга ), внешнее и внутреннее ядро .
Однако, на самом деле границ , на которых происходит скачкообразное изменение скорости волн Р и S больше и сами границы характеризуются некоторой переходной областью Уже давно сейсмолог К.Буллен, разделив внутреннюю часть Земли на ряд оболочек дал им буквенные обозначения. В последние годы была установлена еще одна глобальная сейсмическая граница на глубине 670 км, отделяющая верхнюю мантию от нижней и являющаяся очень важной для понимания процессов, идущих в верхних оболочках Земли . Ниже поверхности М , скорости сейсмических волн увеличиваются, но на некотором уровне , различном по глубине под океанами и материками, вновь уменьшаются , хотя и незначительно, причем скорость поперечных волн уменьшается больше. В это слое отмечено и повышение электропроводности , что свидетельствует о состоянии вещества , отличающегося от выше и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности этого слоя , получившего название астеносфера (“астенос” - слабый, мягкий, древн.греч .), объясняются возможным его плавлением в пределах 1-2%, что обеспечивает понижение вязкости и увеличение электропроводности . Плавление проявляется в виде очень тонкой пленки, обволакивающей кристаллы при Т порядка +1200 ° С.
Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10-20 км до 80-200 км, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например, под докембрийскими платформами , чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя , как и его глубина сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях . В современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль своеобразной смазки , по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры. Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носит название литосфера (“ литос” - камень , греч .). Литосфера холодная , поэтому она жесткая и может выдержать большие нагрузки . На глубине в 1000 км в нижней мантии скорость волн Р достигает 11,2- 11,5 км/ с , а Vs = 7,2-7,3 км/ с . На границе нижней мантии и внешнего ядра Vр уменьшается с 13,6 км/ с до 8,1 км/ с , затем снова возрастает до 10,5 км/ с , но в переходном слое F от внешнего ядра к внутреннему , снова падает и опять возрастает во внутреннем, твердом ядре до 11,2-11,3 км/ с , не достигая однако , скорости низов мантии.
Плотность Земли - это важный параметр , который косвенно помогает оценить сейсмические границы раздела внутри Земного шара. Известно , что средняя плотность горных пород на поверхности равна 2,7-2,8 кг / м3. В тоже время средняя плотность Земли 5,51 кг / м3. Расчетные данные показывают, что
плотность возрастает с глубиной и также , как скорость сейсмических волн, скачкообразно. Верхи мантии, сразу под границей М характеризуются плотностью уже в 3,3-3,4 кг / м3, т.е . наблюдается резкий скачок . Особенно сильный скачок плотности от 5,5 кг / м3 в низах мантии до 10-11,5 кг / м3 во внешнем ядре , совпадает с границей Гутенберга , при этом внешнее ядро обладает свойствами жидкости. Величина плотности во внутреннем ядре остается предметом догадок, но должна быть от 12,5 до 14,0 кг / м3.
Таким образом, изменение и нарастание плотности в целом совпадает с главными сейсмическими разделами в Земле . Заметим , что доля коры в общем объеме Земли равна 1,5%, мантии -82,3%, а ядра -16,2%. Отсюда ясно , что средняя плотность в 5,5 кг /м3 должна обеспечиваться умеренно плотной мантией и очень плотным ядром , в котором находится 32% массы Земли ( а по объему ~16%).
Давление внутри Земли рассчитывается исходя из той плотности, которая получается при интерпретации сейсмических границ . При этом предполагается , что Земля как планета находится в состоянии гидростатического равновесия . Давление нарастает постепенно , составляя в Мпа на подошве коры, границы М - 1·10 3, на границе мантия - ядро - 137· 103, внешнего и внутреннего ядра 312 · 103 и в центре Земли - 361 · 103.
Ускорение силы тяжести , как известно , на уровне океана , на широте 45° составляет 9,81 м / с2 или 981 гала , а в центре Земли равняется 0. У границы мантии и ядра величина ускорения силы тяжести достигает максимального значения в 10,37 м / с2 и с этого уровня начинает быстро падать , получая значение на границе внешнего и внутреннего ядра в 4,52 м / с2. Земля обладает внешним гравитационным полем , отражающим распределение в ней масс . Величина силы тяжести зависит от расстояния до центра Земли и от плотности пород .
Для геологов очень важно знать закономерности размещения плотностных неоднородностей в земной коре , что позволяют сделать гравитационные аномалии - отклонения от общего внешнего гравитационного поля . Сила гравитации будет, естественно, больше над более плотными массами. Современные приборы позволяют измерять силу тяжести с большой точностью , вплоть до 10 -8, что равно изменению расстояния от поверхности Земли всего на 4 см. Более подробно о гравитационном поле будет рассказано в других главах . Приведем пример обратной задачи – определение плотности Земли по ускорению силы тяжести .
Закон всемирного тяготения, открытый Ньютоном более 300 лет тому назад, утверждает , что две точечные массы притягиваются друг к другу с силой , прямо пропорционален произведению их масс и обратно пропорционален квадрату расстояния между ними. Суммарная сила тяготения точечных масс , которыми набита Земля , действует на точечные массы любого тела на поверхности Земли . Из соображений симметрии , сила тяготения со стороны земли равна действию одной точечной массы , расположенной в центре Земли , масса которой равна сумме масс всех точек внутри Земли .
Осталось совсем немного – определить плотность вещества Земли . На поверхности плотность пород измерена – она равна 2670 кг / м3. Но этой плотности, если она равна плотности вещества земли , не хватает, чтобы создать ускорение силы тяжести , равное , как известно , 9,81 с / сек2. Для этого нужна плотность 5,51 кг / м3. Стало быть, плотность внутри Земного шара растет по мере удаления от поверхности к центру Земли . По какому закону изменяется плотность внутри Земли , нам неизвестно . Из измерений силы тяжести на поверхности этого узнать нельзя . Механические свойства вещества Земли на всех уровнях важна для понимания геодинамических процессов. Литосфера, т.е. земная кора и часть верхней мантии до глубин примерно в 200 км ведет себя в целом как более хрупкая, чем нижняя ( гранулито-базитовый слой ). Жесткость литосферы оценивается в 1024 Нм и она обладает неоднородностью в горизонтальном направлении. Именно в литосфере, особенно в ее верхней части образуются разломы .
Астеносфера, подстилающая литосферу , также обладает неоднородностью в горизонтальном направлении и изменчивой мощностью. Пониженные скорости сейсмических волн в астеносфере хорошо объясняется плавлением всего лишь 2-3% вещества . Астеносферный слой по современным представлениям играет важнейшую роль в тектонической и магматической активности литосферных плит и обеспечивает их
изостатическое равновесие , несмотря на то . Что сам слой может быть прерывистым , например, отсутствуя под древними докембрийскими платформами . Располагающаяся ниже астеносферного слоя мантия, особенно нижняя, глубже 670 км, обладает вязкостью около 1021 м2/ с . Эта очень высокая вязкость , тем не менее, не является непреодолимым препятствием для медленных конвективных перемещениях мантийного вещества , что подтверждается так называемой сейсмической томографией , позволяющей « увидеть» очень незначительные плотностные неоднородности в мантии.
Глубже 700 км в мантии не зафиксировано очагов землетрясений, что свидетельствует о невозможности возникновения сколов .
Выше говорилось о модели строения Земли К.Е.Буллена, созданной в 1959-1969 гг . В последнее время используется более новая, уточненная модель, называемая PREM (Prelimerary Reference Earth Model), характеризуемая «нормальным», т.е . усредненным распределением с глубиной различных физических параметров , в том числе скоростей распространения сейсмических волн .
Сейсмическая томография базируется на измерении скоростей объемных и поверхностных сейсмических волн , распространение которых направлено таким образом, чтобы «просветить » какое- то непрозрачное тело , например, массив горных пород , который нельзя наблюдать непосредственно. Имея модель PREM с ее расчетными скоростями сейсмических волн, при обработке огромного количества данных, полученных в результате изучения землетрясений, которая стала возможной только после появления особо быстродействующих ЭВМ, геофизики получают отклонение реальных сейсмических волн по сравнению со стандартной моделью , которое составляет максимум первые проценты, обычно меньше. Увеличение скоростей волн свидетельствует об увеличении плотности вещества и наоборот . Таким образом, выявляются латеральные неоднородности в мантии, впервые продемонстрированные американскими геофизиками Д.Л .Андерсоном и А.М .Дзевонским еще в начале 80- х годов ХХ в. Более плотные , т.е . холодные и менее плотные , т.е . более нагретые участки мантии образуют очень сложную картину, в целом подтверждающие тектонику литосферных плит, т.к. в активных континентальных окраинах хорошо видны погружающиеся под более легкую континентальную кору , холодные и более плотные пластины коры океанической . Сейсмотомография позволила установить в самых низах мантии примечательный слой D′′ ( англ . « Ди – дабл - прайм » или «D дважды прим», русск.), верхняя граница которого неровная , мощность изменяется в горизонтальном направлении и это слой может быть даже частично расплавлен . В верхах нижней мантии обнаружен слой также с пониженной вязкостью, как и астеносферный и, т.о., в мантии устанавливается 3
слоя с пониженной вязкостью. Сейсмотомография дала очень много для выявления неоднородностей в строении мантии Земли.