НОВОСТИ    БИБЛИОТЕКА    ЭНЦИКЛОПЕДИЯ    ССЫЛКИ    КАРТА САЙТА    О САЙТЕ  







Народы мира    Растения    Лесоводство    Животные    Птицы    Рыбы    Беспозвоночные   

предыдущая главасодержаниеследующая глава

Глава IV. Строение планеты Земля

Земные недра

Материалы, слагающие твердую Землю, непрозрачны в плотны. Прямые исследования их возможны лишь до глубин, составляющих ничтожную часть радиуса Земли. Самая глубокая скважина, пробуренная до настоящего времени на земном шаре, не достигает и 10 км, что составляет немногим более 0,1% от радиуса Земли. В настоящее время существуют проекты бурения сверхглубоких скважин до 10-15 км на материках и до 10-12 км (от водной поверхности) на океанах. Возможно, что непосредственно проникнуть на глубину более нескольких десятков километров не удастся. Поэтому сведения о глубоких недрах Земли получают, используя лишь косвенные методы. К ним относятся сейсмический, гравитационный, магнитный, электрический, электромагнитный, термический, ядерный и другие методы. Наиболее надежным из них является сейсмический. Он основан на наблюдении сейсмических волн, возникающих в твердой Земле при землетрясениях. Подобно тому как рентгеновы лучи позволяют исследовать состояние внутренних органов человека, сейсмические волны, проходя через земные недра, дают возможность составить представление о внутреннем строении Земли и об изменении физических свойств вещества земных недр с глубиной.

Изучение сейсмических волн, распространяющихся в земных недрах после землетрясения, началось только после изобретения приборов, реагирующих на очень слабые движения почвы,- сейсмографов. Впервые это слово появилось в работах итальянского ученого Пальмьери, который в 1855 г. построил прибор, обнаруживающий слабые землетрясения. До недавнего времени лучшими считались сейсмографы конструкции русского физика Б. Б. Голицына (начало XX в.).

Простейший сейсмограф - это маятник с массивным грузом на конце. Во время колебаний почвы, вызванных землетрясением, он остается по инерции в относительном покое (рис. 24). Смещения земной поверхности относительно массивного груза усиливаются с помощью электрических и оптических систем и записываются на бумажной ленте. Эти записи называются сейсмограммами. По ним опытные сейсмологи могут установить соответствие отдельных частей записи сейсмическим волнам, прошедшим по определенным путям (лучам) от очага землетрясения до места регистрации, найти моменты прихода этих волн, их амплитуды и периоды.

Рис. 24. Схема горизонтального (а) и вертикального (б) сейсмографов. Маятник М во время колебаний почвы остается по инерции в покое и позволяет регистрировать их по сдвигу стрелки относительно шкалы, жестко связанной с земной поверхностью
Рис. 24. Схема горизонтального (а) и вертикального (б) сейсмографов. Маятник М во время колебаний почвы остается по инерции в покое и позволяет регистрировать их по сдвигу стрелки относительно шкалы, жестко связанной с земной поверхностью

Существуют два класса сейсмических волн: объемные, которые распространяются через все слои земных недр, и поверхностные, распространяющиеся вдоль поверхности Земли. Периоды объемных волн находятся в пределах нескольких секунд, поверхностных - в пределах десятков и сотен секунд. Амплитуды объемных волн убывают обратно пропорционально расстоянию r, поверхностных - обратно пропорционально . Поэтому на достаточно больших расстояниях от очага землетрясения поверхностные волны становятся значительно интенсивнее объемных.

Объемные волны бывают двух типов: продольные (Р) и поперечные (S). В случае продольных волн возмущение распространяется от источника частицами, движущимися туда и обратно в направлении распространения волны. В случае поперечных волн частицы колеблются перпендикулярно к линии распространения возмущения.

В жидкостях и газах частички не могут тянуть друг друга в стороны, так как сцепление между ними очень мало. Поэтому ни в жидкостях, ни в газах поперечные волны не возникают. Они наблюдаются только в твердой среде. Продольные волны могут возникать и распространяться как в твердой, так и в жидкой и газообразной средах.

Скорости распространения продольных и поперечных волн зависят от упругих свойств среды. Так, скорость распространения Р-волн равна


а скорость распространения S-волн -


где ρ - плотность вещества в данной точке земных недр; k - модуль всестороннего сжатия, или несжимаемость; μ - модуль сдвига, или жесткость вещества. Для жидкой и газообразной сред μ = 0 и, следовательно, cs = 0. Скорость продольных волн примерно в 1,7 раза больше скорости поперечных волн. Благодаря этому продольная волна приходит от очага первой, сейсмологи обозначают ее буквой Р от латинского primus (первый). Поперечная волна приходит второй, ее обозначают буквой S от латинского se-cundus (второй). Запаздывание S-волны по отношению к моменту прихода Р-волны возрастает с увеличением расстояния до эпицентра землетрясения*. Учитывая это, по величине времени запаздывания S-волны легко определить расстояние, которое отделяет данную сейсмическую станцию от эпицентра землетрясения. Если использовать данные не одной, а трех или более сейсмических станций, то легко определить координаты эпицентра.

* (Эпицентром называется проекция центра очага землетрясения на земную поверхность.)

Поверхностные волны так же, как и объемные, бывают двух типов: волны Релея и волны Лява. Так они названы в честь английских математиков, изучавших их. Волны Релея до некоторой степени аналогичны Р-волнам. В них частицы движутся по эллипсам в вертикальной плоскости, ориентированной по направлению распространения возмущения. Волны Лява аналогичны S-волнам. В них частицы колеблются в горизонтальной плоскости перпендикулярно направлению распространения волны. Скорость распространения волн Лява несколько больше скорости волн Релея и несколько меньше скорости S-волн. Поэтому на сейсмограммах вслед за S-волнами регистрируются волны Лява, а затем - волны Релея. Важной особенностью поверхностных волн является их дисперсия, т. е. зависимость скорости распространения от длины волны или периода. На графике, по оси абсцисс которого отложены периоды, а по оси ординат - скорости распространения волн, эта зависимость изображается той или иной кривой. Причем форма и местоположение этой кривой зависят от строения поверхностных слоев Земли и механических свойств слагающего их вещества. Используя именно это обстоятельство, по наблюдениям поверхностных волн можно получать сведения о строении и механических свойствах поверхностных слоев Земли (до глубин, примерно равных длинам волн, т. е. до нескольких сот километров).

Объемные и поверхностные волны - богатый источник информации о строении и физическом состоянии земных недр. При этом объемные волны дают возможность "заглянуть" в глубокие недра, а поверхностные помогают разобраться в деталях строения верхнего слоя Земли.

Для изучения внутреннего строения Земли (по данным объемных волн) по сейсмограммам определяют моменты прихода волн того или иного типа. Затем, определив из других источников время землетрясения и расстояние до его эпицентра, строят так называемый годограф - график зависимости времени пробега данной волны от расстояния между эпицентром землетрясения и станцией наблюдения (рис. 25). Следует заметить, что эпицентральное расстояние часто выражают не в линейной, а в градусной мере. При этом 1° на земной поверхности соответствует расстоянию 2πR/?/360° ≈ 111 км, где R = 6371 км - средний радиус Земли.

Годографы строят не только для волн Р и S, которые приходят к станциям наблюдения по "прямым" лучам, но и для других объемных волн, достигающих станций после отражения и преломления на различных границах раздела. Этот метод обработки последовательно выполняли и выполняют ученые-сейсмологи с начала текущего столетия до настоящего времени. Имеющиеся в данный момент сведения о строении земных недр получены в основном с помощью осредненных для всей Земли годографов.

Югославский сейсмолог А. Мохоровичич, построив годографы объемных волн по данным сейсмических станций, которые четко записали землетрясение 8 октября 1909 г. на Балканском полуострове, обнаружил резкие изломы кривых. Это позволило ему сделать важный вывод о существовании на глубине около 54 км резкой границы, где скорости сейсмических волн увеличивались скачкообразно. Более поздние исследования показали, что эта граница, получившая название границы Мохоровичича, или сокращенно границы М, существует под поверхностью всего земного шара, но в разных по геологическому строению областях выражена с различной четкостью и залегает на разных глубинах. Она отделяет самый верхний поверхностный слой Земли - земную кору - от лежащей глубже оболочки, или мантии Земли*.

* (Термины оболочка и мантия - синонимы. В геофизике чаще употребляют термин оболочка, а в геологии - мантия.)

Рис. 25. Схема годографов Р- и S-волн
Рис. 25. Схема годографов Р- и S-волн

Рис. 26. Разрез Земли. Показаны пути распространения продольных волн от очага землетрясения А
Рис. 26. Разрез Земли. Показаны пути распространения продольных волн от очага землетрясения А

В начале текущего столетия в процессе построения годографов объемных волн было обнаружено, что S-волны не регистрируются станциями, удаленными от эпицентра землетрясения больше чем на 12 000 км (107°), а Р-волны - в промежутке от 11 700 (105°) до 16 000 км (142°). Далее 16 000 км Р-волны появляются снова. Эти особенности распространения Р- и S-волн указывали на существование на глубине около 2900 км ядра, в котором скорость Р-волн резко уменьшается с 13 до 8 км/сек, а S-волн - от 7,4 км/сек до нуля. Из-за уменьшения скорости входящие в ядро лучи Р-волн изгибаются к центру, в то время как невходящие распространяются "прямо". Поэтому лучи Р-волн, только касающиеся ядра, выходят на поверхность Земли на расстоянии 11 700 км (105°), а лучи, падающие более круто,- на расстоянии 16 000 км (142°) от эпицентра землетрясения. Между 11 700 и 16 000 км образуется зона тени (рис. 26). Поскольку скорость S-волн в ядре близка или равна нулю, то, как следует из соотношения (15), жесткость вещества μ там должна быть также близка к нулю, т. е. оно находится, по-видимому, в жидком состоянии. Вывод о существовании в недрах Земли жидкого ядра подтверждается и другими явлениями: деформацией Земли под действием приливных сил и особенностями движения земных полюсов. Особенно убедительным доказательством жидкого состояния ядра служит открытие нутации ©си вращения Земли с периодом, близким к суткам. Если бы ядро Земли было твердым, то такой нутации бы не существовало.

Более чувствительные сейсмографы показали, что и в зоне от 11 700 до 16 000 км полной тени для Р-волн нет. Они проникают в эту зону только в очень ослабленном виде. Это было большой загадкой для сейсмологов. Впервые правильно объяснила обнаруженное явление в 1936 г. датский сейсмолог Инга Леман. Она допустила, что в ядре Земли имеется субъядро, или внутреннее ядро. Скорость Р-волн в нем увеличивается настолько, что лучи, по которым распространяются Р-волны, загибаются вверх и попадают в зону тени.

Таким образом, полная картина внутреннего строения Земли, по имеющимся в настоящее время данным, изображена на рис. 26. Земная кора так тонка (в среднем около 30 км), что на рисунке изображается не более чем линией. Под ней располагается оболочка, или мантия Земли, которая простирается до глубины 2900 км. Еще глубже находится жидкое внешнее ядро, внутри которого имеется меньшее, по-видимому, твердое субъядро.

Каковы же физические свойства вещества, слагающего земные недра? Для ответа на этот вопрос вычисляют распределение скоростей продольных ср и поперечных cs волн внутри Земли. Эти вычисления делают по осреднен-ным годографам с помощью несложного математического способа. Результаты их представлены на рис. 27, который иллюстрирует изменение сp и cs с глубиной. Полученные величины ср и cs используют для вычисления плотности ρ, модуля несжимаемости k и модуля жесткости μ по формулам (14) и (15). Поскольку при этом необходимо определить три неизвестных, имея лишь два уравнения, используют ряд дополнительных данных и условий. Это прежде всего полученные из других источников значения массы Земли (5,973×1027 г), ее момента инерции (8,040×1044 г×см2), средней плотности земного вещества (5,517 г/см3) и плотности вещества верхней мантии (3,3-3,5 г/см3).

Рис. 27. Изменение скоростей продольных сp и поперечных cs волн с глубиной в Земле
Рис. 27. Изменение скоростей продольных сp и поперечных cs волн с глубиной в Земле

Рис. 28. Распределение плотности (1), давления (2) и ускорения силы тяжести (3) в Земле
Рис. 28. Распределение плотности (1), давления (2) и ускорения силы тяжести (3) в Земле

Определенные таким путем величины k, μ и ρ позволяют судить о составе земных недр и о существующих в них условиях. Зная распределение плотности, можно легко вычислить изменение давления и силы тяжести с глубиной. Результаты таких вычислений даны на рис. 28.

Исследуя изменение скоростей сp и cs с глубиной, австралийский сейсмолог Буллен разделил недра Земли на семь слоев - А, В, С, D, E, F и G (рис. 27). Слой А - земная кора, В - слой слабого увеличения скоростей с глубиной, С - слой резкого нарастания скоростей, D - однородная часть мантии, Е - жидкое внешнее ядро, F - переходная зона и G - внутреннее ядро.

Рис. 29. Разрез земной коры по 40° с. ш.: 1 - 'гранит' с осадочными породами; 2 - 'базальт'; 3 - вещество мантии; 4 - толщина земной коры по сейсмическим данным
Рис. 29. Разрез земной коры по 40° с. ш.: 1 - 'гранит' с осадочными породами; 2 - 'базальт'; 3 - вещество мантии; 4 - толщина земной коры по сейсмическим данным

Что представляет собой каждый из этих слоев?

Слой А - земная кора, или литосфера,- комплекс горных пород, расположенных над границей М. Этот слой имеет особенно важное значение, так как вся наша жизнь протекает на его поверхности и от него в основном зависит наше благополучие.

Со времени открытия Мохоровичича сменилось много различных представлений о строении земной коры. Какой-либо уверенности в наших знаниях о коре не было до тех пор, пока не стали применять метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), предложенный в 1949 г. советским сейсмологом академиком Г. А. Гамбурцевым. Этот метод заключается в использовании генерируемых с помощью взрыва сейсмических волн, которые регистрируются сейсмографами, установленными с интервалом всего 200-500 м друг от друга. Метод ГСЗ в настоящее время дает самые надежные результаты. Однако практическое использование его требует больших денежных затрат. Поэтому наряду с методом ГСЗ при исследованиях строения земной коры до сих пор применяется гравиметрическая съемка. Она заключается в том, что с помощью высокоточных приборов - гравиметров - измеряют силу тяжести в различных точках поверхности Земли. Поскольку величина силы тяжести зависит от характера изменения плотности вещества с глубиной, изучение распределения ее по поверхности Земли позволяет судить о строении земных недр.

Рис. 29. Разрез земной коры по 40° с. ш.: 1 - 'гранит' с осадочными породами; 2 - 'базальт'; 3 - вещество мантии; 4 - толщина земной коры по сейсмическим данным
Рис. 29. Разрез земной коры по 40° с. ш.: 1 - 'гранит' с осадочными породами; 2 - 'базальт'; 3 - вещество мантии; 4 - толщина земной коры по сейсмическим данным

В настоящее время установлено, что средняя толщина земной коры под континентами примерно в пять раз больше, чем под океанами. Глубина залегания границы М такова, что она является как бы зеркальным отражением рельефа земной поверхности. Так, под высокогорными областями она прогибается вглубь до 80 км, под равнинами залегает относительно ровно на глубине 30-40 км, а под океаническими впадинами поднимается до 10 км (рис. 29).

Океаническая кора состоит в основном из одного слоя, по составу близкого к базальтовому, с плотностью в среднем около 2,85 г/см3. Как и следовало ожидать, базальтовый слой почти везде покрыт осадочными породами толщиной в среднем около 0,6 км. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 млн. лет. Это свидетельствует о том, что океаническая кора относительно молода.

Континентальная кора состоит не из гранитного и базальтового слоев, как считали до применения метода ГСЗ, а из чередующихся слоев с большей или меньшей плотностью и скоростью распространения объемных волн. Эти слои лишь условно можно разделить на верхний "гранитный" и нижний "базальтовый" со средними плотностями соответственно 2,65 и 2,85 г/см3. На платформах (территориях, занятых равнинами и небольшими возвышенностями) они выделяются сравнительно хорошо, в то время как в горных районах, где расслоенность очень неустойчива, зачастую бывает трудно, а иногда даже невозможно сделать такое разделение. Как правило, "гранитный" слой континентальной коры покрыт осадочными породами, толщина которых меняется от нескольких километров в одних районах до нескольких метров - в других.

Земная кора очень неоднородна по горизонтали. В ней часто встречаются наклонные или вертикальные границы раздела, где механические свойства вещества изменяются скачком. Особенно это характерно для континентальной коры горных районов, иногда напоминающей плотно прижатые друг к другу блоки. В составе континентальной коры имеются наиболее древние породы Земли, возраст которых оценивается в 3 ×109 лет и более. (Возраст Земли составляет примерно 4,5×109 лет.) Таким образом, континенты являются самыми древними образованиями литосферы.

Наружный рельеф континентальной коры всем хорошо известен. А каков наружный рельеф океанической коры? Исследования дна океанов, предпринятые в последние 15-20 лет, показали, что для океанов характерны длинные цепи высоких подводных хребтов. Площадь, занятая подводными горными хребтами, огромна. Она равна примерно площади всех континентов. Причем хребты всех четырех океанов связаны в единую горную систему (рис. 30). Так, Срединно-Атлантический хребет имеет свое продолжение в Норвежском море и далее - в Северном Ледовитом океане. На юге он, огибая Африку, соединяется с Карлсбергским хребтом Индийского океана, а затем между Австралией и Антарктидой проникает в Тихий океан, где соединяется с Южно-Тихоокеанским и с гигантским Восточно-Тихоокеанским хребтами. Вершины океанических хребтов иногда поднимаются выше уровня моря и образуют острова. Таковы, например, острова Ян-Майен, Исландия, Азорские, Воскресение, Тристан-да-Кунья, являющиеся вершинами Срединно-Атлантического хребта. У многих одиночных подводных гор вершины плоские, словно срезанные ножом. По-видимому, они раньше возвышались над уровнем моря. Волны постепенно разрушили их вершины, а потом они погрузились в воды океана и в таком виде сохранились до наших дней. Подобных гор - гайотов - насчитывается сейчас около тысячи. На суше они не встречаются.

Рис. 30. Схема рифтовых долин - глубоких разломов, рассекающих подводные океанические хребты
Рис. 30. Схема рифтовых долин - глубоких разломов, рассекающих подводные океанические хребты

Детальные исследования океанических хребтов показали, что в центральной части их имеются глубокие разломы, или долины, которые получили название рифтовых долин. Они так же, как и подводные хребты, образуют единую непрерывную систему общей протяженностью около 70 000 км (см. рис. 30). С рифтовыми долинами связаны некоторые максимальные глубины океана, повышенная сейсмичность и активный вулканизм.

В настоящее время считается, что земная кора образовалась вместе с гидросферой и атмосферой путем выплавления и поднятия вверх наиболее легкоплавких и легких компонент вещества верхней мантии. Продолжением этого процесса, видимо, является отмечаемая и в настоящее время вулканическая деятельность, в результате которой из верхней мантии на поверхность Земли поступают лава, пепел, водяной пар и газы.

Слой В расположен под границей Мохоровичича. Его нижняя граница находится приблизительно на глубине 400 км. Долгое время не было обоснованного представления об изменении скоростей объемных волн в этом слое. Одни сейсмологи считали, что он характеризуется слабым, но непрерывным возрастанием скоростей. Другие пытались доказать, что в слое В имеется минимум скоростей. Положение прояснилось лишь в последние десятилетия, когда были изучены записи поверхностных волн. Исследования дисперсионных кривых этих волн показали, что в слое В, непосредственно под границей М, скорости объемных волн растут. Но на глубине 100-120 км под континентами и 50-60 км под океанами этот рост сменяется слабым уменьшением скоростей. На глубине около 250 км под континентами и 400 км под океанами скорости объемных волн снова начинают расти. Таким образом, было доказано, что в слое В имеется область пониженных скоростей - астеносфера, характеризуемая относительно малой вязкостью вещества - около 1020-1021 пуаз, что в десятки и сотни раз меньше, чем в выше- и нижележащих слоях. Опыты по изучению состояния горных пород при высоких давлениях и температурах, подобных тем, которые господствуют в астеносфере, показывают, что вещество может находиться там в аморфном, близком к расплавленному, состоянии. Некоторые ученые считают, что в астеносфере вещество находится в "кашеподобном" состоянии, т. е. состоит из смеси твердых и частично расплавленных пород. По всей вероятности, в состав его входят перидотиты и эклогиты плотностью около 3,3 г/см3.

В астеносфере находятся очаги вулканов. Они образуются, вероятно, там, где по каким-либо причинам понижается давление и, следовательно, температура плавления вещества астеносферы. Понижение температуры плавления приводит к расплавлению вещества и образованию магмы, которая затем по трещинам и каналам в земной коре может излиться на поверхность Земли. Существование отдельных очагов магмы в астеносфере доказано по наблюдениям прохождения поперечных волн.

Слой С расположен между 400 и 1000 км. Он характеризуется резким возрастанием скоростей объемных волн. В слое D, расположенном между 1000 и 2900 км, скорости растут незначительно. Вещество в этих двух слоях находится в твердом, по-видимому, кристаллическом состоянии. Слой D весьма однороден по составу. Сопоставление механических свойств вещества этого слоя с лабораторными образцами показывает, что он может состоять из окислов магния, кремния и железа. Слой С, наоборот, очень неоднороден по составу. В нем происходит или изменение химического состава, или фазовые переходы, т. е. переход вещества из одного состояния в другое.

Слои В, С и D слагают мантию Земли. Плотность вещества в мантии непрерывно растет от ≈3,3 у границы М до ≈5,2 г/см3 - в нижней части слоя D. На границе между мантией и ядром, где давление достигает ≈1,3×106 атм, плотность скачком увеличивается до 9,4 г/см3.

Слой Е, или внешнее ядро, расположен между 2900 и 5000 км. Верхняя граница этого слоя выражена очень четко. Помимо резкого увеличения плотности, эта граница характеризуется резким снижением скоростей объемных волн и появлением высокой электропроводности. Внутри этого слоя скорость продольных волн растет от ≈8 до ≈10,5 км/сек, а плотность - от ≈9,4 до ≈11,5 г/см3. Как уже отмечалось, вещество слоя Е находится в жидком состоянии.

Слой F, который расположен между 5000 и 5150 км, характеризуется быстрым ростом скорости Р-волн. Теоретические исследования показывают, что для роста скорости необходимо, чтобы вещество в этом слое и нижележащей области G было в твердом состоянии.

В области G, занимающей центральную часть Земли, скорость Р-волн, по-видимому, почти постоянна. В центре Земли плотность составляет примерно 16 г/см3, давление - 3,5×106 атм, а температура - несколько тысяч градусов.

Такие условия в настоящее время воспроизводят в лабораториях в течение интервалов времени порядка 10-6 сек с помощью взрывов. В динамических исследованиях мощные ударные волны создают давления до 5×106 атм, т. е. больше, чем в центре Земли. Исследования при статических нагрузках позволяют изучать минералы при условиях, существующих на глубинах до 800 км.

предыдущая главасодержаниеследующая глава







© GEOMAN.RU, 2001-2021
При использовании материалов проекта обязательна установка активной ссылки:
http://geoman.ru/ 'Физическая география'

Рейтинг@Mail.ru