7 років тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Душою мы способны постигать Вселенной нашей дивное строенье.

Кристофер Марло. Тамерлан Великий.

Земля имеет форму шара диаметром 12,7 тыс. км, обращающегося вокруг Солнца на расстоянии около 150 млн. км. С помощью бурения человек смог проникнуть менее чем на 10 км из 6,4 тыс. км, отделяющих нас от ее центра, но и эти скважины плохо характеризуют ее внешнюю оболочку. Остальные сведения о Земле кропотливо собирают из косвенных данных, большую часть которых дает сейсмология; важную роль играют также астрономия и другие разделы геофизики.

По мере вращения Земли вокруг своей оси и ее движения по околосолнечной орбите Солнце, Луна и другие небесные тела оказываются то по одну, то по другую сторону ее экваториальной плоскости. В результате их гравитационного притяжения Земля испытывает колебания. Эти колебания называются нутацией и могут быть измерены путем точной фиксации положения удаленных звезд. Ожидаемая величина колебаний зависит от распределения масс внутри Земли. Если бы все тяжелые элементы были сконцентрированы во внешней ее части, как, например, обод у махового колеса, возмутить ее движение было бы гораздо труднее, чем в случае однородного ее строения. К концу прошлого века астрономы удостоверились в том, что в ее центре находится тяжелое ядро. Олдхэму в 1906 г. удалось доказать его существование с помощью сейсмических волн, а Гутенбергу несколькими годами позднее — произвести точные определения его размеров.

До последнего времени ученые полагали, что Земля вначале была раскаленным телом; основные моменты ее последующей истории можно было объяснить тем, что с тех пор она постепенно остывала. Недавно эти положения подверглись существенному пересмотру. Некоторые астрономы все еще считают, что вещество Земли было некогда исторгнуто из Солнца или вырвано из него гравитационным притяжением проходящей звезды; большинство ученых, однако, сейчас полагают, что Земля сформировалась из холодного материала, захваченного из космоса солнечным притяжением или же в процессе формирования самого Солнца.

Мало кто сомневается в том, что внутренняя часть Земли раскалена. Измерения в шахтах и глубоких скважинах показывают, что с увеличением глубины на 1 км температура поднимается примерно на 25 °С. Не так уж сильно нужно углу-

биться, чтобы достичь условий, при которых все встречающиеся на поверхности породы должны расплавиться и превратиться в нечто напоминающее лаву, изливающуюся из вулканов. Некоторые испытывают тревогу по этому поводу подобно героям пьесы Георга Бюхнера (Г. Бюхнер, Смерть Дантона):

Первый господин. Надеюсь, вы не боитесь?

Второй господин. Видите ли, земная кора так тонка: я опасаюсь всегда, как бы не провалиться сквозь нее, когда встречаю такую дыру. Надо ходить с осторожностью, иначе можно ее проломить.

Наблюдаемое у поверхности быстрое увеличение температуры не может долго продолжаться, ибо в этом случае температура в центре Земли была бы выше, чем на Солнце. Своим теплом Земля, по-видимому, в большей степени обязана не наследию давней истории, а своей нынешней радиоактивности. Только в земной коре количество радиоактивных веществ более чем достаточно для того, чтобы объяснить им величину всего выходящего через земную поверхность теплового потока. Представляется очевидным, что если вначале Земля и не состояла из расплавов, то вскоре, по мере концентрации достаточно большого количества вещества вокруг первоначального ядра, она должна была расплавиться. Важный вопрос, стоящий перед геофизиками, состоит в том, нагревается или остывает Земля в настоящее время.

Три основные части Земли — кора, мантия и ядро — должны были сформироваться довольно рано. Гравитационное притяжение концентрировало более тяжелые элементы в центральное ядро и помогало более легким компонентам мантии отделиться от нее и образовать кору. В 1799 г. Генри Кавендиш провел знаменитый опыт по измерению массы Земли и обнаружил, что средняя плотность нашей планеты почти вдвое превышает среднюю плотность приповерхностных пород. Естественно задаться вопросом: что за вещество находится в более глубоких частях ее недр?

Одним из предметов дискуссий являются результаты химического анализа вещества метеоритов, обычно считающихся либо остатками разрушенной планеты, либо избыточным материалом, оставшимся после завершения формирования больших планет. Трудно судить, насколько представительными являются метеориты, достигающие поверхности земли, но в этом веществе выделяются два основных компонента: порода, состоящая большей частью из соединений кремния, и металл. Есть основания провести аналогию между существованием этих двух типов вещества, с одной стороны и ядра и мантии Земли — с другой.

Посмотрим, насколько этот вывод подтверждается поведением сейсмических волн. Начнем с земной коры, более знакомой , для нас, затем углубимся по направлению к ее центру.

В одной из предыдущих глав мы рассмотрели, как можно с помощью отраженных волн измерить характеристики слоев, слагающих земную кору. В верхних ее частях, где свободно протекают геологические процессы, картина очень сложна и даже хаотична. Скорость Р-волн в зависимости от свойств пород может меняться от 2 до 6 км/с и более; у основания коры в большинстве районов отмечается резкое увеличение скорости. Это происходит на границе Мохоровичича, ниже которой скорость Р-волн практически повсеместно несколько превосходит 8 км/с.

Толщина коры весьма изменчива. Под континентами она обычно равна 30—35 км, причем большим горам, значительно превышающим средний уровень поверхности земли, почти всегда сопутствуют глубокие «корни». Так, в Тибете толщина коры оказалась более 70 км.

Подобно тому как высоким горам отвечает мощная кора, глубоким океанам отвечает тонкая кора; в строении континентальной и океанической коры имеются различия. На рис. 51 показан ряд разрезов. На континентах граница Мохоровичича расположена гораздо глубже, чем в океанах. Обычно ее обнаруживают по резкому увеличению скорости Р-волн примерно до 8,1 км/с. Фундамент, на котором лежит покров осадочных пород, обычно сложен твердыми кислыми кристаллическими породами, которые сейсмологи обычно называют гранитными (геолог, правда, поспешит заметить, что это не всегда гранит). Ниже гранитного слоя лежит второй слой более основных пород, который обычно называют базальтовым, а иногда промежуточным. Часто на границе между этими двумя слоями, которую называют границей Конрада, скорость волн резко меня­ется, но в некоторых районах происходит более постепенный переход, распределенный по всей толщине коры.

Типичные разрезы земной коры

Типичные разрезы земной коры

В более тонкой океанической коре гранитный слой исчезает. Некоторые считают, что в глубочайших районах океана все, что можно обнаружить выше границы Мохоровичича,— это несколько сот метров ила и 5—6 км морской воды; недавние измерения, однако, показывают, что почти всегда имеется несколько километров базальтового вещества, так что основание коры находится примерно на 10 км ниже уровня моря.

Волны от близких землетрясений и взрывов являются не единственным источником информации о свойствах и толщине земной коры. Совершенная техника используется также для записи поверхностных волн. Метод анализа этих волн основан не на времени их прихода, а на структурных особенностях, для лучшего понимания которых нам нужно уточнить значения не-

скольких терминов, используемых сейсмологами при исследовании волн.

На рис. 52 показана довольно обычная волна, которую математики называют синусоидальной. Одна из замечательнейших особенностей синусоидальных волн состоит в том, что волны любой другой формы (в том числе с острыми изломами) можно. получить путем сложения достаточно большого числа синусоидальных волн с различными параметрами. Если для этого простейшего случая волны В, F и J — последовательные горбы, a D, H и L — последовательные впадины, то расстояние от В до F, от F до J, от D до Н и от Н до L одинаковы. Это расстояние называется длиной волны и часто обозначается греческой буквой k (см. рис. 52,а).

Синусоидальная волна

Синусоидальная волна

Разность высот PQ между горбами и впадинами иногда называют амплитудой; чаще, однако, это наименование присваивают величине РА — максимальному отклонению от нулевого уровня в одну сторону. Будем использовать слово «амплитуда» для величины РА. У синусоидальной волны длина и амплитуда постоянны. Если длина волны меняется, происходит дисперсия (см. рис. 52,6), а если амплитуда убывает — затухание (см. рис. 52, в).

При движении волны через данную точку будет ежесекундно проходить определенное число горбов. Это число называют частотой волны. Частота, скорость и длина волны связаны между собой очень простыми соотношениями: скорость = частотах длина волны v = nk; частота = скорость/длина волны n = v/k.

Поскольку наиболее интересные для сейсмолога частоты обычно меньше, чем единица в секунду, он чаще всего работает с периодом. Это интервал времени между приходами двух последовательных горбов — величина, обратная частоте. Значит, частоте полцикла в секунду отвечает период 2 с, трети цикла в секунду—период 3 с и т. д. Один цикл в секунду составляет частоту в 1 Гц.

Если посмотреть на конец записи, или коду на сейсмограмме, где записываются L-волны, увидим, что первыми приходят волны с самым большим периодом, а затем последовательно приходят все более и более короткие волны. Этот процесс, который называют дисперсией, является следствием того факта, что хотя землетрясение порождает смешанные поверхностные волны с разными периодами, они распространяются с различными скоростями в зависимости от их периода и по мере распространения постепенно рассортировываются. Если знать, где и когда произошло землетрясение, можно определить скорость распространения для каждой величины периода и нанести результаты на график в виде так называемой дисперсионной кривой. Форма получаемой кривой зависит от мощности и состава верхних слоев земли вдоль всей траектории от эпицентра до регистрирующей станции.

Исследования поверхностных волн представляют довольно утомительный процесс проб и ошибок. Вначале следует выбрать правдоподобную мощность и скорость распространения волн для каждого слоя земной коры и использовать эту модель для расчета дисперсионной кривой. После этого нужно сравнить результат с кривой, полученной по записи землетрясения. Если они не совпадают, следует изменить какие-то исходные параметры и начать все сначала. К счастью, электронно-вычислительные машины избавили нас от большей части этой работы, и можно найти модель, достаточно точно совпадающую с наблюдениями, даже если вдоль траекторий происходят существенные изменения в толщине земной коры. На рис. 53 показано поведение волн Лява и Релея и их распространение в континентальной и океанической корах.

Дисперсия волн Лява (а) и Релея (б)

Дисперсия волн Лява (а) и Релея (б)

Существуют, конечно, и другие способы получения информации о земной коре. Геологи получают полезные сведения, анализируя разновидности лавы из вулканов в различных районах мира. Точные измерения силы тяжести позволяют установить места залегания более тяжелых или более легких пород. Информацию о глубоких недрах земной коры дают измерения электрических токов в толще пород, а также магнитного поля Земли. Все эти исследования помогают дополнить картину, получаемую в результате изучения отраженных и поверхностных сейсмических волн.

В подкоровых слоях знакомые нам породы отсутствуют. На глубине 30 км, где температура равна примерно 1200 °С, их можно было бы считать расплавленными, однако жидкими они не становятся. Этому препятствует огромный вес вышележащих толщ. Тем не менее они постепенно теряют свои индивидуальные черты и становятся единой расплавленной смесью. Хотя остаются небольшие локальные вариации ее состава, типичная для пород коры неоднородность исчезает.

Чтобы представить физическое состояние пород на такой глубине, лучше всего, вероятно, сравнить их с твердой смолой, которая может быть настолько твердой, что ее следует раскалывать ударами молотка; но если вы оставите кусок такой смолы на ночь на скамейке, она постепенно растечется. При медленном воздействии на нее она ведет себя как жидкость, а при быстром силовом воздействии — как хрупкое твердое тело. Реагируя на волны, верхняя часть мантии ведет себя как упругая среда, а для медленных геологических деформаций — как пластичная, и в ней могут иметь место медленные движения.

К числу важнейших процессов относятся те, которые происходят вследствие конвекции (их последствия будут рассмотрены ниже). Конвекция — это перенос тепла из одного места в другое путем физического перемещения разогретого вещества. Порода, нагретая от контакта с раскаленным веществом в глубоких недрах Земли, будет расширяться, становясь менее плотной, чем окружающая среда, и, как следствие этого, иметь тенденцию к всплыванию. Приближаясь к поверхности, она может отдавать свое тепло, сжиматься, становясь плотнее, и вновь опускаться вглубь. Этот процесс порождает гигантские циркуляционные течения, которые переносят тепло из глубин Земли к поверхности.

Поскольку нисходящие потоки плотнее восходящих, существуют региональные различия в составе мантии; проследим лишь за изменением ее свойств с глубиной. В самом первом приближении сейсмические волны распространяются все быстрее и быстрее по мере проникновения в глубь мантии. Непосредственно под границей Мохоровичича скорость Р-волн примерно равна 8,1 км/с, а у границы ядра она доходит до 13,6 км/с. Соответствующие значения для S-волн составляют 4,4 и 7,3 км/с. На глубине 700 км —самой большой глубине, на которой фиксируются землетрясения,— заметных изменений в скоростях не происходит, однако глубокие землетрясения бывают лишь в немногих районах земного шара, так что можно ожидать, что связанные с ними изменения физических свойств мантии также локализованы некоторым определенным образом.

Скорость сейсмической волны зависит от плотности и жесткости вещества, через которое она проходит. Увеличение плотности приводит к снижению скорости, а в случае повышенной жесткости волна распространяется быстрее. С увеличением глубины вещество испытывает все большее и большее сжатие под увеличивающимся весом вышележащих пород, однако возрастание скоростей волн свидетельствует о том, что увеличение плотности должно быть менее быстрым, чем соответствующее увеличение жесткости. Тем не менее бывают исключения из этого общего правила, впервые отмеченные в связи с изучением поведения звуковых волн в глубинах океана.

В океанах температура воды довольно быстро снижается до глубин порядка 1,5 тыс. м, где она близка к точке замерзания. На больших глубинах снижение температуры происходит гораздо медленнее. Скорость звука в воде зависит как от температуры, так и от давления, и совместное влияние этих двух факторов приводит к тому, что на указанной глубине он распространяется медленнее, чем на больших или меньших глубинах. Если на этой глубине взорвать небольшой заряд, то далеко не все волны смогут достичь поверхности. Волны, исходящие из источника под недостаточно большим углом к горизонтали, будут «пойманы» в узком канале после многократных отражений. Многие из них передаются таким образом на очень большие расстояния, пока наконец не поглощаются. Взрывы небольших зарядов, содержащих всего несколько килограммов взрывчатки, могут вполне отчетливо регистрироваться на расстояниях в несколько тысяч километров. Этот звуковой канал в океане называют слоем Софар. Было предложено использовать его для передачи сигналов от терпящих бедствие судов, паромов и самолетов специально оборудованным станциям с помощью взрыва небольших зарядов.

В самых верхних, подкоровых слоях мантии до глубины порядка 100 км происходит нечто похожее. Эту область называют астеносферой (от греческого «а» — не и «стенос» — сила). В ней породы оказались в большей степени ослаблены повышенной температурой, чем уплотнены вышележащим веществом. В результате скорость сейсмических волн в этой области ниже, чем у основания коры. На больших глубинах она вновь повышается вследствие повышения давления, и образуется такой же низкоскоростной канал, как и в океане. Наличие этого канала запутывает картину времен пробега Р- и S-волн, регистрируемых на расстояниях от 15 до 20°. Профессор Римского университета Калои первым связал это явление с падением скоростей волн в астеносфере и их распространением вдоль канала подобно звуковым волнам под акустическим сводом.

Вещество пород, лежащих выше астеносферы, называют литосферой (от греческого «литос» — камень). Ранее термин литосфера использовался для обозначения коры. Теперь им обозначают гораздо более обширную область; поскольку для нее нельзя определить четкую границу типа границы Мохоровичича, ее толщину оценить трудно.

Астеносфера не является единственным низкоскоростным каналом в толще земли. Проф. Гутенберг предположил, что во многих районах земного шара можно найти еще один такой канал в пределах коры. Под воздействием высокой температуры и давления кварц изменяет свое физическое состояние. Эти изменения могут иметь место на глубине примерно 10 км, где и отмечается снижение скоростей волн, приводящее к созданию канала (рис. 54). Если очаг землетрясения находится в пределах слоя, в котором скорость распространения волн меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, то волны, выходящие в некоторых направлениях, «ловятся» в низкоскоростном канале. На рис. 54 изображен разрез, в котором скорость волн возрастает от 6 км/с у поверхности до 7 км/с на глубине 10 км, затем падает до 6 км/с на глубине 15 км и возрастает вновь примерно до 7,5 км/с у границы Мохоровичича. Волны, выходящие из очага круто вверх (А), достигают поверхности как обычные волны Pg. Волны, выходящие круто вниз (D), отражаются от границы. Волны, имеющие менее наклонную траекторию (С), преломляются на границе, проходят ниже ее и возвращаются к поверхности как волны Рп. В промежуточном диапазоне (В) волны локализуются в пределах канала. Волны, распространяющиеся по этому каналу, обнаружены в континентальных районах. С учетом его существования оценки толщины континентальной коры меняются на несколько километров. Океаническая же кора, толщина которой меньше 10 км, не содержит таких каналов.

Низкоскоростной канал в море

Низкоскоростной канал в море

Приведенная выше интерпретация позволяет решить две давние проблемы. Измеряя скорость волн, вызванных взрывом у поверхности земли, получаем несколько более высокие значения, чем для сейсмических волн. Это явление загадочно, поскольку известно, что эти волны одного и того же типа и распространяются они в одних и тех же породах. Скорее можно было ожидать противоположных результатов, поскольку сейсмические волны идут по более глубоким траекториям. Проф. Гутенберг сумел вполне убедительно объяснить полученные результаты, предположив, что очаги землетрясений лежат в пределах низкоскоростного канала. Одновременно оказалось возможным отбросить то странное предположение, что Р- и 5-волны генерируются очагом в разные моменты.

В 1957—1958 гг. геофизики разных стран мира выполняли совместные исследования по специальной программе, известной под названием Международный геофизический год. Было получено много новых результатов изучения земной коры. Новые сейсмические станции были организованы в Антарктиде и других недостаточно охваченных наблюдениями районах земного шара. Успех этой программы был настолько очевиден, что проф. В. В. Белоусов из московского Института физики Земли в 1960 г. предложил организовать работы еще по одной программе, направленной на изучение верхней мантии. Многие геофизики поддержали его мнение о том, что ответы на некоторые загадочные вопросы, по-видимому, следует искать в процессах, происходящих в подкоровых слоях Земли.

Одним из наиболее впечатляющих проектов, которые предполагалось включить в эту программу по американскому предложению, заключался в бурении скважины через всю земную кору с тем, чтобы получить образец вещества мантии для непосредственного изучения и анализа в лаборатории. На большей части суши граница Мохоровичича лежит под толщей пород по меньшей мере на глубине 20—30 км, поэтому решено было пробурить скважину «Мохоул» через сравнительно тонкую океаническую кору, работая с плавучей базы. Предстояло преодолеть огромные технические трудности, но оказалось, что политические трудности еще больше. В 1966 г. Конгресс США отклонил программу «Мохоул», так что мы до сих пор не имеем образца вещества мантии.

К счастью, некоторые части проекта по изучению верхней мантии выполнялись более успешно. К их числу относятся глубинное бурение в нескольких районах СССР, новые измерения толщины коры, а также оригинальные исследования времени пробега сейсмических волн. В дальнейшем мы вернемся к рассмотрению процессов, происходящих в верхней мантии; многие из них были осмыслены лишь в последние десять лет.

Что же можно обнаружить, проникнув в конце концов за границу Мохоровичича? С точки зрения химии мантия состоит большей частью из силикатов магния, в меньшей степени — из окислов железа и алюминия со следами натрия и кальция. Если говорить о породе, то наиболее вероятной является плотная ультраосновная порода дунит, состоящая главным образом из оливина; это, однако, не более чем аргументированная догадка.

При переходе от мантии к ядру изменения происходят очень быстро — на протяжении максимум нескольких километров. При этом изменяется как состав вещества, так и его состояние.

На границе ядра 5-волны наталкиваются на непроходимый барьер, а Р-волны продолжают свой ход, хотя их скорость вновь падает до 8,1 км/с (рис. 55). На поверхности земли неспособность вещества пропускать S-волны рассматривается как важнейший признак его жидкого состояния. Хотя по этому признаку ядро является жидким, было бы заблуждением считать, что оно ведет себя как вода. Здесь трудно подобрать аналогию; следует думать, что вещество ядра совершенно не похоже ни на что встречаемое нами на поверхности земли. Ядро гораздо плотнее мантии. Средняя плотность Земли в 5,5 раза превосходит плотность воды, тогда как средняя плотность поверхностных пород превосходит ее лишь примерно в 2,5 раза. В мантии плотность в среднем равна 5, поэтому значительная часть массы приходится на ядро; плотность большей его части равна 10—12, а в центре может достигать 17. Некоторые геофизики считают, что такая высокая плотность возникает из-за концентрации тяжелых металлов типа железа и никеля, другие же считают возможным объяснить ее более плотной упаковкой атомов вещества под воздействием на них высокого давления. Вероятно, окончательный ответ на этот вопрос будет получен еще не скоро.

Скорость вещества и скорость сейсмических волн в недрах Земли

Скорость вещества и скорость сейсмических волн в недрах Земли

Существование резкой границы между мантией и ядром дает нам еще один ключ к определению температуры в центре Земли. На такой глубине она должна быть достаточно высока, чтобы расплавить металлы, слагающие ядро, но недостаточно высока, чтобы расплавить контактирующие с ними силикаты мантии. Эти границы достаточно узки; вероятная температура оценивается величиной 3600°С. Поскольку ядро состоит из металлов, оно хорошо проводит тепло, и внутри него заметного повышения температуры быть не может.

Вскользь уже упоминалось о том, что ядро имеет непростое строение и изменчиво по своим свойствам. В 1936 г. датский сейсмолог Инге Леман исследовала записи землетрясений, в том числе новозеландских 1928 и 1931 гг. в Мерчисоне и Хокс-Бей. Из этих записей следовало, что на станции, которые должны были бы находиться в затененной зоне, приходила волна Р-типа. Это можно объяснить существованием внутреннего ядра радиусом около 1250 км, которое обладает существенно большей плотностью, чем его внешняя часть. Обозначим волны, прошедшие через внутреннюю часть ядра, буквами I (для Р-типа), и J (для 5-типа). В настоящее время с определенностью наблюдалась волна PKIKP, существование же волны PKJKP все еще очень сомнительно. Если эта волна существует, то есть основания полагать, что она не очень интенсивна, так что ее можно зарегистрировать лишь при сильных землетрясениях. Из других соображений представляется вероятным, что внутреннее ядро Земли твердое; регистрация волны PKJKP явилась бы долгожданным доказательством этого. На рис. 55 показано изменение плотности и скорости сейсмических волн с глубиной. Теперь можно нарисовать окончательную картину внутреннего строения Земли (рис. 56).

Внутреннее строение Земли

Внутреннее строение Земли

Хотя у нас и есть обоснованная уверенность в том, что внутреннее ядро твердое, его плотность очень неопределенна. Вряд ли она меньше 15, а по некоторым достаточно обоснованным соображениям она может достигать 20. Возможным путем ее уточнения является изучение поверхностных волн очень большого периода.

Чем больше период поверхностной волны, тем большая часть Земли участвует в ее распространении. Поэтому появление ультрадлиннопериодных сейсмографов означало, что поверхностные волны теперь приносят пользу не только при изучении земной коры. С их помощью были изучены также свойства мантии, а затем и Земли в целом.

Очень сильные землетрясения типа чилийского (1960 г.) и аляскинского (1964 г.) заставляют Землю колебаться всей массой наподобие желе. Возможны два основных типа колебаний, которые называют крутильными и сфероидальными (рис. 57). При крутильных колебаниях поверхность земли смещается в разные стороны; в простейшем случае два полушария смещаются в противоположных направлениях. При сфероидальных колебаниях частицы перемещаются в радиальном направлении, так что Земля попеременно вздувается на экваторе и растягивается у полюсов наподобие мяча для регби. Этот тип колебаний напоминает колебания большого купола; иногда их можно наблюдать также у висячей капли воды.

Свободные колебания Земли

Свободные колебания Земли

Конечно, эти колебания происходят очень медленно. Основной глубокий тон имеет период приблизительно I ч; он осложнен рядом обертонов. Точный период этого тона, характер обертонов и закономерность угасания всей серии колебаний связаны с распределением плотности и упругости по объему Земли. От начала колебаний такого рода до их полного угасания проходит очень много времени. Хорошо сконструированные маятники могут обнаруживать их спустя несколько дней после землетрясения.