Однако для определения внутренней структуры Земли перечисленных данных недостаточно, нужны еще дополнительные данные. Их получают главным образом методом сейсмического зондирования земных недр. Кроме того, используются электромагнитное зондирование и наблюдения приливов и собственных колебаний в твердой Земле.
Сейсмическое зондирование проводится для измерения характеристик упругости вещества в недрах Земли. Речь идет о двух характеристиках. Во-первых, все реальные тела, твердые, жидкие или газообразные, при увеличении давления сжимаются, и по закону Гука относительное уменьшение их объема при сжатии пропорционально приращению давления; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сжатия (К), - это первая из интересующих нас характеристик. Во-вторых, твердые тела под действием касательного напряжения на их поверхности испытывают деформацию сдвига, по закону Гука пропорциональную напряжению; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сдвига или жесткостью (μ), - вторая характеристика упругости тела (у жидких или газообразных тел она равна нулю).
Если удается измерить модуль сжатия вещества на разных глубинах в недрах Земли, то распределение плотности и давления по глубине можно рассчитать, допуская, что недра Земли находятся хотя бы приблизительно в состоянии гидростатического равновесия, т. е. что давление на данной глубине равно весу вышележащего вещества (и в первом приближении пренебрегая малыми поправками на температурное расширение вещества). Детали такого расчета изложены, например, в книге В. Н. Жаркова, В. П. Трубицына и П. В. Самсоненко [6]; их результаты мы приведем ниже.
Измерению поддаются не сами модули К и μ в недрах Земли, а выражающиеся через них скорости ср= (К/ ρ + 4· μ /(3· ρ))1/2 и cs =( μ / ρ)1/2 продольных (Р) и поперечных (S) упругих волн, распространяющихся в недрах Земли от очагов землетрясений или сильных взрывов (здесь ρ - плотность вещества). Волны Р - это волны сжатия и разрежения (часто называемые звуковыми), в которых частицы среды колеблются вдоль направления движения волны; они способны распространяться и в твердых, и в жидких, и в газообразных средах. Волны S, в которых частицы среды колеблются поперек направления движения волны, могут распространяться только в твердых толах.
Непосредственно измеряются не скорости упругих волн ср и cs, а время их распространения от породивших их очагов до мест расположения сейсмографов, записывающих эти волны. При этом моменты времени и очаги землетрясений заранее неизвестны и должны быть рассчитаны задним числом по записям нескольких сейсмографов, расположенных в разных местах (в частности, это всегда относится к глубине очагов). Расчет скоростей ср и cs на разных глубинах по координатам очагов и времени распространения упругих волн - это сложная задача, решаемая лишь с некоторой степенью неопределенности. Несмотря на все эти осложнения, сейсмологией накоплено большое количество данных, позволяющих сформулировать основные представления о внутренней структуре современной Земли.
Согласно геофизическим данным, современная Земля состоит из следующих разнородных слоев (оболочек).
1) Атмосфера - внешняя газовая оболочка, ограниченная снизу твердой или жидкой подстилающей поверхностью.
2) Гидросфера (в основном - Мировой океан) - водная оболочка, частично покрывающая твердую Землю.
3) Земная кора (слой А) средней толщиной 33 км.
4) Мантия с нижней границей на глубине 2920 км, распадающаяся на верхнюю (слой В с нижней границей на глубине 410 км), среднюю (слой С с глубинами залегания 410-1000 км) и нижнюю (слой D с глубинами 1000-2920 км, распадающийся на собственно нижнюю мантию D' с глубинами 1000-2700 км и переходный слой между мантией и ядром D" на глубинах 2700-2920 км). В слое В на глубинах около 100-300 км выделяется слой с пониженными жесткостью, скоростями се и cs и вязкостью, называемый астеносферой; вышележащая часть слоя В вместе с земной корой называется литосферой.
5) Ядро, распадающееся на внешний жидкий слой Е на глубинах 2920-4980 км, переходный слой F между внешним и внутренним слоями (4980-5120 км) и внутренний твердый слой G (5120-6371 км).
Охарактеризуем каждый из этих слоев по отдельности.
Атмосфера.С точки зрения теории климата она характеризуется, главным образом, массой и химическим составом. В настоящее время земная атмосфера содержит 5.3·103 триллионов т воздуха - около одной миллионной доли массы всей Земли. Давление воздуха на уровне моря в среднем равно 1.013 кг/см2, а плотность - 1.3·10-3 г/см3. С высотой плотность воздуха быстро убывает, так что три четверти массы атмосферы находятся ниже 10 км, 90% - ниже 15 км, 99% - ниже 30 км, 99.9% - ниже 50 км.
Сухой воздух состоит из 78.08% азота, 20.95% кислорода, 0.93% аргона, около 0.03% углекислого газа и малых количеств благородных газов и водорода. Важную роль в формировании погоды и климата играют так называемые термодинамически активные примеси (ТАП) - переменные составные части атмосферы, способные влиять на термодинамическое состояние воздуха и на распределение по атмосфере притоков тепла.
Важнейшей ТАП в атмосфере Земли является вода, содержание которой, главным образом в виде водяного пара, в среднем равно 12.4 триллиона т (что эквивалентно слою осажденной воды в 24 мм, так что при среднем годовом количестве испарения и осадков в 780 мм водяной пар в атмосфере обновляется 32 раза в год, или каждые 11 дней). Водяной пар способен конденсироваться или сублимироваться на имеющихся в атмосфере частицах, образуя облака и туманы (с выделением больших количеств скрытого тепла). Насыщающая концентрация пара растет с температурой и обратно пропорциональна давлению; при нормальном давлении на уровне моря она меняется от 0.0236% при -30° С до 0.611% при 0°С и 4.24% при +30° С.
Водяной пар и особенно облачность резко влияют на потоки коротковолнового и длинноволнового излучения в атмосфере, внося, в частности, большой вклад в парниковый эффект, т. е. в способность атмосферы пропускать солнечную радиацию до подстилающей поверхности, но поглощать собственное тепловое излучение подстилающей поверхности и нижележащих атмосферных слоев (благодаря этому эффекту температура в атмосфере растет с глубиной, и ее нижние слои оказываются теплыми).
Наконец, облака способны к неустойчивости со слипанием облачных частиц и выпадением осадков (эти процессы происходят быстрее, чем испарение влаги с подстилающей поверхности, вследствие чего атмосфера в целом далека от насыщения водяным паром, несмотря на то, что две трети ее нижней границы образованы поверхностью воды). Водяные облака и осадки являются специфической особенностью погоды на Земле.
Другими ТАП в атмосфере являются углекислый газ (вносящий вклад в парниковый эффект), озон и взвешенные частицы (аэрозоль). Озон в атмосфере содержится в переменном количестве, порядка одной миллионной доли, в основном на высотах 10-30 км, где он образуется из молекулярного кислорода в результате фотохимических процессов под действием ультрафиолетовой радиации Солнца. Почти вся ультрафиолетовая радиация, губительная для живых организмов, при этом поглощается, так что озон обеспечивает существование жизни на суше. Аэрозоль может рассеивать солнечную радиацию, уменьшая прямую радиацию на подстилающей поверхности, но зато увеличивая рассеянную и, по-видимому, мало меняя их сумму. Однако он может и поглощать солнечную радиацию, и, переизлучая инфракрасную, увеличивать парниковый эффект. Эти процессы изучены еще недостаточно.
Средняя температура воздуха у земной поверхности в наше время равна 15° С. В нижних 10 км атмосферы она уменьшается с высотой на 6.5° С за каждый километр, выше (в стратосфере) остается приблизительно постоянной, около -50° С, а еще выше, где атмосфера становится чрезвычайно разреженной, температура растет. До 105-120 км благодаря перемешиванию атмосфера однородна по составу, а выше становится заметным разделение газов - тяжелые остаются внизу, а легкие поднимаются вверх. Выше 600 км возможна утечка газов в космическое пространство. Она возрастает с увеличением температуры и с уменьшением веса молекул. Согласно теоретическим оценкам, при температуре 2000° С время полной утечки водорода составляет 1800 лет, а гелия - 24 млн. лет. Температуры такого порядка на высотах в несколько сотен километров в атмосфере, по-видимому, возможны, и этим может объясняться почти полное отсутствие водорода и гелия в атмосфере Земли.
Гидросфера. Ее масса - 1.46·106 триллионов т жидкой воды и льда - в 275 раз больше массы атмосферы, но составляет лишь одну четырехтысячную долю массы всей Земли. Около 94°/0 массы гидросферы составляют соленые воды Мирового океана, из оставшихся 6% гидросферы три четверти приходятся на подземные воды и четверть - на ледники Антарктиды и Гренландии (их растепление повысило бы уровень Мирового океана на 80 м); на остальные ледники и озера приходится очень малая доля массы гидросферы.
Рассмотрим главную часть гидросферы - Мировой океан. Он покрывает 70.8% поверхности земного шара и имеет среднюю глубину 3795 м. Окаймляющая континенты мелководная зона океанов с глубинами до 200 м (материковая отмель, или шельф), как правило, узка - она занимает только 7.6% площади Мирового океана. Далее идет довольно крутой материковый склон с глубинами 200-3000 м - 15.2% площади океана. Ложе океана (абиссаль) с глубинами >3 км занимает 77.1% площади океана; половина ложа имеет глубины 4-5 км, а глубины >6 км (глубоководные желобы, так называемая ультраабиссаль) составляют менее одного процента площади океана. Доли площади, приходящиеся на разные глубины и высоты, даются гипсографической кривой поверхности твердой Земли (рис. 3). Наибольшая глубина Мирового океана обнаружена экспедицией Института океанологии АН СССР на знаменитом научно-исследовательском судне «Витязь». Она находится в Марианском желобе и равняется 11 034 м.
Мировой океан несколько условно делят на четыре части: Тихий океан (52.8% массы и 49.8% площади Мирового океана, средняя глубина 4028 м), Атлантический океан (24.7% массы и 25.9% площади, средняя глубина 3627 м), Индийский океан (21.3% массы и 20.7% площади, средняя глубина 3897 м) и Северный Ледовитый океан (1.2% массы и 3.6% площади, средняя глубина 1296 м). Здесь к океанам отнесены соответствующие секторы Антарктики, а также прибрежные моря, составляющие в сумме 3% массы и 10% площади Мирового океана; Средиземное, Черное и Каспийское моря условно отнесены к Атлантическому океану.
С гидродинамической точки зрения целесообразно дальнейшее деление океанов на котловины, разделяемые подводными хребтами, прежде всего так называемыми срединно-океаническими хребтами, показанными на рис. 4, которые образуют непрерывную глобальную цепь длиной около 60 тыс. км и занимают около трети площади океанов. Эти хребты возвышаются над дном котловин на 3-4 км и нарушают непрерывность глубинной циркуляции океанских вод.
В водах океана растворено в среднем 3.472% солей. Поскольку в растворе они распадаются на положительные и отрицательные ионы (называемые соответственно катионами и анионами, так как при опускании в воду электродов положительные ионы будут двигаться к катоду, а отрицательные к аноду), поэтому лучше указывать не солевой, а ионный состав морской воды. Главными катионами в ней являются Na+ (1.076%), Mg2+ (0.13%), Са2+ (0.041%), К+ (0.039%) и Sr2+ (0.001%), а главными анионами - Cl- (1.935%), SO2-4 (0.27%), НСОз- (0.014%), Вr- (0.007%) и СO2-3 (в среднем 0.007%); см. книгу А. П. Виноградова [7]. Катионов немного больше, так что морская вода имеет слабощелочную реакцию. Ее принято характеризовать водородным показателем рН-взятым с обратным знаком десятичным логарифмом концентрации ионов водорода (Н+) в грамм-ионах на литр; для кислого раствора рН менее 7, нейтрального рН=7 и щелочного рН > 7. В морской воде рН обычно изменяется в пределах 7.5-8.5 (Виноградов [7]).
В морской воде растворен также ряд газов, причем более пресные и более холодные воды поглощают больше газов. В верхнем слое океана при равновесии с атмосферой в 1 л воды содержится в среднем 50 мл СО2, 13 мл N2, 2-8 мл О2, 0.32 мл Аr и малые количества других благородных газов. Всего в океане при равновесии с атмосферой растворено 140 триллионов т СO2 - почти в 60 раз больше его содержания в атмосфере (равного 2.6 триллионов т), а растворенного кислорода - лишь 8 триллионов т - в 130 раз меньше его содержания в атмосфере.
Содержание растворенной углекислоты - это главный фактор, определяющий рН морской воды. В океане оно поддерживается около одного и того же уровня благодаря равновесию между нерастворимым карбонатом кальция, СаСО3, и растворимым бикарбонатом, Са(НСO3)2: при недостатке СО2 «лишний» бикарбонат превращается в карбонат и выпадает в осадок, а при избытке СO2 карбонат превращается в бикарбонат и растворяется. Второй из этих процессов всегда происходит в холодных водах океана на глубине в среднем > 4 км - на таких глубинах на дне не может образовываться карбонатных осадков. Первый же процесс, происходящий, например, в самых верхних слоях океана при поглощении СO2 фотосинтезирующими зелеными водорослями, приводит к образованию на глубинах меньше 4 км карбонатных осадков, т. е. к «захоронению» углерода, по А. П. Виноградову, происходящему в настоящее время со скоростью около 250 млн. т углерода в год; полное количество «захороненного» таким путем углерода оценивается в 5·104 триллионов т.
Рис. 3. Гипсографическая кривая поверхности земной коры по Г. Дитриху.
Земная кора. Это верхний слой твердой Земли, отделенный от нижележащих слоев так называемой поверхностью Мохоровичича, при переходе через которую сверху вниз меняется химический состав вещества и происходит скачкообразное увеличение скорости распространения упругих волн (волн Р - от 6.8-7.3, в некоторых регионах от 7.4-7.7 до 8.1-8.4 км/сек., а волн S - от 3.7-4.1 до 4.4-4.7 км/сек.). Если принять среднюю мощность коры равной 33 км, а среднюю плотность вещества в ней - 2.8 г/см3, то масса коры получится равной 4.7·10 7 триллионов т - около 0.8% массы всей Земли.
Рис. 4. Главные тектонические структуры современной Земли. Материки: 1 - докембрийские платформы; 2 - щиты; 3 - древние ядра платформ; 4 - первичные дуги (поясы Альпийского орогонеза, зоны сжатия); 5 - офиолитовые зоны. Океаны: 6 - контуры срединно-океанических хребтов; 7 - рифтовые долины (зоны растяжения); 8 - поперечные разломы; 9 - глубоководные желобы.
Кора состоит из легкоплавких силикатов с преобладанием алюминиевых («сиаль»). Концентрации основных химических элементов в земной коре, по А. П. Виноградову, показаны на рис. 5. Больше всего в коре кислорода (49.13%), кремния (26%) и алюминия (7.45%). Наиболее распространенный элемент - кислород - содержится в коре, конечно, не в свободном виде, а в форме окислов: в коре в среднем 58% SiO2, 15% Аl2O3, 8% FeO и Fе2О3, 6% СаО, по 4% MgO и Na2O, 2.5% К2О и т. д. Специально следует подчеркнуть содержание главных долгоживущих радиоактивных изотопов - урана (U238 и U235), тория (Th232) и калия (К40). Их концентрации в разных породах коры различны, но отношения (Th/U ~ 4 и K/U ~ 104) приблизительно постоянны; больше всего их в гранитах (концентрация урана достигает 4.75·10-6), вдвое меньше в осадочных породах (2.5·10-6), еще меньше в базальтах (6·10-7) и меньше всего в перидотитах (1.6·10-8) и дунитах (1·10-9).
Рис. 5. Химический состав земной коры по А. П. Виноградову.
Приводившиеся цифры относились к земной коре в целом. Однако континентальная кора резко отличается от океанической - ее мощность значительно больше (25-75 км против 6-8 км); она содержит так называемый гранитно-метаморфический слой, отсутствующий в океанической коре; отличается и по некоторым формам рельефа. Общее представление о структуре земной коры дает ее экваториальный разрез, приводимый на рис. 6.
Рис. 6. Экваториальный разрез земной коры по Р. М. Деменицкой. 1 - осадки; 2 - граниты; 3 - базальты; 4 - мантия.
Опишем типичный разрез континентальной коры. Ее верхний слой средней мощностью 3 км образуют осадочные породы плотностью 2.5 г/см3, в которых скорость распространения волн Р растет с глубиной от 2 до 5 км/сек. Далее идет гранитно-метаморфический слой средней мощностью 17 км с плотностями 2.6-2.8 г/см3 и скоростями ср = 5.5 - 6.5 км/сек, (по некоторым данным, он отделяется от нижележащего слоя заметной границей, которую называют поверхностью Конрада); в этом слое сосредоточена основная радиоактивность земной коры. Наконец, ниже находится так называемый базальтовый слой средней мощностью 15 км с плотностью 2.9-3.3 г/см3 и скоростями Ср = 6.4-7.3 км/сек, (а в некоторых регионах - с пятикилометровым гранулит-эклогитовым нижним подслоем - со скоростями ср=7.4-7.7 км/сек.). Совсем иначе выглядит типичный разрез океанической коры. Под слоем рыхлых осадков средней мощностью 0.7 км со скоростями ср=1.5-1.8 км/сек. в ней выделяют так называемый второй слой средней мощностью 1.7 км со скоростями Ср = 2.1-5.5 км/сек., состоящий, по-видимому, преимущественно из толеитовых базальтов (50.1% SiO2, 16.7% Аl2O3, 11.6% СаО, 8.8% FeO и Fe2O3, 7.8% MgO, 2.8% Na2O, 0.19% К2O, 1.7·10-7 Th, 9*10-8 U; гораздо менее распространены в коре щелочные базальты вулканических островов, содержащие немного меньше SiO2, СаО и MgO, но больше Fe и Na и много больше К, Th и U, и андезиты - лавы островных дуг западной периферии Тихого океана, содержащие заметно больше SiO2, Na, К, Th и U и меньше Са, Fe и Mg, происхождение которых, по-видимому, связано со вторичной переплавкой сиаля океанической коры). Ниже находится третий слой средней мощностью около 5 км со скоростями Ср ≈ 6.7 км/сек., состоящий, по-видимому, в основном из серпентинитов, MgeSi4O10(OH)8, образующихся при гидратации (реакции с водой) горячих мантийных гипербазитов.
Отметим два типа форм рельефа, специфических для поверхности океанической коры.
Это, во-первых, уже упоминавшиеся срединно-океанические хребты (рис. 4 свидетельствует, что они являются срединными в Атлантическом и Индийском океанах, в Тихом же океане соответствующий хребет проходит по южной и восточной периферии). Эти хребты сложены толеитовыми базальтами, на их осях имеются рифтовые долины - провалы с крутыми стенками, на дне которых поверхность Мохоровичича, выклинивающаяся к осям хребтов, выходит на поверхность дна. В отличие от горных хребтов геосинклинальных подвижных поясов суши, являющихся зонами бокового сжатия земной коры, срединно-океаническиё хребты являются зонами ее растяжения. Во-вторых, для океанов специфичны узкие глубоководные желобы, также показанные на рис. 4. Их ширина исчисляется всего десятками километров, а длина - сотнями и даже тысячами километров. Глубины желобов 9-И км являются наибольшими в Мировом океане. Располагаются они на перифериях океанов, в ряде случаев окаймляя с океанской стороны островные дуги. Таковы, например, Курило-Камчатский и Алеутский желобы. Перуано-Чилийский желоб, наоборот, окаймляет непосредственно континент. Над континентальными склонами желобов наблюдаются отрицательные гравитационные аномалии порядка 100-200 мгал; с обеих сторон от них, особенно с континентальной стороны, протягиваются полосы более слабых положительных аномалий.
Литосфера и астеносфера (верхняя мантия). В табл. 2, рассчитанной Р. Аффеном и А. Джессопом (1963 г.), приводятся значения давления р и температуры Т, а также прочности S и температуры плавления ТП гранитов, базальтов и дунитов на разных глубинах в верхнем 400-километровом слое Земли (S - это максимальное касательное напряжение, которое может выдержать материал, не разрушаясь; оно измеряется в тех же единицах, что и давление, здесь - в килобарах, т. е. в тысячах атмосфер). По этим данным, на глубинах в среднем 60-250 км базальты могут быть расплавленными (гранитов же там нет); этот близкий к плавлению или даже содержащий расплавы легкоплавких компонент в твердом скелете тугоплавких компонент ослабленный (т. е. обладающий пониженной прочностью) слой называется астеносферой. Ее существование было обнаружено Б. Гутенбергом по уменьшению в ней скоростей распространения упругих волн (см. рис. 7), так что для них она может служить волноводом. Под континентами она занимает глубины в среднем 120-250 км, под океанами - 60-400 км, а под осями срединно-океанических хребтов подходит к поверхности дна. Вязкость вещества в астеносфере оценивается в 1020 пуаз, она в сотни или даже тысячи раз меньше, чем в вышележащем жестком слое - литосфере.
Табл. 2. Прочность (S) и температура плавления (Tm) пород в верхних 400 км Земли по Р. Аффену и А. Джессону (1963 г.)
Для более полного понимания состояния вещества на глубинах нужно знать его химический и минералогический состав. Предполагается, что мантия Земли состоит из тугоплавких силикатов с преобладанием магниевых («сима»). А. Рингвуд предложил для вещества мантии минералогическую модель пиролита-смеси трех частей альпийского перидотита (оливин+20% пироксена) и одной части гавайского базальта. В пиролите 45.16% SiO2, 37.47% MgO, 8.04 FeO и 0.46% Fe2O3, 3.54% Al2O3, 3.08% CaO, 0.71% ТiO2, 0.57% Na2O и т. д.
Рис. 7. Скорости cp и cs распространения продольных и поперечных сейсмических волн в верхней мантии Земли по Б. Гутенбергу.
Многое о структуре литосферы можно извлечь из данных об очагах землетрясений, Во-первых, очаги большинства землетрясений (72%) находятся в литосфере, из них немного больше половины - в верхних 30 км; землетрясений с очагами на промежуточных глубинах (80-300 км) - 22%, на больших глубинах (350-720 км) - только 6%. Во-вторых, на карте (рис. 8), где нанесены очаги около 29 500 умеренных и сильных землетрясений, зарегистрированных в 1961-1967 гг., видно, что подавляющее большинство очагов находится в узких подвижных поясах - Альпийско-Гималайском, Тихоокеанском и в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, Байкала и Кении, а разделяемые этими подвижными поясами литосферные плиты практически асейсмичны.
Рис. 8, а. Очаги сильных землетрясений, зарегистрированных в 1961 - 1967 гг.
Рис. 8, б. Очаги умеренных землетрясений, зарегистрированных в 1961 - 1967 гг.
Очаги всех землетрясений в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (и на поперечных им трансформных разломах, см. рис. 4) неглубоки - не глубже 40 км, большинство же очагов имеет глубины 5-10 км. Почти все землетрясения с очагами глубже 100 км происходят вдоль глубоководных желобов, с их континентальной стороны (а также, в порядке исключения, в Памиро-Гиндукушском районе); там же находится большинство действующих вулканов (рис. 9).
Рис. 9. Расположение действующих вулканов на земном шаре.
На основании сейсмических и некоторых других данных выделяются прежде всего шесть крупных литосферных плит - Евроазиатская, Африканская, Индоавстралийская, Тихоокеанская, Американская и Антарктическая. Далее, из Евроазиатской выделяют Китайскую, из Африканской - Аравийскую, из Тихоокеанской - плиту Назка. Наконец, некоторые авторы рассматривают в качестве самостоятельных плиты Кокос, Карибскую, Горда, Филиппинскую, Бисмарк, Соломонову, Фиджи, Иранскую, Турецкую, Эллинскую и Адриатическую, а иногда также различают Североамериканскую и Южноамериканскую. Эти плиты показаны на рис. 10.
Рис. 10. Литосферные плиты. 1 - Евроазиатская (1, а - Китайская, 1, б - Иранская, 1, в - Турецкая, 1, г - Эллинская, 1, д - Адриатическая); 2 - Африканская (2, а - Аравийская); 3 - Индоавсталийская (3, а - Фиджи, 3, б - Соломонова); 4 - Тихоокеанская (4, а - Низка, 4, б - Кокос, 4, в - Карибская, 4, г - Горда, 4, д - Филиппинская, 4, е - Бисмарк); 5 - Американская (5, а - Североамериканская, 5, б - Южноамериканская); 6 - Антарктическая.
Мантия. Верхняя мантия (слой В), включающая подкоровую литосферу и астеносферу, отделена от средней мантии (слоя С, называемого также слоем Голицына) границей на глубине около 410 км, при переходе через которую сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают.
Предполагают, что на этой глубине кристаллическая решетка некоторых минералов пиролита перестраивается в сторону более плотной упаковки атомов - оливины переходят в структуру шпинели с возрастанием плотности на 7-10% (а также, по-видимому, пироксены - (MgFe)SiO3 - в присутствии Аl2O3 переходят в гранаты, состоящие из твердого раствора пиропа - Mg3Al2Si3O12 - и Mg3(MgSi)Si3O12, с увеличением плотности на 10%). На глубине около 650-700 км в слое Голицына наблюдается еще одно возрастание скорости распространения сейсмических волн, которое связывают с переходом кристаллической решетки кварца, SiO2, в более плотно упакованную решетку стишоверита.
Слой Голицына отделен от нижней мантии (слоя D') границей на глубине около 1000 км, где возрастание скоростей распространения сейсмических волн с глубиной резко замедляется. Считают, что в слое D' это более медленное возрастание скоростей создается уже не перестройкой кристаллических решеток, а простым сжатием вещества под действием растущего давления. Между нижней мантией и ядром, по-видимому, имеется переходный слой D" толщиной около 200 км, в котором возможно некоторое убывание скоростей сейсмических волн с глубиной. Дискутируется вопрос о наличии на границе между мантией и ядром неровностей или неоднородностей.
Ядро. Внешний слой (слой Е на глубинах 2920-4980 км, объемом в 15.16% и массой 29.8% всей Земли) пропускает продольные, но не пропускает поперечные сейсмические волны. По этой причине считается, что слой Е находится в расплавленно-жидком состоянии. Об этом же свидетельствуют данные М. С. Молоденского о приливных колебаниях внутри Земли (если бы вся Земля была твердой, то приливные колебания на ее поверхности были бы слабее фактически наблюдаемых), данные Н. Н. Парийского о нутационных колебаниях земной оси с периодом около суток (которые без жидкого ядра были бы невозможными), а также данные о так называемых чандлеровских колебаниях полюсов (т. е. колебаниях Земли в целом относительно ее оси вращения) с периодом около 1.2 года, просуммированные, например, в книге У. Манка и Г. Макдональда [8] (см. также работу автора [9]).
Переходный слой F между внешним и внутренним ядром имеет толщину около 140 км. Внутреннее ядро имеет радиус 1250 км, объем около 0.7% и массу около 1.2% всей Земли. Продольные сейсмические волны проходят через него с большими скоростями, по сведениям последних лет ср=11.1-11.4 км/сек. В то же время данные об отражениях волн Р от поверхности внутренней части ядра, а также регистрация сейсмических волн Аляскинского землетрясения 1964 г. показывают, что через нее проходят и поперечные волны (имея здесь довольно малые скорости сs ≈ 3.6 км/сек.); по этим данным внутренняя часть ядра является твердым телом, по-видимому, близким к плавлению.
Распределение скоростей сейсмических волн по глубинам в мантии и ядре Земли показано на рис. 11. Распределение по глубинам давления и плотности по модели «Земля-2» В. Н. Жаркова, В. П. Трубицына и П. В. Самсоненко (а также температуры по ориентировочным данным) приведено в табл. 3.
Табл. 3. Давление, плотность и температура в недрах Земли.
Давление должно меняться с глубиной непрерывно, а плотность (и некоторые другие характеристики состояния вещества, такие как модули сжатия и сдвига и скорости распространения сейсмических волн; см., например, рис. 11) может испытывать и скачкообразные изменения - главный такой скачок происходит при переходе из нижней мантии во внешний слой ядра, где плотность возрастает почти вдвое.
Рис. 11. Распределение скоростей сейсмических волн P и S (в условных единицах) по глубинам в мантии и в ядре Земли по Б. Гутенбергу.
Еще в конце прошлого века высказывалось предположение, что земное ядро состоит из железо-никелевого сплава («нифе»), как железные метеориты (содержащие 89.1% Fe, 7.2% Ni и 3.7% FeS). Заметим, что для обеспечения измеренных астрономами средних плотностей вещества Меркурия, Венеры, Марса и Луны при условии наличия у них железных ядер надо отказаться от привлекательной космогонической гипотезы об одинаковом химическом составе планет земной группы (конкретно - об одинаковом содержании в них железа). Чтобы сохранить эту гипотезу, В. Н. Лодочников и затем В. Рамзей предположили, что ядра планет земной группы состоят, как и их мантии, из силикатов, но в особо плотном металлизированном состоянии. Однако детальные расчеты показали, что и при предположении металлизации силикатов гипотезу об одинаковом химическом составе этих планет сохранить не удается.
Более того, некоторые теоретические расчеты, также опыты группы Л. В. Альтшулера по ударному сжатию ряда веществ не подтвердили гипотезы, металлизации силикатов при физических условиях, свойственных ядрам планет земной группы; наоборот, эти опыты дали свидетельства в пользу высокого содержания железа в земном ядре (хотелось бы, чтобы эти результаты были подтверждены еще измерениями не в ударных, а в стационарных условиях). Правда, оказалось, что плотность железа и тем более железо-никелевого сплава немного больше, а скорость ср в них заметно меньше, чем нужно для земного ядра. Поэтому в железное ядро надо добавить более легкие химические элементы. Перебрав самые подходящие из них (О, S, Si, Аl), О. Г. Сорохтин [10] признал наиболее вероятным кислород и подобрал по плотности внешнего слоя ядра его химический состав - Fe2O, совместимый со структурой электронных оболочек железа при соответствующих давлениях.
Таким образом, Земля представляет собой сложную механическую систему - вращающийся толстостенный шар (мантия) с внутренней полостью, заполненной жидкостью (слой Е), в которой плавает небольшое шарообразное твердое ядро G, удерживаемое в центре системы Силами Ньютоновского тяготения и могущее вращаться иначе, чем мантия (см. работу автора [11]).
И внешний слой, и внутренняя часть ядра обладают большой электропроводностью (для их электрического сопротивления обычно принимают значение 0.0003 ом·см). Поэтому движения жидкости во внешнем слое и вращение внутренней части ядра суть движения проводников в геомагнитном поле. По законам физики эти движения должны порождать электрические токи. Магнитное поле этих токов может прибавляться к начальному полю и усиливать его. Согласно современным воззрениям, именно этот динамо-механизм, возможный благодаря наличию жидкого внешнего ядра, создает геомагнитное поле (см., например, главу 10 книги 19]). К обсуждению этого вопроса мы еще вернемся в главе 9.
Более детальные сведения о внутреннем строении Земли читатели найдут в книге В. А. Магницкого [2].
ЧАСТЬ II: ОБЩАЯ ИСТОРИЯ
ГЛАВА 3: ЕСТЕСТВЕННАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Возрасты изверженных пород. Тектоно-магматические эпохи. Основная геохронологическая схема: катархей, архей, афебий, рифей, фанерозой. Основные этапы формирования земной коры.
Совокупность накопленных результатов определения возрастов изверженных пород показывает, что у этих возрастов имеется тенденция группироваться по сравнительно коротким эпохам (длительностью в миллионы лет), отделенным друг от друга гораздо более длинными эрами (до 150-500 млн. лет). Иначе говоря, в истории Земли чередовались короткие эпохи с повышенной магматической активностью и длительные эры с пониженной магматической активностью (под магматизмом мы здесь подразумеваем и вулканизм, приводящий к образованию эффузивов, т. е. излияний на поверхность Земли глубинных магм через жерла вулканов, и плутонизм, приводящий к образованию интрузий, т. е. вторжений в верхние слои земной коры магм, возникших в более глубоких слоях).
Согласно геологическим данным, магматизм является спутником некоторых видов тектонической активности, т. е. движений земной коры.
Обширные участки земной коры (так называемые подвижные поясы) способны испытывать медленные и плавные вертикальные движения (иногда называемые, несколько неудачно, эпейрогеническими, т. е. создающими континенты) со скоростями от десятых долей миллиметра до сантиметров в год, амплитудами порядка километров, шириной областей опускания или подъема в сотни и тысячи километров (длина этих областей бывает много больше их ширины) и типичными временами порядка миллионов лет.
Подвижные поясы можно разделить на два типа: зоны сжатия и зоны растяжения земной коры. Рассмотрим пока зоны сжатия. На первой (геосинклинальной) стадии развития подвижного пояса типа зоны сжатия образуется прогиб земной коры (синклиналь), в него наступает (трансгрессирует) море и накапливаются большие толщи осадков. При образовании разрывов коры на границах между зонами интенсивных разнонаправленных вертикальных движений возникает местный (часто подводный) вулканизм, преимущественно в форме излияний глубинных диабазо-спилитовых лав, и плутонизм в форме основных и ультраосновных интрузий, в результате чего образуется так называемая офйолитовая ассоциация вулканических и плутонических пород. Затем синклиналь начинает дробиться на зоны частных прогибов и поднятий; в это время изливаются специфические андеаитовые базальтовые лавы и развиваются плагиогранитные интрузии.
На второй (орогенной, т. е. горообразующей) стадии развития подвижного пояса типа зоны сжатия преобладают относительно короткие и быстрые поднятия земной коры, сопровождающиеся складкообразованием, горизонтальными сдвигами, надвигами, разрывами, землетрясениями, отступанием (регрессией) моря и приводящие к перерывам в накоплении осадков и нарушениям согласного залегания осадочных слоев (нормального напластования). Развивается плутонизм с образованием крупных гранитоидных интрузий (батолитов), а к концу орогенеза - малых и трещинных интрузий субщелочного и затем щелочного состава; продолжается и завершается вулканизм. В результате орогенеза образуются и наращиваются утолщенные области континентальной земной коры, обладающие повышенной жесткостью и стабильностью (континентальные платформы или эпейрократоны).
Связь магматизма с тектонической активностью земной коры позволяет считать эпохи усиленного магматизма также эпохами повышенной тектонической активности. Таким образом, данные о возрастах изверженных пород показывают, что тектоническая активность Земли непостоянна во времени: имеется тенденция к чередованию коротких эпох повышенной тектонической активности с длительными эрами относительного покоя. Эпохи повышенной активности естественно признать главными событиями в тектонической истории Земли; следовательно, возникает естественная периодизация истории Земли по признаку ее тектонической активности.
Таким образом, достаточно представительная сводка данных о возрастах изверженных пород является своего рода календарем главных событий в тектонической истории Земли. Одна из последних сводок такого типа приведена в книге А. И. Тугаринова и Г. В. Войткевича [13]. Близкий вариант вскоре опубликовал В. Е. Хаин [14]. Приняв его за основу, О. Г. Сорохтин [15] отобрал наиболее надежные данные - возрасты 247 гранитных интрузий с неметаморфизованными гранитами, определенные по свинцовому или в крайнем случае по рубидий-стронциевому методу. После осреднения в пределах возрастных групп и геологических регионов средние арифметические по всем регионам возрасты тектоно-магматических эпох образовали табл. 4.
Табл. 4. Возраст тектоно-магматических эпох
В этой и во всех последующих хронологических таблицах время растет снизу вверх, так что ранние времена располагаются ниже поздних, подобно тому как при нормальном напластовании в земной коре древние пласты осадочных пород лежат ниже молодых.
Приведенные в табл. 4 наименования тектоно-магматических эпох происходят от мест нахождения наиболее типичных из соответствующих изверженных пород. Эпохи без наименований установлены О. Г. Сорохтиным и не являются общепризнанными; возрасты эпох 5, 9 и 13 подтверждены новейшими материалами канадских ученых [16]. Отметим, что вследствие общей тенденции развития континентальной земной коры в сторону все возрастающей ее неоднородности с течением времени возможны все более частые отступления от планетарной одновременности и, следовательно, разбросы возрастов вспышек тектонической активности в разных районах мира. Вместе с тем в более молодых эпохах (по которым на поверхности Земли, естественно, больше материалов) мы способны различать большее число деталей или фаз тектонической активности, которые в табл. 4 еще не указаны (см. ниже рис. 34).
Опираясь на сведения о возрастах тектоно-магматических эпох, а также на материалы типовых разрезов древних осадочных толщ земной коры и некоторые палеонтологические данные (которые будут освещены ниже), ученые разработали около 50 более или менее близких вариантов периодизации истории Земли, сводку которых можно найти в книге М. А. Семихатова [17] (см. также работу Л. И. Салопа [18]). В табл. 5 представлен один из последних вариантов, в основном по книгам [13] и [17].
Табл. 5. Основная геохронологическая схема.
Согласно табл. 5, история Земли расчленяется на 5 отрезков приблизительно одинаковой продолжительности: катархей, архей, афебий, рифей и фанерозой.
Афебий и рифей, взятые вместе, называют протерозоем, причем афебий состоит из нижнего и среднего протерозоя, а рифей - это верхний протерозой; канадский рифей иногда называют альгонком, а китайский - синием. Слово «фанерозой» означает «эра явной жизни». Дофанерозойское время называют криптозоем (точнее, это A+Pt), т. е. эрой скрытой жизни (хотя на самом деле эта жизнь оставила довольно много следов), или, чаще, докембрием, поскольку самый ранний геологический период фанерозоя (570-500 млн. лет тому назад) именуется кембрием. Время после нижнего рифея называют неогеем. Эру венд называют также терминальным рифеем, R4, эокембрием или инфракембрием.
Мы не будем здесь обсуждать гипотез о происхождении Земли - для этого требуется специальная книга. Отметим лишь, что по современным представлениям (во многом связанным с именем О. Ю. Шмидта) Земля, остальные планеты Солнечной системы и Солнце, по-видимому, образовались приблизительно одновременно - около 4.6 млрд. лет тому назад - из допланетного холодного слегка вращающегося газово-пылевого облака.
О первом миллиарде лет существования Земли (катархее) у нас почти не имеется каких-либо прямых фактических данных. Однако поскольку в самом начале архея уже имеются осадочные породы, надо полагать, что в катархее имел место активный вулканизм (с излияниями, по-видимому, базальтовых и гипербазитовых лав), приведший к образованию первичных атмосферы, океана (к началу архея имевшего глубины и объем, по самой грубой оценке, впятеро меньше современных) и земной коры (вероятно, похожей на современную океаническую).
Во время Белозерской тектоно-магматической эпохи в начале архея и Кольской эпохи в середине архея в земной коре развились процессы гранитизации осадочных пород и образовались первичные гранитоидные участки сравнительно небольших размеров, содержащие плагиограниты (продукты гранитизации амфиболитов, диабазов и спилитов) и гранитные мигматиты (гибридные породы, образующиеся из смеси сланцеватых пород с проникавшей в них кислой магмой).
В Кеноранскую тектоно-магматическую эпоху в конце архея эти процессы привели уже к образованию ядер всех будущих континентальных платформ. Эти ядра, достигавшие в поперечнике многих сотен километров, показаны на тектонической карте мира (рис. 4) черным цветом. В течение последующих тектоно-магматических эпох гранито-гнейсовые ядра платформ нарастали. Последнее существенное приращение произошло во время Балтийской тектоно-магматической эпохи, создавшей рубеж между нижним и средним протерозоем. В это время в накопившихся осадочных толщах образовались огромные плутоны гранитоидов с площадями до тысяч квадратных километров (примером могут служить полосчатые гранитоиды Украины со следами огнейсован-ных сланцев и слоистости); появились и продукты гранитизации изверженных пород основного состава - чарнокиты; в то же время, возможно, в связи с появлением карбонатных осадочных пород, впервые сформировались щелочные интрузии. Весь этот этап развития земной коры, начавшийся с Кеноранской эпохи, в течение которого происходило образование первичного гранито-гнейсового слоя земной коры и формирование древних платформ, завершился Карельской тектоно-магматической эпохой. В результате этого этапа сформировались древние области континентальной земной коры, существующие ныне в виде десяти платформ - Европейской (Русской), Восточно-Сибирской, Китайско-Корейской, Таримской, Индостанской, Африкано-Аравийской, Северо-Американской, Южно-Американской, Австралийской и Восточно-Антарктической (эти десять платформ показаны на рис. 4 штриховкой). В их пределах выделены щиты, т. е. участки платформ, испытывавшие в течение своей истории преимущественно поднятия и поэтому обладающие относительно более тонкой корой и почти или даже вовсе не имеющие чехла осадочных пород (кристаллический фундамент платформ в области щитов выходит на поверхность Земли). Таковыми являются, например, Балтийский и Украинский щиты Русской платформы, Анабарский и Алданский щиты Восточно-Сибирской платформы, Канадско-Гренландский щит Северо-Американской платформы, Гвианский, Западно-Бразильский и Восточно-Бразильский щиты Южно-Американской платформы, Капско-Аравийский щит Африканской платформы.
Мы пока еще не знаем, как были распределены по поверхности Земли в Карельскую эпоху существующие ныне десять древних платформ. Учитывая аналогичность и одновременность стадий их формирования, можно предположить, например, что они образовывали тогда единый континент, занимавший континентальное полушарие, окруженный единым океаном (который, грубо говоря, имел тогда глубины и объем около двух третей современного Мирового океана). Такое предположение высказывали Г. Штилле (называвший этот единый континент Мегагеей, т. е. Большой Землей) и советские геологи С. С. Кузнецов, А. В. Пейве и В. М. Синицын. К его обсуждению мы вернемся в других главах.
После Карельской эпохи, т. е. начиная с нижнего рифея, характер развития земной коры изменился. Древние платформы в основном стабилизировались и в дальнейшем испытывали лишь частные внутриплатформенные прогибы, не затрагивавшие щитов и проходившие, по-видимому, вдоль следов древних подвижных поясов (например, Катангинский складчатый пояс в Африке или девонский Днепровско-Донецкий прогиб в Русской платформе, разделяющий Украинский щит и Воронежскую глыбу). Зато они, по-видимому, могли раскалываться на части, испытывавшие затем движения друг относительно друга и растущие за счет подвижных поясов, образующихся на их периферии, но растущие более медленно по сравнению с древними платформами и неодновременно.
Таким образом, если Кеноранская и Балтийская эпохи отличались наиболее интенсивным магматизмом после катархея и имели глобальный характер, то тектоно-магматические эпохи рифея и фанерозоя характеризовались уже постепенным угасанием магматизма и его растущей неоднородностью в пространстве, связанной с усиливавшейся неоднородностью земной коры.
Нижний рифей был эрой высокого стояния и, следовательно, осушения континентов (как говорят, геократической эрой). Он завершился Готской тектоно-магматической эпохой, во время которой на большинстве континентов развились повторные метаморфизм и гранитизация дорифейских пород (и лишь в Кибарской геосинклинали в Центральной Африке и, может быть, в немногих других местах имел место свежий геосинклинальный магматизм). Полагают, что в то время возникли новые подвижные поясы («великое обновление» структурного плана земной коры - отсюда и название «неогей» для всего последующего времени), развивавшиеся затем серией вспышек в течение всего неогея, по наетоящее время включительно. Сейчас это Западно- и Восточно-Тихоокеанские, Атлантическая, Уральская и Аравийско-Мозамбикская меридиональные и Арктическая, Средиземноморская и Южноокеанская широтные зоны, в ячейках между которыми располагаются древние платформы.
