История Земли

ГЛАВА 1: МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Геологический метод; изверженные, осадочные и метаморфические породы. Палеонтологический метод; классификация растений и животных. Изотопные методы определения абсолютного возраста минералов: свинцово-урано-ториевый, грубый свинцовый, калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, грубый стронциевый

Как уже отмечалось, расшифровка истории Земли была достигнута в результате совместного труда геологов, палеонтологов и специалистов по изотопному анализу минералов. В каждой из этих трех специальностей применялась своя методика.

Геологический метод сводится в конечном счете к изучению типов горных пород, встречающихся в обнажениях на поверхности Земли, в вырытых шахтах и пробуренных скважинах, а также к анализу распределения пород различных типов в земной коре (пока что только в самых верхних ее слоях).

Горные породы по своему происхождению делятся на три следующих типа:

1) изверженные породы, образовавшиеся в результате застывания расплавленной магмы;

2) осадочные породы, образовавшиеся путем осаждения на дно водных бассейнов частиц пород, разрушенных действием ветра, воды и других агентов и перенесенных в водные бассейны реками или ветрами, а также растворенных веществ и остатков организмов;

3) метаморфические породы, образовавшиеся из изверженных и осадочных пород в результате их сильного изменения и перекристаллизации (с возможным притоком или оттоком только углекислоты и воды), главным образом под действием высокой температуры и большого давления в глубоких слоях земной коры.

Изверженные породы классифицируются по количеству содержащегося в них кремнезема, т. е. двуокиси кремния SiO2. При наличии SiO2 не более 45% породы называются ультраосновными, или гипербазитами. Главными минералами в них являются оливины - силикат магния форстерит, Mg2SiO4, и силикат железа фаялит, Fe2SiO4, а также пироксены, Ca(MgFeAl)(SiAl)2O6. Наиболее чистой оливиновой породой является дунит, содержащий в среднем 46.3% MgO, 40.5% SiO2, 8.3% FeO и Fe203, 2.9% H20 и только 0.8% Аl203; менее чистые разновидности называются перидотитом.

Породы, содержащие 45-55% SiO2, называются основными. Это мелкозернистые базальты и крупнозернистые габбро и эклогиты. Главные минералы - кальциевый полевой шпат плагиоклаз - анортит, CaAl2Si208, и пироксены.

При 55-65% SiO2 породы называются промежуточными. Это мелкозернистые андезиты и трахиты и крупнозернистые диориты, гранодиориты, сиениты и гнейсы. Главные минералы - натриевый и калиевый полевые шпаты - плагиоклаз-альбит, NaAlSi3О8, и ортоклаз, KAlSi3O8.

Наконец, при содержании SiO2 более 65% породы называются кислыми. Это мелкозернистые раолиты и крупнозернистые граниты и гнейсы. Главные минералы - ортоклаз и кварц, SiO2.

Осадочные породы - это конгломераты, песчаники, сланцы и осадки; последние включают глины, известняки (содержащие главным образом углекислый кальций, СаСO3), доломиты, CaCO3 · MgCO3, гипсы, CaSO4 · 2H2O, ангидриты, CaSО4, соли.

Вследствие механизма своего образования осадочные породы слоисты. Ясно, что новые слои осаждаются на старые, и если это нормальное напластование не будет перевернуто теми или иными движениями земной коры, то более глубокие слои будут более древними. Таким образом, при нормальном напластовании относительные возрасты слоев осадочных пород в вертикальном разрезе устанавливаются легко: чем глубже, тем старше. Это правило нашло отражение в терминологии, по которой наиболее молодые слои того или иного отрезка геологического времени называются верхними, а наиболее старые - нижними.

Как, однако, сопоставить возрасты слоев в разрезах, находящихся в различных местах земного шара (геологи называют эту задачу корреляцией слоев)? Для этого применяется палеонтологический метод, заключающийся в изучении окаменелых остатков живых организмов в осадочных породах и в восстановлении по ним картины эволюции форм организмов на Земле. Жизнь при этом рассматривается как глобальное явление, развивающееся во времени от простого к сложному, так что каждому периоду геологического времени соответствует определенный состав жизненных форм. Следовательно, слоям осадочных пород одного и того же геологического возраста соответствуют окаменелые остатки определенных, соответствующих этому геологическому периоду живых организмов. Этот принцип был сформулирован английским ученым Уильямом Смитом в 1817 г. Для его использования следует прежде всего уметь разбираться во всем многообразии форм живых организмов, существующих и когда-либо существовавших на Земле.

Биологическая классификация (начала которой были заложены шведским ученым Карлом Линнеем в середине XVIII в.), основанная на особенностях строения тела, индивидуального развития и эволюционного происхождения живых существ, делит все организмы прежде всего на два царства - растений и животных. Главное различие между ними заключается в том, что растения (кроме 'грибов и большинства бактерий) автотрофны, т. е. сами производят необходимые для них питательные веществ а, преимущественно из воды, углекислоты и минеральных солей под действием света (фотосинтез; при этом образуется и кислород), тогда как животные гетеротрофны, т. е. неспособны производить для себя питательные вещества, и питаются растениями или другими животными (и потребляют кислород) или паразитируют. Кроме того, в отличие от животных большинство растений неподвижно, они способны неограниченно расти, и их клетки имеют твердые стенки (из целлюлозы). Различают 12 типов растений и 23 типа животных.

Перечислим типы растений - от самых примитивных до наиболее высокоорганизованных. Подцарство низших растений (так называемых слоевцовых, одноклеточных или скоплений клеток без настоящих корней, стеблей и листьев) включает, во-первых, 7 типов водорослей: синезеленые (2500) (цифры в скобках здесь и далее - число современных видов), жгутиковые, зеленые (5000), хризофиты, в том числе диатомовые с кремневыми стенками клеток, пиррофиты, бурые (1000), красные (3000). Во-вторых, в это подцарство входят еще 3 типа - бактерии (3000), слизистые плесени и грибы (70 000). К подцарству высших растений относятся 2 типа: мохообразные (23 000) и сосудистые.

Перечислим и типы животных, опять от самых простых к высокоорганизованным. Подцарство одноклеточных животных состоит из 1 типа - простейшие (25 000). В подцарстве многоклеточных животных типы определяются следующими особенностями строения тела: А2-3 - два или три слоя зародышевых клеток; В1-2 - одна или две полости; С1-2 - сферическая, радиальная или двухсторонняя симметрия; D1-2 - наличие или отсутствие сегментации; Е - специфические особенности.

Отдельно следует упомянуть типы мезозой (23) - примитивные паразитические организмы, состоящие по существу из одного слоя клеток, и губки (5000), не имеющие не только органов, но и тканей и являющиеся скорее колониями клеток.

Настоящие же многоклеточные животные делятся на 2 типа двуслойных радиально-симметричных - кишечнополостные (9000) и похожие на медуз, но без стрекательных клеток гребневики (84), а также на 18 типов трехслойных двусторонне-симметричных. Последние включают 11 типов первичноротых: несегментированные низшие черви - плоские (7300), колючеголовые (300), круглые (12 000) и уже имеющие кровеносную систему немертины (300); моллюски (106 000); малосегментные форониды (15), мшанки (2700) и плеченогие - брахиоподы (170); многосегментные кольчатые черви (8000), онихофоры (65) и членистоногие (> 1 000 000). Кроме того, имеется 7 типов вторичноротых: щетинкочелюстные черви (30), иглокожие (6000) и 5 типов хордовых - погонофоры (100), полухордовые (76), оболочниковые (1600), головохордовые (22) и позвоночные (40 000).

Типы делятся на классы. Так, например, тип сосудистых растений делят на 6 классов: псилофиты, плауновые (900), хвощевые, папоротники (9000), голосемянные (640) и покрытосемянные, или цветковые (200 000). Тип позвоночных животных состоит из следующих 6 классов: круглоротые (40), рыбы (20 000), земноводные (2100), пресмыкающиеся (6000), птицы (8600) и млекопитающие (4500). Всего насчитывают 71 класс животных.

Классы делятся на отряды, отряды - на семейства, семейства - на роды, роды - на виды. Видом животных называется совокупность сходных особей, имеющих одинаковое происхождение, строение и функции и способных скрещиваться и давать плодоносящее потомство. К сожалению, сколько-нибудь четкого определения понятий род, семейство, отряд, класс не существует, да и выделение указанных выше особенностей строения тела А-Е для определения понятия тип не вытекает из каких-либо общих принципов (системе биологической классификации, возможно, не хватает биохимической основы). Поэтому имеется ряд различных вариантов биологической классификации (в некоторые из них наряду с перечисленными здесь подразделениями вводятся еще промежуточные - подтип, надсемейство и т. п.).

Несмотря на эту неоднозначность, система биологической классификации в целом, созданная в результате колоссального труда поколений ученых и позволяющая разобраться во многих сотнях тысяч видов современных и ископаемых живых существ, является, конечно, великолепным достижением человеческого познания. Интересующиеся читатели могут подробно ознакомиться с классификацией животных по советскому семитомному изданию «Жизнь животных» [2].

Палеонтологический метод позволяет устанавливать только относительные возрасты и только осадочных пород, содержащих окаменелые остатки или следы живых существ; до середины XX в. он был разработан только на 550-600 млн. лет в прошлое.

Изотопные методы позволяют определять абсолютные возрасты ряда минералов в изверженных, осадочных и метаморфических породах в пределах всего времени существования Земли. Они основаны на измерении содержания в минерале некоторых изотопов, накопившихся после его образования вследствие распада содержавшихся в нем радиоактивных веществ.

Напомним, что изотопы - это атомы определенного химического элемента с разными количествами (N) нейтронов в ядрах. Число протонов в ядре (Z) соответствует номеру химического элемента в периодической таблице Д. И. Менделеева. Вместо Z можно указать символ химического элемента, тогда каждый его изотоп будет определяться его массовым числом A=N+Z. Например, Рb204 - изотоп свинца с массовым числом A = 204, и поскольку для свинца Z=82, в ядрах этого изотопа имеется по 122 нейтрона.

Абсолютный возраст урано-ториевых минералов можно оценить свинцово-урано-ториевым методом, основанным на использовании трех процессов радиоактивного распада U238 → Рb206, U235 → Рb207, Th232 → Pb208, при которых количества содержащихся в минерале радиоактивных веществ U238, U235 и Th232 убывают со временем t по экспоненциальным законам e-λt. Если измерять время в миллиардах лет, то постоянные радиоактивного распада λ в этих экспоненциальных законах будут иметь следующие значения: λ238= 0.15369, λ235=0.97216, λ232=0.048813. Измерив в минерале содержание всех шести изотопов урана, тория и свинца, фигурирующих в приведенных выше формулах радиоактивного распада, можно найти пять изотопных отношений. Одно из них считается в настоящее время фиксированным: U238/ U235 = 137.7, остальные четыре - Pb206/U238, Pb207/U236, Pb208/Th232 и Рb207/Рb206 - (из которых три независимы) позволяют получить четыре оценки возраста минерала. Близость этих оценок будет свидетельствовать о достоверности результата. Если же оценки расходятся, а сам изотопный анализ был надежным, то приходится заключить, что содержание изотопов в минерале за время его существования менялось не только из-за радиоактивного распада, но также из-за утечки или привнесения извне каких-то исходных, промежуточных или конечных продуктов радиоактивных превращений (например, вымывание урана сульфатно-карбонатными или свинца хлоридно-карбонатными растворами или утечка радона). Точность свинцово-урано-ториевого метода определения возраста минералов оценивается в 5%.

Возраст свинцовых руд, например галенита, PbS, может быть оценен при помощи грубого свинцового метода по отношениям изотопов свинца Pb206, Pb207, Pb208, являющихся конечными продуктами радиоактивного распада урана и тория, к нерадиогенному изотопу Рb204. Поскольку урана и тория в галените ничтожно мало, эти изотопные отношения практически не меняются со временем (если, конечно, не происходит ни утечки, ни привнесения извне каких-то из упомянутых изотопов), они будут тем больше, чем позднее галенит выделился из содержавшего уран и торий дорудного вещества, например магмы. Поэтому возраст свинцовой руды можно оценить по любому из отношений Pb206/Рb204, Рb208/Рb204 или Рb208/Рb204 (последнее из этих трех предпочтительнее, так как торий, вообще говоря, менее подвижен, чем уран), если как-то задать разумные «модельные» отношения урана и свинца в исходном дорудном веществе.

В табл. 1 указан возраст свинцовых руд по модели А. И. Тугаринова (см. детали в его книге [3]); первичный изотопный состав свинца в Земле в момент ее образования (первая строка таблицы) принят таким, как в железных метеоритах (практически не содержащих урана и тория; их возраст, по И. Е. Старику [4], оценивается в 4.5-4.6 млрд. лет, резонно допустить, что таков же и возраст Земли), а вместо соответствующих изотопных отношений урана и тория к свинцу задан современный изотопный состав свинца земной коры - такой, как в океанской воде и глубоководных илах Тихого океана (последняя строка таблицы).

Таблица 1: Возраст свинцовых руд

Для оценки возраста калиевых минералов (амфиболы, слюды, полевой шпат, глауконит в осадочных породах и др.) применим калий-аргоновый метод, созданный в 1942 г. советскими учеными В. Г. Хлопиным и Э. К. Герлингом. Он основан на радиоактивном распаде К40, при котором около 12% этого радиоактивного изотопа калия превращается в аргон (Аr40) с постоянной радиоактивного распада λk ≈ 0.0585 (остальные 88% К40 более быстро превращаются в Са40 с постоянной λβ ≈ 0.472). Проплавляя минерал в вакуумной печи, можно измерить количество выделившегося из него аргона и по изотопному отношению Аr40/К40 оценить возраст минерала (конечно, при условии сохранности в нем радиогенного аргона). Этим методом, например, оценен в 3.6 млрд. лет возраст амфиболитов Украины, а по глаукониту оценены возрасты осадочных пород во всех докембрийских платформах в разных местах земного шара (от 0.6 до 1.6 млрд. лет).

К целому ряду минералов применим рубидий-стронциевый метод, основанный на очень медленном радиоактивном превращении изотопа рубидия (Rb87) в радиогенный стронций (Sr87) с постоянной радиоактивного распада λ87 ≈ 0.0147 (Rb87 составляет в среднем 27.85% природного рубидия, остальные 72.15% приходятся на нерадиоактивный изотоп Rb85; в природном стронции кроме радиогенного стронция Sr87 имеются еще нерадиогенные изотопы - Sr88, Sr86, Sr84). Вследствие медленности радиоактивного распада возраст рубидиевых минералов можно оценивать по приближенной формуле t ≈ 1/λ * Sr87 /Rb87, не учитывающей медленного убывания содержания Rb87 в минерале. В природе рубидий концентрируется преимущественно в кислых изверженных породах а стронций - в основных изверженных и в карбонатных (т. е. богатых углекислым кальцием) осадочных породах. Возраст пород, содержащих стронций без рубидия, можно оценивать грубым стронциевым методом но отношению Sr87/Sr86, принимая, что для первичного стронция земной коры оно равно 0.698, как для ахондритовых метеоритов (возраст которых 4.5 млрд. лет), а в современном океане составляет 0.708. Для известняков Булавайо в Родезии, возраст которых 3 млрд. лет, это отношение равно 0.700.

ГЛАВА 2: СОВРЕМЕННАЯ ЗЕМЛЯ

Форма, размеры, масса, моменты инерции, поле силы тяжести, магнитное поле, геотермический поток тепла. Сейсмическое зондирование. Оболочки Земли: атмосфера, гидросфера, земная кора (континентальная и океаническая), мантия (верхняя, включая литосферу и астеносферу, и нижняя), ядро (жидкое внешнее и твердое внутреннее)

Как уже говорилось, главное в истории планеты в целом - это эволюция ее внутренней структуры; под структурой мы имеем в виду изменения с глубиной химического состава планетного вещества, его фазового состояния (газообразного, жидкого или твердого, в последнем случае - вида кристаллической решетки) и физических характеристик, прежде всего давления, температуры и плотности, а затем также упругости, вязкости, электропроводности и т. п.

Чтобы разобраться в том, как изменялась в течение истории Земли ее внутренняя структура, удобнее всего начать с менее трудной задачи - выяснения внутренней структуры Земли в современную эпоху. Но и эта задача оказывается трудной, так как прямые наблюдения и измерения мы можем проводить только на поверхности Земли, в атмосфере (теперь и в космосе), гидросфере и на небольших, всего до нескольких километров, глубинах в шахтах и скважинах в земной коре; о более глубоких слоях Земли приходится судить лишь по косвенным данным.

С помощью астрономических наблюдений, а также измерений на поверхности Земли и в космосе удалось определить форму и размеры Земли, ее массу и моменты инерции, гравитационное и магнитное поля, тепловой поток из ее недр, химический состав и физические свойства веществ в самых верхних ее слоях. Представим себе условную поверхность постоянного потенциала силы тяжести, наиболее близкую к не возмущенной ветрами и течениями поверхности Мирового океана (силой тяжести называется равнодействующая силы собственного ньютоновского гравитационного притяжения и центробежной силы, создаваемой вращением Земли вокруг своей оси). Эта условная поверхность, называемая геоидом, очень близка к эллипсоиду вращения с экваториальным радиусом rэ=6378.16 км и полярным радиусом rп=6356.78 км, а потому со средним радиусом r=6371 км (радиус равновеликой сферы) и со сжатием е=(rэ - rп)/rэ. Отклонения геоида от этого референц-эллипсоида нигде не превосходят 100 м. Карта отклонений, приведенная на рис. 1, показывает, что геоид выше референц-эллипсоида в западной части Тихого, южной части Индийского и в северной части Атлантического океана и ниже референц-эллипсоида в Азии, Северной Америке и в тихоокеанском секторе Антарктиды.

Рис. 1. Карта высот геоида (м) над референц-эллипсоидом по Гапошкину

Масса Земли (М) равна 5.98·109 триллионов т, средняя масса 1 см3 вещества Земли оказывается равной 5.52 г. Поскольку измеряемая прямыми методами плотность горных пород вдвое меньше (средняя плотность земной коры принимается равной 2.8 г/см3), ясно, что вещество в глубоких недрах Земли должно иметь плотность заметно больше указанной средней цифры.

Момент инерции Земли составляет треть (точнее, 0.3308) от произведения ее массы на квадрат ее среднего радиуса. Точнее, момент инерции С относительно оси вращения вследствие сплюснутости Земли вдоль этой оси имеет немного большее значение, чем момент инерции А относительно какой-либо из экваториальных осей:

(С - А)/M·r2 ≈ 1.0826•10-3,

(С - А)/C ≈ 0.003273.

Ускорение силы тяжести на поверхности Земли удобно определять, приняв за единицу измерения 1 см/сек.2, такая единица в честь Галилея носит название «гал». Существующие измерительные приборы - гравиметры - вполне допускают измерения с точностью в одну тысячную гала (миллигал). Ускорение силы тяжести на экваторе в среднем равно gэ=978.049 гал; в него уже включено (со знаком минус) центробежное ускорение, создаваемое вращением Земли, которое равно 3.392 гал. На полюсах центробежное ускорение отсутствует, и полное ускорение силы тяжести gп оказывается больше, чем на экваторе:

(gп-gэ)/gэ ≈ 1/189.

Отклонения ускорения силы тяжести в различных точках поверхности Земли от их стандартных значений на поверхности референц-эллипсоида называются гравитационными аномалиями; они нередко составляют десятки и даже сотни миллигал.

Наблюдения над стрелками компасов показывают, что Земля обладает магнитным полем. Единицей измерения магнитной индукции служит гаусс; существующие приборы для измерения индукции геомагнитного поля - магнитометры - обеспечивают точность в 1 стотысячную долю гаусса (1 гамма). Измерения показали, что Земля является магнитом с южным полюсом (к которому притягивается северный конец стрелки компаса) около Гренландии (73° с. ш., 100° з. д.) и северным полюсом в австралийском секторе Антарктики (68° ю. ш., 143° в. д.), причем величина индукции геомагнитного поля максимальна у магнитных полюсов (она равна 0.7 гс у антарктического и 0.6 гс у гренландского полюсов) и минимальна вдоль магнитного экватора (где она меняется от 0.25 гс у восточных берегов Южной Америки до 0.42 гс в Индонезии; см. рис. 2).

Измерения в скважинах и шахтах на разных глубинах в континентальной земной коре показывают, что температура растет с глубиной со скоростью порядка 30 град./км; это так называемый геотермический градиент температуры. Умножив эту величину на коэффициент теплопроводности горных пород (порядка 0.005 кал./ см·сек.·град.), получим геотермический поток тепла. Измерения на суше дают для него значения (1.2 ÷ 1.6)·10-6 кал./см2·сек. Аналогичные значения, хотя и с гораздо большим разбросом, получаются и при измерениях в породах океанского дна (где разности температур на глубинах в десятки сантиметров под поверхностью дна измеряются при помощи так называемых термоградиентометров). Обычно за среднюю величину геотермического потока тепла принимают 1.5·10-6 кал./см2·сек.; для Земли в целом это дает ежегодную теплопотерю порядка 1028 эргов (Е. А. Любимова, [5]). Наименьшие значения геотермического потока тепла (0.9·10-6) наблюдаются на докембрийских щитах; в областях современного вулканизма (исключая сами вулканические очаги) он вырастает до 2.2·10-6, а наибольших значений, до 8·10-6, достигает около осей срединно-океанических хребтов.

Рис. 2. Карта изолиний величины индукции геомагнитного поля (гс) на 1945 г.

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].