Факультет

Студентам

Посетителям

Что известно о внутреннем строении Земли?

Есть одна интересная особенность в строении нашей планеты: с наиболее сложным и разнообразным строением мы встречаемся в поверхностных слоях земной коры; чем глубже мы опускаемся в недра Земли, тем проще оказывается ее строение. Можно, конечно, высказать подозрение, что это нам только так кажется, потому что чем глубже мы опускаемся, тем приблизительнее и неопределеннее становятся наши сведения. По-видимому, это все же не так, и упрощение строения с глубиной представляет собой объективный факт, независимый от степени наших знаний.

Мы начнем свое рассмотрение сверху, с наиболее сложно устроенных верхних слоев земной коры. Эти слои, как мы знаем, изучаются преимущественно с помощью прямых геологических методов.

Приблизительно две трети земной поверхности покрыто океанами; одна треть приходится на долю материков. Строение земной коры под океанами и материками различно. Поэтому мы рассмотрим сначала особенности материков, а потом обратимся к океанам.

На поверхности Земли на материках в разных местах обнаруживаются горные породы разного возраста. Некоторые районы материков сложены на поверхности наиболее древними породами — археозойскими или, как их чаще называют, архейскими, и протерозойскими. Вместе они называются допалеозойскими или докембрийскими породами. Их особенностью является то, что большая их часть сильно метаморфизована: глины превратились в метаморфические сланцы, песчаники — в кристаллические кварциты, известняки — в мраморы. Большую роль среди этих пород играют гнейсы, т. е. сланцеватые граниты, а также обычные граниты. Площади, на которых на поверхность выходят эти наиболее древние горные породы, называются кристаллическими массивами или щитами. Примером является Балтийский щит, обнимающий Карелию, Кольский полуостров, всю Финляндию и Швецию. Другой щит охватывает большую часть Канады. Точно так же большая часть Африки представляет собой щит, как и значительная часть Бразилии, почти вся Индия и вся Западная Австралия. Все породы древних щитов не только метаморфизованы и претерпели перекристаллизацию, но и очень сильно смяты в мелкие сложные складки.

Другие области на материках заняты породами преимущественно более молодого — палеозойского, мезозойского и кайнозойского возраста. Это — главным образом осадочные породы, хотя среди них встречаются и породы магматического происхождения, излившиеся на поверхность в виде вулканической лавы или внедрившиеся и застывшие на некоторой глубине. Существуют две категории областей: на поверхности одних пласты осадочных пород залегают очень спокойно, почти горизонтально, и в них наблюдаются лишь редкие и небольшие складки. В таких местах магматические породы, особенно интрузивные, играют относительно малую роль. Такие области называются платформами. В других местах осадочные породы сильно смяты в складки, пронизаны глубокими трещинами. Среди них часто встречаются внедрившиеся или излившиеся магматические породы. Эти места обычно совпадают с горами. Они называются складчатыми зонами, или геосинклиналями.

Различия между отдельными платформами и складчатыми зонами — в возрасте лежащих спокойно или смятых в складки пород. Среди платформ выделяются древние платформы, на которых все палеозойские, мезозойские и кайнозойские породы залегают почти горизонтально поверх сильно метаморфизованного и смятого в складки «кристаллического основания», сложенного докембрийскими породами. Примером древней платформы является Русская платформа, в пределах которой все слои, начиная с кембрийских, лежат в общем очень спокойно.

Существуют платформы, на которых не только докембрийские, но также кембрийские, ордовикские и силурийские слои смяты в складки, а спокойно поверх этих складок на их размытой поверхности (как говорят, «несогласно») залегают более молодые породы, начиная с девонских. В других местах «складчатый фундамент» образован, кроме докембрийских, всеми палеозойскими породами, а почти горизонтально лежат породы только мезозоя и кайнозоя. Платформы двух последних категорий называются молодыми. Одни из них, как мы видим, образовались после силурийского периода (до того здесь существовали складчатые зоны), а другие — после конца палеозойской эры. Таким образом, выясняется, что на материках есть платформы разного возраста, образовавшиеся раньше или позже. До того, как образовалась платформа (в одних случаях — до конца протерозойской эры, в других — до конца силурийского периода, в третьих — до конца палеозойской эры), в земной коре происходило сильное смятие слоев в складки, в нее внедрялись магматические расплавленные породы, осадки подвергались метаморфизации, перекристаллизации. И только после этого наступало успокоение, и последующие слои осадочных пород, накопившись горизонтально на дне морских бассейнов, в общем так и сохраняли в дальнейшем свое спокойное залегание.

Наконец, в остальных местах все слои смяты в складки и пронизаны магматическими породами — вплоть до неогеновых.

Говоря, что платформы могли образоваться в разное время, мы вместе с тем указываем и на разный возраст складчатых зон. Действительно, на древних кристаллических щитах смятие слоев в складки, внедрение магматических пород, перекристаллизация закончились до начала палеозоя. Следовательно, щиты являются зонами докембрийской складчатости. Там, где спокойное залегание слоев не нарушалось с девонского периода, смятие слоев в складки продолжалось до конца силурийского периода, или, как говорят, до конца раннего палеозоя. Следовательно, эта группа молодых платформ является в то же время областью раннепалеозойской складчатости. Складчатость этого времени носит название каледонской складчатости. Там, где платформа образовалась с начала мезозоя, мы имеем зоны позднепалеозойской или герцинской складчатости. Наконец области, где в складки сильно смяты все слои, вплоть до неогеновых включительно, являются зонами наиболее молодой, альпийской складчатости, оставившей не смятыми только слои, образовавшиеся в четвертичном периоде.

Карты, изображающие расположение платформ и складчатых зон разного возраста и некоторые другие особенности строения земной коры, называются тектоническими (тектоника — раздел геологии, изучающий движения и деформации земной коры). Эти карты служат дополнением к геологическим картам. Последние представляют собой первичные геологические документы, наиболее объективно освещающие строение земной коры. На тектонических картах содержатся уже некоторые выводы: о возрасте платформ и складчатых зон, о характере и времени образования складок, о глубине залегания складчатого фундамента под спокойными слоями платформ и др. Принципы составления тектонических карт были разработаны в 30-х годах советскими геологами, главным образом академиком А. Д. Архангельским. После Великой Отечественной войны тектонические карты Советского Союза составлялись под руководством академика Н. С. Шатского. Эти карты приняты в качестве примера для составления международных тектонических карт Европы, других материков и всей Земли в целом.

Толщина осадочных свит в тех местах, где они лежат спокойно (т. е. на платформах), и там, где они сильно смяты в складки, различна. Например, отложения юрского возраста на Русской платформе нигде не имеют толщину или «мощность» больше 200 метров, тогда как их толщина на Кавказе, где они сильно смяты в складки, местами достигает 8 километров. Отложения каменноугольного периода на той же Русской платформе имеют мощность не больше нескольких сотен метров, а на Урале, где те же отложения сильно смяты в складки, их мощность местами вырастает до 5—6 километров. Это указывает на то, что когда на платформе и в районах складчатой зоны накапливались одновозрастные отложения, земная кора очень мало прогибалась на платформе и много сильнее прогибалась в складчатой зоне. Поэтому на платформе не было места для накопления столь мощных свит, какие могли накопиться в глубоких прогибах земной коры в складчатых зонах.

В пределах платформ и складчатых зон мощность накопившихся осадочных пород не остается всюду одинаковой. Она изменяется от участка к участку. Но на платформах изменения эти плавны, постепенны и невелики. Они указывают, что во время накопления отложений платформа прогибалась местами немного больше, местами немного меньше и в ее фундаменте образовывались широкие пологие прогибы (синеклизы), разделенные столь же пологими поднятиями (антеклизами). В противоположность этому в складчатых зонах мощность осадочных пород одного и того же возраста изменяется от участка к участку очень резко, на коротких расстояниях, то возрастая до нескольких километров, то уменьшаясь до нескольких сотен или десятков метров или даже сходя на нет. Это указывает на то, что во время накопления осадков в складчатой зоне одни районы прогибались сильно и глубоко, другие прогибались мало или даже вовсе не прогибались, а третьи в то же время сильно поднимались, как о том свидетельствуют находимые рядом с ними грубообломочные отложения, образовавшиеся в результате размыва поднимавшихся участков. При этом существенно то, что все эти участки, интенсивно прогибавшиеся и интенсивно поднимавшиеся, были узки и располагались в виде полос тесно рядом друг с другом, что приводило к очень большим контрастам в движениях земной коры на близких расстояниях.

Имея в виду все указанные особенности движений земной коры: очень контрастные и сильные опускания и поднятия ее, сильную складчатость, энергичную магматическую деятельность, т. е. все особенности исторического развития складчатых зон, эти зоны обычно называют геосинклиналями, оставляя название «складчатая зона» лишь для характеристики современного их строения, явившегося результатом всех предшествовавших бурных событий в земной коре. Термином «геосинклиналь» мы и будем в дальнейшем пользоваться, когда речь будет идти не о современном строении складчатой зоны, а об особенностях ее предшествующего развития.

Платформы и складчатые зоны значительно отличаются друг от друга по тем полезным ископаемым, которые находятся на их территории. На платформах мало магматических пород, которые внедрились в спокойно лежащие слои осадочных пород. Поэтому на платформах лишь редко встречаются полезные ископаемые магматического происхождения. Зато в спокойно залегающих осадочных слоях платформы широко распространены угли, нефть, природные газы, а также каменная соль, гипс, строительные материалы и т. д. В складчатых зонах преимущество на стороне магматических полезных ископаемых. Это — различные металлы, которые образовались в разные стадии застывания магматических очагов.

Впрочем, когда мы говорим о преимущественной приуроченности осадочных полезных ископаемых к платформам, не надо забывать, что речь идет о слоях, залегающих спокойно, а не о тех сильно метаморфизованных и смятых кристаллических породах древнего «складчатого фундамента» платформ, который лучше всего виден на «щитах». Эти породы фундамента отражают ту эпоху, когда платформы здесь еще не было, а существовала геосинклиналь. Поэтому полезные ископаемые, находимые в складчатом фундаменте, по типу своему — геосинклинальные, т. е. преимущественно магматические. Следовательно, на платформах существует как бы два этажа полезных ископаемых: нижний этаж — древний, принадлежащий фундаменту, геосинклинальный; для него характерны металлические руды; верхний этаж — собственно платформенный, принадлежащий спокойно лежащему на фундаменте покрову осадочных пород; это — осадочные, т. е. преимущественно неметаллические полезные ископаемые.

Несколько слов надо сказать о складках.

Выше упоминалась сильная складчатость в складчатых зонах и слабая складчатость на платформах. Следует отметить, что речь должна идти не только о разной интенсивности складчатости, но и о том, что для складчатых зон и платформ характерны складки разных типов. В складчатых зонах складки принадлежат типу, который называется линейным, или полным. Это — длинные узкие складки, которые, как волны, следуют друг за другом, примыкая друг к кругу и покрывая сплошь большие площади. Складки имеют разную форму: некоторые из них округлые, другие острые, одни прямые, вертикальные, другие — наклонные. Но все они похожи друг на друга, а главное, покрывают складчатую зону непрерывной чередой.

На платформах — складки иного типа. Это — отдельные изолированные поднятия слоев. Некоторые из них имеют столообразную или, как говорят, сундучную или коробчатую форму, многие имеют вид пологих куполов или валов. Складки здесь не вытянуты, как в складчатой зоне, в полосы, а располагаются более сложными фигурами или разбросаны довольно беспорядочно. Это складчатость «прерывистая», или куполовидная.

Складки прерывистого типа — сундучные поднятия, купола и валы — встречаются не только на платформе, но и на краю складчатых зон. Так что существует в некоторой мере постепенный переход от складок платформенных к тем, которые типичны для складчатых зон.

На платформах и на краю складчатых зон встречается еще один своеобразный тип складок — так называемые «диапировые купола». Они образуются там, где на какой- то глубине лежат мощные пласты каменной соля, гипса или мягких глин. Удельный вес каменной соли меньше, чем удельный вес других осадочных пород (каменной соли 2,1, песков и глин 2,3). Таким образом, более легкая соль оказывается под более тяжелыми глинами, песками, известняками. Благодаря способности горных пород медленно пластически деформироваться под действием малых механических сил (явление ползучести, о котором упоминалось выше), соль стремится всплыть к поверхности, проткнув и раздвинув вышележащие более тяжелые слои. Этому помогает то, что соль под давлением оказывается чрезвычайно текучей и в то же время прочной: она легко течет, но не ломается. Соль всплывает в виде колонн. При этом она приподымает вышележащие слои, изгибает их куполообразно и, выпирая вверх, вызывает их раскалывание на отдельные куски. Поэтому на поверхности такие диапировые купола часто имеют вид «разбитой тарелки». Аналогичным способом образуются диапировые складки, в «ядрах протыкания» которых мы находим не соль, а мягкие глины. Но глиняные диапировые складки обычно имеют вид не круглых колонн, как соляные диапировые купола, а длинных вытянутых гребней.

Встречающиеся на платформах купола (в том числе и диапировые) и валы играют большую роль в образовании скоплений нефти и газов. В складчатых зонах месторождения полезных ископаемых большей частью приурочены к трещинам.

Обратимся теперь к более глубоким слоям земной коры. Нам придется покинуть область, которая нам известна по непосредственным наблюдениям с поверхности, и направиться гуда, где сведения можно получить только путем геофизических исследований.

Как уже говорилось, в пределах видимой части земной коры глубже всего лежат метаморфические породы архейского возраста. Среди них больше всего распространены гнейсы и граниты. Наблюдения показывают, что чем более глубокий срез земной коры наблюдаем мы на поверхности, тем больше встречаем гранитов. Поэтому можно думать, что еще глубже — в нескольких километрах под поверхностью кристаллических щитов или примерно в 10 км под поверхностью платформ и складчатых зон — мы встретили бы под материками сплошной слой гранита. Верхняя поверхность этого гранитного слоя очень неровна: она то поднимается к дневной поверхности, то опускается на 5— 10 км ниже нее.

Глубину нижней поверхности этого слоя нам остается только предполагать на основании некоторых данных о скорости распространения в земной коре упругих сейсмических колебаний. Скорость движения так называемых продольных сейсмических волн в гранитах в среднем около 5 км/сек.

В продольных волнах колебания частиц происходят в направлении движения волн: вперед и назад. Так называемые поперечные волны характеризуются колебаниями поперек направления движения волны: вверх — вниз или вправо — влево.

Но в ряде мест было обнаружено, что на глубине в 10, 15, 20 км скорость распространения тех же продольных сейсмических волн становится больше и достигает 6 или 6,5 км/сек. Поскольку эта скорость слишком велика для гранита и близка к скорости распространения упругих колебаний, характеризующей по лабораторным испытаниям такую породу, как базальт, слой земной коры с большей скоростью распространения сейсмических волн получил название базальтового. В разных районах он начинается на разной глубине — обычно на глубине в 15 или 20 км, но в некоторых районах подходит гораздо ближе к поверхности, и скважина глубиной 6—8 км могла бы его достичь.

Однако до сих пор ни одна скважина не проникла в базальтовый слой и никто не видел тех пород, которые лежат в этом слое. Действительно ли это базальты? По этому поводу высказываются сомнения. Некоторые думают, что вместо базальтов мы найдем там те же гнейсы, граниты и метаморфические породы, которые свойственны вышележащему гранитному слою, но которые на большей глубине сильно уплотнены давлением вышележащих пород, и поэтому скорость распространения в них сейсмических волн больше. Решение этого вопроса представляет огромный интерес и не только теоретический: где-то в нижней части гранитного и верхней части базальтового слоев происходят процессы образования гранитов и зарождения тех горячих растворов и газов, из которых выше, при их движении к поверхности, кристаллизуются различные рудные минералы. Знать, что представляет собой в действительности базальтовый слой, — это означает лучше попять процессы образования металлических руд в земной коре и законы их распространения. Вот почему заслуживает всяческой поддержки проект бурения сверхглубинных скважин для изучения строения всего гранитного и по крайней мере верхней части базальтового слоя.

Базальтовый слой — нижний слой материковой земной коры. Внизу он отделяется от более глубоких частей Земли очень резким разделом, который называется разделом Мохоровичича (по имени югославского сейсмолога, открывшего существование этого раздела в начале нашего века). На этом разделе Мохоровичича (или, сокращенно, Мохо) скорость продольных сейсмических волн изменяется резким скачком: выше раздела она обычно равна 6,5 км/сек, а сразу же ниже его увеличивается до 8 км/сек. Этот раздел считается нижней границей земной коры. Расстояние его от поверхности, следовательно, является толщиной земной коры. Наблюдения показывают, что толщина коры под материками далеко не одинакова. В среднем она равна 35 км, но под горами увеличивается до 50, 60 и даже 70 км. При этом чем выше горы, тем толще земная кора: крупному выступу поверхности земли вверх соответствует значительно больший по размеру выступ вниз; таким образом, горы имеют как бы «корни», глубоко опускающиеся в более глубокие слои Земли. Под равнинами, наоборот, толщина коры оказывается меньше средней. Изменяется также от района к району и относительная роль в разрезе земной коры гранитного и базальтового слоев. Особенно интересно, что под одними горами «корни» образованы главным образом за счет увеличения толщины гранитного слоя, а под другими — за счет возрастания толщины базальтового слоя. Первый случай наблюдается, например, на Кавказе, второй — в Тянь-Шане. Дальше мы увидим, что происхождение этих гор различно; это отразилось и на различном строении под ними земной коры.

Одно свойство земной коры, тесно связанное с «корнями» гор, следует особо отметить: это так называемая изостазия, или равновесие. Наблюдения над величиной силы тяжести на поверхности Земли показывают, как мы видели, наличие некоторых колебаний этой величины от места к месту, т. е. существование некоторых аномалий силы тяжести. Однако эти аномалии (после вычета влияния географического и высотного положения точки наблюдения) чрезвычайно малы; они могут вызвать изменение веса человека всего на несколько граммов. Такие отклонения от нормальной силы тяжести чрезвычайно малы по сравнению с теми, которые можно было бы ожидать, имея в виду рельеф земной поверхности. В самом деле, если бы горные хребты представляли собой нагромождение излишних масс на поверхности Земли, то эти массы должны были бы создавать более сильное притяжение. Наоборот, над морями, где вместо плотных горных пород притягивающим телом является менее плотная вода, сила тяжести должна была бы ослабевать.

На самом деле таких различий нет. Сила тяжести не становится больше в горах и меньше на море, она всюду приблизительно одинакова, а наблюдающиеся отклонения от средней величины значительно меньше того влияния, которое должны были бы оказывать неровности рельефа или замена пород морской водой. Отсюда возможен лишь один вывод: дополнительным массам на поверхности, образующим хребты, должна соответствовать недостача масс на глубине; только в этом случае общая масса и общее притяжение пород, находящихся под горами, не превысит нормальной величины. Наоборот, недостатку масс на поверхности в морях должны соответствовать какие-то более тяжелые массы на глубине. Указанные выше изменения толщины коры под горами и равнинами как раз и отвечают этим условиям. Средняя плотность пород земной коры равна 2,7. Под земной корой, сразу же ниже раздела Мохо, вещество имеет более высокую плотность, достигающую 3,3. Поэтому там, где земная кора тоньше (под низменностями), ближе к поверхности подступает тяжелый подкоровый «субстрат» и его притягивающее влияние компенсирует «недостачу» масс на поверхности. Напротив, в горах увеличение толщины легкой коры снижает общую силу притяжения, компенсируя тем самым то увеличение притяжения, которое вызывается дополнительными поверхностными массами. Создаются условия, при которых земная кора как бы плавает на тяжелой подстилке подобно льдинам на воде: более толстая льдина глубже погружается в воду, но и выше выдается над ней; менее толстая льдина погружается меньше, но и меньше выступает.

Такое поведение льдин соответствует известному закону Архимеда, определяющему равновесие плавающих тел. Этому же закону подчиняется и земная кора: там, где она толще, она глубже уходит в субстрат в виде «корней», но и выше выступает на поверхности; где кора тоньше, тяжелый субстрат подступает ближе к поверхности, а поверхность коры оказывается относительно опущенной и образует либо равнину, либо дно моря. Таким образом, состояние коры соответствует равновесию плавающих тел, почему это состояние и называется изостазией.

Следует оговориться, что вывод о равновесии земной коры по отношению к ее тяжести и субстрату справедлив в том случае, если мы будем учитывать среднюю толщину коры и среднюю высоту ее поверхности для больших площадей — диаметром в несколько сот километров. Если же мы будем выяснять поведение значительно меньших участков земной коры, то обнаружим уклонения от равновесия, несоответствия между толщиной коры и высотой ее поверхности, которые и выражаются в виде соответствующих аномалий силы тяжести. Представим себе большую льдину. Ее равновесие, как тела, плавающего на воде, будет зависеть от ее средней толщины. Но в разных местах льдина может иметь очень разную толщину, она может быть разъедена водой и ее нижняя поверхность может иметь много мелких карманов и выпуклостей. В пределах каждого кармана или каждой выпуклости положение льда по отношению к воде может сильно отличаться от равновесного: если мы выколем соответствующий кусок льда из льдины, то он либо погрузится глубже окружающей льдины, либо всплывает выше нее. Но в целом льдина находится в равновесии, и это равновесие зависит от средней толщины льдины.

Под земной корой мы входим в следующую, очень мощную оболочку Земли, называемую мантией Земли. Она простирается вглубь на 2900 км. На этой глубине находится следующий резкий раздел в веществе Земли, отделяющий мантию от ядра Земли. Внутри мантии, по мере углубления, скорость распространения сейсмических волн растет и внизу мантии достигает для продольных волн 13,6 км/сек. Но нарастание этой скорости неравномерно: оно значительно быстрее в верхней части, до глубины около 1000 км, и чрезвычайно медленно и постепенно на большей глубине. В связи с этим мантию можно разделить на две части — верхнюю и нижнюю мантию. Сейчас накапливается все больше данных, указывающих, что такое разделение мантии на верхнюю и нижнюю имеет большое принципиальное значение, так как развитие земной коры, по-видимому, непосредственно связано с процессами, происходящими в верхней мантии. О характере этих процессов речь будет дальше. Нижняя мантия, видимо, мало влияет непосредственно на земную кору.

Вещество, из которого состоит мантия, твердое. Это подтверждает характер прохождения через мантию сейсмических волн. Относительно химического состава мантии имеются расхождения во взглядах. Некоторые думают, что верхняя мантия состоит из горной породы, называемой перидотитом. Эта порода содержит очень немного кремнезема; основной составной частью ее является минерал оливин — силикат, богатый железом и магнием. Другие предполагают, что верхняя мантия значительно богаче кремнеземом и по своему составу соответствует базальту, но минералы, из которых состоит этот глубинный базальт, более плотные, чем минералы поверхностного базальта. Например, в глубинном базальте существенную роль играют гранаты — минералы с очень плотной «упаковкой» атомов в кристаллической решетке. Такой глубинный базальт, получившийся как бы в результате спрессовывания обычного поверхностного базальта, называется эклогитом.

Существуют аргументы в пользу обеих точек зрения. В частности, вторую точку зрения подтверждает огромное количество изливавшихся и изливающихся сейчас во время вулканических извержений очень однообразных по своему химическому составу базальтов. Источник их может быть только в верхней мантии.

Если эта точка зрения окажется правильной, то тогда мы должны считать, что на разделе Мохо происходит не изменение химического состава вещества, а переход одного и того же по химическому составу вещества в новое, более плотное, «глубинное» состояние, в другую, как говорят, «фазу». Такие переходы называются «фазовыми переходами». Этот переход зависит от изменения с глубиной давления. При достижении определенной величины давления обычный базальт переходит в эклогит и менее плотные полевые шпаты заменяются более плотными гранатами. На такие переходы влияет также температура: повышение ее при одном и том же давлении затрудняет переход базальта в эклогит. Поэтому нижняя граница земной коры становится подвижной, зависимой от изменения температуры. Если температура повышается, то некоторая часть эклогита переходит обратно в обычный базальт, граница коры опускается, кора становится толще; при этом объем вещества увеличивается на 15%. Если же температура понижается, то при том же давлении часть базальта в нижних слоях коры переходит в эклогит, граница коры поднимается, кора становится тоньше, и объем перешедшего в новую фазу материала уменьшается на 15%. Этими процессами можно объяснить колебания земной коры вверх и вниз: в результате своего утолщения кора будет всплывать, подниматься, при уменьшении же толщины она будет тонуть, прогибаться.

Однако окончательно вопрос о химическом составе и физическом состоянии верхней мантии будет решен, видимо, только в результате сверхглубокого бурения, когда буровые скважины, пройдя насквозь всю кору, достигнут вещества верхней мантии.

Важной особенностью строения верхней мантии является «пояс размягчения», расположенный на глубине между 100 и 200 км. В этом поясе, который называется также астеносферой, скорость распространения упругих колебаний немного меньше, чем выше и ниже его, а это свидетельствует о несколько менее твердом состоянии вещества. В дальнейшем мы увидим, что «пояс размягчения» играет в жизни Земли очень важную роль.

В нижней мантии вещество становится значительно более тяжелым. Его плотность повышается, по-видимому, до 5,6. Предполагается, что оно состоит из силикатов, очень богатых железом и магнием и бедных кремнеземом. Возможно, что в нижней мантии широко распространен сульфид железа.

На глубине 2900 км, как указывалось, мантия кончается и начинается ядро Земли. Важнейшей особенностью ядра является то, что оно пропускает продольные сейсмические колебания, но оказывается непроходимым для поперечных колебаний. Поскольку поперечные упругие колебания проходят через твердые тела, но быстро угасают в жидкостях, тогда как продольные колебания проходят и сквозь твердые, и сквозь жидкие тела, следует сделать вывод, что ядро Земли находится в жидком состоянии. Конечно, оно далеко не такое жидкое, как вода; это очень густое вещество, близкое к твердому состоянию, но все же значительно более текучее, чем вещество мантии.

Внутри ядра выделяется еще внутреннее ядро, или ядрышко. Верхняя граница его находится на глубине 5000 км, т. е. на расстоянии 1370 км от центра Земли. Здесь наблюдается не очень резкий раздел, на котором скорость сейсмических колебаний еще раз быстро падает, а потом, по направлению к центру Земли, снова начинает возрастать. Есть предположение, что внутреннее ядро твердое и что в жидком состоянии находится только внешнее ядро. Однако, поскольку последнее препятствует прохождению поперечных колебаний, вопрос о состоянии внутреннего ядра не может быть пока окончательно решен.

О химическом составе ядра было много споров. Они продолжаются до сих пор. Многие еще придерживаются старой точки зрения, считая, что ядро Земли состоит из железа с небольшой примесью никеля. Прототипом этого состава являются железные метеориты. Метеориты вообще рассматриваются либо как осколки ранее существовавших и распавшихся планет, либо как оставшиеся «неиспользованными» мелкие космические тела, из которых несколько миллиардов лет назад были «собраны» планеты. В обоих случаях метеориты должны как будто представлять химический состав той или иной оболочки планеты. Каменные метеориты, вероятно, отвечают химическому составу мантии, во всяком случае нижней. Более тяжелые, железные метеориты соответствуют, как многие думают, более глубоким недрам — ядру планеты.

Однако другие исследователи находят аргументы против представления о железном составе ядра и полагают, что ядро должно состоять из силикатов, в общем таких же, какие слагают мантию, но что эти силикаты находятся в «металлическом» состоянии в результате огромного давления в ядре на верхней границе ядра оно равно 1,3 млн. атмосфер, а в центре Земли 3 млн. атм.). Это значит, что под влиянием давления атомы силикатов частично разрушились и от них откололись отдельные электроны, которые получили возможность независимо двигаться. Этим, как и в металлах, обусловлены некоторые металлические свойства ядра: большая плотность; достигающая в центре Земли 12,6 электропроводность, теплопроводность.

Наконец, существует и промежуточная точка зрения, начинающая теперь преобладать, а именно, что внутреннее ядро — железное, а внешнее сложено силикатами в металлическом состоянии.

Согласно современной теории, с внешним ядром связано магнитное поле Земли. Заряженные электроны движутся во внешнем ядре на глубине между 2900 и 5000 км, описывая круги или петли, и это их движение и приводит к возникновению магнитного поля. Хорошо известно, что советские ракеты, пущенные к Луне, не обнаружили у нашего естественного спутника магнитного поля. Это вполне соответствует предположениям об отсутствии у Луны ядра, подобного земному.

Рассмотрим теперь строение земных недр под океанами.

Хотя за последнее время, начиная с Международного Геофизического Года, дно океана и глубины Земли под океанами изучаются чрезвычайно интенсивно (хорошо известны многочисленные рейсы советского исследовательского корабля «Витязь»), мы знаем геологическое строение территорий океанов все же много хуже, чем строение материков. Установлено, впрочем, что на дне океанов нет щитов, платформ и складчатых зон, подобных тем, которые известны на материках. По рельефу дна в океанах можно выделить в качестве наиболее крупных элементов равнины (или бассейны), океанические хребты и глубоководные рвы.

Равнины занимают широкие пространства на дне всех океанов. Они располагаются почти всегда на одной глубине (5—5,5 км).

Океанические хребты представляют собой широкие бугристые валы. Особенно характерен Атлантический подводный хребет. Он протягивается с севера на юг, в точности по средней линии океана, изгибаясь параллельно берегам окаймляющих материков. Его гребень находится обычно на глубине около 2 км, но отдельные вершины поднимаются выше уровня моря в виде вулканических островов (острова Азорские, Св. Павла, Вознесения, Тристань-да-Кунья). Прямо на продолжении подводного хребта расположена Исландия с ее вулканами.

Подводный хребет в Индийском океане тянется также в меридиональном направлении вдоль средней линии океана. У островов Чагос этот хребет разветвляется. Одна его ветвь идет прямо на север, где на его продолжении в районе Бомбея известны огромные застывшие потоки вулканических базальтов (плато Деккан). Другая ветвь направляется к северо-западу и теряется перед входом в Красное море.

Атлантический и Индийский подводные хребты соединены между собой. В свою очередь Индийский хребет соединяется с Восточно-Тихоокеанским подводным хребтом. Последний тянется в широтном направлении южнее Новой Зеландии, но на меридиане 120° западной долготы резко поворачивает к северу. Он приближается к берегам Мексики и здесь теряется в мелководье перед входом в Калифорнийский залив.

Ряд более коротких подводных хребтов занимает центральную часть Тихого океана. Почти все они вытянуты с юго-востока на северо-запад. На вершине одного такого подводного хребта расположены Гавайские острова, на вершинах других — многочисленные архипелаги более мелких островов.

Примером подводного океанического хребта является также открытый советскими учеными в Северном Ледовитом океане хребет Ломоносова.

Почти все крупные подводные хребты соединены между собой и образуют как бы единую систему. Неясно пока взаимоотношение хребта Ломоносова с другими хребтами.

Глубоководные океанические рытвины представляют собой узкие (100—300 км) и длинные (несколько тысяч километров) желоба в дне океана, в пределах которых наблюдаются максимальные, глубины. Именно в одной из таких рытвин, Марианской, была найдена советским экспедиционным судном «Витязь» наибольшая глубина Мирового океана, достигающая 11034 м. Глубоководные рытвины расположены по периферии океанов. Чаще всего они окаймляют островные дуги. Последние в ряде мест являются характерной особенностью строения переходных зон между материками и океаном. Островные дуги особенно широко развиты по западной периферии Тихого океана — между океаном, с одной стороны, и Азией и Австралией, с другой. С севера на юг гирляндами спускаются дуги островов Алеутских, Курильских, Японских, Бонино-Марианских, Филиппинских, Тонга, Кермадек и Новой Зеландии. Почти все эти дуги с внешней (выпуклой) стороны окаймляются глубоководными рытвинами. Такая же рытвина окаймляет Антильскую островную дугу в Центральной Америке. Другая рытвина окаймляет со стороны Индийского океана островную дугу Индонезии. Некоторые рытвины, находясь на периферии океана, не связаны с островными дугами. Такова, например, Атакамская рытвина у берегов Южной Америки. Периферическое положение глубоководных рытвин, конечно, не случайно.

Говоря о геологическом строении дна океана, прежде всего следует отметить, что в открытом океане толщина накопившихся на дне рыхлых осадков невелика — не больше километра, а часто и меньше. Эти осадки состоят из очень тонких известковых илов, образованных преимущественно микроскопически мелкими раковинками одноклеточных организмов — глобигерин, а также из так называемых красных глубоководных глин, содержащих мельчайшие крупинки окислов железа и марганца. За последнее время во многих местах на огромных расстояниях от берегов обнаружены целые полосы осадков обломочного происхождения — песков. Они явно принесены в эти районы океанов из прибрежных областей и своим существованием указывают на наличие сильных глубоководных течений в океанах.

Другой особенностью является огромное и повсеместное развитие следов вулканической деятельности. На дне всех океанов известно большое количество конусовидных огромных гор; это — погасшие древние вулканы. Много на дне океанов и действующих вулканов. Из этих вулканов изливались и изливаются только базальты и при этом очень однообразные до своему составу, всюду одинаковые. По периферии океанов, на островных дугах, известны и другие лавы, содержащие больше кремнезема, — андезиты, но в средних частях океанов вулканические излияния — только базальтовые. И вообще в средних частях океанов почти неизвестно никаких других твердых горных пород, кроме базальтов. Океанографическая драга всегда поднимала со дна обломки только базальтов, если не считать некоторых осадочных пород. Следует еще упомянуть о глубоких огромных широтных трещинах длиной в несколько тысяч километров, рассекающих дно северо-восточной части Тихого океана. Вдоль этих трещин прослеживаются резкие уступы в дне океана.

Глубинное строение земной коры в океане значительно проще, чем под материками. В океанах отсутствует гранитный слой и рыхлые осадки непосредственно лежат на базальтовом слое, толщина которого значительно меньше, чем на материках: обычно она равна всего 5 км. Таким образом, твердая часть земной коры в океанах состоит из одного километра рыхлых осадков и пяти километров базальтового слоя. То, что этот слой действительно состоит из базальта, для океанов гораздо вероятнее, чем для материков, если учесть широкое распространение базальтов на дне океана и на океанических островах. Если к этому прибавить пять километров средней толщины слоя океанической воды, то глубина нижней границы земной коры (раздела Мохо) под океанами будет всего 11 км — много меньше, чем под материками. Таким образом, океаническая кора тоньше материковой. Поэтому американские инженеры и начали бурение сквозь всю земную кору именно в океане, с плавучей буровой установки, рассчитывая там легче достичь верхних слоев мантии и выяснить их состав.

Есть данные, заставляющие предполагать, что океаническая кора становится толще под подводными хребтами. Там ее толщина 20—25 км и она остается базальтовой. Интересно, что кора имеет океаническое строение не только под открытыми океанами, но и под некоторыми глубокими морями: базальтовая кора и отсутствие гранитного слоя были установлены под глубокой частью Черного моря, под Южным Каспием, под наиболее глубокими впадинами Карибского моря, под Японским морем и в других местах. Моря промежуточной глубины имеют и промежуточное строение коры: она под ними тоньше типичной материковой, но толще океанической, имеет и гранитный и базальтовый слои, но гранитный слой много тоньше, чем на материке. Такая промежуточная кора наблюдается в мелких районах Карибского моря, в Охотском море и в других местах.

Строение мантии и ядра под океанами в общем сходно со строением их под материками. Отличие наблюдается в верхней мантии: «пояс размягчения» (астеносфера) под океанами толще, чем под материками; под океанами этот пояс начинается уже на глубине 50 км и продолжается в глубину до 400 км, тогда как на материках он сосредоточен между 100 и 200 км глубины. Таким образом, различия в строении между материками и океанами распространяются не только на всю толщу земной коры, но и на верхнюю мантию до глубины по крайней мере 400 км. Глубже — в нижних слоях верхней мантии, в нижней мантии, во внешнем и внутреннем ядре — никаких изменений в строении в горизонтальном направлении, никаких различий между материковыми и океаническими секторами Земли пока не найдено.

В заключение скажем несколько слов о некоторых общих свойствах земного шара.

Земной шар излучает тепло. Постоянный поток тепла течет из внутренних частей Земли к поверхности. В связи с этим существует так называемый температурный градиент — повышение температуры с глубиной. В среднем этот градиент принимается равным 30° на 1 км, т. е. с углублением на 1 км температура повышается на 30° Цельсия. Этот градиент, однако, изменяется в очень широких пределах от места к месту. Кроме того, он правилен только для самых поверхностных частей земной коры. Если бы он сохранялся таким же вплоть до центра Земли, то во внутренних областях Земли температура была бы столь высока, что наша планета попросту взорвалась бы. Сейчас нет сомнений в том, что с глубиной температура повышается все медленнее и медленнее. В нижней мантии и в ядре она повышается очень слабо и в центре Земли, видимо, не превышает 4000°.

Исходя из температурного градиента близ поверхности, а также из теплопроводности горных пород, можно вычислить, какое количество тепла притекает из глубины наружу. Оказывается, что каждую секунду Земля со всей своей поверхности теряет 6 ∙ 1012 калорий. За последнее время было произведено довольно много измерений размера теплового потока Земли в разных местах —на материках и на дне океанов. Оказалось, что в среднем тепловой поток равен 1,2 ∙ 10-6 кал/см2 в секунду. В отдельных наиболее обычных случаях он колеблется между 0,5 и 3 ∙ 10-6 кал/см2 в секунду, причем нет каких-либо различий в выделении тепла на материках и в океане. Однако на этом равномерном фоне были обнаружены аномальные зоны — с очень высокой отдачей тепла, в 10 раз превышающей нормальный тепловой поток. Такими зонами являются подводные океанические хребты. Особенно много измерений было сделано на Восточно-Тихоокеанском хребте.

Эти наблюдения ставят перед геофизиками интересный вопрос. Сейчас вполне ясно, что источником тепла внутри Земли являются радиоактивные элементы. Они присутствуют во всех горных породах, во всем материале земного шара и при своем распаде выделяют тепло. Если учесть среднее содержание радиоактивных элементов в горных породах, принять, что содержание их в мантии равно содержанию их в каменных метеоритах, а содержание в ядре считать равным содержанию в железных метеоритах, то окажется, что общего количества радиоактивных элементов более чем достаточно для образования наблюдаемого потока тепла. Но известно, что граниты содержат в среднем в 3 раза больше радиоактивных элементов, чем базальты, и соответственно должны больше вырабатывать тепла. Поскольку гранитный слой имеется в земной коре под материками и отсутствует под океанами, можно было бы предполагать, что поток тепла на материках должен быть больше, чем на дне океана. В действительности это не так, в общем поток везде одинаков, но на дне океанов имеются зоны с ненормально высоким тепловым Потоком. В дальнейшем мы попытаемся объяснить эту аномалию.

Форма Земли, как известно, — шар, немного сплюснутый у полюсов. Благодаря сплюснутости радиус от центра Земли к полюсу на 1/300 долю короче радиуса, направленного от центра к экватору. Эта разница составляет примерно 21 км. На глобусе диаметром в 1 м она составит немного больше полутора миллиметров и практически незаметна. Было высчитано, что такую форму должен был бы принять жидкий шар, размером с Землю, вращающийся с той же скоростью. Это значит, что благодаря свойству ползучести, о чем мы говорили выше, материал Земли, подвергаемый очень длительному воздействию центробежной силы, деформировался и принял такую равновесную форму, которую (конечно, гораздо быстрее) приняла бы жидкость.

Интересна противоречивость свойств вещества Земли. Упругие колебания, вызванные землетрясениями, распространяются в нем как в очень твердом теле, а перед лицом длительно действующей центробежной силы то же вещество ведет себя как очень подвижная жидкость. Такая противоречивость обычна для многих тел: они оказываются твердыми, когда на них действует кратковременная сила, удар, подобный сейсмическому толчку, и становятся пластичными, когда сила воздействует на них медленно,-исподволь. Об этом свойстве уже говорилось при описании смятия слоев твердых горных пород в складки. Впрочем, за последнее время появились данные, позволяющие думать, что вещество Земли приспосабливается к действию центробежной силы с некоторым опозданием. Дело в том, что Земля постепенно замедляет свое вращение. Причиной этому служат морские приливы, вызываемые притяжением Луны. На поверхности Мирового океана всегда существуют две выпуклости, одна из которых обращена к Луне, а другая — в противоположную сторону. Эти выпуклости перемещаются по поверхности в связи с вращением Земли. Но вследствие инерции и вязкости воды гребень выпуклости, обращенной к Луне, всегда немного опаздывает, всегда немного смещен по направлению вращения Земли. Поэтому Луна притягивает волну не по перпендикуляру к земной поверхности, а по несколько наклонной линии. Вот этот наклон и приводит к тому, что притяжение Луны все время немного тормозит вращение Земли. Торможение это очень мало. Благодаря ому сутки увеличиваются на две тысячные доли секунды каждые 100 лет. Если такой темп замедления сохранялся в течение геологического времени неизменным, то в юрском периоде сутки были короче на один час, а два миллиарда лет назад — в конце архейской эры — Земля вращалась вдвое быстрее.

Вместе с замедлением вращения должна уменьшаться и центробежная сила; следовательно, должна изменяться форма Земли — постепенно уменьшаться ее сплюснутость. Однако расчеты показывают, что наблюдаемая сейчас форма Земли отвечает не теперешней скорости ее вращения, а той, которая была приблизительно 10 млн. лет назад. Вещество Земли хотя и текуче в условиях длительных давлений, но обладает значительной вязкостью, большим внутренним трением и поэтому подчиняется новым механическим условиям с заметным опозданием.

В заключение укажем на некоторые интересные последствия землетрясений. Колебания, вызываемые обычными землетрясениями, имеют разные периоды. У некоторых землетрясений период короткий — около секунды. Регистрация таких колебаний крайне важна для изучения землетрясений, происшедших недалеко от сейсмической станции, т. е. землетрясений местных. С удалением от очага землетрясения такие колебания быстро затухают. Наоборот, колебания с длинным периодом (18—20 сек.) распространяются далеко; при землетрясении большой силы они могут пройти земной шар насквозь или обойти его по поверхности. Такие колебания регистрируются на многих сейсмических станциях и удобны для изучения далеких землетрясений. Именно с помощью длиннопериодных колебаний сейсмическая станция «Москва» может регистрировать землетрясения, происходящие в Южной Америке или на Филиппинах.

В последние годы были обнаружены колебания, вызванные землетрясениями, с очень длинным периодом, равным приблизительно часу. Сверхдлинные сейсмические волны были, например, образованы сильнейшим землетрясением в Чили в 1960 г. Такие волны, раньше чем угаснуть, обходят вокруг земного шара семь-восемь раз, а то и больше.

Расчеты показывают, что сверхдлинные волны вызваны колебаниями всего земного шара. Энергия некоторых землетрясений настолько велика, что они как бы раскачивают весь земной шар, заставляя его целиком, пульсировать. Правда, амплитуда таких колебаний незначительна: вдали от очага землетрясения она может быть замечена только чувствительными приборами и полностью угасает в течение нескольких суток. Однако все же явление «дрожания» всей Земли в целом не может не производить впечатления. Общие колебания всей Земли оказались полезными для определения некоторых физических свойств земного шара.

Источник: В.В. Белоусов. Земля, ее строение и развитие. Издательство Академии наук СССР. Москва. 1963

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: