Солнечная радиация

Длина волн

> 24 микрона 7% 0,17 - 0,35 мк 46% 0,35 * 0,75мк 47% 0,76 + 4,0 мк

Их доля очень маленькая Ультрафиолетовая Световая Инфракрасная

Рис. 1.7. Солнечная постоянная и солнечная радиация

Рис. 1.8. Строение Солнечной системы. АЕ — одна астрономическая единица (150 млн км)

располагается собственно облако Оорта, состоящее также из ядер ко­мет с общей массой -100 масс Солнца и угловым моментом в 10 раз выше, чем у планетной системы. По существу, радиус в 5 • 10¹ АЕ и определя­ет современную границу Солнечной системы в широком смысле этого понятия.

Знание о строении планет, особенно земной группы, представляет большой интерес для геологов, т. к. внутренняя структура этих планет довольно близка к нашей планете (табл. 1).

1.2.3. Внутренние планеты

Меркурий — одна из самых маленьких безатмосферных планет с D ~ 0,38 по отношению к земному, плотностью 5,42 г/см что лишь на 0,1 г/см³ уступает Земле, с Т до +450 °С днем на солнечной стороне и до -170 °С ночью. Поверхность Меркурия покрыта многочисленными ударными кратерами диаметром до 1300 км. Застывший мир поверхности Мерку­рия напоминает лунный.

Меркурий в отличие от остальных планет движется по сильно вытя­нутой орбите, то приближаясь к Солнцу на расстояние 46 млн км, то удаляясь от него на 70 млн км. К Меркурию от Солнца приходит в 11 раз больше тепла, чем к Земле. Меркурий обладает очень слабым маг­нитным полем, около 1 % земного. Это важно, т. к. из всех планет земной группы только Меркурий и Земля имеют глобальную магнитосферу.

Венера по своим размерам и массе очень близка к Земле, но враща­ется она в другую сторону по сравнению с остальными планетами. Ве­нера окутана очень плотной атмосферой, состоящей из углекислого газа, а в верхних слоях на высоте 50-70 км — из серной кислоты. На этих высотах дует постоянный ветер с востока на запад со скоростью до 140 м/с, уменьшающийся до 1 м/с у поверхности. Давление в атмосфере на поверхности очень велико — 96 кг/см² (на Земле 1 кг/см^:) и Т при­близительно +500 °С. Такие условия неблагоприятны для существова­ния воды. Наличие плотной атмосферы выравнивает температурные различия дня и ночи. На Венере нет магнитного поля, и это говорит о том, что ядро Венеры отличается от земного ядра. Примерно 15 % поверхности Венеры занимают тессеры, относительно древние породы. На них накладываются более молодые базальтовые равнины и еще бо­лее молодые, чем равнины, громадные базальтовые вулканы.

Система Земля — Луна будет рассмотрена ниже.

Марс. Эта четвертая но счету от Солнца планета намного мень­ше Земли, ее радиус составляет 0,53 земного. Сутки длятся на Мар­се 24 ч 37 мин., а плоскость его экватора наклонена по отношению к орбите так же, как на Земле, что обеспечивает смену климатичес­ких сезонов.

Таблица 1 Планета Мерку­рий Венера Земля Марс Юпитгр Сатурн Уран Не itrjH Плутон Среднее рассюя пие от Соли la млн КМ АЕ 58 0,3) 108 0,72 149,6 1 2279 1,52 778 3 5,2 1427 9,54 2Й70 19,18 4497 30,С 6 5913 39,53 Период об; а «с 1чя покру Сол II а   88 сут. 225 сут. 365 су г. 687 сут. 11,86 года 29 5 года 81 года 165 лет 218 лет Наслои отбиты к ппоскост 1 орби- тг. г Зе или град.   3,4   J.85 1 3 2,43 0 77 1,77 17,! 5 Период вран сч ия   56,65 сут. 213 сут. 24 ч 21.С2 ч 9,92 ч 10,5 ч 17 24 ч 16 11 ч 6,4 сут. Наклш плоскости;:квагсра к плос­ко "I'll о >бнт ы град [3] -0 177,3 23,27 23,98 3,12 26,73 97,72 28,8 122,46 Диаметр км   12 100 12 756 6 778 142 921 120 536 51 118 49 532   Масса г[4] 3 3 (25) 4,9 (27) 5 98(27) 6,1 (26) 1 9 (301 5,68 (29) 8,63 (28) 1,02 (29) 5,25 (25) Средняя плотнит* Г/см3 5,14 5,3 5,5 3,9 1.33 0,68 i' 1,32 1,64 2 05 Со тав   садика ты, я елезо силика ты, желез] сияика- 1 ы, ЖУ1СЗЗ сили- кпы, ж.'лезо Н,, Не неенли- каты Н. Не, несВДи ка П: I Hj, Не, неенли- Ka'llii Н„ Не. Н26 си- ЛИК 1ГЫ льды, силика­ты ATMOcJwpa нет отсутс­твует со2 Щ о2 отсутс­твует МОИ 1КШ Н2, lie мощная Н2, Не мощная Н2, Не мощная Н2, Не разре «СП N, си, Маггип ос иоле   ель нет есть ? есть есть ес[ъ есть ? Спут 1ИКИ   нет нет

Сведения о планетах

метеорита, упавшего на поверхность Марса. Вода на современной поверх­ности Марса сосредоточена в виде льда, но под верхним слоем пород.

У Марса два маленьких спутника — Фобос (19 х 27 км) и Деймос (11x15 км), неправильной формы с кратерированной поверхностью и ка­кими-то рытвинами, хорошо видимыми на Фобосе. Марс прошел дли­тельный путь развития. На его поверхности наблюдаются три или че­тыре генерации рельефа и соответственно пород. «Материки» — это древнейшие породы, образующие возвышенности в 4-6 км, базальто­вые «равнины» моложе, а на них накладываются вулканические масси­вы типа Фарсиды и отдельные вулканы. По-видимому, у Марса отсут­ствует жидкое ядро, т. к. магнитное поле чрезвычайно слабое. Эндогенная активность на Марсе продолжалась на 1 млрд лет дольше, чем на Мер­курии и Луне, где она закончилась 3-2,5 млрд лет назад.

1.2.4. Внешние планеты

Сатурн

Оащ пп Рис. 1.9. Возможное строение планет внешней группы (Земля дана в масштабе): 1 — жидкий молекулярный водород; 2 — жидкий металлический водород; 3 — лед воды, метана и алюминия; 4 — твердые породы, железо

Юпитер

Располагающиеся за поясом астероидов планеты внешней группы сильно отличаются от планет внутренней группы. Они имеют огром­ные размеры, мощную атмосферу, газово-жидкие оболочки и неболь­шое силикатное (?) ядро (рис. 1.9).

Масса Юпитера в 317 раз больше, чем масса Земли, но ои обладает малой средней плотностью — 1,33 г/см-'. Его масса в 80 раз меньше той необходимой массы, при которой небесное тело может стать звездой, хотя он забрал себе 2/3 планетной массы всей Солнечной системы. Внешний вид планеты, хорошо изученной космическими аппаратами «Вояджер», определяется полосчатой системой разновысотных и раз­лично окрашенных облаков, имеющей мощность 50 км. Они образова­ны конвективными потоками, которые выносят тепло во внешние зоны. Светлые облака располагаются выше других, состоят из белых кристал­лов аммиака и находятся над восходящими конвективными струями. Более низкие красно-коричневые облака состоят из кристаллов гидросульфида аммония, имеют более высокую температуру и располагаются над нис­ходящими конвективными струями.

На Юпитере устойчивые ветры дуют в одном направлении и достига­ют скорости 150 м/с. В пограничных зонах облачных поясов возникают турбулентные завихрения, как, например, Большое Красное Пятно (БКПЮ) с длинной осью 20 — 25 тыс. км, обнаруженное 150 лет назад. Полное вращение облаков в пятне против часовой стрелки осуществляется за семь дней, и его внутренняя структура все время изменяется, сохраняя лишь общую конфигурацию. Сам вихрь непрерывно дрейфует как целое в западном направлении со скоростью 3-4 м/с и совершает полный обо­рот за 10-15 лет. Сейчас усиленно разрабатывается идея о том, что вихрь БКПЮ представляет собой физическое явление, называемое солитоном — уединенной волной, — нерасилывающийся нелинейный волновой пакет.

Атмосфера Юпитера достигает 1000 км, под ней могут находить­ся оболочки из жидкого молекулярного водорода, а еще ниже — ме­таллического водорода. В центре планеты располагается силикатное (каменное?) ядро небольших размеров. Магнитное поле Юпитера превышает в 10 раз по напряженности магнитное поле Земли, а кроме того, Юпитер окружен мощными радиационными поясами. Возможно, магнитное поле обусловлено быстрым вращением планеты (9 ч 55 мин.). Магнитосфера Юпитера простирается более чем на 650 млн км от него в сторону, противоположную Солпцу.

У Юпитера существуют по крайней мере три кольца и 16 спутников, из которых четыре крупных, так называемых галилеевых, открытых еще в 1610 г. Галилео Галилеем, — Ио, Европа, Ганимед, Каллисто. Ближай­ший спутник к Юпитеру — это Ио, по размерам (диаметр 3700 км), массе и плотности похожий на Луну. Особенностью Ио являются извержения многочисленных чрезвычайно активных вулканов, изливающих и выбра­сывающих вверх на 200 км яркие — красные, желтые, оранжевые — пото­ки серы и белые потоки серного ангидрида. Зафиксированы извержения из кратеров конусовидных вулканов, которые «переезжают» с места на место, и везде на поверхности фиксируются светлые и темные сернистые пятна, напоминающие снег. Приливные возмущения со стороны Юпитера приводят к разогреву недр Ио, образованию магматических камер и их опорожнению.

Европа, близкая по своим параметрам Луне, покрыта льдом воды мощ­ностью до 100 км, в котором видны протяженные трещины (рис. 1.10). Судя по тому, что на поверхности Европы почти нет ударных кратеров, она очень молодая и рельеф практически отсутствует.

Рис. 1.10. Ледяная поверхность спутника Юпитера — Европы. Снимок получен 16 декабря 1997 г. космическим аппаратом «Галилей» с высоты 560 км. Разрешающая способность снимка — 6м (по материалам NASA)

Ганимед, самый крупный из галилеевых спутников (он больше, чем планета Меркурий), обладает плотностью 1,94 г/см³ и состоит из смеси льда воды и силикатов.

Каллисто по своим размерам и плотности похож на Ганимед и также состоит из льда воды и силикатов. Однако на участках темного цвета на поверхности Каллисто много ударных кратеров, что говорит о древнем возрасте этих участков. Кольцевая структура Вальхалла имеет диаметр 300 км. Не исключено, что это след от удара крупного космического тела.

этан и углеводороды, а давление у поверхности не превышает 1,6 атм. Температура плотной атмосферы около -200 °С.

На Титане в начале 2005 г. был высажен зонд «Гюйгенс», передав­ший потрясающие снимки его поверхности, на которой видны «реки» и «моря», заполненные метаном. Предполагается, что метан может быть продуктом жинедеятельности бактерий. Ввиду низких темпера­тур метан может существовать в жидкой и твердой (лед метана и этана) формах.

Предполагается также, что под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца в верхних слоях атмосферы Титана из углеводоро­дов могут образовываться сложные органические молекулы, которые, опускаясь, достигают его поверхности.

За орбитой Сатурна расположено кольцо из космической пыли, от­крытое межпланетными станциями в 70-гг. XX в. и, по-видимому, сфор­мировавшееся за счет столкновения тел внутри пояса Койпера, находя­щегося на внешней границе Солнечной системы.

Уран, открытый В. Гершелем в 1781 г., превосходит Землю в четыре раза по размерам и в 14,5 раз по массе. Эта третья планета-гигант вра­щается в сторону, противоположную той, в которую вращаются боль­шинство остальных планет. Мало этого, ось вращения Урана располо­жена почти в плоскости орбиты, так что Уран «лежит на боку» и вращается не «в ту сторону». Уран меньше Юпитера, но плотность в среднем у него близка к плотности Юпитера, что заставляет сомне­ваться в существовании оболочки из металлического водорода, т. к. дав­ление слишком мало. В атмосфере Урана, как и на других планетах- гигантах, преобладают водород (84 %) и гелий (14 %), но также присут­ствуют частицы льда метана (2 %). Уран окружен системой из 11 тон­ких колец, между которыми расстояние гораздо больше, чем между кольцами Сатурна. Из 26 спутников Урана пять средних по размеру и 21 малый, обладают угловатой формой и похожи на спутники Марса и малые спутники Юпитера и Сатурна.

Нептун — самая маленькая из планет-гигантов — обладает, тем не менее, самой большой среди них плотностью, что обусловлено суще­ствованием силикатного ядра, окруженного оболочками из жидкого во­дорода, льда воды и мощной водородно-гелиевой атмосферой с облач­ным покровом, состоящим также из частиц льда воды, льда аммиака, льда метана и гидросульфида аммония. В атмосфере Нептуна, как и на Юпитере, просматриваются крупные вихревые структуры, изменчивые во времени. У Нептуна существует система колец, имеющих на разных участках различную мощность. Из восьми спутников Нептуна один крупный — Тритон и семь малых, на поверхности которых имеются следы водоледяного вулканизма.

5 ЧМ

И, наконец, Плутон, девятая планета, если считать от Солнца, силь­но отличается от планет-гигантов и, наверное, ею не является. У Плу­тона очень вытянутая эллипсовидная орбита, пересекающая орбиту Не­птуна при вращении Плутона вокруг Солнца. Разреженная атмосфера Плутона, состоящая из льдов азота, метана и моноокиси углерода, ок­ружает ледяную поверхность планеты благодаря холоду (-240 °С), гос­подствующему на этой самой дальней планете.

Крупный спутник Харон (диаметр 1172 км) состоит из смеси льда и силикатов с плотностью 1,8 г/см³ и в своем вращении вокруг Плуто­на на расстоянии 19 405 км всегда обращен к планете одной и той же стороной.

В настоящее время считается, что Плутон с Хароном могут принад­лежать так называемому поясу Койпера, расположенному в интервале 35-50 АЕ, прямо за орбитой Нептуна. В этом поясе находится много мелких планет, размером от одного километра до сотен, а открыт был этот пояс астрономом Джеральдом Койпером только в середине XX в.

1.2.5. Астероиды, кометы и метеориты

Астероиды — твердые космические тела, мертвые с геологической точки зрения, обладающие размерами, близкими к размерам малых спут­ников планет, образующие скопления между орбитами Марса и Юпи­тера на расстоянии от 1,7 до 4 АЕ Многие тысячи астероидов имеют размеры в несколько десятков километров, но есть и крупные: Церера (диаметр 1020 км), Веста (549 км), Паллада (538 км) и Гигея (450 км). Сейчас точно определены параметры орбит 66 тыс. астероидов, и коли­чество вновь открытых астероидов растет в геометрической прогрес­сии, удваиваясь каждые два года.

При столкновениях между собой астероиды дробятся и порождают метеориты, падающие на поверхность Земли. По-видимому, большая часть астероидов состоит из четырех видов пород, известных нам по составу метеоритов: 1) углистые хондриты, 2) класс S, или обыкновен­ные хондриты, 3) класс М, или железокаменные, и 4) редкие породы типа говардитов и эвкритов. О форме астероидов мы судим по сним­кам с космического аппарата «Галилео», на которых астероиды Гаспра (11x12x19 км), Ида (52 км в поперечнике), Эрос (33x13 км) имеют неправильную, угловатую форму и поверхность, испещренную крате­рами. На последнем с помощью космической станции NEAR было об­наружено более 100 тыс. кратеров и около 1 млн каменных глыб разме­ром с большой дом. Плотность распределения кратеров позволяет предположить, что астероид Гаспра был отколот от более крупного тела примерно 200 млн лет назад. Размещение пояса астероидов между Марсом и Юпитером вряд ли является случайным. На этой орбите, согласно закону планетных расстояний Тициуса—Боде^[5], должна была бы находиться планета, которой даже дали имя — Фаэтон, но она раз­дробилась на осколки, являющиеся астероидами. Эта идея была выд­винута еще в 1804 г. немецким астрономом Г. Ольберсом, но она не раз­делялась его великими современниками В. Гершелем и П. Лапласом. Данное предположение сейчас считается наименее вероятным, а боль­шим признанием пользуется идея О. Ю. Шмидта, заключающаяся в том, что астероиды никогда не принадлежали распавшейся планете, а пред­ставляют собой куски материала, образовавшиеся в результате процес­сов первичной аккреции газово-пылевых частиц. Их дальнейшее сли­пание оказалось невозможным из-за сильного гравитационного возмущения со стороны огромного Юпитера, и уже сформировавшиеся крупные тела начали распадаться на более мелкие. Важно, что орбиты многих астероидов под влиянием гравитационных сил планет меняют свое положение. Особенно этому подвержены орбиты с большим эксен- триситетом, а также обладающие большими углами наклона к плоскости эклиптики. Такие астероиды пересекают орбиту Земли и могут с ней столкнуться. Из геологической истории известны падения крупных кос­мических тел на поверхность Земли, оставивших огромные кратеры — астроблемы («звездные раны»), сопровождавшиеся катастрофическими последствиями для биоты. В настоящее время известно более 100 крате­ров с диаметром свыше 80 км. Не исключена возможность столкновения астероида с Землей и в будущем, что будет иметь катастрофические по­следствия, поэтому ученые озабочены расчетами уточнения орбит асте­роидов, которые могут пролететь вблизи Земли или пересечься с ее ор­битой (а их количество превышает 200).

Вечером 23 марта 1989 г. совсем рядом с нашей планетой «просвистел» каменный астероид с поперечником около 800 м, и это при скорости 70 км в секунду! И несмотря на то, что «рядом» означает расстояние в два раза боль­шее, чем от Земли до Луны, с 1937 г., когда астероид Гермес пролетел пример­но на таком же расстоянии, подобных происшествий не наблюдалось. Астро­номы предсказывают, что астероид «1989РС» может вернуться, и если он столкнется с Землей, то последствия будут равны одновременному взрыву 1000 водородных бомб. Вероятность столкновения с «бродячим» астероидом выше, чем возможная гибель в автокатострофе. 18 марта 2004 г. астероид диа­метром 30 м прошел в 43 тыс. км от Земли. Это самое маленькое расстояние, которое наблюдалось за всю историю астрономических наблюдений.

Большое количество астероидов несет в себе угрозу всему живому на зем­ле. В 2002 г. было сделано предположение, что астероид 2002NT7, имеющий диаметр 2,03 км, объем 4,4 км³, массу — 11 млрд т и скорость 26,24 км/с, может столкнуться с Землей в феврале 2019 г. Это вызовет полное разру­шение в радиусе 250 км, а в радиусе 600 км будут сплошные пожары. Энер­гия подобного столкновения будет эквивалентна взрыву 1 млн Mm троти­ла. Рассчитано, что астероид 2004MN4 диаметром более 300 м с вероятностью один шанс из 50 13 апреля 2029 г. может удариться о Землю.

Ядро кометы

Рис. 1.11. Схема строения кометы. Хвост кометы всегда направлен в сторону от Солнца

Кометы представляют собой малые тела Солнечной системы. Они состоят из ядра размером в несколько километров, состоящего из замер­зших газообразных соединений, в которые вкраплены микронные пыле­вые частицы, и так называемой комы — туманной оболочки, возникаю­щей при сублимации ледяного ядра, когда комета приближается к Солнцу. У кометы всегда виден хвост, направленный в сторону, противопо­ложную Солнцу (рис. 1.11). Солнечный ветер уносит частицы комы, которая может превышать в диаметре 10⁵км. Нередко хвост кометы достигает в длину 10⁸ км, хотя его плотность невелика — 10'-- -10³ ионов/см³. В марте 1986 г. наши космические аппараты «Вега-1» и «Вега-2» прошли вблизи головной части кометы Галлея и установили, что ее ядро представляет собой темное, неправильное по форме тело, размером в поперечнике всего в несколько километров (рис. 1.12). В го­лове кометы Хейла — Бонна, которая была прекрасно видна в марте 1997 г. в России, обнаружены молекулы Н,0, СО, С0₂, Na, К, H₂S, S0₂ и др.

Кома

Рис. 1.12. Положение кометы Галлея при сближении ее с Землей в марте 1986 г. Схема образования у нее плазменного хвоста (направлен от Солнца), пылевого хвоста (мельчайших частичек пыли) и пылевого шлейфа (более крупных частиц железосиликатной пыли, рассеивающихся вдоль кометной орбиты)

Движение комет характеризуется эллиптическими орбитами со зна­чительным эксцентриситетом, что обеспечивает большие периоды обра­щения, а влияние планет изменяет эти орбиты, и с долгопериодических (период обращения более 200 лет) они переходят на короткопериодичес- кие (менее 200 лет) орбиты.

Со временем ледяное ядро кометы уменьшается, становится более рых­лым, и оно может рассыпаться, образуя метеоритный поток. Знаменитый Тунгусский метеорит мог быть ледяным ядром кометы. Кометы блуждают по космическому пространству и могут то покидать Солнечную систему, то, наоборот, проникать в нее из других звездных систем. По своему хими­ческому составу кометы близки к планетам-гигантам и метеоритам типа углистых хондритов, о чем свидетельствует спектр комы комет. В апреле — мае 1997 г. жители Москвы и других городов России могли наблюдать ве­ликолепную комету Хейла — Боппа. В 1994 г. произошло столкновение об­ломков кометы Шумейкер — Леви с Юпитером, и астрономы запечатлели огромную «дыру» в атмосфере Юпитера. В 1986 г. космический аппарат «Джотто», приблизившись к комете Галлея, передал на Землю данные, сви­детельствующие о том, что комета содержит сложные органические моле­кулы, богатые водородом, кислородом, углеродом и азотом.

Существует несколько гипотез происхождения комет, но наиболь­шей поддержкой пользуется гипотеза их конденсации из первичного протосолнечного газопылевого облака и последующего перемещения комет в пределы облака Оорта под влиянием гравитации Юпитера и

других планет-гигантов. Количество комет в облаке Оорта оценивается в сотни миллиардов.

Метеориты — твердые тела космического происхождения, достига­ющие поверхности планет и при ударе образующие кратеры различно­го размера. Источником метеоритов является в основном пояс астерои­дов. Когда метеорит входит с большой скоростью в атмосферу Земли, его поверхностные слои, разогреваясь, могут расплавиться и метеорит «сгорит», не достигнув Земли. Однако некоторые метеориты падают на Землю, и благодаря огромной скорости их внутренние части не претер­певают изменений, т. к. зона прогрева очень мала. Размеры метеоритов колеблются от нескольких микрон до нескольких метров, вес их быва­ет десятки тонн. 11 июня 2004 г. в Новой Зеландии метеорит размером с грейпфрут пробил крышу дома и «приземлился» на диване, где и был подобран хозяйкой.

Все метеориты по своему химическому составу подразделяются на три класса: 1) каменные, наиболее распространенные, 2) железокамен- ные и 3) железные.

Каменные метеориты являются наиболее распространенными (64,9 % всех находок). Среди них различают хондриты и ахондриты. Хондриты получили свое название благодаря наличию мелких сферических сили­катных обособлений — хондр, занимающих более 50 % объема породы. Чаще всего хондры состоят из оливина, пироксена, плагиоклаза и стекла (рис. 1.13). Химический состав хондритов позволяет предполагать, что они произошли из первичного, протопланетного, вещества Солнечной системы, отражая его состав времени формирования планет, их аккре­ции. Это подтверждается сходством отношений основных химических элементов и элементов примесей для хондритов и в спектре Солнца. Со­держание Si0₂ в хондритах — меньше 45 % — сближает их с земными ультраосновными породами. Хондриты подразделяются по общему со­держанию железа на ряд типов, среди которых наибольший интерес пред­ставляют углистые хондриты, содержащие больше всего железа, находя­щегося в силикатах. Кроме того, в углистых хондритах присутствует много (до 10 %) органического вещества, которое имеет, однако, не биогенное происхождение. Кроме минералов типа оливина, ортопироксена, плаги­оклаза, типичных и для земных пород, в хондритах присутствуют мине­ралы, встречающиеся только в метеоритах.

Ахондриты не содержат хондр и по составу близки к земным маг­матическим ультраосновным породам. Ахондриты подразделяются на богатые Са (до 25 %) и бедные Са (до 3 %).

Железные метеориты по распространенности занимают второе ме­сто и представляют собой твердый раствор никеля в железе. Содержа­ние никеля колеблется в широких пределах, и на этом основано разде-

Рис. 1.13. Кварцевая хондра (диаметр около 2 мм) в кварц-железо-энстатиновой матрице метеорита St. Mark (Кинг, 1979)

ление метеоритов на различные типы. Самыми распространенными являются октаэдриты с содержанием никеля от 6 до 14 %. Они характе­ризуются так называемой видманштеттеновой структурой, состоящей из пластин камасита (никелистое железо, Ni - 6 %), расположенных параллельно граням октаэдра и заполняющих между ними простран­ство тэнитом (никелистое железо, Ni - 30 %). Судя по тому что в же­лезных метеоритах хорошо выражены деформации ударного типа, ме­теориты испытывали столкновения и сильные удары (рис. 1.14).

Железокаменные метеориты по распространенности занимают тре­тье место и состоят они как из никелистого железа, так и из силикатно­го каменного материала, представленного в основном оливином, орто- пироксеном и плагиоклазом. Этот силикатный материал вкраплен, как в губку, в никелистое железо, или, наоборот, никелистое железо вкрап­лено в силикатную основу. Все это свидетельсвует о том, что вещество железокаменных метеоритов прошло дифференциацию.

Возраст метеоритов, определенный радиоизотопными уран-свин­цовым и рубидий-стронциевым методами, — 4,4-4,7 • 10⁹ лет. Такие цифры соответствуют принятому возрасту формирования Солнечной системы, что свидетельствует в пользу одновременного образования планет и тех тел, из которых впоследствии возникли метеориты. После того как обломок отделяется от родительского тела и превращается в метеорит, он облучается космическими лучами, следовательно, кос­мический возраст собственно метеорита намного меньше возраста ро­дительской породы.

Рис. 1.14. Образование метеоритов. 1 — газопылевое облако; 2 — аккреция в тела размером в несколько метров (планетезимали); 3 — аккреция планетезималей в тела размером 10-200 км; 4 — плавление и дифференциация; 5 — базальты; 6 — силикаты; 7 — железо; 8 — дробление при ударе. Обломки: 9 — железокаменные; 10 — каменные; И — железные; 12 — крупный метеорит; 13 — дробление; 14 — более мелкий метеорит

Происхождение метеоритов — важнейшая проблема, относительно ко­торой существует несколько точек зрения. Наиболее распространенная гипо­теза говорит о происхождении метеоритов за счет астероидов в поясе между Марсом и Юпитером. Предполагается, что астероиды в разных частях пояса могли иметь различный состав, и, кроме того, в начале своего образования они подвергались нагреву, возможно, частичному плавлению и дифферен­циации. Поэтому хондриты, ахондриты, углистые хондриты соответствуют различным участкам раздробившегося родительского астероида. Однако часть метеоритов общим весом более 2 кг, и это уверенно доказано, проис­ходит с поверхности Луны, и еще больше, около 80 кг, с поверхности Мар­са. Метеориты лунного происхождения полностью тождественны по мине­ралогическому составу, изотопным и структурным характеристикам лунным породам, собранным на поверхности Луны астронавтами или доставлен­ным автоматическими станциями.

Метеориты с Марса, общим числом 12, частично были найдены в XIX в., а частично в наши дни, в частности в Антарктиде в 1984 г. Знаменитый метеорит ALH 84001 весом 1930,9 г был выбит с поверх­ности Марса сильным ударом 16 млн лет назад, а в Антарктиду он попал 13000 лет назад, где недавно вытаял из льда и был подобран исследователями.

Таким образом, общая хронология событий такова: 4,5 млрд лет назад одновременно с Землей возникает Марс; 1,5 млн лет назад при столкнове­нии с астероидом от Марса отрывается осколок и улетает в межпланетное пространство; 13 тыс. лет назад осколок Марса попадает в сферу притяже­ния Земли и падает в Антарктиде; в 1984 г. американцы обнаруживают метеорит и дают ему название ALH 84001; в 1994 г. геохимики идентифи­цируют метеорит как осколок Марса; в 1996 г. ученые обнаружили органи­ческие молекулы, которые считают древними формами жизни на Марсе.

Именно в этом метеорите были обнаружены мельчайшие — 2-10 ⁶- -10-10~⁶ см — цианобактерии, располагающиеся внутри глобул, состо­ящих из сульфидов и сульфатов железа и окислов, возраст которых определен в 3,6 млрд лет. То есть это несомненно марсианские поро­ды, т. к. изотопный состав кислорода и углерода глобул идентичен таковым в марсианских газах, определенных в породах Марса на его поверхности космическим аппаратом «Викинг» в 1976 г. Палеонто­лог А. Ю. Розанов считает, что в углистых хондритах есть микроорга­низмы.

1.2.6. Происхождение Солнечной системы

Образование Солнца и планет является одним из фундаментальных вопросов естествознания. Джордано Бруно в XVI в. первым высказал мысль о том, что многие звезды, как и Солнце, окружены планетами и эти системы то возникают, то умирают. Только в XVIII в. благодаря трудам выдающихся ученых И. Канта и П. Лапласа сформировалась наука о происхождении всех небесных тел — космогония. Они показали, что т. к. движение всех планет подчинено одному закону, то и образова­ние их должно также происходить по единому закону. Именно они высказали идею газопылевой туманности, первоначально вращавшей­ся вокруг Солнца, из которой впоследствии и сформировались плане­ты. С тех пор планетная космогония ушла далеко вперед, и современ­ные представления о формировании Солнечной системы выглядят следующим образом (рис. 1.15).

ш -' 1 Li-I' *' V. cJJT....

Рис. 1.15. Формирование Солнечной системы. 1 — взрыв сверхновой звезды порождает ударные волны, воздействующие на газопылевое облако (ГПО);

2 — ГПО начинает фрагментироваться и сплющиваться, закручиваясь при этом;

3 — первичная солнечная небула; 4 — образование Солнца и гигантских, богатых газом планет — Юпитера и Сатурна; 5 — сильный ионизированный газ — солнечный

ветер — сдувает газ из внутренней зоны системы и с мелких планетезималей; 6 — образование внутренних планет из планетезималей в течение 100 млн лет и формирование облаков Оорта, состоящих из камней

допланетные планетезимали, попавшие туда благодаря гравитацион­ным возмущениям со стороны планет-гигантов. Образование планете­зималей заняло не более 1 млн лет, т. е. произошло по космическим меркам почти мгновенно.

Важнейшим этапом была аккреция собственно планет из роя пла­нетезималей, занявшая уже гораздо больше времени, около 1000 млн лет. Современное численное моделирование позволяет рассчитывать скорости допланетных тел и распределение их масс. Эти тела двига­лись по круговым орбитам, сталкиваясь друг с другом, разрушаясь, выбрасывая газ и пыль, но если тело было крупное, оно не развалива­лось от ударов, а, наоборот, присоединяло к себе другие частицы и планетезимали. Чем больше было тело, тем оно быстрее росло и всту­пало в гравитационное взаимодействие с другими телами, изменяя их орбиты. Именно в этих наиболее крупных телах и сосредоточивалась основная масса вещества допланетного диска, образуя зародыши пла­нет. Одно из основных условий роста тел — это низкая скорость их столкновения, не превышающая 1 м/сек. Образование группы внут­ренних планет происходило за счет соударений каменных планетези­малей в отсутствие легких газов, которые удалялись солнечным вет­ром. Но планеты-гиганты, вернее, их силикатные ядра становились уже в 2-3 раза тяжелее Земли и сумели удержать водородно-гелиевую га­зовую оболочку. Когда Юпитер на стадии быстрой аккреции достиг внушительных размеров — примерно в 50 раз больше Земли, он присо­единил к себе весь газ из окружающего пространства, и далее аккреция пошла уже намного медленнее.

Сатурн, который расположен дальше от Солнца, рос медленнее. По составу он отличается от Солнца сильнее, чем Юпитер. Точно так же, двухступенчато, росли и остальные планеты-гиганты. Сначала форми­ровались ядра, а затем происходила аккреция газов. Огромное количе­ство энергии, высвобождавшееся при аккреции, нагревало внешние га­зовые оболочки планет-гигантов до нескольких тысяч градусов. Любопытно, что когда формировались спутники Юпитера, то ближе к нему расположенные, особенно Ио и в меньшей степени Европа, со­стояли из каменного вещества, т. к. температура на этих орбитах была выше температуры конденсации водяного пара. Дальние спутники — Ганимед и Каллисто — в большей своей части состоят уже из льда воды, т. к. температура была низкой, поэтому в составе далеких спутников планет-гигантов, да и самих наиболее удаленных планет, распростране­ны конденсаты метана, этана, аммиака и воды.

Спутники планет образуются по той же принципиальной схеме, что и сами планеты. Во время аккреции планеты часть планетезималей зах­ватывается силой ее гравитации на околопланетную орбиту. Так у пла- петы формируется доспутниковый диск, из которого путем аккреции образуются спутники.

Для геологов, конечно, первостепенным является вопрос формиро­вания Земли и планет земной группы. Мы знаем, что в настоящее вре­мя Земля состоит из ряда сферических оболочек, в том числе твердого внутреннего ядра, жидкого внешнего ядра и твердой мантии с тонкой оболочкой — твердой же земной коры. Иными словами, Земля диффе­ренцирована по свойствам и составу вещества. Когда и как произошла эта дифференциация?

На этот счет существуют две наиболее распространенные точки зре­ния. Ранняя из них полагает, что первоначальная Земля, сформировав­шаяся сразу после аккреции из планетезималей, состоящих из никели­стого железа и силикатов, была однородна и только потом подверглась дифференциации на железоникелевое ядро и силикатную мантию. Эта гипотеза получила название гомогенной аккреции.

Более поздняя гипотеза гетерогенной аккреции заключается в том, что сначала аккумулировались наиболее тугоплавкие планетезимали, со­стоящие из железа и никеля, и только потом в аккрецию вступило сили­катное вещество, слагающее сейчас мантию Земли от уровня 2900 км, т. е. аккретировались уже «готовые» силикатные фазы и металлы, как полагает А. А. Ярошевский. Эта точка зрения сейчас, пожалуй, наибо­лее популярна, хотя и здесь возникает вопрос о выделении внешнего ядра, имеющего свойства жидкости. Возникло ли оно после формиро­вания твердого внутреннего ядра, или внешнее и внутреннее ядра вы­делялись в процессе дифференциации? На этот вопрос однозначного от­вета не существует, но предпочтение отдается второму варианту. Процесс аккреции — столкновение планетезималей размером до 1000 км — со­провождался большим выделением энергии с сильным прогревом фор­мирующейся планеты, ее дегазацией, т. е. выделением летучих компо­нентов, содержащихся в падавших планетезималях. Большая часть летучих при этом безвозвратно терялась в межпланетном пространстве, о чем сви­детельствует сравнение составов летучих компонентов в метеоритах и по­родах Земли. Процесс становления нашей планеты, по современным дан­ным, длился около 500 млн лет и проходил в три фазы аккреции. В течение первой и главной фазы Земля сформировалась по радиусу на 93-95 %, и эта фаза закончилась к рубежу 4,4-4,5 млрд лет, т. е. длилась около 100 млн лет. Вторая фаза, ознаменовавшаяся завершением роста, дли­лась тоже около 200 млн лет. Наконец, третья фаза продолжительнос­тью до 400 млн лет (3,8-3,9 млрд лет окончание) сопровождалась мощ­нейшей метеоритной бомбардировкой, такой же, как и на Луне.

Какой была первичная, только что родившаяся Земля? Была она горячей или холодной? Для геологов решение этого вопроса имеет принципиальное значение. Даже в начале XX в. ученые говорили о пер­вичной «огненно-жидкой» Земле. Однако этот взгляд полностью про­тиворечил современной геологической жизни планеты. Если бы Земля изначально была расплавленной, она давно бы превратилась в мертвую планету. Следовательно, предпочтение нужно отдать юной, не очень холодной, но и не расплавленной ранней Земле.

Факторов нагрева планеты было много. Это и гравитационная энер­гия; и соударение планетезималей; и падение очень крупных метеори­тов, при ударе которых повышенная температура распространялась до глубин 1-2 тыс. км. Если же все-таки температура превышала точку плавления вещества, то наступала дифференциация — более тяжелые элементы, например железо, никель, опускались, а легкие, наоборот, всплывали. Но главный вклад в увеличение тепла должен был играть распад радиоактивных элементов — плутония, тория, калия, алюми­ния, йода. Еще один источник тепла — это твердые приливы, связан­ные с близким расположением спутника Земли — Луны. Все эти фак­торы, действуя вместе, могли повысить температуру до точки плавления пород, например в мантии она могла достигнуть +1500 °С. Но давление на больших глубинах препятствовало плавлению, особенно во внут­реннем ядре. Процесс внутренней дифференциации нашей планеты происходил всю ее геологическую историю, продолжается он и сейчас. Однако уже 3,5-3,7 млрд лет назад, при возрасте Земли 4,6 млрд лет, у Земли были твердое внутреннее ядро, жидкое внешнее ядро и твер­дая мантия, т. е. она уже была дифференцирована в современном виде. Об этом говорит намагниченность древних горных пород, а, как извес­тно, магнитное поле обусловлено взаимодействием жидкого внешнего ядра и твердой мантии.

Процесс расслоения, дифференциации недр происходил па всех планетах, но на Земле он происходит и в наше время, обеспечивая су­ществование жидкого внешнего ядра и конвекцию в мантии. Атмосфе­ра и гидросфера Земли возникли в результате конденсации газов, вы­делявшихся на ранней стадии развития планеты.

1.2.7. Строение Луны

Луна — это единственный спутник Земли, всегда обращенный к ней одной и той же стороной и вращающийся вокруг Земли по зако­нам Кеплера — вблизи апогея медленнее, вблизи перигея — быстрее. Однако вокруг оси Луна вращается равномерно, и время ее обращения вокруг оси равняется сидерическому (звездному) месяцу. Двойная си­стема Земля — Луна сказывается на Земле и Луне. Известно, что вли­яние Лупы вызывает приливы на Земле, но т. к. Земля в 81 раз массив­нее Луны, то и приливы на Луне намного сильнее. Полный оборот вокруг Земли Луна совершает за 27 суток 7 часов 43 минуты. Это время является сидерическим (звездным) месяцем Луны, т. е. перио­дом вращения Луны относительно звезд. Центр масс двойной систе­мы Земля — Луна находится в 4750 км от центра Земли внутри пла­неты. Поверхность Луны, в том числе ее обратная, невидимая, сторона, прекрасно изучена с помощью космических аппаратов, луноходов и аме­риканскими астронавтами, неоднократно бывавшими на поверхности Луны и собравшими несколько тонн лунных пород. Среднее удаление Луны от Земли 384 тыс. км, диаметр Луны 3476 км, масса 7,33 ■ Ю-кг, средняя плотность 3,33 г/см³. Атмосфера на Луне отсутствует из-за малых ее размеров, температура на экваторе днем достигает +130°С, а ночью 150 °С. Поверхность Луны подразделяется на моря и ма­терики. Первые занимают 17 % поверхности, вторые — 83 %. Материки, более светлые участки поверхности Луны, — это относительно древ­ние, брекчированные породы с большим количеством плагиоклаза — анортита. Материки покрыты большим количеством метеоритных кра­теров, образовавшихся при интенсивной бомбардировке 4-3,9 млрд лет назад.

Более темные моря представляют собой огромные покровы базаль­товых лав, излившихся 3,9-3 млрд лет назад, т. е. они более молодые и метеоритных кратеров на них меньше. Поверхность Луны покрыта рыхлым грунтом — реголитом, образовавшимся при ударах метеоритов и раздроблении пород. Изучение Луны дало геологам доказательство усиленной метеоритной атаки Земли в этот же интервал времени, 3,9-4 млрд лет назад.

Сила тяжести на Луне равна 1/6 земной, и у нее есть очень слабое магнитное поле неизвестного происхождения. Измерения силы тяжес­ти показали скопление плотных масс — масконов под лунными моря­ми. На Луне выделяется кора, мощностью до 60 км и скоростью сейс­мических волн V_p — 7-7,7 км/с; литосфера, или верхняя и средняя мантия, до глубины 1000 км; нижняя мантия (астеносфера), частично расплавленная, как и ядро, с глубины 1500 км до глубины 1740 км (рис. 1.16). Через них не проходят поперечные сейсмические волны. При­ливные лунотрясения, выявленные с помощью сейсмографов, установ­ленных на поверхности Луны экспедициями «Аполлонов» с 1969 г., при­урочены к средней мантии. Луна ежегодно удаляется от Земли примерно на 2 см, увеличивая свой момент количества движения.

Существуют три главные гипотезы о происхождении Луны. По одной из них Луна отделилась от Земли, по другой — Луна была захвачена уже «гото­вой» силами притяжения Земли, по третьей, разработанной в 60-е гг. XX в. российской ученой Е. Л. Рускол, Луна образовалась вместе с Землей из роя планетезималей. Недавно ученые университета Беркли в Калифорнии

С Т РОЕНИЕ Рис. 1.16. Строение, состояние и состав лунных недр (по А. Т. Базилевскому и др., 1981)

(США) после длительных компьютерных расчетов показали, что Луна об­разовалась в результате столкновения Земли по касательной с космичес­ким телом размером с Марс. Выброшенные в космос обломки стали вра­щаться по круговой орбите, слипаясь в шаровидное тело — Луну. Было это 4,5 млрд лет назад. Любая из гипотез должна объяснить отличия в хими­ческом составе лунных пород от земных и различия в плотности небесных тел.

В заключение этого раздела необходимо подчеркнуть, что сравни­тельная планетология дает чрезвычайно много для понимания ранней истории Земли, скрытой от геологов последующими процессами.

Глава 2 СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМЛИ

2.1. ФОРМА ЗЕМЛИ

Диаметр Земли 12 756 км; масса 5,98-10²⁴ кг; плотность 5510 кг/м³; период вращения 23 ч 56 м. 4,1 с; период обращения вокруг Солнца 365,26 суток; эксцентриситет орбиты 0,017; площадь поверхности — 510 млн км²; объем — 1,083 • 10¹² км³.

И. Ньютон первым показал, что форма Земли более сложная, чем шар, и доказал, что главным фактором в создании формы Земли явля­ются ее вращение и вызванная этим центробежная сила, приводящая к образованию экваториального вздутия. Поэтому форма Земли зави­сит от совместного действия сил гравитации и центробежных. Хорошо известно, что равнодействующая этих сил называется силой тяжести. Многочисленные геодезические измерения позволили доказать, что Земля представляет собой эллипсоид вращения, вычисленный в 1940 г. геоде­зистом А. А. Изотовым и названный им эллипсоидом Красовского в честь Ф. Н. Красовского, известного русского геодезиста. Параметры эллип­соида Красовского: экваториальный радиус — 6378,245 км; полярный радиус — 6356,863 км; полярное сжатие а = 1/298,25. Это сжатие у по­люсов составляет 0,3 %. Однако в плоскости экватора наибольший и на­именьший радиусы отличаются на 213 м. Следовательно, Земля — это трехосный эллипсоид или сфероид, чем и определяется воображаемая форма Земли. Однако фигура Земли благодаря тому, что ее вращение замедляется лунными приливами, динамическая сплющенность или сжатие Земли, уменьшается со временем. Это означает, что масса Зем­ли очень медленно перемещается из области экватора в более высокие широты, а сплющенность сокращается на 3-10^-11 в год.

Реальная форма Земли лучше описывается фигурой геоида (земле- подобная) — эквипотенциальной поверхностью невозмущенного океана, продолженной и на континенты (рис. 2.1 и рис. 5 на цветной вклейке).

Сила тяжести в каждой точке поверхности геоида нанравлена пер­пендикулярно к ней. Сейчас построена карта геоида, в масштабе 1 /298,25, с помощью как наземных гравиметрических, так и спутниковых наблю­дений. На карте ясно видны впадины и выпуклости на поверхности Земли

4. ак-;

с амплитудой в десятки метров, так что форма Земли скорее напо­минает «обгрызенное яблоко». Аномалии геоида обусловлены не­равномерным распределением масс с различной плотностью внутри Земли.

Земная ось испытывает прецессию (вращение), скорость которой составляет 50,2" в год и которая обусловлена моментами, возникающи­ми из-за действия Луны и Солнца на экваториальное вздутие.

2.2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Самая глубокая скважина на Земле, пробуренная на Кольском по­луострове недалеко от Мурманска, достигла всего лишь 12 200 м. Буре­ние под толщей океанских вод, осуществляемое со специальных плаву­чих буровых установок на кораблях сначала «Гломар Челленджер», а потом «Джоидес Резолюшн», дало результат только в 1,5 км. Знание внутреннего строения Земли означает, что известны распределения плот­ности вещества и его состояния, давления, температуры, напряженнос­ти магнитного поля от поверхности до центра Земли, а кроме того, латеральные вариации этих параметров.

Находясь на поверхности Земли (12 км скважины — это все равно поверхностный слой), мы можем определить много параметров, характе­ризующих Землю: состав вещества (горных пород, вод океана, атмосферы) и его возраст, температуру, силу притяжения к Земле (ускорение силы тяжести), величину магнитного поля. Мы можем наблюдать множество явлений: извержения вулканов, землетрясения, в особенности катастро­фические, измерять время пробега сейсмических (упругих) волн, видеть свечение полярных сияний и многое другое.

Поверхность рельефа

Нас интересует, в какой мере сведения, получаемые на поверхности Земли, могут пролить свет на устройство внутренних, недоступных частей Земли вплоть до ее центра? Задачи подобного рода называют
обратными, и очевидно, что они не имеют единственного решения. Это напоминает ситуацию с покупкой арбуза — как, не надрезая арбуз, оп­ределить степень его спелости? Это и есть обратная задача, примеры которых будут приведены ниже.

Геологам хорошо известно внутреннее строение Земли, т. к. им на помощь пришел метод, который, как в медицине рентген, позволяет заглянуть в недоступные места планеты. Это сейсмические волны, воз­никающие в Земле от землетрясений, ядерных и крупных промышлен­ных взрывов, которые пронизывают всю Землю, преломляясь и отра­жаясь на разных границах смены состояния вещества. По образному выражению известного геофизика, каждое сильное землетрясение зас­тавляет Землю долго гудеть, как колокол. Именно это «гудение» и есть возбужденные собственные колебания Земли, которые могут иметь раз­ную форму: радиальную, сфероидальную, крутильную.

Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для познания глубин Земли он один из самых важных.

где К — объемный модуль упругости, или модуль всестороннего сжа­тия, и ц — модуль сдвига, определяемый величиной напряжения, необ­ходимого, чтобы изменить форму тела.

Волна — это распространение некоторой деформации в упругой среде, т. е. изменение объема или формы вещества. При деформации в веществе возникает напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему. Известно, что величина напря­жения (е) на величину деформации (х) называется модулем упруго­сти р.

X

ц =

е

Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий которых видна область их распространения (рис. 2.2).

Объемные волны бывают продольными и поперечными. Они были открыты в 1828 г. Пуассоном, а идентифицированы английским сейс­мологом Олдгеймом в 1901 г.

Продольные волны — это волны сжатия, распространяющиеся в направлении движения волны. Они обозначаются латинской буквой Р (англ. primary — первичный), т. к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на сейсмоприемники. Ско­рость продольных волн:

I

Рис. 2.2. Типы сейсмических волн. А — объемные волны: а — продольные, б — поперечные. Б — поверхностные волны: в — Лява, г — Рэлея. Стрелками показано направление движения волны

Таким образом, волна Р изменяет объем и форму тела.

Б

невозмущенная среда

f разрежение f

А {

Поперечная волна, обозначаемая буквой S (англ. secondary — вто­ричный), — это волна сдвига, при которой деформации в веществе про­исходят поперек направления движения волны. Скорость поперечных волн:

Волна S изменяет только форму тела, и она, как менее скоростная, приходит на сейсмоприемник позднее волны Р, поэтому и называется вторичной. Таким образом, V_p всегда больше V_s.

Поверхностные волны, как следует из названия, распространяются в поверхностном слое земной коры. Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления движения волны. Волны Рэлея подоб­ны волнам на воде, в них частицы вещества совершают круговые дви­жения (см. рис. 2.2).

Проследим путь объемной волны от очага землетрясения или взры­ва. При встрече с каким-либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается и достигает сейсмографа на стан­ции (рис. 2.3.). То же самое происходит при морских сейсмических исследованиях. В других случаях волна может преломляться на грани­це слоев, увеличивая или уменьшая свою скорость в зависимости от плотности слоя.

Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны рас­пространяются во все стороны, пронизывая земной шар во всех на­правлениях. Расставленные по всему миру сейсмические станции при­нимают сигналы от волн разного типа, преломленных и отраженных. Проходя через слои пород разного состава и плотности, они изменяют свою скорость, а регистрируя эти изменения внутри земного шара, можно выделить главные границы или поверхности раздела (рис. 2.4). Сейс­мограммы фиксируют время пробега внутри Земли сейсмических волн. А нам необходимо знать скорость волн. Для этого решается обратная задача на основе системы уравнений, полученных Адамсоном и Виль- ямсом. Сейсмические методы непрерывно совершенствуются, и, по со­временным данным, внутренняя структура Земли выглядит следую­щим образом.

Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скач­ка скоростей волн Р и S, впервые установленной югославским геофизи­ком А. Мохоровичичем в 1909 г. и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко, поверхность М (рис. 2.5).

Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глу­бине 2900 км. Она была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Б. Гу­тенбергом и также получила его имя. Эта поверхность отделяет ман­тию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой границы волны Р резко замедляются, теряя 40 % своей скорости, а волны S исчезают, не проходя ниже. Так как для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига, деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество, слагающее внешнюю часть ядра, должно обладать свойствами жидкости.

б

Экспевиционное сувно

Рис. 2.3. Схема отражения сейсмических волн а) от поверхности пласта горных пород; б) метод работы НСП (непрерывное сейсмическое профилирование); в) прохождение отраженных и преломленных волн через слои земной коры от источника до приемника: 1 — вертикальное отражение, 2 — широкоугольные отражения, 3 — преломленные волны

Эпицентр землетрясения Рис. 2.4 Прохождение продольных (Р) и поперечных (S) волн через Землю. Попе­речные волны не проходят через жидкое внешнее ядро, а у продольных волн есть «зона тени» в 35°, т. к. в жидком ядре волны преломляются

Рис. 2.5. Астеносфера — слой пониженных скоростей продольных (Р) и поперечных (S) сейсмических волн в верхней мантии Земли

На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р, а путем применения особого метода показано, что там появляются и волны S, т. е. эта часть ядра — твердая.

Таким образом, внутри Земли устанавливаются три главные, гло­бальные сейсмические границы, разделяющие земную кору и мантию (граница М), мантию и внешнее ядро (граница Гутенберга), внешнее и внутреннее ядра. Твердое внутреннее ядро Земли было открыто в 1936 г. И. Леманн.

Однако на самом деле границ, на которых происходит скачкообраз­ное изменение скорости волн Р и S, больше и сами границы характери­зуются некоторой переходной областью. Уже давно сейсмолог К. Бул- лен, разделив внутреннюю часть Земли на ряд оболочек, дал им буквенные обозначения (рис. 2.6). В последние годы были установлены еще одна глобальная сейсмическая граница на глубине 670 км, отделяющая верх­нюю мантию от нижней и являющаяся очень важной для понимания про­цессов, идущих в верхних оболочках Земли, и очень важная переходная зона D от нижней мантии к внешнему ядру на глубине 2700-2900 км, характеризующаяся изменением температуры и, по-видимому, химичес­кого состава.

Рис. 2.6. Скорость сейсмических волн и плотность внутри Земли. Сейсмические волны: 1 — продольные, 2 — поперечные, 3 — плотность

1 — — — - 2..................... 3

Ниже поверхности М скорости сейсмических волн увеличиваются, но на некотором уровне, различном по глубине под океанами и матери­ками, вновь уменьшаются, хотя и незначительно, причем скорость попе-
ядре остается предметом догадок, но должна быть от 12 500 до 14 ООО кг/м³ (рис. 2.7).

Рис. 2.7. Внутреннее строение Земли. I — литосфера, II — верхняя мантия, III — нижняя мантия (пунктиром показаны уровни второстепенных разделов), IV — внешнее ядро, V — внутреннее ядро. 1 — земная кора; 2 — астеносфера; переходные слои: 3 и 4. Цифры слева — доля геосфер в процентах от объема Земли, буквы слева — геосферы по К. Буллену

Таким образом, изменение и нарастание плотности в целом совпа­дают с главными сейсмическими разделами в Земле. Заметим, что доля коры в общем объеме Земли равна 1,5 %, мантии — 82,3 %, а ядра - 16,2 %. Отсюда ясно, что средняя плотность в 5,5 кг/м³ должна обеспе­чиваться умеренно плотной мантией и очень плотным (-14 г/см³) яд­ром, в котором находится 32 % массы Земли (а по объему -16 %).

Давление внутри Земли рассчитывается исходя из той плотности, которая получается при интерпретации сейсмических границ. При этом предполагается, что Земля как планета находится в состоянии гидро­статического равновесия. Давление нарастает постепенно, составляя в МПа на подошве коры, границы М — 1 • iCr. на границе мантии — ядра — 137 ■ 10³, внешнего и внутреннего ядра — 312 • 10³ и в центре Земли - 361 ■ 10³ (рис. 2.8).

Ускорение силы тяжести, как известно, на уровне океана, на широ­те 45°, составляет 9,81 м/с², или 981 гала, а в центре Земли равняется 0. У границы мантии и ядра величина ускорения силы тяжести достигает максимального значения 10,37 м/с² и с этого уровня начинает быстро падать, получая значение на границе внешнего и внутреннего ядер 4,52 м/с². Земля обладает внешним гравитационным полем, отражаю­щим распределение в ней масс. Величина силы тяжести зависит от рас­стояния до центра Земли и от плотности пород (см. рис. 2.8). Для гео­логов очень важно знать закономерности размещения плотностных неоднородностей в земной коре, что позволяют сделать гравитацион­ные аномалии — отклонения от общего внешнего гравитационного поля. Сила гравитации будет, естественно, больше над более плотными мас­сами. Современные приборы позволяют измерять силу тяжести с боль­шой точностью, вплоть до 10 ^s, что равно изменению силы тяжести на расстоянии от поверхности Земли всего на 4 см. Более подробно о гра­витационном поле будет рассказано в других главах.

Механические свойства вещества Земли на всех уровнях важны для понимания геодинамических процессов. Литосфера, т. е. земная кора и часть верхней мантии до глубин примерно в 200 км, ведет себя в це­лом как более хрупкая, чем нижняя (гранулито-базитовый слой). Жес­ткость литосферы оценивается в 10^м Н ■ м, и она неоднородна в гори­зонтальном направлении. Именно в литосфере, особенно в ее верхней части, образуются разломы.

Астеносфера, подстилающая литосферу, также неоднородна в горизон­тальном направлении и обладает изменчивой мощностью. Пониженные скорости сейсмических волн в астеносфере хорошо объясняются плавле­нием всего лишь 1-2 % вещества. Астеносферный слой, по современным представлениям, играет важнейшую роль в тектонической и магматичес­кой активности литосферных плит и обеспечивает их изостатическое

Сейсмотомография дала очень много для выявления неоднороднос- тей в строении мантии Земли.

Земной шар как вращающееся тело, состоящее из целого ряда сло­ев, является фигурой почти равновесной. Именно это предполагают законы гидродинамики, несмотря на то что Земля является твердым телом, а не жидким. Тоненькая оболочка земной коры, составляющая по мощности всего лишь 1/160 радиуса Земли, как мы видели выше, представляет собой оболочку, отличающуюся на континентах и в океа­нах как по своей плотности, так и по мощности, причем такое же раз­личие устанавливается в пределах континентальной коры.

Термин изостазия означает стремление земной коры к гидроста­тическому равновесию. Это представление лучше всего проиллюст­рировать действием всем известного закона Архимеда. Тяжелое и большое тело будет погружаться в жидкость на большую глубину, чем тело легкое и меньшего размера. Допустим, что в какой-либо жидкости плавают бруски одинаковой ширины и состава, но различ­ные по длине. Тогда над поверхностью жидкости будет подниматься меньшая часть бруска, но зависящая от его высоты. Одновременно бблыная часть бруска погружена в жидкость. Чем брусок больше, тем его часть над поверхностью жидкости будет выше, но одновременно часть бруска, находящаяся ниже поверхности жидкости, погружается в пее на большую глубину. Подобная картина хорошо иллюстрирует­ся айсбергами, огромными ледяными блоками, отколовшимися от лед­ников.

Если на поверхности земной коры образовались горы высотой 5-7 км, то подошва земной коры должна погрузиться в мантию на ка­кую-то величину, чтобы компенсировать возросшую нагрузку. Так по­является «корень» гор (компенсационная масса), или прогиб поверх­ности Мохоровичича — подошвы земной коры. Чем горы выше, тем прогиб, или «корень», больше, т. е. он должен глубже вдаваться в верх­нюю мантию, плотность которой в среднем 3,3 г/см³, а средняя плот­ность земной коры 2,8 г/см³. И этот «корень» гор должен в несколько раз превышать высоту горных хребтов над уровнем моря (рис. 2.10). По существу, в этом и заключается явление компенсации рельефа на глубине. Компенсационная, или изостатическая, поверхность в данном случае представляет собой уровенную поверхность, которая непосред­ственно касается снизу компенсационной массы. Эту поверхность ина­че называют глубиной компенсации.

Именно такая изостатическая модель и была предложена Дж. Эри в 1855 г. (рис. 2.11). В том же году Ф. Пратт предложил несколько дру­гую модель изостатической компенсации неровностей рельефа. По его мнению, нодошва земной коры плоская и поэтому компенсация долж-

Рис. 2.10. А — «корень» гор. Чем выше горы, тем «корень» гор глубже проникает в верхнюю мантию: 1 — океан, 2 — океаническая кора, 3 — континентальная кора, 4 — «корень» гор, 5 — верхняя мантия. Б — айсберги (6), плавающие в морской воде. Над поверхностью воды возвышается 1/3 ледяной глыбы

на осуществляться за счет изменения плотности в различных блоках коры. Под высокогорным рельефом средняя плотнос