ЗЕМЛЯ И КОСМОС

1.1. Галактика и космические поля

1.1.1. Галактика

В настоящее время астрономы устанавливают миллионы звездных скоплений типа нашей Галактики, определенным образом расположенных во Вселенной. Мир галактик оказался удивительно разнообразен по форме и размерам. Так, Э. Хаббл делит их на 3 типа: эллиптические, спиральные и неправильные. Абсолютное большинство (80 %) среди нескольких тысяч ярчайших галактик относится к типу спиральных. К этому же типу относится и наша Галактика (Млечный Путь), имеющая размеры: диаметр – 100 000 световых лет (30 кпк или 10¹⁸ км), толщина – около 10 000 световых лет.

Парсек (пк, pc) распространённая в астрономии внесистемная единица измерения расстояний.

а.е. ≈ 206 264,8 а.е. = 30,8568∙10¹² км = 3,2616 световых лет

Астрономическая единица (а.е., au) – исторически сложившаяся единица измерения расстояний в астрономии, приблизительно равная среднему расстоянию от Земли до Солнца.

1 а. е.= 149 597 870 700 м

Световой год (св. г., ly) – внесистемная единица длины, равная расстоянию, проходимому светом за один год.

Из расчетов следует, что общее число звезд в нашей Галактике достигает 100 млрд., одной из которых является Солнце. Установлено, что в районе Солнца каждая вторая звезда является двойной. Имеются системы из трех, четырех и более звезд. В Галактике обнаружены и более сложные звездные системы – рассеянные и шаровые скопления, состоящие из совокупности звезд от нескольких десятков до нескольких тысяч. Около 100 миллиардов звезд Галактики составляют 98 % ее массы. Остальные 2 % вещества находятся в распыленном состоянии в виде газа и межзвездной пыли. Большая часть этого вещества скапливается в огромные облака – галактические туманности. В основном эти облака сосредоточены вблизи галактической плоскости.

На рис. 1.1, а схематически изображено распределение звездных объектов в пределах Галактики «с ребра». Кружочки соответствуют шаровым скоплениям. Положение Солнца отмечено крестиком (см. рис. 1.1, б). В системе Галактики условно выделяют ядро и пять разновозрастных подсистем (см. рис. 1.1, а). Почти 95 % массы Галактики сосредоточено вблизи галактической плоскости. При удалении от нее число звезд в единице объема резко убывает. На долю сферической составляющей, образующей корону Галактики, приходится всего около 5 % массы вещества. Линейные размеры ядра Галактики порядка 4 000 световых лет. Ядро Галактики является источником мощного радиоизлучения. Из центра Галактики исходит также гамма-излучение с энергией квантов порядка 0,5 МэВ.

а б

Рис. 1.1 – Схема распределения звезд и шаровых скоплений Галактики в двух проекциях. Подсистемы Галактики: I – сферическая (гало); II – промежуточная сферическая; III – диск; IV – старая плоская; V – молодая плоская; Я – ядро.

В плоскости Галактики распределение звездных скоплений имеет достаточно ярко выраженный спиральный характер (см. рис. 1.1, б): от центральной области диска к периферии отходят спиральные ветви, в которых преимущественно сконцентрированы наиболее яркие звезды Галактики. Спиральные ветви Галактики – это волны плотности, распространяющиеся по галактическому диску.

Многие пространственные масштабы Галактики, а вместе с ними ее крупномасштабные характеристики зависят от принимаемого расстояния от Солнца до ее центра . Часто используют рекомендованное Международным астрономическим союзом значение = 10 кпк. Обзор многочисленных определений различными методами свидетельствует, что большинство из них дают оценки близкие к 8,5 кпк. Динамические характеристики Галактики зависят от принимаемой круговой скорости ее вращения на расстоянии , и имеют величину порядка 25 км/(с*кпк).

Галактика вращается дифференциально. Угловая скорость убывает от центра к периферии. Поэтому всякое заметное в масштабе Галактики структурное образование должно деформироваться и в конечном итоге «размываться» в течение 2-3 галактических лет.

По современным представлениям, спиральные волны плотности могут вращаться с постоянной угловой скоростью так, что их форма не деформируется вследствие дифференциального вращения диска. Угловую скорость вращения спирального узора исследователи оценивают по-разному. Наиболее вероятным представляется ее значение порядка 24 км/(с*кпк).

1.1.2. Солнечная орбита.

Наряду с движением Солнца вокруг центральных масс Галактики по ор­бите, близкой к эллиптической, плоскость этой орбиты вращает­ся вокруг центра Галактики в направлении, обратном направле­нию движения Солнца. Это обратное смещение за время между двумя последовательными прохождениями Солнца через перигалактий (наименьшее расстояние от центра Галактики до Солнца, или апогалактий – наибольшее расстояние между ними), так называемый аномалистический период галактического движения Солнца, достигает 61°. Аномалистический период равен 176*10⁶ лет. Момент последнего прохождения Солнца через апогалактий был 76*10⁶ лет тому назад. Расстояние от центра Галактики в перигалактии = 7,12 кпк, а в апогалактии = 8,59 кпк; среднее расстояние = 7,86 кпк, расстояние в настоящее время – 7,2 кпк. Линейная скорость в перигалактии 250 км/с, в апогалактии – 207 км/с. Правильные периодические изменения скорости галактического движения Солнца должны отражаться на движении планет и, в частности, на движении Земли и Луны.

Длительность галакти­ческого года принимают в пределах круглых чисел (200 ± 20)* 10⁶ лет.

1.1.3. Магнитные поля Галактики.

Магнитные поля (и их неизменный спутник – быстрые частицы) обнаруживаются во Вселенной везде, где только есть возможность их обнаружить.

В результате изучения поляризации света звезд установлено, что в Галактике имеется магнитное поле, силовые линии кото­рого параллельны плоскости Млечного Пути и направлены вдоль ее спиральных ветвей. Индукция магнитного поля в межзвездном пространстве неодинаковая. Она характеризуется средним значением порядка 1 нТл. Верхний предел индукции магнитного ноля в районах созвездий Кассиопеи, Тельца и Стрельца 1….4 нТл, в Крабовидной туманности – 50 нТл.

В астрофизических ус­ловиях магнитное поле подобно «организму», питающемуся энергией, которую он черпает из звезд и галактик. Это неболь­шое количество энергии под влиянием слабого начального пола расходуется на возбуждение нового магнитного поля и именно этот малый расход вызывает непрекращающуюся активность в солнечной системе, Галактике, Вселенной. Магнитные поля соз­даются благодаря движениям непрерывной среды. Они неизмен­но порождают сложные проявления активности, которые иначе не могли бы возникать. Как только на возбуждение поля затрачена энергия, появляются почти безграничные возможности для дальнейшего развития активных процессов. Солнечные пятна, вспышки, протуберанцы – вот некоторые проявления активности на Солнце. Квазипериодические колебания солнечной активности с характерными периодами в 11 и 22 года – явление магнитного происхождения. Хотя солнечные магнитные поля вызывают эффекты, качественно влияющие на околосолнечное пространство и Землю, на их возбуждение расходуется 10^-4 полной мощности Солнца.

Солнце – звезда среднего возраста, ничем не выделяется сре­ди других звезд Галактики. Магнитное поле Солнца характеризу­ется индукцией порядка (1÷2)*10^-4 Тл. В настоящее время откры­то более 200 магнитных звезд, обладающих полями (1÷340)*10^-2 Тл. Существуют плотные вырожденные звезды, обладающие мощны­ми магнитными полями. Например, на «белых карликах» обнару­жены магнитные поля индукцией 10² -10³ Тл. Пульсары обладают магнитными полями, индукция которых достигает 10⁸ Тл.

1.2. Солнце и Солнечная система

1.2.1. Солнце

Солнце – одна из звезд Галактики, вокруг которой вращаются девять планет, включая Землю. Среднее расстояние от Земли до Солнца, составляющее 149,6*10⁶ км или одна астрономическая единица (а.е.). Радиус Солнца составляет 696 000 км или 109 радиусов Земли, масса – 1,99*10³⁰ кг или
332*10³ масс Земли, средняя плотность – 1 410 кг/м³ или 0,256 средней плотности Земли. Сила гравитации на поверхности Солнца в 28 раз больше силы грави­тации на поверхности Земли.

Солнце – это огромный раскаленный газовый шар, вращаю­щийся в том же направлении, что и Земля. Вращение Солнца не­равномерно – на экваторе значительно быстрее, чем у полюсов. Период вращения Солнца у экватора составляет около 25 сут, у полюсов – 33 сут. Одной из особенностей Солнца является нали­чие на его поверхности пятен. Солнечные пятна представляют собой выход мощных «жгутов» – трубок магнитных силовых ли­ний. Напряженность магнитного поля в крупных пятнах достига­ет 240 кА/м. Большинство крупных солнечных пятен биполярны. В образовании и размещении пятен на Солнце наблюдается 11-летний цикл, по истечении которого полярность пятен в разных полушариях меняется на обратную. Полный цикл пятнообразования на Солнце составляет 22 года.

Наряду с магнитным полем солнечных пятен, Солнце, по-видимому, имеет и дипольную компоненту, обусловленную её общим вращением. Однако индукция его невелика и вряд ли превышает несколько единиц 10^-4 Тл в районе полюсов. Наблю­даемое излучение Солнца возникает в относительно тонком (порядка 700 км) внешнем слое, называемом фотосферой. Его эффективная температура порядка 6 000 К. Температура внутри Солнца превышает 10⁷ К.

Кроме спокойного свечения на Солнце наблюдаются отдель­ные вспышки. Считают, что они представляют собой «разряды», обусловленные переменными полями в областях сол­нечных пятен. Солнечную радиацию в целом условно можно раз­делить на два типа: электромагнитные волны и заряженные частицы. Электромагнитные волны представляют собой ультрафио­летовые лучи, видимый свет и радиоволны. Заряженные частицы образуют так называемый солнечный ветер, скорость которого вблизи Земли достигает 400 км/с при концентрации частиц 1...10 протонов/см³. Потоки плазмы солнечного ветра увлекают за со­бой в межпланетное пространство и солнечные магнитные поля. Индукция этих полей вблизи орбиты Земли составляет около 5 нТл.

Общее количество энергии, излучаемой Солнцем в 1 с, со­ставляет 3,86*10²¹ Дж. На долю Земли приходится одна двухмил­лионная ее часть. Тем не менее за год Земля получает 6,1*10²⁴ Дж, а за галактический год –
1,22*10³³ Дж. Этой энергии вполне хва­тает для обеспечения протекания любых тектонических явлений на Земле.

1.2.2. Планеты Солнечной системы.

Планеты Солнечной системы принято делить на внутренние – Меркурий, Венера, Земля, Марс, и внешние – Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун.

Для внутренних планет характерны сравнительно небольшие диаметр и сжатие; для внешних большие геометриче­ские размеры и сжатие. В табл. 1.1 приведены основные параметры перечисленных выше планет.

Таблица 1.1

Основные параметры планет Солнечной системы

Меркурий очевидно имеет дипольное магнитное поле, силовые линии которого направлены примерно вдоль оси враще­ния планеты. Индукция поля на поверхности планеты находится в пределах 350–700 нТл, что составляет 1 % напряженности маг­нитного поля на поверхности Земли. Полярность магнитного по­ля Меркурия совпадает с полярностью магнитного поля Земли.

Венера. Магнитное поле, если и существует, то по край­ней мере в 10⁴ слабее земного. Объясняют это малой скоростью ее вращения. Для Венеры характерна плотная атмосфера, наблю­даемые верхние слои которой испытывают глобальное вращение в направлении, обратном вращению планеты, с периодом поряд­ка 4 сут. Природа этого явления пока не нашла объяснения.

Марс. Обладает магнитным полем, индукция которого на экваторе достигает ~64 нТл. Полярность обратная земной. Угол между осью диполя и осью вращения ~15°. Ось вращения Марса, в отличие от земной, меняет угол своего наклона на ~20° с пе­риодом 10⁵ и 10⁶ лет. Одной из особенностей Марса является на­блюдаемые на нем мощные пылевые бури, имеющие планетар­ный характер. Для образования пылевой бури необходима ско­рость ветра у поверхности свыше 150 км/ч.

Юпитер. Магнитное поле дипольное, полярность проти­воположна земной. Ось диполя наклонена к оси вращения на 10⁰,8 и смешена от центра планеты на расстояние 700 км. Индук­ция магнитного поля в верхней части облачного слоя меняется от 3*10^-4 до 14*10^-4 Тл. Вблизи поверхности планеты поле становится более сложным: появляются квадрупольные и октопольные ком­поненты. Особенностью Юпитера является неравномерность вращения отдельных его частей: вблизи экватора «детали» вра­щаются с периодом 9 ч 50 мин. 30 с, а в высоких широтах – 9 ч 55 мин 41 с. Это расхождение объясняют крупномасштабными изменениями юпитерианских ветров.

1.3. Основные параметры и ротационный режим системы Земля – Луна

1.3.1. Земля.

Землю и ее спутник Луну можно рассматривать в каче­стве двойной планеты, вращающейся вокруг общего центра. Ни­же приведены их основные параметры.

Масса Земли – 5,976*10²⁴ кг, объем – 1,083*10²¹ м³. Реальная форма Земли очень сложна. В первом приближении ее можно считать эллипсоидом вращения (рис. 1.2). Экваториальный радиус земного эллипсоида а₁=6,378160·10³ км, полярный радиус а₃=6,356778·10³ км, радиус равновеликого шара а=6,371023*10³ км. Сжатие земного эллипсоида .

Уравнение земного эл­липсоида можно записать в виде

(1.1)

где r и – полярные ко­ординаты точек земного эллипсоида.

В качестве следующего приближения к реальной форме Земли принимают геоид. Геоид представляет собой одну из уровенных поверхностей гравитационного потенциала Земли, совпадающей с невозмущенной поверхностью морей и океанов, продолженную под кон­тиненты. Эта поверхность наиболее близко совпадает с земным эллипсоидом, отклоняясь от него не более чем на 120 м. В геоде­зической практике геоид используется для восстановления ис­тинной поверхности Земли.

Рисунок 1.2 - К определению формы Земли

1 – земной эллипсоид, 2 – геоид, – превышения геоида над эллипсоидом.

Из других параметров Земли назовем геоцентрическую грави­тационную постоянную и моменты инерции. Геоцентрическая гравитационная постоянная, представляющая собой произведе­ние гравитационной постоянной f на массу Земли, включая ее атмосферу, m,

f_m = (3,98603 ±0,00003)*10¹⁴ м³/с².

Моменты инерции: экваториальный А = 8,042*10⁴⁴ г*см²; по­лярный
С = 8,068*10⁴⁴ г*см², средний I = 1/3(2A+С).

Моменты инерции необходимы для изучения внутреннего строения Земли.

1.3.2. Ротационный режим Земли.

Рассмотрим четыре параметра ро­тационного режима Земли: прецессию и нутацию земной оси вращения, изменение положения оси вращения (полюсов) по от­ношению к земной поверхности и изменение угловой скорости вращения Земли .

Прецессия – это медленное движение оси вращения Земли по круговому конусу. Ось этого конуса перпендикулярна плоскости земной орбиты, а угол между осью и образующей конуса равен 23°27'. Период прецессии составляет 25 765 лет.

Еще во II веке до н.э. греческий астроном Гиппарх обнаружил, что точка весеннего равноденствия медленно перемещается относительно звезд навстречу годичному движению Солнца. Благодаря тому, что равноденствие наступает раньше, чем Солнце совершает полный оборот по эклиптике, явление получило название предварения равноденствий, или прецессии.

Колебание оси вращения Земли влечёт изменение положения звёзд относительно экваториальной системы координат. В частности, через некоторое время Полярная звезда перестанет быть ближайшей к северному полюсу Земли яркой звездой, а Турайс будет Южной Полярной звездой примерно в 8100 году н. э.

Прецессионное движение земной оси в основном вызвано притяжением Луны и Солнца, а также неоднородностью плотности распределения масс внутри Земли.

Нутация – небольшие колебания земной оси, накладывающиеся на равномерное прецессионное движение

Нутация земной оси складывается из движений с различными периодами, максимальный из них ра­вен 18,6 года. Максимальное отклонение земной оси от сред­него положения достигает 9",21.

Рисунок 1.3 - Вращение (R), прецессия (P) и нутация (N) планеты

Изменение положения оси вращения (полюсов) по от­ношению к земной поверхности. Точки, в которых ось пересекает земную поверхность (мгновенные полюса Земли), постоянно перемещаются по земной поверхности вокруг среднего полюса в направлении вращения Земли, то есть с запада на восток. Траектория движения полюса имеет вид спирали, которая периодически то закручивается, то раскручивается. Для примера на рисунке 1.4 показана траектория движения мгновенного Северного полюса за 1996−2000 гг. Его максимальное удаление от среднего отмечалось в мае-июле 1996 г. Затем полюс стал закручиваться, и это продолжалось до 2000 г., когда он подошел на минимальное расстояние к центру спирали. Сейчас полюс раскручивается и удаляется от своего среднего положения.

Рисунок 1.4 - Траектория движения мгновенного Северного полюса за 1996−2000 гг.

Самое большое удаление мгновенного полюса от среднего не превышает 15 м. Закручивание и раскручивание траектории полюса объясняется тем, что он совершает два периодических движения: свободное или чандлеровское (названо в честь открывшего его в 1891 г. С. Чандлера) с периодом около 14 месяцев и вынужденное – с годовым периодом. Чандлеровское движение полюсов возникает, если ось вращения Земли отклонена от оси ее наибольшего момента инерции. Движение полюсов, вызванное действием на Землю периодических сил атмосферы и гидросферы, называется вынужденным – именно его и привносят землетрясения и цунами. Период свободного движения зависит не от периода возбуждающей силы, как это характерно для вынужденного движения, а от динамического сжатия и упругих свойств планеты. Сложение этих движений и дает наблюдаемую картину.

Изменение угловой скорости вращения Земли . В большом масштабе времени угловая скорость вращения Земли постоянно замедляется.

На рис. 1.5, а приведены графики изменения угловой скорости вращения Земли в течение фанерозоя, выраженной количеством суток в астрономическом году. Однако это замедление происходит не линейно, а нарушается периодическими и нерегулярными коле­баниями угловой скорости, представление о которых можно по­лучить из графиков, приведенных на рис. 1.3, б, в. График изменения продолжительности года в течении суток приведен на рис. 1.3 г.

Рисунок 1.5 – Графики изменения угловой скорости Земли:

а – графики изменения числа дней в году (1 – по замерам астрономического года, 2 – по замерам синодического месяца); б – график изменения продолжительности суток с 1825 по 1950 г.; в – изменение среднегодовой продолжительности суток с 1900 по 1966 г.; г – вид кривых колебания продолжительности суток в течение года.

1.3.3. Луна и приливы на Земле.

Параметры Луны: масса – 7,35*10²² кг, средний радиус – 1738 км, средняя плотность – 3340 кг/м³, период вращения (сидерический месяц) – 27,323661 сут. Луна об­ращается вокруг Земли по эллиптической орбите, большая полуось которой равна 384,4*10³ км, а малая – на 21*10³ км меньше. Плоскость орбиты Луны наклонена к эклиптике на угол 5°,9. Характерной особенностью орбиты Луны является непрерывное изменение ее основных характеристик (полуосей эллипса и угла наклона плоскости лунной орбиты к эклиптике), происходящее под действием возмущений, обусловленных притяжением Солнца и других планет, а также отклонениями форм Земли и Луны от сферической. Все это приводит к изменениям условий взаимо­действия Земли и Луны.

Под влиянием лунного притяжения в Земле возникают своеобразные приливы, проявляющиеся в виде подъемов и сопутствующих им опусканий земной поверхности на материках или водной поверхности в акваториях морей и океанов, волнообразно перемещающихся по поверхности Земли вслед за движением Луны (рис. 1.4, а). Сложность траектории Луны обусловливает также сложный характер приливных движений в земной коре. Их можно предста­вить состоящими из совокупности волн с периодами, на­чиная от долей суток и кончая многолетними. Наиболее четко проявляются волны с полусуточными, суточными и двухнедельными периодами. Согласно теоретическим рас­четам, для Земли, обладающей свойствами идеальной жидкости, под влиянием лунного притяжения уровневая поверхность Земли (геоид) могла бы подняться максимум на 35,6 см, а опуститься – максимум на 17,8 см, т.е. диапазон колебаний мог бы составить 53,4 см. На лунные приливные деформации геоида накладываются аналогичные солнечные, диапазон изменения которых не­сколько меньше. Он составляет 24,6 см. Следовательно, суммарное лунно-солнечное влияние может привести к максимальным колебаниям геоида в 78 см. Реальные измене­ния геоида, в связи с реологическими свойствами верхних оболочек Земли, составляют всего 65 % от приведенной выше величины, т.е. ~51 см.

Рисунок 1.4 – Схема образования приливов в Земле (а)
и их роль в изменении угловой скорости вращения Земли (б):

– угловая скорость вращения Земли; – угловая скорость обращения Луны вокруг Земли; и – силы взаимодействия приливных волн с Луной, разность которых создает момент, приводящий к изменению угловой скорости вращения Земли; 1 – изменение угловой скорости вращения Земли;
2 – изменение ускорения движения Солнца вокруг центра Галактики;

А – апогалактий; П – перигалактий; О – современная эпоха.

1.3.4. Приливы и изменения угловой скорости вращения Земли.

Опи­санные выше изменения скорости движения Солнца по галакти­ческой орбите приводят к закономерному изменению ее круговой скорости обращения. Последняя, в свою очередь, влияет на из­менение скорости обращения Луны вокруг Земли, точнее вокруг их общего барицентра.

Первое относительное изменение скорости обращения Луны должно происходить по тем же причинам, по которым изменяет­ся круговая скорость обращения Земли, т.е. в результате умень­шения скорости поступательного движения системы Земля – Луна за время перемещения от апогалактия к перигалактию, как и се увеличение при движении Солнечной системы в обратном на­правлении. Второе относительное изменение скорости обраще­ния Луны должно происходить в том же масштабе в результате увеличения круговой скорости движения Земли (также и бари­центра).

Таким образом, при прохождении Солнечной системы через апогалактий орбитальная круговая скорость Луны должна быть максимальной, а при прохождении через перигалактий – мини­мальной. Орбитальная круговая скорость Луны должна испыты­вать периодические колебания, аналогичные колебаниям орби­тальной круговой скорости Солнца с тем же периодом, но в про­тивоположных фазах. При этом в течение аномалистического пе­риода (176*10⁶ лет) угловая скорость обращения Луны изменится от значений больших угловой скорости вращения Земли до зна­чений меньших ее и наоборот. Дважды они оказываются равны­ми между собой.

В связи с определенными реологическими свойствами верхних оболочек Земли экстремумы главных приливных волн оказываются смешенными от оси Земля – Луна. Направление этого смещения определяется соотношением угловых скоро­стей вращения Земли и обращения Луны вокруг барицентра Земля – Луна . При смещении экстремумов приливных волн от линии Земля – Луна в направлении вращения Земли под действием лунного притяжения образуется пара сил, тормозя­щая вращение Земли, а при смещении в обратном направлении возникает момент сил, ускоряющий вращение Земли
(см. рис. 1.4, а).

На рис. 1.4, б приведены кривые изменения скорости вращения Земли и ускорения движения Солнца за аномалистический период. Обращает на себя внимание асимметричный вид кривой изменения скорости вращения Земли. Это связано с эксцентриситетом лунной орбиты. Дело в том, что во время увеличения скорости вращения Земли расстояние между Землей и Луной значительно меньше, чем в период замедления. В связи с этим период замедления составляет приблизительно 108*10⁶ лет, а период ускорения – 68*10⁶ лет.

Описанный выше эффект влияния приливов на изменение угловой скорости вращения Земли обусловлен колебанием наибольшего момента инерции Земли, что приводит к последовательной периодической смене ускорений и замедлений вращения Земли с общей тенденцией к ее замедлению. На этот процесс накладываются значительно более слабые эффекты векового замедления Земли, связанные с диссипацией энергии вследствие приливных деформаций земной коры, а также тормозящее влияние солнечных приливов.

В заключение укажем, что результаты изучения влияния при­ливов в Земле на угловую скорость ее вращения объясняют ос­новную тенденцию последней к уменьшению (см. рис. 1.4, а), но это уменьшение происходит не плавно, а нарушается периодиче­скими колебаниями.

2. ФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

2.1. Оболочечное строение Земли

2.1.1. Скорости распространения упругих волн в Земле.

В общих чертах Землю представляют состоящей из следующих концен­трических слоев:

1) тонкой коры, структура которой перемен­на и относительно сложна;

2) менее неоднородной твердой мантии, простирающейся от коры до глубины порядка 2900 км;

3) жидкого внешнего слоя ядра толщиной около 2200 км;

4) вероятно твердого внутреннего ядра радиусом порядка 1200 км. Такие представления основаны на результатах изуче­ния закономерностей распространения в Земле упругих волн, вызванных землетрясениями.

На рис. 2.1, а приведены графики изменения скоростей продольных и поперечных упругих волн от поверхности Земли до ее центра.

Рисунок 2.1 – Графики распределения скоростей продольных и поперечных упругих волн в Земле (а) и соответствующие им концентрические оболочки (зоны) Земли (б)

Рядом исследователей предложены модели строения Земли, в основе которых лежат приведенные выше трафики рас простране­ния упругих волн. Они отличаются только деталями. Поэтому ниже рассмотрена одна из них (тип А), составленная К.Е. Булленом. Согласно этой модели Земля разбита на семь концен­трических оболочек (зон), которым присвоены буквенные обо­значения: A, B, C, E, F, G. На рис. 2.1, б показана схема распо­ложения названных оболочек Земли (с сохранением относитель­ного масштаба), а в табл. 2. приведены физические параметры этих оболочек. Параметры упругих свойств вещества зон получе­ны, в основном, по данным сейсмологии. При определении плотности использовалось соотношение между скоростью рас­пространения упругих волн в веществе и его плотностью с тем условием, чтобы удовлетворились известные значения средней плотности Земли и ее момента инерции.

Таблица 2 – Параметры модели строения Земли (тип А)

*Значения параметров даны условно

2.1.2. Характеристики зон.

Зона А представляет собой земную ко­ру. В качестве подошвы коры принимают сейсмическую границу Мохоровичича, в окрестности которой происходит изменение скорости продольных упругих волн от 7 до 8 км/с. Это наименее однородная зона. Детально она будет рассмотрена в следующем разделе.

Зоны B, C и D соответствуют мантии Земли. Резкой разницы между ними нет, за исключением того, что в интервале зоны Г наблюдаются повышения значений градиентов нарастания ско­ростей V_P и V_S, с глубиной. Границы между зонами соответствуют скачкам этих значений. С зоной В исследователи часто связыва­ют наличие слоя (слоев) «пониженной скорости» и соответст­вующего ему слоя «инверсии плотности». Эти слои обычно отождествляются с астеносферой, играющей существенную роль в геотектонических построениях. Вопрос о существовании гипоте­тической астеносферы рассмотрен ниже. К. Е. Буллен, исходя из современных данных, пришел к выводу, что существование слоев пониженной плотности следует считать вполне воз­можным, но вовсе не доказанным.

Совокупность зон В и С обычно называют верхней мантией, а D - нижней мантией.

Зоны Е, F и G – соответствуют ядру Земли. Зону Е назы­вают внешним ядром. В связи с тем, что сквозь эту зону не проходят поперечные волны, сделан вывод, что вещество в нем на­ходится в жидком состоянии. Большую часть зоны Е рассматри­вают как достаточно однородную. Согласно теории динамомагнитного поля Земли, зона Е – сосредоточение конвективных по­токов, которые создают главную часть магнитного поля.

Зону G – внутреннее ядро – считают твердым, сложенным достаточно однородным веществом.

Зона F – переходный слой между внешним и внутренним ядром – характеризуется наличием резкого скачка в скорости распространения продольных упругих волн.

2.1.3. Состав земных недр.

Проблема состава земных недр в настоя­щее время является одной из самых сложных, поскольку прямых данных о породах в подкоровом пространстве нет. Исследователи вынуждены ограничиваться гипотезами, основанными на косвен­ных данных. В частности, полезной является аналогия с составом метеоритов. Известны два класса метеоритов: «железные», состоящие преимущественно из железо-никелевого сплава, и «каменные», состоящие главным образом из силикатов. Камен­ные метеориты разделяют на две группы: хондриты (-90 %) и ахондриты (- 10%). Состав хондритов удивительно однообразен и подобен составу ультра основных пород на Земле; состав ахондритов – ближе к базальтам. В первом приближении принимается, что состав ядра подобен составу железных метеоритов, а состав ман­тии – каменных (хондритов). Дальнейшее уточнение состава обычно осуществляется на основании экспериментальных данных о свойствах соответствующих горных пород при высоких температурах и давлениях. Проблема осложняется тем, что до сих пор окончательно не решен вопрос о «горячем» или «холодном» про­исхождении Земли, хотя большинство исследователей склоняются к представлениям о «холодном» ее происхождении. При этом в качестве механизма образования внутренних оболочек Земли можно принять гипотезу зонной плавки, предложенную А.П. Ви­ноградовым. Отличительной особенностью гипотезы зонной плавки от аналогичной гипотезы гравитационной дифференциа­ции является то, что в процессе зонной плавки вверх поднима­ются не более легкие, а более легкоплавкие компоненты.

На рис. 2.2 приведен состав отдельных зон Земли в соответ­ствии с гипотезой зонной плавки. Обсуждая этот же вопрос, К.Е. Буллен считает, что зоны B и D можно принять однород­ными по химическому и фазовому составам. Некоторое отли­чие зоны С он связывает с фазовыми переходами, а изменение состава считает малым. Химический и фазовый составы в зо­нах Е и G он также считает одинаковыми, но не чисто Fe-Ni Различные исследователи наряду с Ре и Ni включают в ядро Si, Мg, О, S. Отдается предпочтение представлениям, согласно которым ядро (во всяком случае внешнее) состоит из .

Рисунок 2.2 – Разрез Земли

2.1.4. Гидросфера и атмосфера.

Представление об оболочечном строении Земли было бы не полным, если не отмстить суще­ствование гидросферы и атмосферы. Гидросфера занимает около 70 % площади поверхности Земли. Она является состав­ной частью земной коры. Более того, ряд исследователей зем­ную кору акваторий морей и океанов выделяют в особый тип и используют ее для объяснения тектонических процессов на Земле. Поэтому этот вопрос будет более детально рассмотрен в следующем разделе.

Что касается атмосферы, то она, в свою очередь, со­стоит из нескольких диффузионно разделенных слоев (начиная от поверхности Земли): тропосфера, в которой сосредоточено ~79 % всей массы атмосферы; стратосфера
~20 %; ионосфера ~0,5 % и верхняя атмосфера – слой водорода, переходящий в межпланетную среду. Границы между этими «сферами» выраже­ны не резко, а их форма повторяет сплюснутость Земли. В атмо­сфере так же, как в гидросфере и твердой Земле наблюдаются приливы. Атмосфера играет существенную роль в преобразовании солнечной энергии и в определении экзогенных геологических процессов на Земле.

2.2. Гравитационное поле Земли и концепция изостазии

2.2.1. Гравитационное поле.

Одной из основных характеристик гра­витационного поля является его напряженность или соответст­вующая ей величина ускорения силы тяжести. Величину ускоре­ния силы тяжести на поверхности Земли получают разными спо­собами: прямым измерением приборами; вычислениями, в кото­рых используется теория движения искусственных спутников в гравитационном поле Земли и др.

Величина ускорения силы тяжести на поверхности Земли со­стоит из двух составляющих. Одна из них обусловлена притяже­нием масс Земли, а вторая – центробежной силой вращения Земли вокруг собственной оси. Совокупное действие этих сил приводит к сжатию Земли. Величина сжатия определяется соот­ношением

(2)

где q=1/289 – отношение центробежной силы к силе тяжести на экваторе (g_э);

– отношение разности силы тяжести на полюсе и на экваторе к силе тяжести на экваторе.

Выражение нормального ускорения силы тяжести g₀ для зем­ного эллипсоида (эллипсоида Клеро) имеет вид

(3)

где ;

– геодезическая широта.

В 1971 г. Международным союзом геофизики и геодезии была рекомендована следующая формула для вычисления нормального значения ускорения силы тяжести:

(4)

где – географическая широта.

Отклонения наблюдаемых (или вычисленных) значений ус­корения силы тяжести от нормальных называют аномалиями . Аномалии обусловлены плотностными неоднородностями в Земле. Они создают небольшие отклонения уровенной поверхности гравитационного потенциала от зем­ного эллипсоида, превращая его в геоид.

Геоид – это уровенная поверхность гравитационного по­тенциала, наиболее близко совпадающая с земным эллипсоидом и перпендикулярная в каждой точке вектору силы тяжести. От­клонения геоида от земного эллипсоида , можно вычислять по формуле Стокса:

(5)

где а, , – сферические координаты переменной точки на по­верхности Земли, принятой за сферу радиусом а;

а, , – сфе­рические координаты точки исследования;

(а, , ) – анома­лии ускорения силы тяжести;

– среднее нормальное значение ускорения силы тяжести на поверхности Земли;

dS – элемент по­верхности Земли;

– функция Стокса;

определяется из уравнения .

На рис. 2.3 приведена карта высот геоида, вычисленная таким способом.

Рисунок 2.3 – Карта высот геоида

2.2.2. Концепция изостазии.

Аномалии ускорения силы тяжести, обу­словленные неоднородностями в Земле, осложняя поверхность земного эллипсоида, приводят к уклонению вертикалей от их нормального положения (уклонению отвесных линий). Вертикали имеют существенное значение в геодезии и астрономии, по­скольку от них отсчитываются угловые расстояния в сферических координатах. Уклонения линий можно вычислять по распределе­нию аномалий на поверхности Земли, но в процессе решения этой проблемы исследователи еще в прошлом веке столкнулись с любопытным фактом. Вычисленные значения влияния избыточ­ных масс близлежащих гор и дефекта масс в океане оказались существенно больше наблюдаемых. Для объяснения этого факта была принята гипотеза, согласно которой под горными сооруже­ниями наблюдается разуплотнение вещества, компенсирующее влияние массы горы, а под океанами – уплотнение вещества, компенсирующее дефект масс в океане (по отношению к окру­жающим его горным породам). Так возникло учение об изостазии.

Во время возникновения концепции изостазии в соответствии с господствующими тогда представлениями о «плавлении» земной коры на магме, изучение равновесного состояния Земли было заменено изучением равновесного состояния земной коры. Такой подход, по-существу, сохраняется до сих пор, только оценивают равновесное состояние не земной коры, а литосферы. В послед­нем случае роль подстилающей кору магмы играет гипотетиче­ская астеносфера. Под изостатическим состоянием земной коры (литосферы) понимают такое ее состояние, при котором она рас­полагается на субстрате так, как если бы она плавала на нем по закону Архимеда. Естественным следствием такого предположения является равенство давлений на некоторой по­верхности в субстрате (закон Паскаля), называемой поверхностью компенсации.

Для практического учета влияния масс, распределенных в земной коре согласно гипотезе изостазии, пользуются различны­ми физико-геологическими моделями, сущность которых видна из рис. 2.4, а, б. Подчеркнем, что каж­дый фрагмент модели считается уравновешивающимся самостоя­тельно (локальная компенсация). Ф.А. Венинг-Мейнец предло­жил гипотезу региональной компенсации, учитывающей взаим­ное сцепление блоков земной коры. Однако способ расчета изостатического влияния существенно не изменился. Вычисленное с помощью названных выше моделей гравитационное влияние изостатически распределенных масс в верхней части земной коры вво­дилось в качестве поправок (редукций) в аномалии . Полученные таким образом аномалии были названы изостатическими. В основе всех использованных моделей лежит предположение, что распреде­ление масс в земной коре и, следовательно, ее уравновешенность определяются только рельефом земной поверхности.

Г.Я. Голиздрой развита концепция изостазии рав­нинных областей, в которой за основу принято тоже равновесное состояние земной коры, но в качестве уравновешивающих фак­торов наряду с топографическими массами используются неодно­родности в верхних частях земной коры, установленные сейсми­ческими методами. В условиях равнинных областей второй фак­тор приобретает решающее значение. Одна из моделей, исполь­зуемых им для оценки изостатического состояния земной коры, приведена на рис. 12, в. В частности, им показано, что в условиях равнинного рельефа Украинского щита при наличии поверхност­ных неоднородностей в верхних частях земной коры, создающих аномалии гравитационного поля в несколько десятков миллигал, состояние земной коры в целом близко к изостатическому. Сле­довательно, топографические массы не только не могут быть единственным фактором, определяющим изостатическое состоя­ние земной коры, что признается уже многими исследователями, а, как будет показано ниже, их нельзя считать и основными.

Рисунок 2.4 – Физико-геологические модели изостазии земной коры: а — Г. Эри; б — Ф.Драпа; в — Г.Я. Голиздры; s₀ — плотность субстрата; s — плотность уравновешенных блоков разной высоты по Г. Эри; s₁, s₂,… s₇ –тоже по Ф. Пратту; s^¢₁, s¢¢₁ — плотность блоков гранитного слоя земной коры; s^¢₁, s¢¢₂ — то же, базальтового слоя по Г.Я. Голиздре

Изостатические аномалии в классическом варианте оказались весьма полезными при решении астрономо-геодезических задач, в частности, при определении уклонения отвеса. Неоднократно предпринимались попытки использования концепции изостазии для создания геотектонических гипотез развития Земли. Деталь­ный обзор ранних предложений сделан Е.Н. Люстихом. В настоящее время можно констатировать следующее. Несмотря на, казалось бы, естественную взаимосвязь между перераспреде­лением масс в литосфере и тектоникой, установить конкретную роль изостатических сил в формировании тектонических структур пока не удалось. Наблюдающиеся в различных геологических регионах современные движения земной поверхности происходят как в направлении выравнивания равновесного состояния земной коры, так и наоборот. Единственной устойчивой закономерно­стью считают прямую взаимосвязь между нарушениями изостазии земной коры, вычисленной с помощью одной из приведенных выше моделей, и современной тектонической активностью от­дельных регионов.

Следует специально подчеркнуть, что рассмотренная выше концепция изостазии земной коры (литосферы) предполагает ро­тационный режим Земли постоянным, а соответствующую ему фигуру равновесия — неизменной.

Ниже приведены данные о средних значениях ускоре­ния силы тяжести внутри Земли (табл. 2.2).

Таблица 2.2 - Распределение ускорения силы тяжести в Земле

Интервал глубин, км		33-413	413-984	984-2000	2000-2998	2998-4000	4000-4980	4980-5120	5120-6371
Интервал значений g, м/с2	9,822	9,846-9,960	9,960-9,966	9,966-10,01	10,01-10,73	10,73-7,87	7,87-4,78	4,78-4,31	4,31-0

2.3. Тепловое поле Земли

2.3.1. Общие сведения

Представления о тепловом поле внутри Зем­ли одни из самых проблематичных, поскольку они основы­ваются на интерпретации фактических данных, относящихся к поверхности Земли. Вследствие многозначности этой интерпре­тации, описываемые ниже закономерности оказываются тоже во многом гипотетичными. Вместе с тем, тепловое поле Земли мо­жет быть прямо или косвенно причастно к протеканию тектони­ческих процессов на Земле. Поэтому сведения о тепловом поле необходимы. Ниже приведены данные
(табл. 2.3) об энергетиче­ских процессах, в которых участвует Земля.

Из таблицы следует, что самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная ее часть теряется в атмосфере. Средний поток солнечной теплоты, достигающий по­верхности Земли на континентах, порядка 42*10⁴ Вт/м², по сравнению с потоком теплоты из недр Земли
(62 Вт/м²) все еще достаточно велик, но основная его часть через атмосферу вновь излучается в пространство. Лишь малая доля солнечной энергии проникает на глубину, измеряемую метрами.

В настоящее время принято считать, что главным источником современной тепловой энергии в недрах Земли является радиоак­тивный распад долгоживущих изотопов. На ранних этапах исто­рии Земли существенную роль в тепловых процессах могла играть освобождающаяся гравитационная энергия. Основной характери­стикой теплового поля Земли является поток теплоты через зем­ную поверхность. Тепловой поток через единицу площади по­верхности Q определяется произведением градиента температуры на коэффициент теплопроводности. Первый измеряется в натуре на материках в скважинах и горных выработках, в океане – в придонных частях, а второй – на образцах горных пород или in situ. В данном случае это подчеркивается потому, что таким обра­зом учитывается только кондуктивная составляющая теплового потока.

Таблица 2.3 – Основные составляющие энергетического баланса Земли

2.3.2. Распределение теплового потока

На рис. 2.5 приведена карта теплового потока. Она дает общее представление о глобальном распределении теплового потока. Ос­новной вывод, который можно сделать из анализа этой карты – нет никакой корреляции между «повышениями» и «понижениями» теплового потока и основны­ми поверхностными образованиями Земли – континентами и океанами.

Распределение теплового потока в континентальных и океа­нических областях находится в тесной корреляции с основными геологическими структурами (табл. 2.4).

На конти­нентах минимальные значения теплового потока с минимальными его вариациями характерны для щитов. Значениями выше среднего теплового потока характеризуются послепалеозойские орогенические регионы и области третичных вулканов. У моло­дых орогенических поясов средний тепловой поток увеличен, но в этих областях наблюдаются некоторые отклонения, значительно выходящие за рамки средних. Во многом аналогичная картина наблюдается и в океанических хребтах. Им свойственны значи­тельные вариации теплового потока при большом среднем значе­нии; максимальные значения потока в некоторых точках хребтов достигают 335 Вт/м². В противоположность этому тепловой поток на крыльях океанических хребтов обычно меньше среднего. В океанических котловинах тепловой поток относительно невелик и распределен равномерно. Наименьшие средние значения теп­лового потока в океане отмечаются в глубоководных желобах.

Рисунок 2.5 – Распределение теплового потока на поверхности Земли:
1 – изолинии теплового потока, мккал/(см²×с); 2, 3 – локальные аномалии теплового потока, превышающие 2,0 (2) и меньше 1,0 мккал/(см²×с) (3).

Таблица 2.4 – Статистика результатов измерений теплового потока в основных гео­логических подразделениях континентов и океанов

2.3.3. Перенос теплоты в Земле

Одна из центральных проблем зем­ного теплового потока состоит в объяснении механизма выноса теплоты из недр Земли. Большая часть теряемой Землей теплоты достигает ее поверхности посредством теплопроводности пород земной коры. Однако здесь возникает проблема, ко­торая в изложении М. Ботта представляется так. Если при­нять тепловой поток равным 62 Вт/м² и теплопроводность 2,512 Вт/(м*К), то геотермический градиент получится равным 25 °С/км. При сохранении такого градиента температура на глу­бине 100 км должна достигать 2500 °С, а значит вызывать обшир­ное плавление. Поэтому до того, как достичь 100 км, геотермиче­ский градиент должен уменьшиться примерно в 10 раз. Выполаживание кривой зависимости температуры от глубины можно объяснить либо концентрированием внутренних источников теплоты вблизи поверхности Земли, либо более эффективным меха­низмом переноса теплоты, чем простая теплопроводность, либо совместным действием этих факторов.

При температурах выше 800–1500 °С значительное количест­во теплоты передается через породу лучеиспусканием. В результате лучистого переноса коэффициент теплопроводности увеличивается на дополнительную
величину К_r. Величина К_r в значительной степени определяется прозрачностью силикатных минералов к несущим тепловую энергию красным лучам видимой области спектра и инфракрасным лучам. К_r является кубической функцией температуры.

Возможен и другой механизм переноса теплоты увеличиваю­щий теплопроводность при высоких температурах. Теплота может передаваться «экситонами» – атомами, возбужденными радиаци­ей. Надо полагать, что интенсивность экситоновой тепло­проводности соизмерима с лучистой теплопроводностью. Вполне вероятно, что эффективная теплопроводность верхней мантии глубже 100 км на порядок выше, чем у поверхности. Поэтому геотермический градиент на этих глубинах меньше. Увеличение теплопроводности с глубиной может прекратиться в переходной зоне мантии и ниже из-за увеличения непрозрачности.

Существует гипотеза о наличии тепловой конвекции в Земле. Тепловая конвекция в жидкой среде может вынести наверх большое количество теплоты даже при сравнительно небольшом температур­ном градиенте. По-видимому, именно конвекцией передается тепло­та вверх через внешнее ядро.

2.3.4. Оценка температур внутри Земли.

Экстраполяция теплового потока у поверхности Земли дает некоторые сведения о распре­делении температуры в верхнем 50-км слое мантии. Ниже этого слоя сведения о температуре не достоверны, хотя можно устано­вить для нее некоторые ограничения, исходя из известных физи­ческих свойств мантии.

Важный вывод можно сделать и относительно геотермического градиента. Начиная с глубин порядка 60 км, он должен существенно уменьшаться с глубиной. В противном случае температура на глуби­нах порядка 100 км превысит температуру плавления наиболее туго­плавкого оливина. На поверхности оливин плавится при 1900 °С, а при давлении 5 ГПа (глубина порядка 160 км) – при 2140 °С. По-видимому, это абсолютный верхний предел температуры верхнего слоя мантии. Более вероятный предел температуры определяется температурой образования базальтовой магмы при частичном плав­лении ультраосновных пород. На глубине порядка 100 км она со­ставляет 1300 °С, а на глубине 350 км – 2000 °С. Таким образом, большая часть магмы (если не вся) должна формироваться в верхней мантии. В районах активного вулканизма (Гавайские острова, Кам­чатка) магма образуется на глубинах порядка 60 км. Температура на этих глубинах, по-видимому, достигает 1250–1300 °С.

2.4. Магнитное поле Земли

2.4.1. Современное магнитное поле

В первом приближении гео­магнитное поле представляют полем магнитного диполя, по­мещенного в центр Земли (гипотеза центрального диполя). Магнитный момент такого диполя характеризуется величиной порядка
8·10²² А*м², а его ось наклонена на 11°,5 к оси враще­ния Земли. Считают, что лучшее приближение к наблю­даемому геомагнитному полю дает диполь, расположенный в магнитном центре Земли (гипотеза эксцентричного диполя

Наблюдаемое магнитное поле на поверхности Земли Т явля­ется суммой полей, имеющих различные причины возникнове­ния:

Т= Т_о+ Т_т+ Т_а+ Т_е+ δТ,

где Т_о – поле, создаваемое однородной намагниченностью зем­ного шара, называемое дипольным; Т_т – недипольное поле, на­зываемое полем мировых магнитных аномалий; Т_а – поле ло­кальных и региональных магнитных аномалий, обусловленных неоднородной намагниченностью верхних слоев земной коры; Т_е – поле, обусловленное внешними причинами; δТ – вариации маг­нитного поля во времени.

Сумма полей Т_о+Т_т образует главное поле, а сумму полей Т_о+Т_т+Т_е часто называют нормальным полем Земли. Такое под­разделение во многом условно, но оно удобно для характеристики магнитного поля Земли. Сферический гармонический анализ геомагнитного поля, выполненный по современным и древним картам, свидетельствует о том, что с течением времени, начиная с 1840 г. по настоящее время эксцентричный диполь (магнитный центр) систематически смещался на северо-запад и удалялся от географического центра Земли. Величина магнитного момента М_о, начиная с 1829 г. по настоящее время систематически уменьшается примерно от 8,5*10²² до
8,0*10²² А*м².

Эксцен­тричный диполь дрейфует в плоскости большого круга Земли, наклоненного к экватору под углом ~31°, со средней угловой скоростью порядка 0°,3 в год.

Представление об изменении магнитного момента диполя за предыдущие тысячелетия дают археомагнитные данные. Около двух тысяч лет тому назад магнитный момент Земли достигал максимальной величины, в полтора раза превышающей нынешнюю, а шесть тысяч лет тому назад был минимальным — около половины ны­нешнего. Таким образом, намечается период вариации магнит­ного момента Земли – 7–8 тыс. лет.

В процессе палеомагнитных исследований было открыто очень важное свойство древнего магнитного поля Земли – «инверсия».

Инверсия представляет собой смену направления магнитного момента (вектора напряженности магнитного поля) Земли на обратное. Известно, что перед инверсией напря­женность магнитного поля уменьшается в среднем в
7–10 раз. Это сопровождается увеличением амплитуды его вековых вариа­ций, причем возмущенность поля достигает такого уровня, что происходят кратковременные изменения его полярности. Затем следует сама инверсия поля – обращение вектора напряженности , а далее – постепенное увеличение напряженности поля до его первоначального абсолютного значения. Весь процесс