9)Гидросфера. Границы, Структура. Фундаментальные свойства.

Гидросфе́ра— это водная оболочка Земли.

Она образует прерывистую водную оболочку. Средняя глубина океана составляет 3800 м, максимальная (Марианская впадина Тихого океана) — 11 022 метра. Около 97 % массы гидросферы составляют соленые океанические воды, 2,2 % — воды ледников, остальная часть приходится на подземные, озерные и речные пресные воды. Общий объём воды на планете около 1 532 000 000 кубических километров. Масса гидросферы примерно 1,46*10²¹ кг. Это в 275 раз больше массы атмосферы, но лишь 1/4000 от массы всей планеты. Гидросферу на 94% составляют воды Мирового океана, в которых растворены соли (в среднем 3,5%), а также ряд газов. Верхний слой океана содержит 140 трлн тонн углекислого газа, а растворенного кислорода — 8 трлн тонн. Область биосферы в гидросфере представлена во всей ее толще, однако наибольшая плотность живого вещества приходится на поверхностные прогреваемые и освещаемые лучами солнца слои, а также прибрежные зоны.

В общем виде принято деление гидросферы на Мировой океан, континентальные воды и подземные воды. Большая часть воды сосредоточена в океане, значительно меньше — в континентальной речной сети и подземных водах. Также большие запасы воды имеются в атмосфере, в виде облаков и водяного пара. Свыше 96 % объёма гидросферы составляют моря и океаны, около 2 % — подземные воды, около 2 % — льды и снега, около 0,02 % — поверхностные воды суши. Часть воды находится в твёрдом состоянии в виде ледников, снежного покрова и в вечной мерзлоте, представляя собой криосферу.

Поверхностные воды, занимая сравнительно малую долю в общей массе гидросферы, тем не менее играют важнейшую роль в жизни наземной биосферы, являясь основным источником водоснабжения, орошения и обводнения. Сверх того эта часть гидросферы находится в постоянном взаимодействии с атмосферой и земной корой.

Взаимодействие этих вод и взаимные переходы из одних видов вод в другие составляют сложный круговорот воды на земном шаре. В гидросфере впервые зародилась жизнь на Земле. Лишь в начале палеозойской эры началось постепенное переселение животных и растительных организмов на сушу. Океаническую кору слагают осадочный и базальтовый слои.

10)Сейсмические волны и модели плотности Земли.

Сейсмические волны — волны энергии, которые путешествуют по земле или другим упругим телам в результате процесса, производящего низкочастотную акустическую энергию (землетрясение, взрыв и т. д.). Сейсмические волны изучаются сейсмологами и геофизиками. Их изучают при помощи сейсмографа, геофона, гидрофона или акселерометра.

Скорость распространения волн зависит от плотности и упругости среды. Скорость имеет тенденцию к росту по мере углубления, в земной коре она составляет 2—8 км/с, а при углублении до мантии — 13 км/с.

Землетрясения создают разные типы сейсмических волн с разной скоростью. Волна фиксируется на ряде сейсмологических станций, и по разнице во времени учёные вычисляют эпицентр. В геофизике преломление или отражение сейсмических волн используется для изучения глубин Земли, искусственные волны используются для исследования подземных структур.

Есть два главных типа: объёмные волны и поверхностные волны. Кроме описанных ниже есть и другие, менее значимые типы волн, которые вряд ли можно встретить на Земле, но они имеют важное значение в астросейсмологии.

Одной из первых и простейших моделей нашей планеты является

о д н о р о д н а я модель. Она исходит из того, что плотность земных недр

с глубиной практически не меняется, т.е. ρ = 5,52 г/см3, что соответствует

средней плотности Земли. В соответствии с однородной моделью ускорение

силы тяжести должно изменяться по линейному закону, уменьшаясь от

своего максимального значения на поверхности до нуля в центре. Давление

же должно возрастать от нуля на поверхности до максимальных значений в

центре (1,73·106 бар) по квадратичному закону. На самом деле ускорение

силы тяжести спадает значительно слабее, а давление нарастает сильнее и

достигает в центре планеты значений до 3,6·106 бар. Все это говорит о том,

что в реальной Земле имеется существенная концентрация массы к центру, а

сама однородная модель не является удовлетворительным приближением к

истине. Однако в начальные периоды своего развития Земля была не

дифференцированной планетой, и однородная модель более подходила к

пониманию её внутреннего строения. С известной оговоркой однородную

модель можно использовать для описания внутреннего строения Луны, у

которой практически отсутствует ядро.

Р е а л ь н ы е модели внутреннего строения Земли используют всю

имеющуюся на момент составления геолого-геофизическую информацию.

Первый шаг на пути построения реальных моделей сделали американские

геофизики Адамс и Вильямсон в 1923 г. Для понимания внутреннего

строения Земли они предложили ввести с е й с м и ч е с к и й

п а р а м е т р (Ф). Он использовался для определения изменения

плотности с глубиной, и понимался как



Ф  k , где k - модуль сжатия, а ρ -

плотность.

Модуль сжатия можно определить как произведение плотности (ρ) на

отношение приложенного к телу приращения давления (ΔР) к

 1 бар = 106 дин/см3 = 105 Н/м3 = 105 Па.

2

соответствующему приращению плотности (Δρ), т.е.









k  P .

Используя сейсмический параметр можно определить закон, по

которому происходит приращение плотности с глубиной при небольших

приращениях давления:

P

Ф

  1  .

Для решения задачи необходимо знать, как нарастает с глубиной

давление. Принимается, что это происходит по гидростатическому закону,

т.е. приращение давления (ΔР) при увеличении глубины на Δ1 равно весу

вещества этого слоя, приходящегося на единицу площади:

P  gl ,

тогда l

Ф

  g 



 - уравнение Адамса-Вильямсона.

Сейсмический параметр учёные предложили находить через скорости

сейсмических волн (Vp и Vs):

2 2

3

4

P S Ф  V  V .

Таким образом, используя значения сейсмических волн, появилась

возможность определить распределение плотности в недрах Земли и

построить сравнительно приближенные к истине реальные модели Земли.

Одной их первых реальных моделей является сейсмическая модель

Джеффриса-Гутенберга, построенная в 30ых годах прошлого столетия (рис.

1). Модель оставалась неизменной до конца 60ых годов XX века. Согласно ей

недра Земли делятся на три

основные оболочки: земную

кору, мантию и ядро. Из неё

также следовало, что

плотность Земли не является

непрерывной функцией

глубины. Она меняется

скачкообразно на границах

раздела. Особенности

изменения скоростей волн с

глубиной связаны с

изменением структуры земных

пород. При переходе от коры

(граниты, базальты) к мантии

(ультраосновные породы)

Рис.1 Скорости волн Р и S внутри Земли.

Классическая сейсмическая модель Земли

Джеффриса-Гутенберга.

3

скорости возрастают. Увеличение скоростей при приближении к ядру

связано с наличием фазовых переходов минералов в боле плотные

кристаллические модификации. Падение скорости ρ-волн при переходе из

мантии в ядро указывает на то, что внешняя часть ядра жидкая. Во внешнем

ядре плавное возрастание ρ-волн связано с нарастанием давления к центру

Земли. Во внутреннем ядре скорость ρ-волн не изменяется, так как давление

к центру растёт незначительно. S-волны отсутствуют, так как среда жидкая.

Следующий шаг в изучении внутреннего строения Земли был сделан в

середине прошлого столетия. По мере получения новых сейсмических

данных стало возможным более детальное разделение недр Земли.

Так, в начале 40ых годов прошлого столетия австралийский сейсмолог

К.Е.Буллен (Keith Edward Bullen 1906-1976), стажировавшийся у Гарольда

Джеффриса в Кембридже, предложил сейсмическую модель Буллена

строения Земли (рис. 2). Согласно этой модели Земля разделялась на зоны,

которые обозначались буквами.

К.Е.Буллен предложил схему разделения Земли на зоны, которые

обозначил буквами (табл. 1): А – земная кора, В – верхняя мантия (силикаты)

33-400 км, С – переходная зона (фазовые переходы) 400-1000, D – нижняя

uc2 мантия 1000-2900 км, Е – внешнее ядро 2900-4980 км, F – переходная зона

4980-5120 км и G – внутреннее ядро 5120-6370 км. Позднее зону D он

разделил на зоны D' (1000-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время

модель значительно видоизменена и лишь слой D" используется достаточно

широко. Тем не менее, модель Буллена послужила надежным фундаментом

для всех самых современных моделей.

Неравномерное распределение землетрясений и сейсмических станций

на поверхности Земли и слабое её покрытие приёмниками – основные

причины того, что информация о большей части земных недр в 40-60 гг.

Рис. 2

Схема глубинного строения Земли (по К.Е.Буллену)

4

прошлого столетия оставалась неизвестной. Принципиально новая ситуация

возникла в начале 1960ых годов, когда была установлена обширная сеть

длиннопериодных сейсмометров WWSSN (Worldwide Standardized

Seismographic Network), которая зарегистрировала спектр собственных

колебаний Земли от катастрофического Чилийского землетрясения1 22 мая

1960 г.

Таблица 1

Зона Наименование Глубина Плотность

A Земная кора Земная кора ~0-33 км 3,2 г/см3

Граница Мохоровичича (граница Мохо, граница М)

B Верхняя мантия

Мантия

33-400 км 3,5 г/см3

C Переходная зона 400-1000 км 4,0 г/см3

D Нижняя мантия 1000-2900 км 5,0 г/см3

Граница Вихерта-Гутенберга

E Внешнее ядро

Ядро

2900-4980 км 10-11 г/см3

F Переходная зона 4980-5120 км

G Внутреннее ядро 5120-6370 км 12 г/см3

По мере накопления сейсмического материала, исследование недр стало

проводиться с помощью сейсмического профилирования, что позволило

получать непрерывную информацию, а не в виде дискретных точек. Для

геофизических целей использовали методы физики твёрдого тела и физики

высоких давлений, геофизические материалы изучались в специальных

лабораториях высоких давлений.

Другим важным результатом исследований того периода явилось

изучение фазовых переходов минералов в недрах планеты под действием

высоких давлений.

Впервые идея о возможности оливина2 под действием высоких давлений

принимать структуру шпинели3 и увеличивать тем самым свою плотность на

11% была высказана английским физиком Д.Берналлом в 1936 г. Долгое

время все попытки подтвердить это в лабораторных условиях заканчивались

неудачей. Лишь в 1958 г. австралийскому учёному А.Рингвуду удалось

получить шпинельную полиморфную модификацию фаялита (Fe2SiO4) -

крайнего члена оливинового ряда (Mg, Fe)SiO4.

Несколько ранее, в 1953 году, американский физик Л.Коэс синтезировал

первую высокоплотностную модификацию кварца - коэсит4 - при давлениях

1 Землетрясение 1960 г. в Вальдивии или Великое чилийское землетрясение 22 мая 1960 г. является самым сильным из всех

зарегистрированных землетрясений. Его сила оценивается в 9.5. Оно произошло днём, а вызванные им цунами обрушились на южное

побережье Чили, Гавайи, Японию, Филиппины, восточную часть Новой Зеландии и Алеутские острова на Аляске. Эпицентр

землетрясения располагался около чилийского города Вальдивия, приблизительно в 700 километрах к югу от Сантьяго. Вызванные им

локальные цунами, высота которых достигала 25 метров, обрушились на чилийское побережье. Основные цунами пересекли Тихий

океан и опустошили Хило на Гавайях. Волны высотой до 10.7 метров были зарегистрированы 10 000 километров от эпицентра - в

Японии и на Филиппинах.

2 Оливин – минерал, состоящий из силиката железа и магния (Mg, Fe)SiO4, твёрдость 6,5-7, сигнония ромбическая, плотность 3,2-3,6

г/см3.

3 Шпинель – минерал, состоящий из магния и алюминия MgAl2O4, твёрдость 8, сингония кубическая, плотность 3,5-3,6 г/см3.

Рубиновая шпинель массой 398,72 карат (1 карат ~ 0,2 грамма) венчает корону Российской Империи.

4 Коэсит (англ. Coesite) — высокобарическая модификация кремнезёма. Химическая формула: SiO2. Искусственный аналог коэсита

был синтезирован в 1953 американским химиком Лорингом Коэсом (1915—1973). А в 1960 году Юджин Шумейкер обнаружил

5

в 30 кбар и температуре в 10000С. Плотность коэсита оказалась на 0,28 г/см3

больше плотности обычного кварца и составила 2,93 г/см3. В 1961 г.

советские учёные С.М.Стишов и С.В.Попов получили вторую

высокоплотностную модификацию кварца - «стишовит5», плотность

которого достигала 4,35 г/см3. Коэсит образуется при давлении 1,5-4 ГПа и

температуре 300-1700 °C, стишовит – при давлении 16-18 ГПа, температуре

1200-1400 °С.

В результате этих и других лабораторных экспериментов было доказано,

что в недрах Земли под действием возрастающего давления происходит

перестройка структурных решеток ряда минералов, что влечет за собой

существенное увеличение плотности вещества и возрастание скорости

сейсмических волн. Всё это позволило составить относительно детальную

картину по строению верхней мантии Земли до глубины 700 км.

Так, в 60ые годы прошлого столетия сформировалась первая

с о в р е м е н н а я р е а л ь н а я модель Земли (рис. 3). В

соответствии с этой моделью на глубине от 70 до 250 км была выделена

литосфера, которая включила в себя земную кору и верхнюю часть мантии

(субстрат). Объединение их производилось по механическим свойствам.

Ниже литосферы

располагалась астеносфера -

слой с пониженной вязкостью

вещества (порядка 1020 ÷ 1021

пуаз). Здесь наблюдалось

сравнительно резкое снижение

скорости продольных и

поперечных волн. Глубже

отмечался постепенный рост

плотности вещества и плавное

нарастание скорости

сейсмических волн. На

глубине порядка 400 км

фиксировался скачок скорости

упругих колебаний - первая

зона полиморфных переходов

вещества в мантии. Далее, до

глубины порядка 700 км

скорости сейсмических волн

снова плавно росли, отражая

постепенное увеличение плотности вещества под действием давления

минерал в кварцсодержащих породах ударного метеоритного кратера Каньон Дьявола в Аризоне (США), где он образовался за счёт

кварца при мгновенном сверхвысоком давлении и повышении температуры при падении метеорита. Позднее коэсит был утвержден в

качестве минерала. Коэсит устойчив в диапазоне давлений 28 — 95,5 кбар. Плотность 2,93 г/см3. При меньших давлениях переходит в

кварц, при больших — в стишовит.

5 Стишовит образуется при очень высоком давлении и умеренной температуре, впервые обнаружен на месте эпицентра ядерного

взрыва. Сингония тетрагональная. Плотность 4,35 г/см3. Стишовит - единственная модификация кремния диоксида, построенная из

октаэдров SiO6.

Рис.3

Одна из первых современных реальных моделей мантии

Земли. Модель построена по данным сейсмологии и

результатам лабораторных исследований при высоких

6

вышележащих слоев.

На глубине порядка 700 км выделяется вторая зона полиморфных

переходов, что отмечалось скачком скорости сейсмических волн. Строение

более глубоких недр Земли в соответствии с первой реальной моделью

принципиально не отличалось от модели Джеффриса-Гутенберга.

По мере накопления новых геофизических и лабораторных данных

постепенно уточнялось строение глубинных сфер Земли и детализировалось

строение верхних оболочек.

В результате, в конце 70ых годов прошлого столетия появилось новое

поколение реальных моделей Земли, которые подразделялись на

о п т и м а л ь н ы е и с т а н д а р т н ы е .

О п т и м а л ь н а я модель должна наилучшим образом

удовлетворять всем имеющимся данным о Земле, а стандартная модель,

кроме этого, ещё быть сравнительно простой и удобной для повседневной

геофизической практики. Такие модели стали называть

п а р а м е т р и ч е с к и м и моделями Земли - РЕМ (parametric earth

models). Были построены три типа моделей: для океанов (РЕМо), континентов

(РЕМс) и усреднённая (РЕМа).

Различие первых двух типов моделей прослеживалось до глубины

порядка 420 км (рис. 4) и определялось различным строением земной коры и

верхней мантии под океанами и континентами. При построении модели

РЕМо использовались средние данные для океанического региона Земли,

РЕМс - средние данные

для континентального

региона Земли, РЕМа -

некоторая комбинация

РЕМо и РЕМс.

Недостатками этих

моделей являются

некоторое упрощение

строения в зонах

полиморфных переходов,

отсутствие достаточной

чёткости в границе

между внешним и

внутренним ядром,

схематичность в

строении мантии в

целом. Однако простота

моделей типа РЕМ

является также и их преимуществом, так как они удобны для повседневной

практики, а основные особенности строения земных недр они описывают не

хуже более сложных моделей.

Рис.4 Модели верхней мантии РЕМ-С

(континентальная), РЕМ-О (океаническая) и РЕМ-А

(средняя Земля) (Жарков, 1983)

Для глубин, больших 420 км, параметры для всех трёх

моделей одинаковы.

7

Развитие идей, заложенных при построении моделей РЕМ, позволило

А.М.Дзивонскому и Д.Л.Андерсону в 1981 г. построить одномерную

референсную модель Земли PREM (Preliminary Reference Earth Model).

Модель была разработана по заказу Международного Союза по Геодезии и

Геофизике (International Union of Geodesy and Geophysics). Союз заказал

сферически симметричную модель, которую можно было бы использовать в

геодезических и геофизических исследованиях. Модель учитывает все

достижения в измерениях и интерпретации свободных колебаний Земли на

момент ее создания. Было также привлечено большое количество новых

данных по кинематическим и динамическим характеристикам объемных и

поверхностных сейсмических волн. Введение анизотропии скоростей (2-4%)

в верхних 220 километрах верхней мантии позволило получить

согласованную с исходными данными одномерную референтную модель

Земли без обязательного, как предполагалось ранее, слоя с пониженным

значением скорости в верхней мантии Земли.

В целом, модель PREM – это обобщённая модель РЕМ-А, глубже 420 км

обе модели практически совпадают. В PREM заметные изменения по

сравнению с REM внесены в строение наружных 420 км. Новый слой,

появившийся в PREM – трансверсально-изотропный слой в верхней части

мантии на глубинах 24,4-220 км. Он характеризуется пятью упругими

коэффициентами. В обозначениях Лява для них используются буквы А, С, N,

L и F. Здесь скорости вдоль радиуса (νPV, νSV) и перпендикулярно радиусу

(νPH, νSH) имеют различные значения:

А ? ?ￎﾽ?￴ﾀﾯﾁ

? ? ? ?ￎﾽ?￴ﾀﾯﾏ

? ? ? ?ￎﾽ?￴ﾀﾯﾁ

? ? ? ?ￎﾽ?￴ﾀﾯﾏ

?

Пятая константа F является функцией скоростей при распространении

волны в промежуточных направлениях. Волны PH и SH распространяются в

горизонтальном направлении, а волны PV и SV – вдоль радиуса.

PREM имеет три границы в верхней мантии (на глубинах 220, 400 и 670

км) и зону низких скоростей для S-волн на глубинах от 80 до 220 км.

Поверхность Мохо в данной модели находится на глубине 24 км.

В 1991 Б.Л.Кенет и Е.Р.Энгдал представили одномерную скоростную

модель (глобальную сферически симметричную сейсмическую модель)

IASP91 (рис. 5). Модель разрабатывалась в течение трех лет специальной

подкомиссией по землетрясениям Ассоциации по Сейсмологии и Физике

Земных Недр (IASPEI). Основная цель работ – создание новых глобальных

таблиц годографов сейсмических фаз, которые обновят стандартный

годограф Джеффриса – Буллена (1940) и модель PREM(1981). Модель

учитывала большой объем цифровых данных о временах пробега Р- и S-волн,

публикуемых в бюллетенях Международного сейсмологического центра.

Значения скоростей Р- и S-волн рассматривались как функции радиуса (и

глубины). В модели IASP91 скачки скоростей Р- и S-волн расположены на

глубинах 410 и 660 км (в модели PREM соответствующие границы находятся

8

на глубинах 400 и 670 км). В этой модели нет слоя низких скоростей с

трансверсальной изотропией и скачка скоростей на глубине 220 км, а граница

М расположена на глубине 35 км. При построении модели IASP91 не

требовалось вводить поправки за динамический модуль сдвига, так как

используемые данные имели периоды, равные примерно 1 с.

Модель IASP91 в верхней мантии заметно отличается от модели PREM.

Модели IASP91 и ак 135 используются как отсчетные модели нулевого

приближения в томографических моделях, при которых мантия разбивается

на достаточно мелкие блоки (~1°, размеры 100 км), в которых определяются

невязки скоростей распространения волн по отношению к их значениям в

отсчетной модели.

Результаты еще одной попытки обобщения данных с целью построения

референтной модели Земли были представлены в 1993 году [Morelli, A.,

Dziewonski A. M., 1993]. Модель получила индекс SP6. На базе данных по

примерно 16000 хорошо записанных мелкофокусных землетрясений за 24

года (1964 – 1987) была построена одномерная скоростная модель с учетом

поправок за горизонтальную скоростную неоднородность. Для верхней

мантии результаты модели SP6 отличаются от модели IASP91 лишь немного

Рис. 5

Модель IASP91.

9

более повышенным значением скоростей Р и S волн между 410 и 660

километрами. В нижней мантии было получено более низкое значение

градиента скорости. Что совпадает с моделью PREM. В верхах внешнего

ядра скорость Р-волн меньше, чем в PREM. Скачок скорости на границе

внутреннего ядра уменьшен до 0.62 км/с. Новый радиус внутреннего ядра –

1215.00 км.

С использованием еще большего объема данных в 1995 г. Б.Л.

Кеннетом, Е.Р.Энгдалом и Р.Буландом создана ещё более совершенная

модель АК 135 (рис. 6). Она обеспечила значительно лучшее приближение

для большого количества сейсмических фаз, чем это было для моделей SP6 и

IASP91. Различия между моделью AK135 и моделями SP6 и IASP91 в целом

незначительные, кроме границы внутреннего ядра Земли. Для этой границы

был уменьшен градиент скорости. Скоростная модель AK135, как и модель

IASP91 радиально стратифицированная.

Некоторые важные особенности сейсмического поля, выявленные в

результате обработки сейсмограмм землетрясений и больших взрывов, в

настоящее время находятся в стадии осмысления. Анализируется

достоверность таких особенностей, как граница 220, граница 410, граница

Рис. 6

Модель АК135.

10

520, граница 660. Где находятся границы 410 и 660, насколько они

изменчивы. Является граница 520 повсеместной, глобальной. Возможно ли,

чтобы природа границы 220 была обусловлена анизотропией сейсмических

скоростей, а не с изменением скорости с глубиной. Имеются ли глобальные

границы в нижней мантии. Еще предстоит решить нелегкие вопросы,

связанные с учетом сферичности Земли при выборе ее осредненной

структуры, степень детальности модели; как учесть анизотропию скорости;

совместное, согласованное использование данных по Р и S волнам, пересчет

данных структурной сейсмологии в плотностную модель Земли. Насколько

допустимо использовать единую одномерную референтную модель Земли

при реконструкции внутренней структуры Земли под континентами и под

океанами, платформами и складчатыми областями и другими крупнейшими

геотектоническими образованиями. Какую модель использовать при

реконструкции. Как согласовывать построения, выполненные на базе

региональных одномерных референтных моделей.

Дальнейшее изучение внутреннего строения Земли идёт по пути ещё

большей детализации. В основе современных моделей нового поколения

лежат данные сейсмотомографии, на основании которых построены

глобальные сейсмотомографические карты для различных уровней земного

шара, отражающие сейсмическую неоднородность недр. В частности,

японскими учёными составлены карты для 14 уровней, американскими - для

12 уровней. Анализ карт позволил установить многоуровненные

сейсмические неоднородности в мантии, и в то же время обнаружить

известное подобие аномальных ареалов между смежными картами.

На основании этих и других современных данных Ю.М.Пущаровским

предлагается новая модель строения мантии, в которой выделено шесть

геосфер:

1. верхняя часть верхней мантии - до глубины 410 км,

2. нижняя часть верхней мантии - до рубежа 670 км,

3. зона раздела I между верхней и средней мантией (670 ÷ 840 км),

4. средняя мантия (840 ÷ 1700 км),

5. зона раздела II, отделяющая среднюю мантию от нижней (1700 ÷

2200 км),

6. нижняя мантия (1700 ÷ 2900 км). В основании последней

выделяется слой D", в отличие от ранее принятых границ этого

слоя 2700 ÷ 2900 км; высказывается мысль о неопределённости

верхней границы и допускается в ряде случаев её существенное

повышение чуть ли не до кровли самой нижней мантии.