1. Введение

Состав и строение глубинных оболочек Земли в последние десятилетия продолжают оставаться одной из наиболее интригующих проблем современной геологии. Число прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограниченно. В этом плане особое место занимает минеральный агрегат из кимберлитовой трубки Лесото (Южная Африка), который рассматривается как представитель мантийных пород, залегающих на глубине ~250 км. Керн, поднятый из самой глубокой в мире скважины, пробуренной на Кольском полуострове и достигшей отметки 12262 м, существенно расширил научные представления о глубинных горизонтах земной коры - тонкой приповерхностной пленке  земного шара. Вместе с тем новейшие данные геофизики и экспериментов, связанных с исследованием структурных превращений минералов, уже сейчас позволяют смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли, знание которых способствует решению таких ключевых проблем современного естествознания, как формирование и эволюция планеты, динамика земной коры и мантии, источники минеральных ресурсов, оценка риска захоронения опасных отходов на больших глубинах, энергетические ресурсы Земли и др.

Планета Земля как одна из планет Солнечной системы на первый взгляд ничем не примечательна. Это не самая большая, но и не самая малая из планет. Она не ближе других к солнцу, но и не обитает на периферии планетной системы. И всё же Земля обладает одной уникальной особенностью – на ней есть жизнь. Однако при взгляде на Землю из космоса это не заметно. Хорошо видны облака, плавающие в атмосфере. Сквозь просветы в них различимы материки. Большая же часть Земли покрыта океанами.
Появление жизни, живого вещества – биосферы – на нашей планете явилось следствием её эволюции. В свою очередь биосфера оказала значительное влияние на весь дальнейший ход природных процессов. Так, не будь жизни на Земле, химический состав её атмосферы был бы совершенно иным.
Несомненно, всестороннее изучение Земли имеет громадное значение для человечества, но знания о ней служат также своеобразной отправной точкой при изучении остальных планет земной группы.



                       
                             2. Как устроена Земля

Как известно, наши предки обожествляли Землю, называли ее матерью («Мать Сыра Земля»), кормилицей. Но чтобы кормиться от плодов земных, необходимо возделывать почву – пахать, вскапывать, бороновать… И люди, начиная полевые работы, просили прощения у Земли-матушки – за то, что приходится наносить ей раны плугом или лопатой. Со временем человек стал все глубже проникать в земные недра – в поисках воды, руды, угля, нефти. Потом ученые заинтересовались – а что там, в земной глубине, ниже пластов угля и нефтяных бассейнов? И оказалось, что Земля-кормилица не просто огромный шар из камня, песка и глины. Планета Земля имеет очень сложное внутреннее строение. Настолько сложное, что и сейчас, в XXI веке, открыты далеко не все тайны земных глубин.

Представим себе земной шар… ну, не совсем шар. Точнее совсем не шар. Если подходить строго научно, то придется признать, что Земля имеет довольно сложную форму.



За два с лишним столетия фигуре Земли присваивалось несколько наименований – сфероид, трехосный эллипсоид… И только во второй половине XX века, после проведения измерений с помощью искусственных спутников, была установлена истинная форма Земли – геоид[1]. Если подбирать сравнения, то ближе всего окажется форма груши. Буквально же слово «геоид» означает «землеподобный».

Но отклонения Земли настолько незначительны, что для географии, геологии и ряда других наук удобнее считать нашу планету шарообразной. А поэтому представим себе все-таки Земной шар, но с большим надрезом. И тогда станет видно, что наша планета состоит из целого ряда слоев разной толщины. Внешний слой, или оболочка – это земная кора. Этот слой самый тонкий: на материках не более 70 км, а под океанами и того тоньше – до10 км. Земная кора сверху покрыта плодородным слоем, то есть почвой. 

Средний слой коры значительней, толще – до 40 км. Он состоит из гранита – красивого зернистого камня, из которого делают гладкие полы в общественных местах, массивные стены, большие скульптурные памятники. Нижний слой, толщиной до 30 км, сложен из другой каменной породы – базальта.

                                   

Все эти сведения не означают, что люди смогли спуститься до таких глубин и взять пробы. Даже самые глубокие шахты сегодня не проникают глубже 15 км. Изучение земных недр стало возможно благодаря науке сейсмологии, которая исследует природу землетрясений и пытается их предсказывать. Но ученые-сейсмологи с помощью своих приборов не только регистрируют волны от землетрясений, но заодно определяют глубину и состав слоев земной коры.
                            

                                 3. Сейсмическая модель строения Земли

Широко известная модель внутреннего строения Земли (деление ее на ядро, мантию и земную кору) разработана сейсмологами Г.Джеффрисом и Б.Гутенбергом еще в первой половине XX века. Решающим фактором при этом оказалось обнаружение резкого снижения скорости прохождения сейсмических волн внутри земного шара на глубине 2900 км при радиусе планеты 6371км. Скорость прохождения продольных сейсмических волн непосредственно над указанным рубежом равна 13,6 км/с, а под ним - 8,1 км/с. Это и есть граница мантии и ядра.

Соответственно радиус ядра составляет 3471 км. Верхней границей мантии служит сейсмический раздел Мохоровичича, выделенный югославским сейсмологом А. Мохоровичичем (1857-1936) еще в 1909 году[2]. Он отделяет земную кору от мантии. На этом рубеже скорости продольных волн, прошедших через земную кору, скачкообразно увеличиваются с 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, однако происходит это на разных глубинных уровнях. Под континентами глубина раздела М (то есть подошвы земной коры) составляет первые десятки километров, причем под некоторыми горными сооружениями (Памир, Анды) может достигать 60 км, тогда как под океанскими впадинами, включая и толщу  воды, глубина равна лишь 10-12 км. Вообще же земная кора в этой схеме вырисовывается как тонкая скорлупа, в то время как мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса.

Но в середине XX века в науку вошли представления о более дробном глубинном строении Земли. На основании новых сейсмологических данных оказалось возможным разделить ядро на внутреннее и внешнее, а мантию - на нижнюю и верхнюю (рис. 1). Эта модель, получившая широкое распространение, используется и в настоящее время. Начало ей положил австралийский сейсмолог К.Е. Буллен, предложивший в начале 40-х годов схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами: А - земная кора, В - зона в интервале глубин 33-413 км, С - зона 413-984 км, D - зона 984-2898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121 км, G - 5121-6371 км (центр Земли). Эти зоны отличаются сейсмическими характеристиками. Позднее зону D он разделил на зоны D' (984-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время эта схема значительно видоизменена и лишь слой D" широко используется в литературе. Его главная характеристика - уменьшение градиентов сейсмических скоростей по сравнению с вышележащей областью мантии.


                             Рис 1. Схема глубинного строения Земли

                    

    Внутреннее ядро, имеющее радиус 1225 км, твердое и обладает большой плотностью - 12,5 г/см3. Внешнее ядро жидкое, его плотность 10 г/см3. На границе ядра и мантии отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности. В мантии она снижается до 5,5 г/см3. Слой D", находящийся в непосредственном соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре значительно превышают температуры мантии. Местами данный слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли сквозь мантийные тепломассопотоки, называемые плюмами. Они могут проявляться на планете в виде крупных вулканических областей, как,  например, на Гавайских островах, в Исландии и других регионах.

Верхняя граница слоя D" неопределенна; ее уровень от поверхности ядра может варьировать от 200 до 500 км и более. Таким образом, можно заключить, что данный слой отражает неравномерное и разноинтенсивное поступление энергии ядра в область мантии.

Границей нижней и верхней мантии в рассматриваемой схеме служит сейсмический раздел, лежащий на глубине 670 км. Он имеет глобальное распространение и обосновывается скачком сейсмических скоростей в сторону их увеличения, а также возрастанием плотности вещества нижней мантии. Этот раздел является также и границей изменений минерального состава пород в мантии.

Таким образом, нижняя мантия, заключенная между глубинами 670 и 2900 км, простирается по радиусу Земли на 2230 км. Верхняя мантия имеет хорошо фиксирующийся внутренний сейсмический раздел, проходящий на глубине 410 км. При переходе этой границы сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают. Здесь, как и на нижней границе верхней мантии, происходят существенные минеральные преобразования.

Верхнюю часть верхней мантии и земную кору слитно выделяют как литосферу, являющуюся верхней твердой оболочкой Земли. Благодаря теории тектоники литосферных плит термин "литосфера" получил широчайшее распространение. Теория предполагает движение плит по астеносфере - размягченном, частично, возможно, жидком глубинном слое пониженной вязкости. Однако сейсмология не показывает выдержанной в пространстве астеносферы. Для многих областей выявлены несколько астеносферных слоев, расположенных по вертикали, а также прерывистость их по горизонтали. Особенно определенно их чередование фиксируется в пределах континентов, где глубина залегания астеносферных слоев (линз) варьирует от 100 км до многих сотен.

Под океанскими абиссальными впадинами астеносферный слой лежит на глубинах 70-80 км и менее. Соответственно нижняя граница литосферы фактически является неопределенной, а это создает большие трудности для теории кинематики литосферных плит, что и отмечается многими исследователями.

Таковы основы представлений о строении Земли, сложившиеся к настоящему времени. Далее обратимся к новейшим данным в отношении глубинных сейсмических рубежей, представляющих важнейшую информацию о внутреннем строении планеты.

          

                  Схематическое строение Земли

                         4.  Прозрачная одежда Земли

Так можно назвать газовую оболочку нашей родной планеты – атмосферу. Но при всей своей прозрачности земная атмосфера «работает» не как легкий газовый шарф, а как полноценная сибирская шуба. Без этой шубы на поверхности Земли сменяли бы друг друга космический холод и адская жара, измеряемые сотнями градусов Цельсия с плюсом и минусом. Атмосфера служит и надежным скафандром, защищая Землю от града метеоритов и космического мусора. Кислород воздуха необходим для дыхания людей и животных, а углекислый газ поглощается растениями. Плавающие в атмосфере облака поливают земную поверхность водой.

Толщина всей атмосферы Земли – около 100 км. Ее масса составляет 5 миллионов миллиардов тонн. Атмосферное давление у поверхности Земли равно 1 кг/см², а на высоте 100 км – в миллион раз ниже. В нижнем слое, тропосфере, содержатся также водяные пары[3].

Земная атмосфера имеет слоистое строение. Мы живем на самом дне воздушного океана, в слое, называемом тропосферой, который простирается до высоты в 15 км. В тропосфере постоянно происходит перемешивание теплых и холодных воздушных масс. Их движение воспринимается как ветер. Грозовые тучи, белые кучевые облака, легкие туманы над лугами и лесными полянами, дожди, бураны, град, снегопады – все это происходит в тропосфере.

Выше, на уровне 15 – 45 км, находится стратосфера. От следующего этажа – мезосферы – ее отделяет тонкий озоновый слой, который служит препятствием для жестких космических лучей. Озон – это так называемый «трехатомный кислород», газ с очень приятным запахом. Этот запах, мы ощущаем в воздухе после грозы или в помещении, где работает высокочастотная электрическая аппаратура. В последние десятилетия ученые стали обращать внимание на то, что в некоторых местах озоновый слой становится очень тонким. Такие места называют «озоновыми дырами». Они появляются и исчезают. Их происхождение до сих пор не выяснено.

Мезосфера занимает свой уровень – от 50 до 80 км. Если в стратосфере царит арктическая стужа, то здесь по мере увеличения высоты  температура повышается. На высоте более 80 км. начинается ионосфера – обширная область плазмы, то есть ионизованного газа. Плазма, пронизанная космическими излучениями, обладает высокой электропроводностью и напоминает свойствами газ, которым заполняются трубки ламп дневного света. Именно в ионосфере происходят явления поистине космической красоты и величия – полярные сияния. Ионосферу называют также термосферой.

                           5. Тепловая энергия планеты.

О высокой температуре земных недр учёные догадывались давно. Об этом свидетельствовали и вулканические извержения, и рост температуры при погружении в глубокие шахты. В среднем у поверхности Земли её увеличение составляет 20 градусов на километр.
Тепловая энергия земных недр выделяется с поверхности планеты в виде теплового потока, который измеряется количеством тепла, выделяемого с единицы площади за единицу времени. Измерить тепловой поток Земли с достаточной точностью удалось только во второй половине XX века.
Континентальную земную кору можно представить в виде 15 – километрового слоя гранита, лежащего на слое базальта такой же толщины. Концентрация радиоактивных изотопов, служащих источниками тепла, в гранитах и базальтах хорошо изучена. Это, прежде всего радиоактивный калий, уран и торий. Подсчитано, что при их распаде выделяется примерно 130 Дж/(см год). В тоже время средний тепловой поток, который равен 130 – 170 Дж/(см год). Следовательно, он почти полностью определяется тепловыделением в гранитном и базальтовом слоях.
С океанической корой всё обстоит иначе. Она значительно тоньше континентальной, и основу её составляет 5 – 6 –километровый базальтовый слой. Распад содержащихся в нём радиоактивных элементов даёт всего около 10 Дж/(см год). Однако когда специалисты измерили тепловой поток на океанах, он оказался примерно таким же, как и на материках.
Сегодня установлено, что основная часть тепла поступает в океаническую кору через литосферную плиту из мантии. Вещество мантии постоянно находится в движении. Неравенство температур различных слоёв в ней приводит к активному перемешиванию вещества: более холодное и, соответственно, более плотное тонет, более горячее всплывает. Это так называемая тепловая конвекция.
Большинство современных исследователей указывают на три возможных источника энергии для поддержания тепловой конвекции в мантии. Во – первых, мантия всё ещё сохраняет большое количество тепла, накопленного в период формирования планеты. Его достаточно, чтобы поверхностный тепловой поток сохранялся на его теперешнем уровне в течение срока, в несколько раз превышающего нынешний возраст Земли. При этом планета должна остывать, но её остывание происходит очень медленно. Во – вторых, определённое количество тепла, по-видимому, поставляется в мантию из ядра. И, наконец, третий источник – это распад радиоактивных элементов (их содержание в мантии в настоящее время трудно оценить).


                           6. Тектоника плит

Ещё в 1912 г. немецкий исследователь Альфред Вегенер выдвинул гипотезу дрейфа континентов. На эту идею его натолкнули поразительное соответствие очертаний береговых линий материков Африки и Южной Америки, а также явные следы глобального изменения климата в прошлом во многих регионах мира. Но гипотеза поначалу была отвергнута научным сообществом, так как не указывала причин дрейфа. В 30 – е гг. английский геолог Артур Холмс предложил объяснить движение континентов тепловой конвекцией. В 50 – гг., когда широко проводились исследования дна океана, гипотеза о крупны горизонтальных перемещениях в литосфере получила новые подтверждение. Значительную роль в этом сыграло изучение магнитных свойств пород, слагающих океаническое дно.
Ещё в начале XX в. было установлено, что намагниченность современных лав соответствует нынешнему магнитному полю Земли, а у древних лав она часто ориентирована под большими углами или вообще противоположна направлению современного поля. По сути дела эта картина отражает состояние магнитного поля в предшествующие геологические эпохи. В базальтовых лавах много железа, и они, затвердевая по мере охлаждения, намагничивались в соответствии с существовавшим в тот период геомагнитным полем.

Имелись также данные о перемене полярности: северный магнитный полюс Земли становился южным, и наоборот. Зарегистрировано 16 инверсий магнитных полюсов за последние несколько миллионов лет. (Причины такой переполюсировки до сих пор окончательно не выяснены, предположительно её вызвали процессы, происходившие в жидком ядре.). И, как оказалось, график этих инверсий свидетельствовал в пользу крупномасштабных перемещений материков.

Магнитная съёмка тихоокеанского дна в 1955 и 1957 гг. обнаружила простирающиеся почти параллельно с севера на юг «полосы» с магнитными полями аномальной напряжённости. А в 1963 г. были открыты полосовые магнитные аномалии, вытянутые параллельно хребту Карлсберг в Индийском океане. К этому времени уже стала довольно известной гипотеза, выдвинутая в 1960г. профессором Принстонского университета (США) Гарри Хессом и названная позже гипотезой спрединга, или «расширения морского дна». По ней, горячая полурасплавленная мантийная масса поднимается под срединно-океаническими хребтами, распространяется в стороны от них в виде мощных потоков, которые разрывают и расталкивают плиты литосферы в разные стороны. Мантийное вещество заполняет образовавшиеся с обеих сторон от хребтов трещины – рифты.
На площадь поверхности Земли (как и ее, объём) практически не изменилась за время её существования. Поэтому если новые участки поверхности наращиваются вдоль хребтов, то где – нибудь они должны и уничтожаться. Вероятнее всего, это происходит в глубоководных океанских желобах. Эти так называемые зоны субдукции (поглощения) расположены вдоль вулканических дуг, протянувшихся в Тихом океане от Аляски вдоль Алеутских островов к Японии, Марианским островам и Филиппинам вплоть до Новой Зеландии и вдоль берегов Америки. Когда в этих зонах земная кора опускается до глубины 100 – 150 км, часть вещества плавится, образуя магму, которая затем в виде лавы прорывается наверх и извергается в вулканах.
Таким образом, земная кора создаётся в рифовых зонах океанов, как ленточный конвейер, движется со средней скоростью 5 см в год, постепенно остывая.
Гипотеза спрединга может хорошо объяснить магнитные аномалии морского дна. Если расплавленная порода, изливающаяся в срединно-океанических хребтах, затвердевает с обеих сторон от них, а затем расползается в противоположных направлениях, то она будет создавать полосы, намагниченные согласно с ориентацией магнитного поля в период их застывания. Когда поверхность меняется, вновь образовавшееся морское дно намагничивается в противоположном направлении. Чередование полос даёт подробную картину формирования морского дна по обеим сторонам от активного хребта, причём одна сторона является зеркальным отражением другой.
Первые же магнитные карты тихоокеанского дна у берегов Северной Америки, в районе хребта Хуан-де-Фука, показали наличие зеркальной симметрии. Ещё более симметричная картина обнаружена с обеих сторон центрального хребта в Атлантическом океане.
Используя концепцию дрейфа материков, известную сегодня как «новая глобальная тектоника», можно восстановить взаимное расположение континентов в далёком прошлом. Оказывается, 200 млн. лет назад она составляли единый материк.


                            

                            7.Эволюция Земли


Вопрос ранней эволюции Земли тесно связан с теорией её происхождения. Сегодня известно, что наша планета образовалась около 4.6 млрд лет назад. В процессе формирования Земли из частиц протопланетного облака постепенно увеличивалась её масса. Росли силы тяготения, а, следовательно, и скорости частиц, падавших на планету. Кинетическая энергия частиц превращалась в тепло, и Земля всё сильнее разогревалась. При ударах на ней возникали кратеры, причём выбрасываемое из них вещество уже не могло преодолеть земного тяготения и падало обратно.

Чем крупнее были падавшие тела, тем сильнее они нагревали Землю. Энергия удара освобождалась не на поверхности, а на глубине, равной примерно двум поперечникам внедрившегося тела. А так как основная масса на этом этапе поставлялась планете телами размером в несколько сот километров, то энергия выделялась в слое толщиной порядка 1000 км. Она не успевала излучиться в пространство, оставаясь в недрах Земли. В результате температура на глубинах 100 – 1000 км могла приблизиться к точке плавления. Дополнительное повышение температуры, вероятно, вызывал распад короткоживущих радиоактивных изотопов.

По-видимому, первые возникшие расплавы представляли собой смесь жидких железа, никеля и серы. Расплав накапливался, а затем вследствие более высокой плотности просачивался вниз, постепенно формируя земное ядро. Таким образом, дифференциация (расслоение) вещества Земли могла начаться ещё на стадии её формирования. Ударная переработка поверхности и начавшаяся конвекция, несомненно, препятствовали этому процессу. Но определённая часть более тяжёлого вещества всё же успевала опуститься под перемешиваемый слой. В свою очередь дифференциация по плотности приостанавливала конвекцию и сопровождалась дополнительным

выделением тепла, ускоряя процесс формирования различных зон в Земле.
Предположительно ядро сформировалось за несколько миллионов лет. При постепенном остывании планеты богатый никелем железоникелевый сплав, имеющий высокую температуру плавления, начал кристаллизоваться – так зародилось твёрдое внутреннее ядро. К настоящему времени оно составляет 1.7% массы Земли. В расплавленном внешнем ядре сосредоточено около 30% земной массы. Развитие других оболочек продолжалось гораздо дольше и в некотором отношении не закончилось до сих пор.

Литосфера сразу после своего образования имела небольшую толщину и была очень не устойчивой. Она снова поглощалась мантией, разрушалась в эпоху великой бомбардировки (от 4.2 до 3.9 млрд лет назад), когда Земля, как и Луна, подвергалась ударам очень крупных и довольно многочисленных метеоритов. На Луне и сегодня можно увидеть свидетельства метеоритной бомбардировки – многочисленные кратеры и моря (области, заполненные излившейся магмой). На нашей планете активные тектонические процессы и воздействие атмосферы и гидросферы практически стёрли следы этого периода.
Около 3.8 млрд лет назад сложилась первая лёгкая и, следовательно, «непотопляемая» гранитная кора. В то время планета уже имела воздушную оболочку и океаны; необходимые для их образования газы усиленно поставлялись из недр Земли в предшествующий период. Атмосфера тогда состояла в основном из углекислого газа, азота и водяных паров, кислорода в ней было мало, но он вырабатывался в результате, во – первых, фотохимической диссоциации воды и, во – вторых фотосинтезирующей деятельности простых организмов, таких, как сине – зелёные водоросли.
600 млн лет назад на Земле было несколько подвижных континентальных плит, весьма похожих на современные. Новый сверхматерик Пангея появился значительно позже. Он существовал 300 – 200 млн лет назад, а затем распался на части, которые и сформировали нынешние материки.
Что ждёт Землю в будущем? На этот вопрос можно ответить лишь с большой степенью неопределённости, абстрагируя как от возможного внешнего, космического влияния, так и от деятельности человечества, преобразующего окружающую среду, причём не всегда в лучшую сторону.
В конце концов, недра Земли остынут до такой степени, что конвекция в мантии и, следовательно, движение материков (а значит, и горообразование, извержение вулканов, землетрясения) постепенно ослабнут и прекратятся. Выветривание со временем сотрёт неровности земной коры, и поверхность планеты скроется под водой. Дальнейшая её судьба будет определяться среднегодовой температурой. Если она значительно понизится, то океан замёрзнет и Земля покроется ледяной коркой. Если же температура повысится (а скорее к этому и приведёт возрастающая светимость Солнца), то вода испарится, обнажив равную поверхность планеты. Очевидно, ни в том, ни в другом случае жизнь человечества на Земле будет уже не возможна, по крайней мере, в нашем современном представлении о ней.



                        8. Современные данные о сейсмических границах

Тем больше проводится сейсмологических исследований, тем больше появляется сейсмических границ. Глобальными принято считать границы 410, 520, 670, 2900 км, где увеличение скоростей сейсмических волн особенно заметно. Наряду с ними выделяются промежуточные границы: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 км. Дополнительно имеются указания геофизиков на существование границ 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 км. Н.И. Павленковой недавно в качестве глобальной выделена граница 100, отвечающая нижнему уровню разделения верхней мантии на блоки[4]. Промежуточные границы имеют разное пространственное распространение, что свидетельствует о латеральной изменчивости физических свойств мантии, от которых они и зависят. Глобальные границы представляют иную категорию явлений. Они отвечают глобальным изменениям мантийной среды по радиусу Земли.

Отмеченные глобальные сейсмические границы используются при построении геологических и геодинамических моделей, в то время как промежуточные в этом смысле пока внимания почти не привлекали. Между тем различия в масштабах и интенсивности их проявления создают эмпирическую основу для гипотез, касающихся явлений и процессов в глубинах планеты.

                            9. Состав верхней мантии

Проблема состава, структуры и минеральных ассоциаций глубинных земных оболочек или геосфер, конечно, еще далека от окончательного решения, однако новые экспериментальные результаты и идеи существенно расширяют и детализируют соответствующие представления.

Согласно современным взглядам, в составе мантии преобладает сравнительно небольшая группа химических элементов: Si, Mg, Fe, Al, Ca и О. Предлагаемые модели состава геосфер в первую очередь основываются на различии соотношений указанных элементов (вариации Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), а также на различиях в содержании Al и некоторых других более редких для глубинных пород элементов. В соответствии с химическим и минералогическим составом эти модели получили свои названия: пиролитовая (главные минералы - оливин, пироксены и гранат в отношении 4: 2: 1), пиклогитовая (главные минералы - пироксен и гранат, а доля оливина снижается до 40%) и эклогитовая, в которой наряду с характерной для эклогитов пироксен-гранатовой ассоциацией присутствуют и некоторые более редкие минералы, в частности Al-содержащий кианит Al2SiO5 (до 10 вес. %). Однако все эти петрологические модели относятся прежде всего к породам верхней мантии , простирающейся до глубин ~670 км. В отношении валового состава более глубоких геосфер лишь допускается, что отношение оксидов двухвалентных элементов (МО) к кремнезему (МО/SiO2) ~ 2, оказываясь ближе к оливину (Mg, Fe)2SiO4, чем к пироксену (Mg, Fe)SiO3, а среди минералов преобладают перовскитовые фазы (Mg, Fe)SiO3 с различными структурными искажениями, магнезиовюстит  (Mg, Fe)O со структурой типа NaCl и некоторые другие фазы в значительно меньших количествах.

Все предложенные модели весьма обобщенные и гипотетичные. Пиролитовая модель верхней мантии с преобладанием оливина предполагает ее значительно большую близость по химическому составу со всей более глубокой мантией. Наоборот, пиклогитовая модель предполагает существование определенного химического контраста между верхней и остальной мантиями. Более частная эклогитовая модель  допускает присутствие в верхней мантии отдельных эклогитовых линз и блоков.

Большой интерес представляет попытка согласовать структурно-минералогические и геофизические данные, относящиеся к верхней мантии. Уже около 20 лет допускается, что увеличение скоростей сейсмических волн на глубине ~410 км преимущественно связано со структурной перестройкой оливина a-(Mg, Fe)2SiO4 в вадслеит b-(Mg, Fe)2SiO4, сопровождающейся образованием более плотной фазы с большими значениями коэффициентов упругости. Согласно геофизическим данным, на таких глубинах в недрах Земли скорости сейсмических волн возрастают на 3-5%, тогда как структурная перестройка оливина в вадслеит (в соответствии со значениями их модулей упругости) должна сопровождаться увеличением скоростей сейсмических волн примерно на 13%. Вместе с тем результаты экспериментальных исследований оливина и смеси оливин-пироксен при высоких температурах и давлениях выявили полное совпадение рассчитанного и экспериментального увеличения скоростей сейсмических волн в интервале глубин 200-400 км[5]. Поскольку оливин обладает примерно такой же упругостью,  как и высокоплотные моноклинные пироксены, эти данные должны были бы указывать на отсутствие в составе нижележащей зоны граната, обладающего высокой упругостью, присутствие которого в мантии неизбежно вызвало бы более значительное увеличение скоростей сейсмических волн. Однако эти представления о безгранатовой мантии вступали в противоречие с петрологическими моделями ее состава.

            

                Таблица 1. Минеральный состав пиролита (по Л. Лиу, 1979)

Минерал	Химическая формула	Объемное содержание %
Оливин (Fo89)	(Mg, Fe)2 Si O4	57
Ромбический пироксен	(Mg, Fe) Si O3	17
Моноклинный пироксен (омфацит)	(Ca, Mg, Fe)2 Si2 O6 – Na Al Si2 O6	12
Гранат (пирон)	(Mg, Fe, Ca)3 (Al, Cr)2 Si3 O12	14

    Так появилась идея о том, что скачок в скоростях сейсмических волн на глубине 410 км связан в основном со структурной перестройкой пироксен-гранат внутри обогащенных Na частей верхней мантии. Такая модель предполагает почти полное отсутствие конвекции в верхней мантии, что противоречит современным геодинамическим представлениям. Преодоление этих противоречий можно связать с недавно предложенной более полной моделью верхней мантии, допускающей вхождение атомов железа и водорода в структуру вадслеита.

Изменение объемных пропорций минералов пиролита при возрастании давлений (глубины), по М. Акаоги (1997). Условные обозначения минералов: Ol - оливин, Gar - гранат, Cpx - моноклинные пироксены, Opx - ромбические пироксены, MS - "модифицированная шпинель", или вадслеит (b-(Mg, Fe)2SiO4), Sp - шпинель, Mj - меджорит Mg3(Fe, Al, Si)2(SiO4)3, Mw - магнезиовюстит (Mg, Fe)O, Mg-Pv -Mg-перовскит, Cа-Pv-Cа- перовс- кит, X - предпо- лагаемые Al-содер- жащие фазы со структурами типа ильменита, Cа-феррита и/или голландита.

В то время как полиморфный переход оливина в вадслеит не сопровождается изменением химического состава, в присутствии граната возникает реакция, приводящая к образованию вадслеита, обогащенного Fe по сравнению с исходным оливином. Более того, вадслеит может содержать значительно больше по сравнению с оливином атомов водорода. Участие атомов Fe и Н в структуре вадслеита приводит к уменьшению ее жесткости и соответственно уменьшению скоростей распространения сейсмических волн, проходящих сквозь этот минерал.

Кроме того, образование обогащенного Fe вадслеита предполагает вовлечение в соответствующую реакцию большего количества оливина, что должно сопровождаться изменением химического состава пород вблизи раздела 410. Идеи об этих трансформациях подтверждаются современными глобальносейсмическими данными. В целом минералогический состав этой части верхней мантии представляется более или менее ясным. Если говорить о пиролитовой минеральной ассоциации (табл. 1), то ее преобразование вплоть до глубин ~800 км исследовано достаточно детально и в обобщенном виде представлено на рис. 2. При этом глобальной сейсмической границе на глубине 520 км соответствует перестройка вадслеита b-(Mg, Fe)2SiO4 в рингвудит - g-модификацию (Mg, Fe)2SiO4 со структурой шпинели. Трансформация пироксен (Mg, Fe)SiO3 гранат Mg3(Fe, Al, Si)2Si3O12 осуществляется в верхней мантии в более широком интервале глубин. Таким образом, вся относительно гомогенная оболочка в интервале 400-600 км верхней мантии в основном содержит фазы со структурными типами граната и шпинели.

Все предложенные в настоящее время модели состава мантийных пород допускают содержание в них Al2O3 в количестве ~4 вес. %, которое также влияет на специфику структурных превращений. При этом отмечается, что в отдельных областях неоднородной по составу верхней мантии Al может быть сосредоточен в таких минералах, как корунд Al2O3 или кианит Al2SiO5 , который при давлениях и температурах, cответствующих глубинам ~450 км, трансформируется в корунд и стишовит - модификацию SiO2, структура которой содержит каркас из SiO6 октаэдров. Оба этих минерала сохраняются не только в низах верхней мантии, но и глубже.

Важнейший компонент химического состава зоны 400-670 км - вода, содержание которой, по некоторым оценкам, составляет ~0,1 вес. % и присутствие которой в первую очередь связывают с Mg-силикатами [3]. Количество запасенной в этой оболочке воды столь значительно, что на поверхности Земли оно составило бы слой мощностью 800 м.

                         10.   Состав мантии ниже границы 670 км

Проведенные в последние два-три десятилетия исследования структурных переходов минералов с использованием рентгеновских камер высокого давления позволили смоделировать некоторые особенности состава и структуры геосфер глубже границы 670 км. В этих экспериментах исследуемый кристалл помещается между двумя алмазными пирамидами (наковальнями), при сжатии которых создаются давления, соизмеримые с давлениями внутри мантии и земного ядра. Тем не менее, в отношении этой части мантии, на долю которой приходится более половины всех недр Земли, по-прежнему остается много вопросов. В настоящее время большинство исследователей согласны с идеей о том, что вся эта глубинная (нижняя в традиционном понимании) мантия в основном состоит из перовскитоподобной фазы (Mg,Fe)SiO3, на долю которой приходится около 70% ее объема (40% объема всей Земли), и магнезиовюстита (Mg, Fe)O (~20 %). Оставшиеся 10% составляют стишовит и оксидные фазы, содержащие Ca, Na, K, Al и Fe, кристаллизация которых допускается в структурных типах ильменита-корунда (твердый раствор (Mg, Fe)SiO3-Al2O3), кубического перовскита (CaSiO3) и Са-феррита (NaAlSiO4). Образование этих соединений связано с различными структурными трансформациями минералов верхней мантии. При этом одна из основных минеральных фаз относительно гомогенной оболочки, лежащей в интервале глубин 410-670 км, - шпинелеподобный рингвудит трансформируется в ассоциацию (Mg, Fe)-перовскита и Mg-вюстита на рубеже 670 км, где давление составляет ~24 ГПа. Другой важнейший компонент переходной зоны - представитель семейства граната пироп Mg3Al2Si3O12 испытывает превращение с образованием ромбического перовскита (Mg, Fe)SiO3 и твердого раствора корунда-ильменита (Mg, Fe)SiO3 - Al2O3 при несколько больших давлениях. С этим переходом связывают изменение скоростей сейсмических волн на рубеже 850-900 км, соответствующем одной из промежуточных сейсмических границ. Трансформация Са-граната андрадита при меньших давлениях ~21 ГПа приводит к образованию еще одного упомянутого выше важного компонента нижней мантии - кубического Са-перовскита CaSiO3 . Полярное отношение между основными минералами этой зоны (Mg,Fe)- перовскитом (Mg,Fe)SiO3 и Mg-вюститом (Mg, Fe)O варьирует в достаточно широких пределах и на глубине ~1170 км при давлении ~29 ГПа и температурах 2000-2800 0С меняется от 2 : 1 до 3 : 1.

Исключительная стабильность MgSiO3 со структурой типа ромбического перовскита в широком диапазоне давлений, соответствующих глубинам низов мантии, позволяет считать его одним из главных компонентов этой геосферы. Основанием для этого заключения послужили эксперименты, в ходе которых образцы Mg-перовскита MgSiO3 были подвергнуты давлению, в 1,3 млн раз превышающему атмосферное, и одновременно на образец, помещенный между алмазными наковальнями, воздействовали лазерным лучом с температурой около 2000 0С.

Таким образом, смоделировали условия, существующие на глубинах ~2800 км, то есть вблизи нижней границы нижней мантии. Оказалось, что ни во время, ни после эксперимента минерал не изменил свои структуру и состав. Таким образом, Л. Лиу, а также Е. Ниттл и Е. Жанлоз пришли к выводу, согласно которому стабильность Mg-перовскита позволяет рассматривать его как наиболее распространенный минерал на Земле, составляющий, по-видимому, почти половину ее массы.

Не меньшей устойчивостью отличается и вюстит FexO, состав которого в условиях нижней мантии характеризуется значением стехиометри- ческого коэффициента х < 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe2+ и Fe3+. При этом, согласно экспериментальным данным, температура плавления вюстита на границе нижней мантии и слоя D", по данным Р. Болера (1996), оценивается в ~5000 K, что намного выше 3800 0С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0С). Таким образом, вюстит должен сохраниться на этом рубеже в твердом состоянии, а признание фазового контраста между твердой нижней мантией и жидким внешним ядром требует более гибкого подхода  и уж во всяком случае, не означает четко очерченной границы между ними.

Следует отметить, что в преобладающих на больших глубинах перовскитоподобных фазах может содержаться весьма ограниченное количество  Fe, а повышенные концентрации Fe среди минералов глубинной ассоциации характерны лишь для магнезиовюстита. При этом для магнезиовюстита доказана возможность перехода под воздействием высоких давлений части содержащегося в нем двухвалентного железа в трехвалентное, остающееся в структуре минерала, с одновременным выделением соответствующего количества нейтрального железа. На основе этих данных сотрудники геофизической лаборатории Иститута Карнеги Х. Мао, П. Белл и Т. Яги выдвинули новые идеи о дифференциации вещества в глубинах Земли. На первом этапе благодаря гравитационной неустойчивости магнезиовюстит погружается на глубину, где под воздействием давления из него выделяется некоторая часть железа в нейтральной форме. Остаточный магнезиовюстит, характеризующийся более низкой плотностью, поднимается в верхние слои, где вновь смешивается с перовскитоподобными фазами. Контакт с ними сопровождается восстановлением стехиометрии (то есть целочисленного отношения элементов в химической формуле) магнезиовюстита и приводит к возможности повторения описанного процесса. Новые данные позволяют несколько расширить набор вероятных для глубокой мантии химических элементов. Например, обоснованная Н. Росс (1997) устойчивость магнезита при давлениях, соответствующих глубинам ~900 км, указывает на возможное присутствие углерода в ее составе.

Выделение отдельных промежуточных сейсмических границ, расположенных ниже рубежа 670, коррелирует с данными о структурных трансформациях мантийных минералов, формы которых могут быть весьма разнообразными[6]. Иллюстрацией изменения многих свойств различных кристаллов при высоких значениях физико-химических параметров, соответствующих глубинной мантии, может служить, согласно Р. Жанлозу и Р. Хейзену, зафиксированная в ходе экспериментов при давлениях 70 гигапаскалей (ГПа) (~1700 км) перестройка ионноковалентных связей вюстита в связи с металлическим типом межатомных взаимодействий. Рубеж 1200 может соответствовать предсказанной на основе теоретических квантово-механических расчетов и впоследствии смоделированной при давлении ~45 ГПа и температуре ~2000 0С перестройке SiO2 со структурой стишовита в структурный тип CaCl2 (ромбический аналог рутила TiO2), а 2000 км - его  последующему преобразованию в фазу со структурой, промежуточной между a-PbO2 и ZrO2 , характеризующуюся более плотной упаковкой кремнийкислородных октаэдров (данные Л.С. Дубровинского с соавторами). Также начиная с этих глубин (~2000 км) при давлениях 80-90 ГПа допускается распад перовскитоподобного MgSiO3, сопровождающийся возрастанием содержания периклаза MgO и свободного кремнезема. При несколько большем давлении (~96 ГПа) и температуре 800 0С установлено проявление политипии у FeO, связанное с образованием структурных фрагментов типа никелина NiAs, чередующихся с антиникелиновыми доменами, в которых атомы Fe расположены в позициях  атомов As, а атомы О - в позициях атомов Ni. Вблизи границы D" происходит трансформация Al2O3 со структурой корунда в фазу со структурой Rh2O3, экспериментально смоделированная при давлениях ~100 ГПа, то есть на глубине ~2200-2300 км. использованием метода мессбауэровской спектроскопии при таком же давлении обоснован переход из высокоспинового (HS) в низкоспиновое состояние (LS) атомов Fe в структуре магнезиовюстита, то есть изменение их электронной структуры. В связи с этим следует подчеркнуть, что структура вюстита  FeО при высоком давлении характеризуется нестехиометрией состава, дефектами атомной упаковки, политипией, а также изменением магнитного упорядочения, связанного с изменением электронной структуры (HS => LS - переход) атомов Fe. Отмеченные особенности позволяют рассматривать вюстит как один из наиболее сложных минералов с необычными свойствами, определяющими специфику  обогащенных им глубинных зон Земли вблизи границы D".



Рис. 3. Тетрагональная структура Fe7S-возможного компонента внутреннего (твердого) ядра, по Д.М. Шерману (1997)[7]

Сейсмологические измерения указывают на то, что и внутреннее (твердое) и внешнее (жидкое) ядра Земли характеризуются меньшей плотностью по сравнению со значением, получаемым на основе модели ядра, состоящего только из металлического железа при тех же физико-химических параметрах. Это уменьшение плотности большинство исследователей связывают с присутствием в ядре таких элементов, как Si, O, S и даже О, образующих сплавы с железом. Среди фаз, вероятных для таких "фаустовских" физико-химических условий (давления ~250 ГПа и температуры 4000-6500 0С), называются Fe3S с хорошо известным структурным типом Cu3Au и Fe7S , структура которого изображена на рис. 3. Другой предполагаемой в ядре фазой является b-Fe, структура которой характеризуется четырехслойной плотнейшей упаковкой атомов Fe. Температура плавления этой фазы оценивается в 5000 0С при давлении 360 ГПа. Присутствие водорода в ядре долгое время вызывало дискуссию из-за его низкой растворимости в железе при атмосферном давлении. Однако недавние эксперименты (данные Дж. Бэддинга, Х. Мао и Р. Хэмли (1992)) позволили установить, что гидрид железа FeH может сформироваться при высоких температурах и давлениях и оказывается устойчив при давлениях, превышающих 62 ГПа, что соответствует глубинам ~1600 км. В этой связи присутствие значительных количеств (до 40 мол. %) водорода в ядре вполне допустимо и снижает его плотность до значений, согласующихся с данными сейсмологии.

Можно прогнозировать, что новые данные о структурных изменениях минеральных фаз на больших глубинах позволят найти адекватную интерпретацию и другим важнейшим геофизическим границам, фиксируемым в недрах Земли. Общее заключение таково, что на таких глобальных сейсмических рубежах, как 410 и 670 км, происходят значительные изменения в минеральном составе мантийных пород. Минеральные преобразования отмечаются также и на глубинах ~850, 1200, 1700, 2000 и 2200-2300 км, то есть в пределах нижней мантии. Это весьма важное обстоятельство, позволяющее отказаться от представления об ее однородной структуре.

                     

                            11.  Новая модель строения мантии

К 80-м годам XX века сейсмологические исследования методами продольных и поперечных сейсмических волн, способных проникать через весь объем Земли, а потому названных объемными в отличие от поверхностных, распределяющихся лишь по ее поверхности, оказались уже настолько существенными, что позволили составлять карты сейсмических аномалий для разных уровней планеты. Фундаментальные работы в этой области выполнены американским сейсмологом А. Дзевонски и его коллегами.

 Были приведены образцы подобных карт из серии, опубликованной в 1994 году, хотя первые публикации появились на 10 лет раньше. В работе приведены 12 карт для глубинных срезов Земли в интервале от 50 до 2850 км, то есть практически охватывающих всю мантию. На этих интереснейших картах легко видеть, что сейсмическая картина на различных уровнях глубины разная. Это видно по площадям и контурам распространения сейсмоаномальных ареалов, особенностям переходов между ними и вообще по общему облику карт. Отдельные из них отличаются большой пестротой и контрастностью в распределении областей с различными скоростями сейсмических волн, тогда как на других видны более сглаженные и простые соотношения между ними.

В том же, 1994 году вышла в свет аналогичная работа японских геофизиков. В ней приведены 14 карт для уровней от 78 до 2900 км. На обеих сериях карт ясно видна тихоокеанская неоднородность, которая хоть и меняется в очертаниях, но прослеживается вплоть до земного ядра. За пределами этой крупной неоднородности сейсмическая картина усложняется, значительно меняясь при переходе от одного уровня к другому. Но, сколь бы значительно ни было различие этих карт, между отдельными из них просматриваются черты сходства. Они выражаются в некотором подобии в размещении в пространстве положительных и отрицательных сейсмоаномалий и, в конечном счете, в общих особенностях глубинной сейсмоструктуры. Это позволяет группировать такие карты, что дает возможность выделять внутримантийные оболочки разного сейсмического облика. И такая работа была выполнена. На основе анализа карт японских геофизиков оказалось возможным предложить существенно более дробную структуру мантии Земли, по сравнению с традиционной моделью земных оболочек.

Принципиально новыми являются два положения:

а) обособление мощной средней мантии в пределах ранее недифференцированной нижней мантии;

б) выделение зон раздела между верхней и средней мантиями, а также между средней и нижней. В такой интерпретации мощность нижней мантии сократилась в три раза и составляет приблизительно 700 км. При этом нижняя мантия отвечает зоне непосредственного влияния внешнего ядра. Ее нижняя часть испытывает наиболее интенсивное влияние и соответствует слою D". Над этой оболочкой располагается область с существенно более пестрой картиной распределения сейсмоаномалий, имеющая мощность порядка 500 км. Эта область разграничивает нижнюю и среднюю мантию, отличающуюся более значительными по площади и менее контрастными сейсмическими ареалами. Мощность средней мантии около 860 км. Подчеркнем, что средняя мантия прекрасно обособляется также на картах американских сейсмологов. Над ней снова выделяется область с относительно более сложной картиной распределения сейсмоаномалий, которая отделяет верхнюю мантию. Мощность зоны раздела приблизительно 170 км. Это касается верхней мантии, то она соответствует традиционной модели. Рубеж 410, как уже отмечалось, делит ее на две части: нижнюю и верхнюю. Таким образом, суммарно выделяются шесть глубинных геосфер.

Как же соотносятся предлагаемые границы глубинных геосфер с ранее обособленными сейсмологами сейсмическими рубежами? Сопоставление показывает, что нижняя граница средней мантии коррелирует с рубежом 1700, глобальная значимость которого подчеркнута в работе [6]. Ее верхняя граница примерно соответствует рубежам 800-900. Это касается верхней мантии, то здесь расхождений нет: ее нижняя граница представлена рубежом 670, а верхняя - рубежом Мохоровичича. Особо обратим внимание на неопределенность верхней границы нижней мантии. В процессе дальнейших исследований, возможно, окажется, что намеченные недавно сейсмические рубежи 1900 и 2000 позволят внести коррективы в ее мощность. Таким образом, результаты сопоставления свидетельствуют о правомерности предлагаемой новой модели структуры мантии[8].

                            

                                12. Заключение

Исследование глубинного строения Земли относится к наиболее крупным и актуальным направлениям геологических наук. Новая стратификация мантии Земли позволяет значительно менее схематично, чем прежде, подойти к сложной проблеме глубинной геодинамики. Различие в сейсмических характеристиках земных оболочек (геосфер), отражающих различие в их физических свойствах и минеральном составе, создает возможности для моделирования геодинамических процессов в каждой из них в отдельности. Геосферы в этом смысле, как теперь совершенно ясно, обладают известной автономностью. Однако эта исключительно важная тема лежит за рамками данной статьи. От дальнейшего развития сейсмотомографии, как и некоторых других геофизических исследований, а также изучения минерального и химического состава глубин будут зависеть существенно более обоснованные построения в отношении состава, структуры, геодинамики и эволюции Земли в целом.

                      

                                          

                                                   Список литературы

1. Н. Я. Дорожкин Япознаю мир/ Астрономия/ Энциклопедия//ООО «изд. Астрель», 2003. 

2. Пущаровский Д.Ю. Глубинные минералы Земли // Природа. 1980. N 11.

3.Пущаровский Ю.М. Сейсмотомография и структура мантии: Тектонический ракурс // Доклады АН. 1996. Т. 351, N 6.

4. Кадик А.А.  Френкель М.Я.   Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм магмообразования. М., 1982

5. Ботт Н.   Внутреннее строение Земли. М., 1974

6. Рингвуд А.Е.    Состав и происхождение Земли, М.,1981

7. Рикитаки Т.     Электромагнетизм и внутреннее строение Земли. М., 1968

---