граница Конрада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной коры, иногда условно называемый «базальтовым».

Гетерогенность континентальной коры особенно ярко видна даже при простом взгляде на геологическую карту материков. Обычно отдельные и тесно переплетенные неоднородные по составу и строению блоки коры представляют собой разновозрастные геологические структуры – остатки древних складчатых поясов Земли, последовательно примыкавших друг к другу в процессе роста континентальных массивов.

Литосфера и астеносфера

[Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 96-97]

Достаточно детально сейсмическими и другими геофизическими методами изучена верхняя мантия Земли. Эта часть Земли наиболее доступна для геофизического изучения и наиболее важна для жизни человечества. Верхняя мантия простирается от границы Мохо до глубины 400 км. В состав верхней мантии входит нижняя часть литосферы и верхняя часть астеносферы. Литосфера представляет собой каменную (твердую и прочную) верхнюю оболочку Земли. Ее толщина меняется от 50 до 150 км в разных регионах Земли, следовательно, литосфера включает земную кору и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что превратилось в горную породу.

Глубже литосферы находится зона пониженных скоростей (по сравнению с таковыми в литосфере) сейсмических волн. Эта зона, простирающаяся от подошвы литосферы до ~ 300-400 км, называется астеносферой. Слои астеносферы легко деформируются под действием сдвиговых напряжений за счет пластичности (ползучести) астеносферного вещества. Такое поведение вещества связано с его частичным плавлением. Прохождение поперечных сейсмических волн через астеносферу указывает на то, что плавление не может быть полным и вещество должно находиться в состоянии, близком к твердому. Процент расплава вещества по разным косвенным данным изменяется от нескольких единиц до 20%. Такое состояние астеносферы приводит к достаточно сильному затуханию поперечных сейсмических волн. Существуют участки под литосферой, где астеносфера не фиксируется.

Литосфера в зависимости от географических координат изменяется не только по толщине, она вообще не является однородной монолитной оболочкой. Основную структуру литосферы можно понять, рассматривая строение поверхности Земли. В первом приближении поверхность разделяется на приподнятый над средним уровнем моря континентальный регион и опущенный океанский регион. К континентальным примыкает материковая отмель (шельф), затем идет с резким углублением континентальный склон, переходящий в типичное океанское дно. Рассыпанные в океанах острова, цепочки островов, островные дуги, отделяющие от океанов краевые моря, являются самостоятельными структурами, имеющими свое особое строение и историю. Средний уровень океанского дна расположен на 4,6 км ниже среднего уровня суши.

Если мысленно рассматривать сверху земной шар без его водной оболочки, то можно увидеть горные системы и обширные равнины на океанском дне – линейные системы срединно-океанических хребтов и глубоководных желобов, которые во многих местах разорваны трансформными разломами. Эти линейные системы делят литосферу на части, называемые литосферными плитами. Линейные системы характеризуются высоким уровнем сейсмичности, поэтому на карте их можно выделить по оконтуривающим их узким поясам сейсмичности (рис. 3.1). Как следует из рис. 3.1, разделение литосферы на плиты не связано с разделением на материки и океаны. Большинство плит включает как материковые, так и океанские участки. Только одна крупная плита (Тихоокеанская) имеет исключительно океанскую поверхность. Границы плит бывают трех типов: 1) конструктивные границы, где происходит наращивание плит, 2) деструктивные границы – границы поглощения плит и 3) границы скольжения, связанные с трансформными

131

разломами. Каждый тип границ имеет свое выражение в рельефе, что позволяет проводить разбиение литосферы на плиты на основе данных о геологическом строении Земли.

Срединно-океанические хребты и внутриконтинентальные рифтовые зоны образуют единую глобальную систему рифтов (разломов). Оба типа структур являются зонами, где действуют напряжения растяжения. Срединно-океанические хребты имеют ширину одну-две тысячи километров и возвышаются над дном океанских котловин на 2-3 км. Полная протяженность хребтов составляет около 80000 км. На осях большинства хребтов расположены рифтовые долины шириной 10-20 км и глубиной (от гребней гор) - 2

км.

Сейсмология и глобальная тектоника

[Гутенберг, 1963; Ле Пишон, Франшто, Боннин, 1977; Новая…, 1974].

Продолжим, по сути, начатое выше обсуждение большой роли глобальной тектоники в вопросах жизни Земли

Рассмотрен вопрос о внутренней согласованности и глобальной совместимости деформаций вдоль мировой рифтовой системы, островных дуг и главных горных поясов. Основной вывод заключается в том, что эти движения довольно точно можно описать в рамках концепции взаимодействия и относительного движения системы литосферных плит. То, что современные деформации на поверхности Земли концентрируются в узких вытянутых поясах, известно давно. Эти пояса, обычно совпадающие с главными сейсмическими зонами земного шара, включают мировую рифтовую систему, островные дуги и такие дугообразные структуры, как активные горные пояса и активные континентальные окраины. Эти крупные тектонические структуры не имеют резких окончаний; по-видимому, они связаны воедино в глобальную тектоническую систему.

Данные, приведенные на рис. 3.1 показывают, что большая часть мировой сейсмической активности сконцентрирована в довольно узких поясах и что эти пояса могут рассматриваться как непрерывные. Интерпретация глобальной тектоники при помощи модели взаимодействия нескольких крупных плит литосферы позволяет считать, что большая часть мировой сейсмической активности обусловлена процессами, происходящими на окраинах плит или вблизи них. На рис. 3.1 показано также, что землетрясения значительно чаще происходят в зонах конвергениции (дугах и дугообразных структурах), чем в зонах дивергенции (океанических хребтах). Вдоль океанических хребтов, где осуществляются, по-видимому, менее сложные тектонические процессы, эти зоны узкие; на континентах, где данные процессы наверняка более сложны, зоны шире и отдельные структуры в них выделить нелегко. Зоны глубокофокусных землетрясений (рис. 3.1, 3.2) соответствуют зонам поддвигания. Следовательно, все главные особенности мировой карты эпицентров землетрясений вполне согласуются с новой глобальной тектоникой. Ни одной другой гипотезе не удавалось столь хорошо объяснить распределение землетрясений.

Дугообразная форма активных зон – одна из проблем дисциплины, которую можно назвать механикой литосферы.

Одна из основных проблем сейсмологии – изучение различий между континентальными и океаническими областями.

То, что сейсмология поставляет многочисленную и важную информацию для проверки новой глобальной тектоники, показано многократно. Именно такова направленность проводящихся в настоящее время в связи с этой проблемой сейсмологических исследований. Необходимо, однако, и обратное воздействие новой глобальной тектоники на сейсмологию с целью определения новых направлений сейсмологических исследований.

Важнейшее направление сейсмологии – изучение землетрясений – одним из первых испытает на себе влияние новой глобальной тектоники. Все еще ждет решения ряд

132

фундаментальных вопросов: почему землетрясения происходят в основном в узких зонах, разделенных крупными стабильными глыбами (плитами); почему эти зоны развиты в глобальных масштабах; почему сейсмические и связанные с ними тектонические зоны приобрели свою современную конфигурацию; и т. д.

Сейсмология уже давно служит главным источником информации о структуре глубинных частей Земли и, по-видимому, таковым и останется, будь то с участием или без участия новой глобальной тектоники. Обычно применяемым и весьма эффективным методом сейсмологии является использование упрощенных моделей Земли для предсказания некоторых наблюдаемых явлений. Новая глобальная тектоника предусматривает совершенно новый тип модели. Слоистые модели со сферически симметричными оболочками для многих районов земного шара ныне представляются устаревшими.

На некоторые из поставленных выше вопросов, сформулированных авторами новой глобальной тектоники в конце 60-х годов прошлого века, мы постараемся дать ответ ниже.

Литература

Амензаде Ю.А. Теория упругости. Учебник для университетов. М.: Высшая школа, 1976. 272 с.

Быков В.Г. Деформационные волны Земли: концепция, наблюдения и модели //

Геология и геофизика. 2005. Т. 46 (11). С. 1179-1190.

Викулин А.В. Сейсмические вехи // Проблемы сейсмичности Дальнего Востока / Ред. А.В. Викулин. Петропавловск-Камчатский: КОМСП ГС РАН, 2000. С. 276-281.

Викулин А.В. Мир вихревых движений. Петропавловск-Камчатский: КамчатГТУ, 2008. 230 с.

Викулин А.В., Дроздюк В.Н., Семенец Н.В., Широков В.А. К землетрясению без риска. Петропавловск-Камчатский: СЭТО-СТ, 1997. 120 с.

Викулин А.В., Семенец Н.В., Широков В.А. Землетрясение будет завтра.

Петропавловск-Камчатский: КГС ИФЗ РАН, 1989. 82 с.

Викулин А.В., Синельникова Л.Г. Начало сейсмологических наблюдений на ,амчатке (к 70-летию сейсмостанции «Петропавловск») // Вулканология и сейсмология. 1985. № 6.

С. 102-106.

Голицын Б.Б. Избранные труды. Т. II. Сейсмология. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 490

с.

Гутенберг Б. Физика земных недр. М.: Изд-во Иностр. лит-ры. 1963. 264 с. Жермен П. Механика сплошных сред. М.: Мир, 1965. 480 с.

Исакович М.А. Общая акустика. М.: Наука, 1973. 496 с.

Кольский Г. Волны напряжений в твердых телах. М.: Изд-во «Иностранной литературы», 1955. 192 с.

Красильников В.А., Крылов В.В. Введение в физическую акустику. М.: Наука, 1984.

400 с.

Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теория упругости. М.: Физматлит, 2003. 264 с.

Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж. Тектоника плит. М.: Мир. 1977. 288 с.

Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. М.: Недра, 1965. 380 с. Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. 472 с.

Оноприенко В.И. Борис Борисович Голицын / Ред. К.В. Симаков. М.: Наука, 2002.

133

335 с.

Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. Избранные труды. М.: Наука, 1985. 408

с.

Рикитаке К. Предсказание землетрясений. М.: Мир, 1979. 390 с.

Рихтер Ч. Элементарная сейсмология. М.: Изд-во Иностранной литературы, 1963.

670 с.

Седов Л.И. Механика сплошной среды. Т. II. М.: Наука, 1973. 584 с. Сивухин Д.В. Общий курс физики. Т. I. Механика. М.: Наука, 1974. 520 с.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. Учебник / Ред. М.А. Садовничий. М.:

Изд-во МГУ, 2002. 560 с.

Стейси Ф. Физика Земли. М.: Мир, 1972. 344 с.

Трухин В.И., Показеев К.В., Куницын В.Е. Общая и экологическая геофизика. М.: Физматлит, 2005. 576 с.

Фейман Р., Лейтон Р., Сэндс М. Феймановские лекции по физике. Т. 7. Физика сплошных сред. М.: Мир, 1966. 290 с.

Физический энциклопедический словарь / Ред. А.М. Прохоров. М.: Советская энциклопедия, 1983. 928 с.

Хайкин С.Э. Физические основы механики. М.: Изд-во Физико-математической литературы, 1963. 772 с.

Храмов Ю.А. Физики. Биографический справочник. М.: Наука, 1983. 400 с. Шебалин О.Д. Физические основы механики и акустики. Учебное пособие. М.:

Высшая школа, 1981. 261 с.

5. ПЛОТНОСТЬ, СИЛА ТЯЖЕСТИ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ

Обзор развития представлений о моделях Земли. Предпосылки создания теории определения плотности. Упругость и плотность Земли. Определение плотности

134