Георгий Горшков - Строение земного шара
На протяжении ряда веков, через дебри схоластики и религии средневековья, пробивала себе путь истина.
Еще совсем недавно, в 1862 г., немецкий ученый П. Иоселиани, определяя «глубину толстоты земного шара», получил 4536,8 км, что в 11/2 раза меньше действительной величины. Трудно поверить, но еще в 1876 г. в Петербурге была издана брошюра под названием: «Земля неподвижна, популярная лекция, доказывающая, что земной шар не вращается ни около оси, ни около Солнца. Читана в Берлине, доктором Шепфером. Перевод с немецкого Н. Соловьева. Издание 2-е, исправленное». Мы не будем останавливаться на подобных заблуждениях, и не будем касаться истории вопроса. Рассмотрим сведения, более существенные для нас в данном случае.
В 1841 г. немецкий астроном Ф. Бессель, используя градусные измерения, вычислил радиус Земли и ее сжатие у полюсов, т. е. получил цифры, характеризующие основные элементы земного эллипсоида. Результат был настолько точным, что эти цифры использовались при различных геодезических исследованиях, в картографии и т. п. в течение 100 лет.
Однако за последние десятилетия накопился огромный материал; появилась возможность уточнить прежние данные о форме и размерах Земли. К тридцатым годам была выполнена работа по пересмотру всех новых данных, и в 1936 г. советский ученый Ф. Н. Красовский опубликовал новые цифры, характеризующие размеры земного эллипсоида еще точнее.
Эллипсоид Ф. Н. Красовского имеет следующие размеры (рис. 3): большая полуось, т. е. расстояние от центра Земли до экватора, равна 6 378 254 метрам; малая полуось, т. е расстояние от центра Земли до одного из полюсов равна 6 356 863 метрам. Таким образом полярный радиус (от центра к полюсу) короче экваториального радиуса (от центра к экватору) приблизительно на 21 км. Отсюда следует, что Земля действительно эллипсоид вращения, т. е. шар, сплюснутый, хотя и очень незначительно, у полюсов. Величина сжатия, вызванного вращением Земли вокруг своей оси, равна 1 : 298,3. На школьном глобусе разница в длине экваториального и полярного диаметров равна всего лишь 0,5 мм, т. е. практически незаметна.
Итак, в первом, и достаточно хорошем, приближении Земля должна быть принята за эллипсоид вращения, элементы которого опубликованы в 1936 г. и которые приняты в Советском Союзе в качестве официальных, т. е. обязательных для использования во всех специальных работах.
Рис. 3. Земля — эллипсоид вращения;
а — большая полуось; с — малая полуось.
Однако геодезисты нередко нуждаются в измерениях еще большей точности, и тогда для изображения формы Земли они пользуются не эллипсоидом, а другой фигурой, так называемым геоидом. Геоид несколько ближе к истинной фигуре Земли, со всеми ее возвышенностями и впадинами, чем эллипсоид, и представляет фигуру, весьма сложную по виду. Наконец, теперь выяснено, что и экватор Земли не является окружностью; скорее это эллипс, т. е. окружность, слегка сжатая. Приходится считать также, что северное и южное полушария, как показал русский ученый А. А. Иванов, не вполне симметричны относительно плоскости экватора.
В заключение приведем некоторые цифры, характеризующие размеры земного шара:
Экваториальный диаметр = 12 756,5 километра
Полярный диаметр = 12 713,7 километра
Длина окружности меридиана = 40 008,6 километра
Длина окружности экватора = 40 075,7 километра
Поверхность Земли = 510 миллионам квадратных километров
Объем Земли = 1080 миллиардам кубических километров
4. Строение Земли
Мы подходим к проблеме строения земного шара. И сразу же возникает вопрос: каким же методом, каким образом можно получить хотя бы какие-нибудь сведения о строении далеких глубин нашей планеты?
К счастью, положение оказывается совсем не безнадежным. Геофизика дает в наши руки даже не один, а несколько методов; они дополняют, поправляют друг друга, и в результате получаются довольно достоверные сведения о строении земного шара и состоянии вещества на больших глубинах.
Прежде всего, конечно, метод сейсмический.
Представим себе, что где-то произошло сильное землетрясение. Очаг землетрясения, т. е. тот участок в толще Земли, в котором возникло землетрясение, располагается обычно на глубине нескольких десятков километров ниже поверхности Земли. Отсюда во все стороны разбегаются упругие волны, которые, дойдя до поверхности, и производят эффект землетрясения. Непосредственно над очагом эти упругие волны выражаются в сильных, резких, коротких ударах; вдали от очага они дают впечатление продолжительных волнообразных колебаний.
Прежде всего отметим, что сейсмические волны, возникшие в очаге землетрясения, расходятся по толще Земли самыми различными путями, и есть возможность с помощью приборов (сейсмографов, которые записывают колебания почвы) проследить за этими путями, выяснить, где, на какой глубине и с какой скоростью проходят волны, и тем самым судить не только о строении глубин, но и о свойствах вещества, залегающего на пути прохождения волн. Кроме того, различается несколько видов таких волн, причем волны различных типов движутся с различными скоростями; это опять дает в руки геофизикам ключ, с помощью которого можно открыть не только местонахождение очага землетрясения, но и свойства вещества на больших глубинах.
Быстрее всех распространяются так называемые продольные волны. Они обозначаются буквой Р. Скорость их колеблется, в зависимости от свойств горных пород, по которым они проходят, от 5 до 13 километров в секунду. В физическом смысле эти волны представляют собой волны сжатия и разрежения. Это значит, что они выражаются в таком движении частиц Земли (вокруг некоторого положения равновесия), в результате которого последние то сближаются друг с другом, то расходятся, т. е. вещество то сжимается, то растягивается. При этом частицы колеблются вдоль «сейсмического луча», т. е. в направлении движения волн, идущих от очага во все стороны. Подобный процесс можно представить себе как реакцию среды на изменение объема.
Примером продольных волн являются звуковые волны, которые в воздухе распространяются со скоростью около 330 метров в секунду, в воде — около 1,5 километра в секунду, а в твердых горных породах, распространенных на Земле — до 5–7 километров в секунду (собственно землетрясение).
Другой класс волн именуется волнами поперечными. Они выражаются в том, что частицы Земли испытывают колебания в направлении, поперечном к направлению движения фронта волны. Эти волны обозначаются значком S и скорость их меньше продольных приблизительно в 1,7 раза. Поперечные волны можно представить себе, как реакцию среды на изменение формы. Жидкости не сопротивляются изменению их формы, и потому поперечные волны через них не проходят, погашаясь в толще жидкой среды на первых же своих «шагах».
Наконец, выделяется еще третий тип волн — поверхностных, которые возникают у свободной поверхности Земли и быстро гаснут с глубиной. В известной степени они напоминают собой те волны, которые возбуждаются на поверхности воды брошенным в воду камнем. Эти волны распространяются медленнее других, и амплитуда их по мере удаления от места возникновения (над очагом) быстро падает; однако при сильных землетрясениях они, так же как и волны других типов, могут причинять серьезные повреждения постройкам.
Представьте себе теперь такую схему (рис. 4). Пусть в точке О находится очаг землетрясения; он лежит в слое горных пород, по которым волны Р (продольные) распространяются со скоростью v1. Под этим слоем залегает другой, в котором скорость упругих колебаний равна v2, причем v2 больше, чем v1.
В точку T1, где, допустим, установлен первый сейсмограф, сначала придут волны Р1, следовавшие по прямому пути ОТ1, а затем волны Р2, которые шли по сложному пути ОАВТ1 с тем, что часть пути, именно АВ, они шли по нижнему слою, т. е. с большой скоростью (v2). Дальше от очага можно найти такой пункт Т2, в который и те и другие волны придут одновременно; путь ОТ2 короче, но зато на пути ОАСТ2 волны долгое время шли с большой скоростью (со скоростью v2 на пути АС). И, наконец, в точку Т3 сначала придут уже те волны Р2, которые шли по нижнему слою, по пути OADT3, а затем уже Р1, которые шли прямо, по пути ОT3; он короче, но скорость волн P1 здесь невелика (v1).
Рис. 4. Пути сейсмических волн, идущих от очага О к точкам T1, T2, T3, в которых установлены сейсмографы. В верхней части рисунка изображены упрощенные сейсмограммы, т. е. отметки, полученные на приборах, о приходе волн Р.
