Историческая справка. 
Внутреннее строение Земли

Идея изучения геофизических полей для выяснения глубинной структуры Земли и эндогенных процессов, в ней протекающих, начал реализовываться в середине XIX в. Только в конце XIX — начале XX в. были сформированы теоретические основы сейсмологии и начата разработка модели оболочечного строения Земли. Существующий объем информации о глубинном строении Земли позволяет сегодня обсуждать несколько моделей строения земных недр. Под моделью внутреннего строения Земли понимают разрез планеты, на котором показано изменение с глубиной таких параметров, как плотность, давление, ускорение силы тяжести, скорости сейсмических волн, температуры, электропроводности и др. Одной из первых моделей строения нашей планеты является однородная модель. Она исходит из того, что плотность Земли с глубиной практически не меняется, то есть средняя плотность Земли с = 5,52 г/см3[2]. Однако, в реальной Земле имеется существенная концентрация массы к центру, поэтому однородная модель не является удовлетворительной. В начальные периоды своего развития (4,6−4,2 млрд лет назад), когда Земля была недифференцированной планетой, однородная модель более подходила к пониманию её внутреннего строения. Тем не менее, однородную модель можно использовать для описания внутреннего строения Луны, у которой практически отсутствует ядро[3].

Первый и наиболее существенный шаг на пути построения реальных моделей сделали Адамс и Вильямсон в 1923 году. Для понимания внутреннего строения Земли они предложили ввести сейсмический параметр Ф. Он определял зависимость, по которой происходит приращение плотности с глубиной, так как давление нарастает с глубиной по гидростатическому закону. Сейсмический параметр учёные предложили находить через скорости сейсмических волн Vp и Vs. Следовательно, используя значения скоростей сейсмических волн, появилась возможность определить распределение плотности в недрах Земли и построить сравнительно точные реальные модели Земли.

Одной их первых реальных моделей Земли является сейсмическая модель Джеффриса-Гутенберга, построенная в 30-ых годах прошлого столетия. Модель оставалась неизменной до конца 60-ых годов XX века. Согласно ей недра Земли делятся на три основные оболочки: земную кору, мантию и ядро. При этом, плотность Земли не является непрерывной функцией глубины, а меняется скачкообразно на границах раздела. Особенности изменения скоростей сейсмических волн с глубиной связаны с изменением структуры земных пород. Так, при переходе от коры, сложенной гранитами и базальтами, к мантии, состоящей из ультраосновных пород, скорости возрастают (Рис.1).

Рис 1. Изменение скоростей сейсмических волн с глубиной. Красным показаны поперечные (S) волны, синим — продольные (P) волны.

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. Cейсмолог К. Е. Буллен предложил сейсмическую модель строения Земли (Рис.2).

Рис. 2. Модель строения Земли по Буллену

Буллен предложил схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами: А — земная кора, В — верхняя мантия 33−400 км, С — переходная зона 400−1000 км, D — нижняя 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 D1 (1000−2700 км) и D2 (2700−2900 км). В настоящее время модель значительно видоизменена и лишь слой D2 используется достаточно широко. Тем не менее, модель Буллена послужила надежным фундаментом для всех самых современных моделей. Сейсмическая модель Буллена завершает собой классический период в геофизике — период сейсмологии объемных волн.

Впервые идея о возможности оливина (Mg, Fe)₂[SiO₄] принимать структуру шпинели MgAl₂O₄ и увеличивать тем самым свою плотность на 11% под действием высоких давлений была высказана Д. Берналлом в 1936 г. Долгое время попытки подтвердить это в лабораторных условиях заканчивались неудачей. Лишь в 1958 г. А. Рингвуду удалось получить шпинельную полиморфную модификацию фаялита Fe₂[SiO₄] - крайнего члена оливинового ряда. Несколько ранее, в 1953 году Л. Коэс синтезировал первую высокоплотностную модификацию кварца — коэсит — при давлениях в 30 кбар и температуре в 10 000С. Плотность коэсита оказалась на 0,28 г/см3 больше плотности обычного кварца и составила 2,93 г/см3. В коэсите ионы кремния находятся в четверной координации с ионами кислорода и отличие от обычного кварца состоит в более тесном расположении ионов силикатного тетраэдра. В 1961 г. советские учёные С. М. Стишов и С. В. Попова получили вторую высокоплотностную модификацию кварца — стишовит, плотность которого достигала в метастабильном состоянии при нормальных условиях 4,28 г/см3. В структуре стишовита (структура типа рутила ТіО₂) ионы кремния Si⁴⁺ находятся в октаэдрических пустотах плотной упаковки кислородных ионов, и каждый ион кислорода окружен тремя ионами кремния, расположенными примерно в вершинах правильного треугольника [4] (Рис.3). Синтез стишовита явился одним из крупнейших достижений геофизики 60-х годов XX века. Он показал, что основной структурный принцип химии силикатов — четверная координация атомов кремния по отношению к кислороду — при высоких давлениях оказывается несправедливым. 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.

Рис. 3. Структура стишовита

По мере накопления новых геофизических и лабораторных данных постепенно уточнялось строение глубинных сфер Земли и детализировалось строение верхних оболочек. В результате, в конце 70-ых годов прошлого столетия появилось новое поколение реальных моделей Земли — РЕМ (parametric earth models). Недостатками этих моделей являются упрощение строения в зонах полиморфных переходов. 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.

Развитие идей, заложенных при построении моделей РЕМ, позволило Дзивонскому и Андерсону в 1981 г. построить одномерную референсную модель Земли PREM (Preliminary Reference Earth Model) 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. В целом, модель PREM — это обобщённая модель PEM, глубже 420 км обе модели практически совпадают. В PREM заметные изменения по сравнению с PEM внесены в строение наружных 420 км. Новый слой, появившийся в PREM — слой в верхней части мантии на глубинах 24,4−220 км, характеризующейся пятью упругими коэффициентами. 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.

земной кора ядро минеральный.