Представления о геосферах в классической науке

«Неклассические»  теории гравитационного поля позволили  трактовать «грависферу» (термин Р. М. Деменицкой, 1967 г.) как естественное земное тело, взаимодействующее с другими гравитационными полями Космоса (П. Йордан, 1955 г.; Р. Дикке, 1961 г.; С. С. Николаев, 1960 г.; Г. Ф. Лунгерсгаузен, 1963 г.). С динамикой грависферы стали увязываться планетарные структуры Земли (М. В. Стовас, 1951 г.; Э. Краус, 1959 г.;Б.Л.Личков, 1960 г., и др.). Геогрависфера, определяющая сферическую симметрию всех геосфер, исследуется астрономией, геофизикой, геодезией, геологией. Устанавливаются эквипотенциальные или уровневые поверхности гравитационного поля (наиболее внешняя около миллиона километров от центра Земли), которыми разграничиваются гравитационные оболочки более высоких порядков — геоида и др. Рассчитывается фигура планеты и распределение плотностей (Г. Джеффрис, 1952 г.; К. Буллен, 1953 г.) и уточняются теории приливов (Н. Н. Парийский, 1963 г.) и изостазии.

      Если  взаимосвязь грависферы с вещественными  массами Земли и Луны сравнительно проста, то сложнее взаимодействия вещественных геосфер с геоэлектромагнитосферой, которая с развитием квантовой теории поля признается как целостное естественное тело. Электромагнитосфера с ее разномасштабными и быстро меняющимися подсистемами и компонентами находится в весьма сложном активном взаимодействии с электромагнитными полями Солнечной системы. Электромагнитосфера, локально, в виде «хвоста», выходящая за пределы грависферы, обладает по сравнению с последней менее выраженной центральной симметрией. Происхождение, динамику и структуру электромагнитосферы связывают с гипотетическими перемещениями вещества в ядре Земли (так называемая динамотеория — В. Эльзассер, 1939 г.; Э. Буллард, 1950 г.). Заметим, что объяснение наблюдаемых вариаций поля гипотетическим механизмом приводит к некоторому логическому кругу, поскольку само существование механизма выводится из наблюдаемых вариаций. Подобная теоретическая «самоиндукция», легкоуязвимая для формально-логической критики, распространена в науках о Земле и часто оправдывается.

      Данные  по электромагнитосфере, как и грависфере, служат индикатором внешних и внутренних вещественных геосфер. Верхняя подсистема электромагнитосферы, не вполне точно именуемая магнитосферой, открыта и исследована ракетным и спутниковым зондированием; к ее внешней стороне (около 80 тыс. км от центра Земли) приурочена переходная область околоземной и солнечной плазмы — магнитопауза. Ионосферная плазма образует первую сверху вещественную агрегатную геосферу. К ионосфере и частично перекрывающим ее внешним зонам атмосферы приурочены радиационные поясы Земли (Дж. Ван Аллен, Л. А. Франк, С. Н. Вернов, А. Е. Чудаков).  В атмосфере — второй  агрегатной  вещественной геооболочке — по термическим данным выделяются верхние слои: сначала термосфера (с 1952 г.), а затем вышележащая экзосфера (конец 50-х — начало 60-х гг.). Эти слои из-за неоднородности состава объединяются под названием гетеросферы, а все нижележащие воздушные слои — гомосферы.

      В гетеросфере содержатся примитивные  газообразные минералы, которые в  гомосфере, начиная с мезосферы, образуют ассоциации газовых минералов, эквивалентные уже горнопородному уровню. В нижних слоях стратосферы и в тропосфере метеорологией и климатологией изучаются более сложно организованные водно-воздушные геосистемы, близкие по уровню организации естественным телам типа геоформаций. Примерно на тех же уровнях (минеральном, горнопородном, геоформационном) организовано вещество третьей агрегатной оболочки — гидросферы, целостное представление о которой вслед за Вернадским развивает Б. Л. Личков (1960 г.). Преимущественно же гидросфера исследуется по оболочкам и подсистемам высоких порядков — Мировому океану (океаносфере, по В. Н. Степанову, 1974) и его слоям и зонам, пресным и соленым водам суши, мерзлотной, ледовой и снежной оболочкам, подземным и атмосферным водам и др. Тесно взаимодействующие атмосфера и гидросфера дифференцируются на взаимосвязанные географические и климатические подсистемы. С точки зрения геофизического синтеза существенно установление слоев пониженной скорости сейсмических волн (волноводов) в атмосфере, гидросфере и террасфере (Б. Гутенберг, 1960 г.).

      Основой интеграции представлений о «твердой»  Земле— террасфере — по-прежнему являются данные сейсмометрии, затем гравиметрии, магнитометрии и электрометрии, термометрии, а также геохимические и минералого-петрографические экстраполяции, геолого-тектонические гипотезы. Структурный каркас террасферы, намеченный ранее сейсмическими моделями Б. Гутенберга — К. Буллена, детализируется и по-разному интерпретируется с применением ЭВМ. Исходным эмпирическим репером служит вещество земной и лунной коры, а также метеоритов.

      В 40—50-х гг. обосновывается горизонтальная неоднородность земной коры (оболочки А) по континентальному и океаническому  ее типам (Е. Ф. Саваренский, 1940 г.; Г. А. Гамбурцев, 1954 г.; М. Юинг и Ф. Пресс, 1955 г.). Континентальная кора глубиной до 35—60 км образована стратисферой и подстилающими слоями — гранитно-метаморфическим и нижележащим «базальтовым», предположительно гранулито-базитовым. Океаническая кора мощностью 4—8 км лишена «гранитного» слоя и состоит из слоя неконсолидированных осадков, подстилающего их базальтового «вулканического» слоя, а также нижележащего «базальтового» слоя, по-видимому аналогичного таковому в континентальной коре. Дискутируется природа границы Мохо, которая может быть либо фазовой, либо химической, либо той или иной в разных местах. Разделу Мохо уже не придается решающего геологического значения, хотя возможно, что ниже его не распространяется геоформационная дифференциация литосферы.

      Мантию  Земли образуют слои В (распространяющийся примерно до глубины 400 км от поверхности террасферы), С (до 1000 км) и Д (до 2900 км). Так называемый слой Гутенберга (В) включает астеносферу, находящуюся на глубинах 100—250 км под материками и 50—400 км под океанами. Фазовое состояние вещества астеносферы предполагается аморфным, возможно расплавленным (В. А. Магницкий). В отличие от вышележащей литосферы (отвечающей зюссовской сиали) астеносфере приписываются свойства симатической оболочки. Минералого-петрографический состав слоя В остается гипотетичным. Полагают, что в случае фазовой природы Мохо этот слой может быть эклогитовым, или ультрабазитовым (так называемым пиролитовым, по А. Рингвуду). Состав слоя В может быть различным и регионально, и по слоям высоких порядков; так, по С. М. Стишову, граница Мохо под океанами разделяет базальтовые породы от перидотитовых, а под континентами отвечает фазовому переходу базальтов в эклогиты. Если представления о геоформационной организации не выходят за слой А, а о горнопородной организации сколько-нибудь убедительны для слоя В, то соображения о составе нижележащих слоев касаются уже лишь минерально-химической организации. В так называемом слое Голицына (С), также включаемом в верхнюю мантию, возможен переход оливинов в шпинели   (Дж. Бернал,  1936 г.; А. Рингвуд, 1958 г.), а также пироксенов в гранат (А. Рингвуд и Д. Грин). Еще глубже предполагается распадение силикатов на окислы (Ф. Берч, В. А. Магницкий) и преобразование породообразующих минералов в однородный твердый раствор. Так в соответствии с глубиной гипотезы горнопородного состава сменяются гипотезами минерального, а затем уже только химического состава.

      Нижняя  мантия (слой Д) предполагается структурно однородной и состоящей из смеси  окислов магния, алюминия, кремния, титана, железа (В. А. Магницкий, А. П. Виноградов); ее сейсмическая граница с ядром наиболее резка. Земное ядро разделяется на условно «жидкий» внешний слой (до глубины 5 тыс. км) и твердую внутреннюю сферу (до 6371 км). Экспериментальное моделирование не противоречит гипотезе железного состава ядра (Ф. Берч, 1966 г.), но убедительно не опровергает представления о металлизации силикатов в нем (Лодочников, Рамзай). Так гипотетически решается проблема нижнего распространения земного вещества различных уровней с последовательным исчезновением геоформационной, горнопородной, даже минеральной организации вплоть до возможного «вырожденного» химизма (по Капустинскому). По всей вероятности, эта организационная «деградация» вещества с глубиной отвечает ретроспекции эволюции земного вещества.

      Структурно-вещественная картина «твердых» геосфер дополняется  представлениями об их взаимодействиях  и глобальной динамике. Уже в 50-х  гг. начавшееся массированное изучение дна океанов установило планетарную  систему срединно-океанических хребтов и рифтовых долин, к осевым зонам которых приурочены наибольшие значения теплового потока. Неожиданно тепловой поток оказался примерно равным на континентах и океанах (Е. Буллард, с 1956 г.). Это обстоятельство объясняют концентрацией радиоактивных элементов под поверхностью материков и рассредоточением их по всему разрезу мантии под океанами. Поднятые донным драгированием в рифтовых зонах обломки ультраосновных пород стали трактовать как вещество верхней мантии (Г. Хесс, А. П. Виноградов, А. Рингвуд). В 1962 г. Г. Хесс предположил новообразование океанической коры в зонах срединно-океанических хребтов путем раздвижения морского дна в рифтовых долинах, которое сопровождается проникновением в них мантийного вещества. С гипотезой спрединга были скоррелированы вновь открытые полосовые магнитные аномалии океанических областей (Ф. Вайн и Д. Мэтьюз, 1963 г.). Все это стало обоснованием для неомобилистской гипотезы глобальной тектоники литосферных плит (Д. Маккензи и Р. Паркер, 1967 г.; Кс. Ле Пишон, 1968 г.; В. Морган, 1968 г.), согласно которой происходит активное взаимодействие коры и мантии. Если, по мобилистской концепции Вегенера, сиалические континентальные глыбы («гранитный слой») плавают по тяжелой симе («базальтовому слою»), то, согласно неомобилизму, дрейфующие плиты, включающие не только континенты, но и смежные участки океанов, перемещаются по астеносфере.

      Предполагается, что, зарождаясь вдоль срединных  хребтов, плиты «всасываются» в  мантию под островными дугами и окраинами  континентов в так называемых зонах Беньофа. Механизм движения плит может быть вызван конвекционными течениями в мантии (А. Холмс, с 1920 г.), причем размер ячей круговорота вещества рассчитывается по-разному. Существуют гипотезы соскальзывания плит в результате гравитационной неустойчивости (Р. Ван Беммелен) или «растекания» вещества плит при изостазии (Е. В. Артюшков). По одним представлениям, областью питания земной коры веществом мантии является астеносфера, а по другим — подастеносферный слой мантии (А. П. Виноградов) или даже низы нижней мантии. В 60—70-х гг. выдвигается предположение о непосредственных проявлениях мантийного вещества на поверхности континентов в виде альпинотипных гипербазитов (А. В. Пейве). Гранатсодержащие перидотиты из ксенолитов в кимберлитах рассматриваются даже как подастеносферные породы.

      Неомобилистские гипотезы подвергаются критике (Г. Джеффрис, 1970 г.; П. Уиссон, 1962 г.; А. и Г. Мейерхофы, 1972 г.); им противостоят гипотезы постоянства  материков и океанов — фиксизма (В. В. Белоусов, 1970 г.); оспаривается даже факт разнородности континентальной и земной коры (Г. Д. Афанасьев, 1970 г.). Тем более дискуссионными остаются модели состава, структуры, динамики и эволюции глубинных геосфер. Делаются попытки увязать неомобилизм с учением о геосинклиналях и платформах. Выдвигается представление об области активных геотектонических процессов — тектоносфере (Р. Ван Беммелен, 1956 г.; В. В. Белоусов, 1965 г.), которая распространяется вниз до очагов глубокофокусных землетрясений (около 700 км).

       Заключение 

      Итак, картина геосфер как компонентов Земли на разных уровнях ее организации являет полииерархическую, развивающуюся и отчасти саморегулирующуюся систему. Если образование физических геосфер (полевых и вещественных, агрегатных и фазовых) обусловлено в основном космическими факторами, в том числе геогенией, то возрастание организации геосистем, формирующее «надфизические», а затем и «надвещественные» геосферы и усложняющее взаимодействия всех оболочек, является преимущественно земным процессом. Организация геосфер усложняется в направлениях «сверху» и «снизу». Эндогенный «организационный поток» идет от центра Земли (прямая иерархия), а экзогенный — со стороны Космоса (контриерархия). Концентрическая шаровая симметрия планеты осложняется этими встречными организационными процессами, ведущими к образованию интегративных геосфер, которые тяготеют к осевой сферической поверхности геоида. По отношению к последней проявляется криволинейная билатеральная симметрия размещения геооболочек. Еще более осложняется симметрическая структура региональной и горизонтальной диссимметрией. Эти структурно-симметрические закономерности проявляются уже на уровнях геофизических и более явны при переходе к геохимическим оболочкам: химическая организация, отсутствующая во внешних полевых геосферах и, возможно, «вырожденная» в центре Земли, наиболее усложняется в приповерхностной зоне террасферы и сразу над ней.

      Интегративная геосистемная, или геологическая, оболочка с «надхимической» организацией вещества расположена между глубинными и внешними геосферами, в которых нет минералов. Снизу и сверху в ней последовательно появляются минеральная, горнопородная, геоформационная оболочки, а в осевой зоне развиты «надвещественные» сферы тектонической, стратиграфической, географической организаций, объемлемых понятием «земная кора», по Вернадскому.