Центральная геосфера Земли, ее ядро занимает около 17% ее объема и составляет 34% ее массы. Такое соотношение долей объема и массы обусловлено резкими различиями физических параметров ядра и мантии. В частности, на внешней границе ядра, приуроченной к поверхности Вихерта-Гутенберга (раздел между нижней мантией и внешним ядром), происходит скачкообразное снижение скорости распространения продольных волн от 13,6 до 8,1 км/с и полное затухание поперечных сейсмических волн. Это определяет специфику прохождения ядра продольными волнами, испытывающими внутри него отклонение к центру Земли. В интервале эпицентральных расстояний 103-143о образуется, таким образом, область «сейсмической тени», т.е. в этой зоне, располагающейся на противоположной землетрясению стороне планеты, не могут быть зарегистрированы продольные сейсмические волны из-за отклонения в очень плотном веществе ядра.

В разрезе ядра выделяются две границы - на глубинах 4980 и 5120 км, в связи с чем оно подразделяется на три элемента: внешнее ядро, переходное ядро и субъядро. Внешнее ядро обладает феноменальной особенностью скоростной характеристики - не пропускает поперечных сейсмических волн. Это свидетельствует об отсутствии здесь упругого сопротивления сдвигу. Тными словами, вещество, слагающее внешнее ядро, по отношению к сейсмическим волнам ведет себя как жидкость. По-видимому, вещество при таких давлениях и температурах не может находиться в жидком состоянии в обычном понимании этого термина, но обладает некоторыми ее свойствами. Субъядро скорее всего находится в твердом состоянии, а переходное ядро является двухфазной смесью.

Рассмотрим кратко изменение основных физических свойств земного вещества с глубиной.

Отсутствие прямых данных о плотности вещества обусловливает необходимость использования для ее оценок косвенных данных, в частности, данных о скорости сейсмических волн. На первый взгляд кажется, что скорости должны возрастать при увеличении плотности пород. На самом же деле, эти величины находятся в обратном соотношении:

vp =; vs =, где vp иvs, соответственно, скорости продольных и поперечных волн, s - плотность пород; l и m - упругие постоянные (коэффициенты Лямэ) (l - модуль всестороннего сжатия; m - модуль сдвига).

Тем не менее, сопоставление изменений скорости сейсмических волн с плотностью показывает, что более плотные породы обычно характеризуются более высокой скоростью. Это объясняется тем, что возрастание плотности вещества Земли с глубиной сопровождается ростом значений коэффициентов Лямэ, приводящим к увеличению скорости сейсмических волн. Особенно значительны изменения l и m в мантии Земли, где отмечается закономерное нарастание скорости Р- и S- волн и плотности вещества.

Оценки показывают, что средние значения плотности земной коры и Земли в целом составляют, соответственно, 2700 и 5520 кг/м3.

Имеющиеся данные о свойствах глубинных геосфер позволяют считать, что мантии и ядру Земли свойственны черты двух агрегатных состояний, хорошо изученных в обычных условиях, - твердого и жидкого вещества. Если на вещество мантии действуют мгновенные силы, то оно ведет себя как твердое вещество, а если действие нагрузок растягивается в геологическом времени - то как жидкость. Таким образом, есть все основания считать, что Земля в целом находится в состоянии гидростатического равновесия. В этом случае изменение давления с глубиной можно оценить, исходя из массы вышележащего столба пород. Расчеты показывают, что у подошвы земной коры давление составляет около 1300 МПа, а на границе ядра - около 140000 МПа. Особенно велико давление в ядре - до 4×105 МПа. Такие давления характеризуют на мгновения давления вблизи фронта ударной волны при ядерном взрыве.

Представляет интерес изменение в Земле еще одного параметра - ускорения свободного падения (g), определение которого также связано с принятой моделью распределения плотности. На поверхности Земли среднее значение ускорения свободного падения равно 9,82 м/с2, или 982 Гал. По расчетам, с глубиной g возрастает до 10,81 м/с2 на поверхности ядра и затем круто убывает до нуля в центре Земли.

Рассмотрим методы геофизики, которые позволяют получить информацию о внутреннем строении Земли, о ее свойствах и о фазовом состоянии вещества.

Начнем с сейсморазведочного метода, который не только самый информативный в геофизике, но и самый дорогой по стоимости его проведения. Достаточно указать, что на сейсмометрические работы затрачивается 85% средств, затрачиваемых вообще на геофизические работы. В становление и развитие сейсмометрии большой вклад внесли русские и советские ученые: Б.Б.Голицын, В.С.Воюцкий, Г.А.Гамбурцев, А.И.Заборовский, Ю.Н.Годин, Ю.В.Ризниченко, М.К.Полшков, А.М.Епинатьева, И.И.Гурвич, Л.А.Рябинкин, Е.Ф.Саваренский и др.

Этот метод основан на изучении скорости распространения сейсмических волн в литосфере, т.е. принципиально близок к сейсмологическим методам, изучающим скорости распространения упругих колебаний от землетрясений. Отличие заключается в том, что в сейсмологии используется естественный источник колебаний - землетрясение, а в сейсмометрии - искусственный - взрыв в неглубокой скважине. До объявления моратория на испытания ядерного оружия в 1988 г. геофизики использовали в качестве источника упругих колебаний волну от ядерного взрыва. Волна, возбужденная взрывом, достигая границ изменения скоростей, а точнее, сейсмических плотностей (произведения плотности на скорость r×v), отражается и достигает системы регистрации, состоящей из серии сейсмографов - приборов, реагирующих на колебания почвы и регистрирующих их. Время движения волны от пункта взрыва до каждого сейсмографа откладывается на графиках в виде кривых, которые называют годографами. Годограф отраженной волны имеет гиперболическую форму, кривизна которой определяется, в частности, скоростью распространения волны v1. Значение скорости позволяет вычислить глубину залегания границы сред. Так как путь волны 2S » v1×tA, а с другой стороны, S», то h » , где h - глубина границы, v1 - скорость волн в покрывающей среде, tA - время движения отраженной волны в точку А, l - удаление точки А от пункта взрыва, 2S - длина пути волны. На некотором удалении от пункта взрыва при увеличении угла падения прямой волны на границу нижележащей среды со скоростью v2 возникает преломленная волна, опережающая отраженную, если v2>v1. Годограф волны, преломленной на плоской границе, прямолинеен.

Основным методом работ по сейсморазведке является профилирование, а кроме этого используется методика зондирования. Детальность исследований определяется частотой расположения сейсмографов на профиле. Чем чаще они расположены, тем, в общем, можно получить более детальный годограф. Глубинность работ определяется мощностью источника колебаний. Ядерный взрыв, а тем более землетрясение - это, естественно, самые сильные источники, которые невозможно повторить с помощью тротилового заряда, заложенного в скважину. Если время ядерного взрыва известно и к нему можно подготовиться, то точное время землетрясения, к сожалению, неизвестно. Поэтому сейсмографы на сейсмостанциях должны работать в автоматическом режиме мониторинга сейсмического события. Только в этом случае можно ожидать получение уникальной информации о глубинном строении нашей планеты.