учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

обратными, и очевидно, что они не имеют единственного решения. Это напоминает ситуацию с покупкой арбуза — как, не надрезая арбуз, определить степень его спелости? Это и есть обратная задача, примеры которых будут приведены ниже.

Геологам хорошо известно внутреннее строение Земли, т. к. им на помощь пришел метод, который, как в медицине рентген, позволяет заглянуть в недоступные места планеты. Это сейсмические волны, возникающие в Земле от землетрясений, ядерных и крупных промышленных взрывов, которые пронизывают всю Землю, преломляясь и отражаясь на разных границах смены состояния вещества. По образному выражению известного геофизика, каждое сильное землетрясение заставляет Землю долго гудеть, как колокол. Именно это «гудение» и есть возбужденные собственные колебания Земли, которые могут иметь разную форму: радиальную, сфероидальную, крутильную.

Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для познания глубин Земли он один из самых важных.

Волна — это распространение некоторой деформации в упругой среде, т. е. изменение объема или формы вещества. При деформации в веществе возникает напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему. Известно, что величина напряжения (ε) на величину деформации (τ) называется модулем упругости µ.

.

Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий которых видна область их распространения (рис. 2.2).

Объемные волны бывают продольными и поперечными. Они были открыты в 1828 г. Пуассоном, а идентифицированы английским сейсмологом Олдгеймом в 1901 г.

Продольные волны — это волны сжатия, распространяющиеся в направлении движения волны. Они обозначаются латинской буквой Р (англ. primary — первичный), т. к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на сейсмоприемники. Скорость продольных волн:

,

где К — объемный модуль упругости, или модуль всестороннего сжатия, и µ — модуль сдвига, определяемый величиной напряжения, необходимого, чтобы изменить форму тела.

Рис. 2.2. Типы сейсмических волн. А — объемные волны: а — продольные, б — поперечные. Б — поверхностные волны: в — Лява, г — Рэлея.

Стрелками показано направление движения волны

Таким образом, волна Р изменяет объем и форму тела. Поперечная волна, обозначаемая буквой S (англ. secondary — вто-

ричный), — это волна сдвига, при которой деформации в веществе происходят поперек направления движения волны. Скорость поперечных волн:

.

Волна S изменяет только форму тела, и она, как менее скоростная, приходит на сейсмоприемник позднее волны Р, поэтому и называется вторичной. Таким образом, Vp всегда больше Vs.

Поверхностные волны, как следует из названия, распространяются в поверхностном слое земной коры. Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления движения волны. Волны Рэлея подобны волнам на воде, в них частицы вещества совершают круговые движения (см. рис. 2.2).

Проследим путь объемной волны от очага землетрясения или взрыва. При встрече с каким-либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается и достигает сейсмографа на станции (рис. 2.3.). То же самое происходит при морских сейсмических исследованиях. В других случаях волна может преломляться на границе слоев, увеличивая или уменьшая свою скорость в зависимости от плотности слоя.

Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны распространяются во все стороны, пронизывая земной шар во всех направлениях. Расставленные по всему миру сейсмические станции принимают сигналы от волн разного типа, преломленных и отраженных. Проходя через слои пород разного состава и плотности, они изменяют свою скорость, а регистрируя эти изменения внутри земного шара, можно выделить главные границы или поверхности раздела (рис. 2.4). Сейсмограммы фиксируют время пробега внутри Земли сейсмических волн. А нам необходимо знать скорость волн. Для этого решается обратная задача на основе системы уравнений, полученных Адамсоном и Вильямсом. Сейсмические методы непрерывно совершенствуются, и, по современным данным, внутренняя структура Земли выглядит следующим образом.

Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скачка скоростей волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А. Мохоровичичем в 1909 г. и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко, поверхность М (рис. 2.5).

Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км. Она была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Б. Гутенбергом и также получила его имя. Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой границы волны Р резко замедляются, теряя 40 % своей скорости, а волны S исчезают, не проходя ниже. Так как для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига, деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество, слагающее внешнюю часть ядра, должно обладать свойствами жидкости.

Рис. 2.3. Схема отражения сейсмических волн а) от поверхности пласта горных пород; б) метод работы НСП (непрерывное сейсмическое профилирование); в) прохождение отраженных и преломленных волн через слои земной коры

от источника до приемника: 1 — вертикальное отражение, 2 — широкоугольные отражения, 3 — преломленные волны

речных волн уменьшается больше. В этом слое отмечено и повышение электропроводности по данным магнитотелиурического зондирования, что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от выше- и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности этого слоя, получившего название астеносфера, объясняются возможным его плавлением в пределах 1–2 %, что обеспечивает понижение вязкости до 1021 пуаз и увеличение электропроводности. Плавление проявляется в виде очень тонкой пленки, обволакивающей кристаллы при Т около +1200 °С. Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10–20 км до 80–200 км, и там он может быть расплавлен на 5–10 %, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например под докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и его глубина, сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры.

Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носят название литосфера. Литосфера холодная, поэтому она жесткая и может выдержать большие нагрузки. На глубине 1000 км в нижней мантии скорость волн Р достигает 11,2–11,5 км/с, а Vs = 7,2–7,3 км/с. На границе нижней мантии и внешнего ядра Vр уменьшается с 13,6 км/с до 8,1 км/с, затем снова возрастает до 10,5 км/с, но в переходном слое F от внешнего ядра к внутреннему снова падает и опять возрастает во внутреннем, твердом ядре до 11,2–11,3 км/с, не достигая, однако, скорости низов мантии. Литосферу и астеносферу нередко объединяют в понятие тектоносфера как основную область проявления тектонических и магматических процессов.

Плотность Земли — это важный параметр, который косвенно помогает оценить сейсмические границы раздела внутри земного шара. Известно, что средняя плотность горных пород на поверхности равна 2700–2800 кг/м3. В то же время средняя плотность Земли 5510 кг/м3. Она вычислена на основании периода свободных колебаний Земли, момента ее инерции и общей массы, равной 5,976 1024 кг. Расчетные данные показывают, что плотность возрастает с глубиной и так же, как скорость сейсмических волн, скачкообразно. Верхи мантии, сразу под границей М, характеризуются плотностью уже 3300–3400 кг/м3, т. е. наблюдается ее резкое увеличение. Особенно сильный скачок плотности от 5500 кг/м3 в низах мантии до 10 000–11 500 кг/м3 во внешнем ядре совпадает с границей Гутенберга, при этом внешнее ядро обладает свойствами жидкости. Величина плотности во внутреннем

Таким образом, изменение и нарастание плотности в целом совпадают с главными сейсмическими разделами в Земле. Заметим, что доля коры в общем объеме Земли равна 1,5 %, мантии — 82,3 %, а ядра – 16,2 %. Отсюда ясно, что средняя плотность в 5,5 кг/м3 должна обеспечиваться умеренно плотной мантией и очень плотным (~14 г/см3) ядром, в котором находится 32 % массы Земли (а по объему ~16 %).

Давление внутри Земли рассчитывается исходя из той плотности, которая получается при интерпретации сейсмических границ. При этом предполагается, что Земля как планета находится в состоянии гидростатического равновесия. Давление нарастает постепенно, составляя в МПа на подошве коры, границы М — 1 · 103, на границе мантии — ядра — 137 · 103, внешнего и внутреннего ядра — 312 · 103 и в центре Земли — 361 · 103 (рис. 2.8).

Ускорение силы тяжести, как известно, на уровне океана, на широте 45°, составляет 9,81 м/с2, или 981 гала, а в центре Земли равняется 0. У границы мантии и ядра величина ускорения силы тяжести достигает максимального значения 10,37 м/с2 и с этого уровня начинает быстро падать, получая значение на границе внешнего и внутреннего ядер 4,52 м/с2. Земля обладает внешним гравитационным полем, отражающим распределение в ней масс. Величина силы тяжести зависит от расстояния до центра Земли и от плотности пород (см. рис. 2.8). Для геологов очень важно знать закономерности размещения плотностных неоднородностей в земной коре, что позволяют сделать гравитационные аномалии — отклонения от общего внешнего гравитационного поля. Сила гравитации будет, естественно, больше над более плотными массами. Современные приборы позволяют измерять силу тяжести с большой точностью, вплоть до 10-8, что равно изменению силы тяжести на расстоянии от поверхности Земли всего на 4 см. Более подробно о гравитационном поле будет рассказано в других главах.

Механические свойства вещества Земли на всех уровнях важны для понимания геодинамических процессов. Литосфера, т. е. земная кора и часть верхней мантии до глубин примерно в 200 км, ведет себя в целом как более хрупкая, чем нижняя (гранулито-базитовый слой). Жесткость литосферы оценивается в 1024 Н · м, и она неоднородна в горизонтальном направлении. Именно в литосфере, особенно в ее верхней части, образуются разломы.

Астеносфера, подстилающая литосферу, также неоднородна в горизонтальном направлении и обладает изменчивой мощностью. Пониженные скорости сейсмических волн в астеносфере хорошо объясняются плавлением всего лишь 1–2 % вещества. Астеносферный слой, по современным представлениям, играет важнейшую роль в тектонической и магматической активности литосферных плит и обеспечивает их изостатическое

Рис. 2.8. Изменение ускорения силы тяжести (1), давления (2) и плотности (3) внутри Земли

равновесие, несмотря на то что сам слой может быть прерывистым, например он может отсутствовать под древними докембрийскими платформами.

Располагающаяся ниже астеносферного слоя мантия, особенно нижняя, глубже 670 км, обладает вязкостью около 1022–23 м2/с. Это очень высокая вязкость, тем не менее она не является непреодолимым препятствием для медленных конвективных перемещений мантийного вещества, что подтверждается так называемой сейсмической томографией, позволяющей «увидеть» очень незначительные плотностные неоднородности в мантии. Глубже 700 км в мантии не зафиксировано очагов землетрясений, что свидетельствует о невозможности возникновения сколов.

Выше говорилось о модели строения Земли К. Е. Буллена, созданной в 1959–1969 гг. В последнее время используется более новая, уточненная модель, называемая PREM (Prelimenary Reference Earth Model), характеризуемая «нормальным», т. е. усредненным распределением с глубиной различных физических параметров, в том числе скоростей распространения сейсмических волн.

Сейсмическая томография базируется на измерении скоростей объемных и поверхностных сейсмических волн, распространение которых направлено таким образом, чтобы «просветить» какое-то непрозрачное тело, на-