Геофизические методы исследования земной коры. Часть 2

Глубинное строение Земли недоступно для непосредственных исследований и может быть изучено только геофизическими методами. Глубинная геофизика объединяет физические методы исследования Земли и ее геосфер, основанные на изучении различных физических полей на поверхности суши или океанов и морей и предназначенные для выявления в Земле физических неоднородностей. Вместе с физикой вещества при высоких давлениях и температурах она составляет физику Земли, т.е. науку, изучающую физические поля Земли, ее строение и свойства вещества недр.

Физика Земли как наука включает: сейсмологию, глубинную сейсморазведку, гравиметрию, магнитометрию, глубинную геоэлектрику, термометрию, радиометрию. Теоретической основой для изучения строения Земли служат механика и физика сплошных сред в приложении к горным породам и минеральным ассоциациям в условиях больших давлений и высоких температур. Интерпретируя материалы глубинной геофизики, удалось расчленить Землю на сферические оболочки, определить скачки физических свойств на них и изменения свойств по латерали, строить физические модели недр Земли, а по ним судить о химическом составе. Глубинная геофизика как раздел физики Земли является источником информации для глубинной геологии и геодинамики, а также геоэкологии [Хмелевской В.К. и др., 1988].

2.1.1. Сейсмология, глубинная сейсморазведка и гравиметрия.

Основным источником информации о строении Земли является сейсмология - наука о землетрясениях и глубинная сейсморазведка, основанная на изучении упругих волн от больших взрывов.

1. Сейсмичность Земли. Землетрясения связывают с деформациями вещества мантии, проявляющимися в виде быстрых его смещений по разрывам. Выделяющаяся при этом энергия проявляется в виде деформации вблизи очага, а также передается по всем направлениям в виде упругих волн. Землетрясение, возникающее в очаге (гипоцентре), располагающемся на глубинах 10-700 км, принято характеризовать следующими параметрами: сейсмическим моментом ( $М _{ 0}$ ); смещением в гипоцентре ( $u$ ) среды, обладающей упругим модулем сдвига ( $\mu _{ c}$ ); площадью смещения ( $s$ ) за время ( $\tau$ ); скачком сдвигового напряжения ( $\Delta \sigma = \sigma _{ 0} - \sigma _{ 1}$ ), где $\sigma _{ 0}$ и $\sigma _{ 1}$ - напряжения до и после сдвига; энергией, затрачиваемой на деформацию среды ( $V$ ) и создание упругих колебаний ( $Е$ ). Все эти параметры связаны между собой следующими соотношениями, известными в теории сейсмичности Земли:

$M_{0} =\mu_{c} us,\; V=\sigma_{1} us,\; E=\Delta\sigma M_{0} /(2\mu_{c} ).$

(2.1)

Оценку мощности землетрясений принято проводить по относительным магнитудам ( $М$ ). Они рассчитываются через амплитуды сейсмических волн ( $a( \Delta )$ ), зарегистрированных сейсмографами на разных расстояниях ( $\Delta$ ) от эпицентра (проекция гипоцентра на земную поверхность) до сейсмоприемников, по формуле

$M = \log [ a( \Delta )/ a _{ 0} ( \Delta )].$

(2.2)

Здесь $a _{ 0}$ - стандартная амплитуда, соответствующая землетрясению, при котором на расстоянии $\Delta$ = 100 км амплитуда сейсмической волны равна 1 мкм. Установлена эмпирическая связь между $M$ и $E$ : $\log E = 11,8 + 1,5 M$ . Например, магнитуды в 8, 7, 6 и 5 единиц соответствуют энергии упругих волн 6,3*10¹⁶, 2,0*10¹⁵, 6,3*10¹³ и 2*10¹² Дж. Известная оценка балльности (Б) землетрясений по 12-балльной шкале Рихтера связана с М следующим образом. Для самых слабых толчков, ощущаемых людьми, $М \approx$ 2 (Б около 3 баллов), повреждения зданий наблюдаются при $М \approx$ 5 (Б \ {} 6), а разрушительные землетрясения характеризуются от $М \gt$ 6 (Б > 7) до М = 8-10 (Б = 10-12).

Сейсмическая активность на Земле различна и приурочена к зонам наиболее активных современных тектонических движений, областям альпийского орогенеза, расположенным вдоль средиземноморского и трансазиатского поясов, активным региональным разломам и др. Если места возможных землетрясений достаточно хорошо известны, то предсказание времени землетрясений остается нерешенной проблемой.

2. Строение Земли по сейсмическим данным. В результате анализа времен прихода, амплитуд и затуханий различных упругих волн (продольных и поперечных, объемных и поверхностных, отраженных, преломленных и рефрагированных), а также характеристик собственных колебаний Земли, созданных землетрясениями или большими взрывами, было установлено слоисто-концентрическое строение Земли.

Первая существенная граница в Земле, выделяемая по скачкообразному изменению скоростей продольных волн ( $V _{ p}$ ) от 7 км/с в кристаллическом фундаменте до 7,7-8,4 км/с в мантии, названа поверхностью Мохоровичича или границей Мохо. Эта поверхность принята за подошву земной коры, которая залегает на глубинах в среднем 35 км, приближаясь к поверхности до 6 км в океанах и опускаясь до 70 км в некоторых горных областях.

Второй резкий скачок скоростей $V _{ p}$ (от 15,7 км/с до 8 км/с), $V _{ s}$ (с 7,2 км/с почти до нуля) соответствует границе между мантией и ядром Земли на глубине 2900 км (см. рис. 2.1). Третий резкий скачок $V _{ p}$ (от 10 до 11 км/с), $V _{ s}$ (от нуля до 3,5 км/с) наблюдается на глубине 5100 км на поверхности твердого внутреннего ядра Земли. Ряд поверхностей раздела выделяют по зонам градиентов скоростей. В Земле по данным сейсмологии и глубинной сейсморазведки выделяется до семи концентрических оболочек. Твердая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхней мантии, залегающая до глубин 100-400 км, называется литосферой. Ниже (до глубин 1000 км) располагается мягкая полупластичная оболочка, называемая астеносферой. Литосферу и астеносферу иногда объединяют в периферическую оболочку Земли, называемую верхней мантией. В интервале 1000-2900 км располагается нижняя мантия, от 2900 до 5100 км - внешнее " жидкое " , а глубже - внутреннее " твердое " ядро Земли.

Мощность земной коры, литосферы и скорости упругих волн в них изменяются по латерали, образуя зоны повышенных и пониженных скоростей. Мантия Земли (до 2900 км) также характеризуется латеральной неоднородностью: повышенными скоростями упругих волн под океаническими областями и пониженными под континентами.

3. Плотностная неоднородность недр Земли по гравиметрическим и сейсмическим данным. По данным спутниковой альтиметрии и полевой гравиметрии выявлена латеральная плотностная неоднородность литосферы до глубин около 100 км. Плотностная неоднородность Земли на больших глубинах определяется по сейсмическим данным. Для этого используются эмпирически установленные связи между $V _{ p} , V _{ s}$ , с одной стороны, и плотностью, упругими модулями - с другой. За основу берется очевидное предположение о возрастании плотности с глубиной под действием гидростатического давления.

На рис. 2.1 представлена наиболее вероятная модель распределения плотности по радиусу Земли.

Рис. 2.1. Графики изменения скоростей продольных ( $V _{ p}$ ), поперечных ( $V _{ s}$ ) упругих волн и плотности ( $\sigma$ ) с глубиной (по В.А.Магницкому и М.С.Молоденскому)

Назад| Вперед

Геологический факультет МГУ

См. также

Геофизические методы исследования земной коры

Геофизические методы исследования земной коры: Геофизические методы исследования земной коры.

Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований: Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ