В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика, страница 6

2.3. Распределение скоростей волн Р и Я внутри Земли по модели Джеффриса — Гутенберга 1909 г., записанных на расстоянии нескольких сотен километров от эпицентра. На этой границе, получившей название Мохо, скачкообразно возрастают скорости и плотность. В связи с этим открытием земной корой стал называться слой, расположенный выше границы Мохоровичича, Мохо или просто М. Толщина земной коры неодинакова в разных частях поверхности Земли: она изменяется от 10 км (с учетом толщи воды) в океанических областях до 70 км в горных районах континентов.

Вклад земной коры в полную массу и момент инерции Земли мал„поэтому при рассмотрении Земли в целом земную кору представляют в виде однородного слоя толщиной 35 км. Согласно сейсмическим данным, наибольшей плотностью из трех областей Земли обладает ядро. Это соответствует данным о средней плотности Земли (5,517 г,!смз) и плотности пород коры, равной 2,8 г/смв (граниты) и 3,0 г~'сма (базальты).

Отсюда следует предположение, что в глубоких недрах Земли должны существовать породы с очень высокой плотностью. На рис. 2.3 представлено распределение скоростей волн Р и Я внутри Земли. Более детальные сейсмические исследования позволили обнаружить слой пониженных скоростей (волновод) в ворхней части мантии, а также переходную зону в мантии (400- 1000 км), в которой наблюдался быстрый рост скоростей Ъ'Р и $'з. Гл. г'. Землепгрясеиия и сейсмология кора 0 км границ Мохорович 400 км 000 км цеитр Земли Рис, 2.4.

Семь концентрических зон внутри Земли (схема Буллена) Выше переходной зоны была выделена верхняя мантия, а ниже НИЖНЯЯ МННтИЯ. В 1936 г. датский сейсмолог госпожа Леманн обнаружила быстрое увеличение скорости Р-волн внутри ядра на глубине около 5000 км из наблюдения слабых вступлений волн Р в зоне между Ь = 110' и Ь = 143'.

Эти вступления можно было объяснить только сильным увеличением скорости внутри ядра. Тем самым была установлена еще одна граница раздела,. известная как переходная зона в ядре, которая отделяет внешнее ядро с малыми скоростями Р-волн от внутреннего ядра с большими скоростями Р-волн. По современным представлениям внутреннее ядро является твердым в противоположность жидкому внешнему. Австралийский геофизик Буллен, анализируя распределение скоростей сейсмических волн внутри Земли, разделил всю Землю на семь концентрических зоп и дал им буквенные обозначения (рис.

2.4). Подразделения Буллена служат основой для большинства дискуссий о физических и химических свойствах земных недр. ! л. а Зелелетрлеенил и еейемологил Годограф и траектории объемных сейсмических волн Из рис. 2.1, б видно, что время пробега Р-волн определяется по формуле Л . ел Т = 2 — вш р 2' ейп г — = сопй. р (2.2) Отсюда получается ейпг р гйпе р (2 3) где Т вЂ” время пробега, г — скорость сейсмической волны, Ь эпицентральное расстояние, ее — радиус Земли. В связи с увеличением скоростей с глубиной (неоднородное строение Земли) сейсмические лучи искривляются. Выводы, которые можно сделать о деталях строения Земли, зависят от точности определения времени пробега. Проверка определения времени пробега возможна по записям волн от ядерных или других искусственных взрывов, местоположение, время и глубина которых известны и их не нужно определять по вступлениям сейсмических волн.

Полные таблицы времен пробега составлены Гутенбергом, Джеффрисом и Ьулленом и, несмотря на 50-летнюю давность, остаются лучшими для Земли в целом. Соответствующие годографы приведены на рис. 2.5. Большое число ветвей годографов появляется из-за отражения и обмена волн Р и Я на границе мантии и ядра и на поверхности Земли.

При точных расчетах времен пробега в таблицы нужно вводить поправки на сжатие, которое убывает с глубиной. На границе раздела в недрах Земли возникают новые волны различных типов. Так, поперечная волна на границе расщепляется на поперечные волны двух типов: волны .ЯН и Яр'. В поперечной волне типа о'Н вектор смещения лежит в плоскости границы раздела, эти волны не интерферируют с Р-волнами и поперечными ЯЪ'-волнами, вектор смещения которых лежит в плоскости, содержащей луч и перпендикулярной к границе. В результате при прохождении границы 5Н-волна дает преломленную и отраженную волны только типа ЯН, а ЯГ- и Р-волны в общем случае дают четыре волны: отраженные и преломленные о"р'- и Р-волны каждая.

Так появляются обменные волны. Для каждого типа волн при прохождении границы отношение вш г (г — угол падения) к скорости с остается постоянным: Гл. 2. Землеи~рясеиия и сейсмология 32 40 80 сс 20 10 0 40 80 120 180 слл о Рис.2.5. Годографы Джеффриса некоторых объемных сферических где г' -- угол преломления, и и и' — скорости волны по обе тт стороны границы. Угол е = — — г называется углом выхода сей- 2 смического луча. На сейсмограмме обычно регистрируется ряд фаз, каждая из которых связана с распространением волн по определенному типу пути. Стандартные обозначения различных типов лучей показаны на рис. 2.5.

Так, продольная волна, испущенная из очага в сторону от земной поверхности, обозначается Р, а к земной поверхности . р. После первого отражения от земной поверхности она может остаться продольной волной РР или перейти в поперечную волну Р$. Анало1 ичный смысл имеют индексы волн Я, Ь'Я, ЯР и т.д.

Символ с употребляется для ! л. и Землетрлсенил и сейсмологии указания на отражение волны от границы земного ядра. Получаются фазы РсР, ЯсЯ, ЯсР и др. Буква К используется для обозначения отрезка пути Р-волны во внешнем жидком ядре. Так, фаза РКЯ соответствует волне, которая изначально была Р-волной, такой же прошла внешнее ядро, а затем преломилась из ядра в мантию, перейдя в волну Ь-типа, и, уже не изменяясь, вышла на земную поверхность. Буквой ! обозначается отражение волны вверх от границы внутреннего ядра, а буквами ! и ! участки пути волн Р и Я в твердом внутреннем ядре Земли.

Так возникают фазы РК1КР, РК!КР, РК7КР. Некоторые из них показаны на рис. 2.5. Если сейсмограф расположен на эпицентральном расстоянии Ь = 60', то первой оп зарегистрирует прямую Р-волну, затем волну РсР (Р-волна, отраженная от земного ядра), далее на сейсмограмме появится РР-волна ( Р-волна, отразившаяся от земной поверхности), за ней будет записана первая поперечная волна РсЯ (обменная волна, возникшая при отражении прямой Р-волны от земного ядра), наконец приходит прямая Я-волна. Скорость Р-волны Ър = 1,71'"я, поэтому и время пробега Я-волн Те соответственно больше времени пробега Тр приблизительно в 1,7 раза.

Затем последовательтю вступают поперечные волны ЯсЯ и Ь'о', отраженные от ядра и поверхности Земли. На расстоянии Ь > 80' прямые и отраженные волны Р и РсР (Ь" и ЯсЬ') становятся близкими и постепенно накладываются одна на другую. На эпицентральных расстояниях,Ь > 103' пропадают прямые Я- и Р-волны.

Это зона «тени» от земного ядра. Зона тени для прямых Р-волн протягивается до Ь 142', когда впервые появляются волны РКРз, прошедшие через внешнее жидкое ядро. Наконец, последний годограф на рис. 2.5 - фаза Р К ! К Р, которая соответствует продольной волне, появляющейся в зоне тени Р-волн на расстоянии Ь = 110'. Эта фаза обязана своим существованием твердому внутреннему ядру, сильные преломляющие свойства которого и завернули луч РК ! К Р в зону тени.

Обнаружение этой «неожиданной» фазы на сейсмограммах в зоне тени привело в 1936 г., как уже упоминалось, датского сейсмолога Леманн к открытию внутреннего ядра Земли. Переход от годографа к скоростному разрезу для объемных волн Для получения информации о внутреннем строении Земли необходимо статистически обработать данные о временах пробега волн от многих землетрясений к многочисленным сейсмическим 2 В и. Трихин и лр.

Рл. в. Землетггрясеп и сейсмология пучок сейс ультраосновные породы Рис. 2.6. Ход сейсмического луча от ближайшего землетрясения в сло- истой земной коре станциям. Следующей задачей является нахождение зависимости сейсмической скорости от радиуса Земли, так как именно скорость волн непосредственно связана с характеристиками среды. Способ такого перехода впервые был найден Герглотцем в 1907 г.

Ход сейсмических лучей от близкого землетрясения можно изобразить сравнительно просто (рис. 2.6). Учтем слоистость коры: осадочный слой с очень малыми скоростями с-волн (сейсмических волн) и большим поглощением, гранитный слой н «промежуточный» слой, по-видимому, состоящий из базальтов. Ниже идет мантия, которая отделяется от коры границей Мохо.

Такая модель коры удобна для исследования ее строения на материках. Местные особенности строения коры изучаются методами глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) с помощью взрывов, а более общие черты по дисперсии поверхностных волн. В коре под океанами гранитный слой отсутствует, толщина океанской коры около 5 км. Времена пробега волн от близких землетрясений можно рассматривать при помощи пучков с-лучей. Пучками называются лучи, для которых точки наибольшего проникновения в глубину находятся в одном и том же слое (в верхней мантии, как показано на рис. 2.6).

Преломление происходит таким образом, что отрезки лучей во всех слоях, кроме самого нижнего, почти одинаковы. Поэтому изменение времени пробега в зависимости от эпицснтрального расстояния определяется разностью отрезков лучей в нижнем слое. Скорость в нижнем слое равна аг' вЬ и= — =Л вЂ”, дС си' где Л = Лга -- эпицептральное расстояние, гг .—. радиус Земли. Гл. и Землетрлееиил и еейемологил Зо х / Рис.2.7. Схема распространения сейсмического луча в трехслойной модели Земли. А и В -- границы между слоями Булленом получено уравнение годографа для волн от удаленных землетрясений, дающих сведения о глубоких частях Земли.

Если при рассмотрении близких землетрясений поверхность Земли можно считать плоской, то для волн удаленных землетрясений следует учитывать сферичность Земли. Слои Земли не обязательно разделены резкими границами, но при выводе уравнения годографа Буллен исходил из такого предположения.