В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 32
Текст из файла (страница 32)
Существует также несколько более слабых разрывов. Кроме того, в переходном слое мантии Земли — зоне C — нарастание плотности происходит какв результате сжатия от давления вышележащих слоев, так и за счет уплотнениясиликатного вещества мантии из-за фазовых переходов и превращения их в более плотные модификации. Последний эффект уравнение Адамса – Вильямсонане учитывает, и, следовательно, оно не может быть применено к слою C. В этомслучае необходимо располагать дополнительными условиями, чтобы определитьиз них скачки плотности на разрывах и ход плотности в зоне C. Из этих условий важнейшими являются два: распределение плотности должно удовлетворятьзначению полной массы Земли M и значению ее среднего момента инерции I.Обе последние величины определены в гравиметрии.
Кроме этих фундаментальных условий, используются некоторые другие, в результате чего распределениеплотности в Земле в настоящее время известно с точностью до 1–2%.В начале 20-х годов, когда Адаме и Вильямсон предложили использоватьфункцию Φ(l) для определения плотности, сейсмология находилась еще на раннем этапе своего становления. Времена пробега сейсмических волн P и S в Земле и соответственно сами функции vP (l) и vS (l) содержали в то время большие неточности.
Это-то и заставило двух крупнейших геофизиков того времениДжеффриса и Гутенберга приступить к пересмотру времен пробега и распределений vP (l) и vS (l). Работа продолжалась около 10 лет и завершилась к концутридцатых годов новыми фундаментальными распределениями скоростей сейсмических волн по Джеффрису и по Гутенбергу. Оба распределения скоростейбыли довольно близки друг к другу, за ислючением небольших деталей.Распределения скоростей Джеффриса и Гутенберга оказались столь точны ихороши, что все свое послевоенное развитие сейсмология, по существу, занималась уточнением этих распределений.
Эти уточнения важны для установлениядетального строения мантии и ядра. Что же касается механической модели Зем141ли, т.е. ее параметров ρ (l) и p(l), то они с точностью до нескольких процентовбыли рассчитаны австралийским геофизиком Булленом в конце тридцатых иначале сороковых годов. Буллен стажировался в Кембридже (Англия) у Джеффриса и помогал ему в весьма трудоемкой работе по пересмотру таблиц временпробега и установлению новых зависимостей vP (l) и vS (l). В 1936 г., когда последняя работа шла к концу, Буллен приступил к построению новых моделейЗемли, используя распределение скоростей Джеффриса для определения сейсмического параметра Φ в уравнении Адамса – Вильямсона (58). И здесь фундаментальную роль сыграло известное в то время значение момента инерции I.Выше подробно говорилось, сколь сильно значение I управляет распределением плотности в недрах планет.
И действительно, Буллен, проверяя большоечисло пробных распределений плотности для Земли, обнаружил, что для того,чтобы получить правильное значение момента инерции I, необходимо ввестианомальный рост плотности в зоне C на глубинах 400–1000 км. Так была окончательно сформулирована концепция переходного слоя в мантии Земли. Этиработы стимулировали гипотезу оливин-шпинелевых фазовых переходов Берналла, которая в свою очередь явилась отправной точкой послевоенных работРингвуда. Построив первую современную модель Земли, модель A′ , Буллен ввелразделение Земли на зоны, что удобно при рассмотрении земных недр.
Функцииρ (l), p(l) и g(l) для модели Буллена A′ показаны на рис. 34. Реальная модельЗемли, представленная на рис. 34, завершает собой классический период в геофизике — период сейсмологии объемных воли. В этот период геофизика была,по существу, геомеханикой, так как она опиралась в основном на методы, развитые в механике сплошных сред, и методы прикладной математики. Окончаниеклассического периода относится к началу пятидесятых годов.Современный период в геофизике начался с работ Берча в США и работВ.А. Магницкого и группы советских физиков во главе с Б.И.
Давыдовым в Институте физики Земли АН СССР, сделавших попытку применить методы физики твердого тела и физики высоких давлений для геофизических целей. ЗатемПресс и Юинг в США превратили метод поверхностных волн в действенноесредство исследования наружных слоев Земли. Далее последовали работы нособственным колебаниям Земли, по изучению геофизических материалов в лабораториях высоких давлений, но изучению объемных волн с помощью сейсмических профилей — определенных направлений, вдоль которых с определенныминтервалом расположено большое число сейсмографов. Сейсмический профильобеспечивает значительно большую чувствительность при выделении полезногосигнала по сравнению с единичными сейсмоприемниками.
А это в свою очередьпозволяет получить более детальную картину изменения с глубиной скоростейvP (l) и vS (l).142В результате всех этих новшествбыла выяснена детальная структураверхней мантии Земли. На рис. 35показано одно из первых детальных распределений скоростей поперечных сейсмических волн vS (l). Тонкая структура верхней мантии, показанная на рис. 35, приводит к новомуразделению на зоны наружных слоевЗемли.Граница наружной зоны литосферы, или, как ее часто называют, литосферной плиты, расположена на глубине 70 км. Литосфера включает в себя как земную кору, так и верха мантии.
Этот слой объединяется в единоецелое его механическими свойствами.ρ,g,г/см3 см/с24⋅106 атм2151031310002315 50010246l, 103 кмРис. 34. Распределение плотности, давления и ускорения силы тяжести внутри Земли1 — плотность ρ , 2 — давление p, 3 — ускорение силы тяжести g; справа — шкала давлении pЖесткая литосферная плита расколота примерно на 10 больших плит, по границам которых расположено подавляющее число очагов землетрясений. Поджесткой литосферой в интервале глубин 70–250 км расположен слой повышенной текучести.
Это астеносфера Земли. Вязкость астеносферы ∼ 1020 –1021 пуаз,малая по геофизическим масштабам. Выше отмечалось, что из-за малой вязкости астеносферы жесткие наружные плиты находятся в изостатическом равновесии: они, как гигантские айсберги, плавают в «астеносферном океане» Земли.По-видимому, процессы, протекающие в астеносфере, определяют геологическое строение земной коры. Там происходит перетекание вещества; в астеносфере расположены и первичные магматические очаги вулканов.
Именно в астеносфере образуются базальтовые магмы, которые затем по вулканическим каналам и трещинам в земной коре изливаются на поверхность Земли. Геометрически астеносфера совпадает со слоем пониженных скоростей сейсмических волнв верхней мантии. Это не случайно, а является результатом общей причины.В астеносфере температуры мантийного вещества наиболее близко подходятк температурам плавления.Начиная с глубины ∼ 250 км, скорости сейсмических волн начинают постепенно расти.
Это показывает, что на глубинах 250–400 км влияние давления наvS и vP преобладает над влиянием температуры (из опыта известно, что ростдавления вызывает увеличение скоростей vS и vP , а рост температуры приводитк их уменьшению).1433.04.0М100Глубина, км2003005.06.0 vS, км/сЛитосфера – жесткая, твердая плита,заметны горизонтальные неоднородности⎛Граница, вдоль которой⎨ проскальзывает при перетекании⎝астеносферное веществоАстеносфера – зона пониженнойвязкости, пониженной скорости,горизонтально неоднороднаРост скорости из-за давлениявышележащих слоевЗона фазовых переходоволивинов в шпинель400Рост скорости из-засжатия давлениемвышележащих слоев500600Вторая зона фазовыхпереходовРост скорости из-задавления вышележащихслоев700К ядруРис. 35.
Одна из первых современных реальных моделей мантии Земли. Модель построена по данным сейсмологии и результатам лабораторных исследований при высокихдавленияхНа глубинах около 400 км (см. рис. 35) нарастание скорости аномально велико из-за фазовых переходов оливинов в шпинелевую модификацию — этопервая зона фазовых переходов в мантии Земли. На глубинах 400–650 км скорости сейсмических волн снова плавно возрастают под влиянием роста давлениявышележащих слоев.На глубинах 650–700 км (см.
рис. 35) наблюдается второй всплеск скоростей — это вторая зона фазовых переходов в мантии Земли. Вопрос о том, какиеконкретно фазовые переходы ответственны за аномальный рост скорости наглубинах 650–700 км, в настоящее время все еще дискутируется в литературе. Одни считают, что справедлива гипотеза Бёрча – Магницкого, высказаннаяеще в начале пятидесятых годов, о распаде силикатов при высоких давленияхна окислы: MgO, FeO, SiO2 (стишовит), Al2 O3 . Другие вслед за Рингвудом иГрином считают, что на этих глубинах основные породообразующие минералы мантии Земли переходят в более сложные структуры, о которых мы писалив §6.2.
В §7.4 об этом будет сказано подробнее. Начиная с глубин 700 км и вплотьдо границы с ядром Земли, скорости плавно нарастают под влиянием давлениявышележащих слоев.1447.3.Современные моделиСовременные модели Земли можно разделить на оптимальные и стандартные. Под оптимальной моделью понимают модель, наилучшим образом удовлетворяющую всем имеющимся данным о Земле, а стандартная модель такжедостаточно хорошо удовлетворяет данным наблюдений, но еще .и достаточнопроста, чтобы с ней было легко манипулировать в повседневной геофизической практике. В настоящее время большое число исследователей работает надэтой основной задачей геофизики. Классические модели строились в постановкепрямой задачи геофизики, т.
е. методом подбора. Обилие новых данных позволило перейти к построению модели методом решения обратной задачи геофизики. Обратные задачи решаются с помощью теории возмущений, когда задаетсякакая-то исходная нулевая модель и ищутся такие малые возмущения распределения плотности и упругих модулей (K и μ ) или скоростей объемных волн vP иvS , чтобы наилучшим образом согласовать модель с данными о временах пробегаразличных фаз объемных волн, дисперсионными кривыми для поверхностныхволн и периодами собственных колебаний Земли.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
