В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 6
Текст из файла (страница 6)
б — лунная сейсмограмма. Запись метеоритного удара13 мая 1972 г. на одной из компонент длиннопериодного сейсмометра с максимумомчувствительности около 0.45 Гц; показана часть записи длиной чуть больше полуторачасовдольные, так и поперечные волны, причем скорости распространения этих волнразличны.
На границах раздела внутри Земли объемные сейсмические волныиспытывают преломление и отражение, порождая обменные волны. В результате число различных типов сейсмических лучей быстро растет. В дополнение кобъемным сейсмическим волнам возбуждаются различные типы поверхностныхволн, которые распространяются по различным поверхностным трассам, и из-засильной дисперсии скоростей волновой пакет поверхностных волн со временемрасплывается. Далее, хотя Земля и велика, но для сейсмических лучей она является конечным, а не «бесконечным» телом.
Сейсмические волны из-за преобразования небольшой доли их энергии в тепло постепенно затухают. О затуханиисейсмических волн будет сказано ниже, а пока что отвлечемся от этого эффекта.Тогда конечность Земли проявится в том, что сейсмические волны будут распространяться от одной «точки» внешней поверхности к другой, так что недраЗемли заполнятся «сейсмическим звуком». Нарисованная нами в общих чертахкартина распространения сейсмических волн все еще заметно упрощена, таккак мы не учитываем рассеивающих свойств земных недр. Земля не прозрачна,как стеклышко! Некоторые ее зоны являются сейсмически мутной средой.
В результате реальное строение Земли и конечность ее размеров приводят к тому,24что сейсмический сигнал, время возбуждения которого порядка секунды, регистрируется па сейсмограммах в течение минут и десятков минут. Эти эффектыс особой силой проявились на лунных сейсмограммах (см. рис. 8,б). Причиныэтого следующие. Во-первых, Луна в четыре раза меньше Земли. Во-вторых, коэффициент поглощения сейсмических воли в недрах Луны на порядок меньше,чем в недрах Земли. Наконец, наружный 25-километровый слой Луны сильнонеоднороден, хорошо рассеивает сейсмические волны, что, по существу, удлиняет пути сейсмических лучей.
Из-за всего этого наружный слой Луны долго«держит» сейсмическую энергию, а это затягивает сейсмическую запись.Раньше сейсмограмма, записанная при сильных землетрясениях на удаленных станциях, Δ > 20∘ (в телесейсмической зоне), делилась как бы на две части.Первая часть начиналась со вступления прямых P-волн и кончалась записьюповерхностных волн (эти волны на записи имеют большие амплитуды), а вторая часть сейсмограммы, ее хвост, не использовалась для интерпретации, и дляее обозначения применялся термин «кода».
Теперь более правильно интерпретировать сейсмограмму, разделяя на ней систематически записи регулярных инерегулярных (рассеянных) волн. Термин «кода» разумно отнести к рассеяннымволнам, связанным с конкретной фазой. Поэтому можно сказать так: вначале записывается импульс прямой P-волны, затем записываются рассеянные волныфазы P — ее кода, далее вступает следующая фаза, которая записывается на затухающем хвосте коды P-фазы, вторая фаза сопровождается своей кодой и т.д.Правильная интерпретация рассеянных волн по сейсмограммам, осуществленная в последние годы, явилась крупным достижением. По этой интерпретации у кровли мантии на границе с корой и у ее подошвы на границе с ядромрасположены зоны повышенной горизонтальной неоднородности. Мощностьэтих слоев еще недостаточно хорошо определена и может достигать примерно200 км.
Горизонтальные отклонения скорости от среднего значения порядка одного процента. Эти зоны, если считать сверху вниз, можно назвать первой и второй рассеивающими зонами мантии Земли. Сами определения пока носят весьмакачественный характер, так как обе зоны соседствуют с двумя важнейшими разделами в недрах Земли: границей М и границей Г, причем как обе границы, таки кора и кромка ядра могут обладать повышенными рассеивающими свойствами(из-за горизонтальной неоднородности) и этим маскировать действия первой ивторой рассеивающих зон Земли.
Тем не менее сейчас можно считать установленным, что рассеивающие свойства указанных зон могут формировать ложныерегулярные фазы на сейсмограммах (так называемые фазы-предвестники), дляинтерпретации которых ранее приходилось вводить дополнительные границыраздела в верхней мантии и сильно усложнять распределение скоростей P-волнв переходной зоне между жидким внешним и твердым внутренним ядром (зо25ны F). Таким образом, правильная интерпретация рассеянных импульсов позволила устранить ложные границы раздела в верхней мантии в зоне B и отказатьсяот большого числа вариантов сложных скоростных разрезов для зоны F.
Сейчас распределение скоростей продольных волн в зоне F (см. рис. 2) оказалосьвесьма простым и плавно соединяет значения скорости P-волн внешнего ядрасо значениями скорости P-волн внутреннего ядра.Существуют четыре причины, ослабляющие амплитуду сейсмического сигнала при его распространении в недрах Земли.Во-первых, волна теряет энергию при прохождении границы раздела, дробясьна несколько волн.Вторая причина ослабления волны носит чисто геометрический характер иназывается геометрическим расхождением.
Этот эффект легко понять. Окружимисточник концентрическими сферами. Поток сейсмической энергии, протекающий через поверхность каждой сферы, одинаков, а площадь поверхности сферырастет как квадрат радиуса; следовательно, энергия убывает обратно пропорционально квадрату расстояния до источника. Так как энергия волны пропорциональна квадрату ее амплитуды, то амплитуды объемных сейсмических волнубывают обратно пропорционально первой степени расстояния до источника.Уменьшение энергии поверхностных сейсмических волн из-за геометрическогорасхождения обратно пропорционально первой степени расстояния от источника; соответственно амплитуда поверхностной волны спадает обратно пропорционально корню квадратному из расстояния до источника.
Опять-таки этотрезультат получается из-за цилиндрической симметрии поверхностных волн, иесли источник окружить коаксиальными цилиндрами, то сразу получим искомыезависимости. Из-за эффекта геометрического расхождения на больших эпицентральных расстояниях интенсивность поверхностных волн становится больше,чем объемных, что хорошо видно на сейсмограмме (см.
рис. 8,а).Следующими двумя причинами, ослабляющими сейсмические волны, являются эффект рассеяния из-за «мутности» среды, о котором мы говорили выше, иэффект преобразования упругой энергии волн в тепло из-за неидеальной упругости земных недр. Оба эти эффекта действуют совместно, и их трудно разделитьэкспериментально. Запишем смещение в какой-либо волне в виде монохроматической затухающей гармоники)(rn −(αр + αд )r,cos 2π f t −A(r, t) = A0 r eCгде r — расстояние от источника, t — время, n = −1 для объемной волны,n = −1/2 для поверхностной волны, f — частота, C — фазовая скорость, A0 —амплитуда волны в источнике, αр — коэффициент рассеяния, αд — коэффициент26поглощения из-за неупругой диссипации, α = αр + αд — коэффициент затухания гармонической бегущей волны.
Величина αр может быть сложной функциейчастоты.В большей части земных недр αд > αр . Однако в зонах Земли с повышеннымирассеивающими свойствами величина αр может быть достаточно большой, ииз-за того, что экспериментально определяют сумму (αд + αр ), она можетмаскировать определение αд с помощью сейсмических волн. Коэффициент αдпростым соотношением связан с механической добротностью средыαд(k) =π⋅ f,v(k) Q(k)k = P или S,QP≈ 2.3,QS(3)где индексы “P” и “S” относятся к объемным P- и S-волнам.
Механическаядобротность Q связана простой формулой с долей упругой энергии ΔE/E, переходящей в тепло за колебательный цикл:ΔE2π=,QE(4)поэтому величину Q−1 часто называют диссипативной функцией; Распределение механической добротности в недрах Земли удалось оценить по затуханиюсобственных колебаний Земли (см.
гл. 3). Величину Q можно измерять такжев лабораторных условиях на образцах горных пород и минералах. Как лабораторный эксперимент, так и геофизический опыт показывают, что в первомприближении можно считать величину Q не зависящей от частоты. Отсюдасразу вытекают важные для сейсмологии выводы. Пусть αд > αр . Выразим коэффициент затухания α через механическую добротность: αS ≈ αдS = π f /vS QS ;аналогичную формулу получим для продольных волн P. Мы видим, что затухание сейсмических волн очень сильно (экспоненциально) зависит от частоты.Из-за этого в Земле короткие волны затухают значительно быстрее, чем длинные.
Далее, так как vP QP ≈ 1.7⋅2.3⋅vS QS ≈ 3.9vS QS , то продольные волны в Землезатухают слабее, чем поперечные. В коре и мантии Земли величина QS варьирует в широких пределах 100 ≲ QS ≲ 1000, а для ядра Земли QP ≫ 1000. Оценимсредний коэффициент затухания объемных сейсмических волн в мантии Земли.Для этого воспользуемся формулой (3), в которой положимv̄S ∼ 6 км/с,ТогдаᾱдS ∼ 1 ⋅ 10−3 T −1 ,Q̄S ∼ 5 ⋅ 102 .ᾱдP ∼ 2.5 ⋅ 10−4 T −1 ,где размерность T — секунды, а α — км−1 .27Периоды объемных сейсмических волн лежат в диапазоне T ∼ (0.1–10) с.Следовательно, из-за диссипации уменьшение амплитуды поперечной волныв e раз с периодом ∼ 1 с происходит на пути в 1000 км, а такое же затуханиепродольной волны с тем же периодом происходит на пути в ∼ 4000 км.1.3.Сейсмичность ЗемлиЗемлетрясения возникают как следствие тектонической жизни Земли. Ихизучение весьма важно для физики Земли и представляет собой одну из основных задач сейсмологии.
Исследование землетрясении связывает геофизикус геологией, способствуя подведению количественной базы для суждения о деформациях земной коры.Классический труд Б. Гутенберга и Ч. Рихтера «Сейсмичность Земли» (первое издание вышло в США в 1941 г., русский перевод — М.: ИЛ, 1948 г.) явилсяфундаментальной сводкой, в которой было подытожено распределение землетрясений по энергиям, их связь с региональными особенностями земной поверхности и их географическое распределение. С тех пор все эти особенностиобозначают одним словом «сейсмичность».Впервые сейсмическую энергию землетрясений по порядку величины поданным одной сейсмической станции рассчитал в 1915 г.
Б.Б. Голицын. При этомбыло сделано предположение, что сейсмические волны из очага излучаютсясимметрично по всем направлениям.Однако прошло еще 20 лет, прежде чем Чарльз Рихтер в 1935 г. ввел понятие магнитуды землетрясения — ключевого понятия для обсуждаемой намитемы. Вот как сам автор в своей книге «Элементарная сейсмология» описываетситуацию, в которой был сделан этот шаг:«Идея создания шкалы величин, или магнитуд, землетрясений, основаннойисключительно на инструментальных записях, естественным образом возникла из опыта работников сейсмических станций.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
