В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 5
Текст из файла (страница 5)
Геофизическая наука, изучающая сейсмические волны, их источники — очаги землетрясений — и строениетвердой Земли или ее отдельных оболочек, называется сейсмологией. Она возникла в начале XX столетия. Одним из основателейсейсмологии был русский физик и геофизик, академик Императорской Санкт-Петербургской Академии наук князь Борис БорисовичГолицын (1862-1916).Поскольку вещество с различными плотностью и другими механическими характеристиками распределяется в Земле неравномерно,твердая Земля имеет слоистое строение. Сейсмические методы даютнаиболее точную и достоверную информацию о внутреннем строенииЗемли. Вскоре после начала инструментальных наблюдений былиобнаружены три основных структурных элемента внутри Земли: ядро, мантия (оболочка) и кора.
Скорости распространения сейсмических волн зависят от плотности и модулей упругости горных пород.Упругие (или сейсмические) волны, возникая в толще Земли какобъемные, порождают поверхностные волны, выходя на поверхностьЗемли или пересекая границы раздела.Объемные волны бывают двух типов: продольные и поперечные.Продольные являются упругими волнами сжатия, а поперечные —упругими волнами сдвига. Объемные волны подчиняются законамгеометрической оптики, отражаясь и преломляясь у поверхностейраздела, ще их скорость изменяется.
Скорости этих волн определяются формуламиV p -, T K ± m i 'vs - y T f ,о .»ще Vp и v s — скорости продольных и поперечных волн, К — модульвсестороннего сжатия, — модуль сдвига, р — плотность.Из этих формул видно, что скорость продольных волн выше скороста поперечных волн (в среднем в 1,7 раза). Соответственно продольные волны регистрируются на сейсмограммах раньше поперечных. Поэтому продольные волны получили название первичных (pri mary, Р), а поперечные — вторичных (secondary, 5).Объемные сейсмические волны в буквальном смысле слова просвечивают нашу планету и, подобно рентгену, позволяют выявить внутреннее строение Земли без непосредственного проникновения в ее недра.Упругие сейсмические волны регистрируются сейсмографами,в зависимости от конструкции которых записывается либо смещениепочвы, либо скорость смещения.
Короткопериодные приборы (Т ~ 1 с)используются для обнаружения объемных волн, а длиннопериодные(Т > 15 с) — для обнаружения поверхностных волн.Источник сейсмических волн имеет обычно протяженность 10-190 км.У микроземлетрясений он уменьшается до 1 км, а у катастрофических достигает 1000 км.
При теоретическом рассмотрении он представляется ‘‘точкой”, которая называется фокусом или гипоцентром.Точка на поверхности Земли — проекция фокуса по вертикали вверх —называется эпицентром. Большинство очагов землетрясений расположено на глубинах менее 100 км, но известны землетрясения, происходящие на глубинах до 700 км. Местоположение гипоцентра и эпи-Рис, 2.1. Схема годографа Г(А) (а) и схема распространении сейсмического луча (Rрадиус Земли, Л — эпицентральное расстояние) (б )—центра землетрясений определяется по времени прихода сейсмических волн.
Зависимость времени пробега Т от эпицентрального расстояния А называется годографом (рис. 2.1, а). Для случая однороднойЗемли на рис. 2.1, б приведена схема хода сейсмического луча ксейсмической станции. Точка А на рис. 2.1, а определяет сейсмический луч, проходящий расстояниеза время Tj. Пусть в точке Апроизводная d T /d A равна Р {. Задача сейсмологии состоит в том, чтобы перейти от графической зависимости ^(А) к зависимости сейсмической скорости от радиуса v (г), так как информацию о внутреннемстроении Земли дает распределение скоростей сейсмических волн поглубине. Ниже будет рассмотрен один из способов этого перехода.Для определения координат очага необходима регистрация приходаволн на нескольких сейсмостанциях (не менее 4).
Последние усовершенствования мировой сети сейсмостанций и применение ЭВМ значительно повысили точность определения очагов землетрясений.До 50-х гг. наибольшее число открытий в сейсмологии было сделано в результате измерений времени пробега объемных волн землетрясений. Предполагалось, что Земля обладает радиальной симметриейи поэтому можно использовать множество различных землетрясений,чтобы построить годограф волн Р и S для последовательного рядавозможных эпицентральных расстояний А от 0 до 180°.Как уже упоминалось, Земля имеет ядро, мантию и кору. Исторически первым было открыто центральное ядро Земли: в 1906 г.
Олдгем обнаружил, что волны Р вблизи эпицентрального расстояния 180°приходят значительно позже, чем этого можно было ожидать (рис. 2.2).Рис. 2.2. Некоторые пути P -волн, проходящих сквозь землю. Штриховые линии изображают слабые Р-волны, выходящие в зоне тени (по Гутенбергу, 1963)Такая задержка волн вызвана их прохождением через ядро с пониженной скоростью. Это открытие было затем подтверждено болеедетальными исследованиями.
Волны Р и S наблюдаются до А = 103°.причем их скорость возрастает с глубиной по мере прохождения вол ны через оболочку (мантию) Земли. Между 103 и 142° волны обычноисчезают: создается “зона тени”. От 142 до 180° появляется болеепоздняя волна Р, а волна S отсутствует. Из этого следует, что приблизительно на половине пути до центра Земли существует резкаяграница раздела, ниже которой скорость волны Р внезапно уменьшается, а волна S исчезает. Известно, что поперечные волны не распространяются в жидкости, так как там модуль сдвига /л = 0.
Следовательно, полученные результаты указывают на существование жидкого ядра, выше которого лежит оболочка, или мантия, Земли, вещество которой находится в твердом состоянии.Глубину границы раздела ядро — мантия впервые определил немецкий сейсмолог Гутенберг в 1914 г. (2900 км), в связи с чем эта границаназвана его именем. На границе Гутенберга vp скачком уменьшаетсяот 13,6 до 8,1 км/с.Скорости поперечных волн v s соответственноуменьшаются от 7,3 км/сдо 0 (рис.
2.3). Плотность в ядре возрастает от 5,5 (в оболочке) до 10 г/см3.Рис. 2.3. Распределениескоростей волн Р и S внутри Земли по модели Д ж еф фриса-ГутенбергаЦентрЗемлиВторая отчетливая поверхность раздела, на малой глубине, былаоткрыта югославским сейсмологом Мохоровичичем при изучении сейсмограмм землетрясений в Югославии 8 октября 1909 г., записанныхна расстоянии нескольких сотен километров от эпицентра.
На этойгранице, получившей название Мохо, скачкообразно возрастают скорости v p и v s и плотность /о. В связи с этим открытием земной коройстал называться слой, расположенный выше границы Мохоровичича,Мохо или просто М. Толщина земной коры неодинакова в разныхчастях поверхности Земли: она изменяется от ~ 10 км (с учетомтолщи воды) в океанических областях до 70 км в горных районахконтинентов. Вклад земной коры в полную массу и момент инерцииЗемли мал, поэтому при рассмотрении Земли в целом земную корупредставляют в виде однородного слоя толщиной ~ 35 км.Согласно сейсмическим данным, наибольшей плотностью из трехобластей Земли обладает ядро.
Это соответствует данным о среднейплотности Земли (5,517 г/см3) и плотности пород коры, равной- 2,8 г/см3 (граниты) и ~3,0 г/см3 (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 Sвнутри Земли. Более детальные сейсмические исследования позволили обнаружить слой пониженных скоростей (волновод) в верхнейчасти мантии, а также переходную зону в мантии (400-1000 км), вкоторой наблюдался быстрый рост скоростей vp и v s . Выше переходной зоны была выделена верхняя мантия, а ниже — нижняямантия.В 1936 г. датский сейсмолог Леманн обнаружила быстрое увеличение скорости P-волн внутри ядра на глубине около 5000 км из наблюденияслабыхвступлений волн Рв зоне тени междуЛ = 110° и А = 143°.Этивступленияможно было объяснить только сильным увеличениемскоростивнутриядра.
Тем самымбыла установленаеще одна границараздела, известнаякак переходная зона в ядре, котораяотделяет внешнееядро с малыми скоростями P-волн отРис. 2.4. Модель Буллена внутреннего строения Земли (а), зависимость плотности р отглубины (б ), значенияплотности /о0, экстрапо,Радиус км500<JI I1000400030002000J— 1------ 1— I-----l l200030004000Глубина %нм10001 »50006000лированные на нормальные р Т -условия (в)внутреннего ядра с большими скоростями P-волн. По современнымпредставлениям внутреннее ядро является твердым в противоположность жидкому внешнему.Австралийский геофизик Буллен, анализируя распределениескоростей сейсмических волн внутри Земли, разделил всю Землюна семь концентрических, зон и дал им буквенные обозначения(рис.
2.4). Подразделения Буллена служат основой для большинства дискуссий о физических и химических свойствах земных недр.ГО Д О ГРАФ И ТРАЕКТОРИ ИОБЪЕМ НЫ Х СЕЙ СМ И ЧЕСКИ Х ВОЛНИз рис. 2.1, б видно, что время пробега P-волн определяетсяпо формуле Т = 2sin (А/2), где Т — время пробега, v — скорость сейсмической волны, А — эпицентральное расстояние, R —радиус Земли.В связи с увеличением скоростей с глубиной (неоднородное строение Земли) сейсмические лучи искривляются. Выводы, которыеможно сделать о деталях строения Земли, зависят от точности определения времени пробега.
Проверка определения времени пробегавозможна по записям волн от ядерных или других искусственныхвзрывов, местоположение, времяи глубина которых известны иих не нужно определять по вступлениям сейсмических волн. Полные таблицы времен пробега составлены Гутенбергом, Джеффрисом и Булленом и, несмотряна 50-летнюю давность, остаютсялучшими для Земли в целом. Соответствующие годографы приведены на рис. 2.5. Большое число ветвей годографов появляетсяиз-за отражения и обмена волн Ри 5 на границе мантии и ядра ина поверхности Земли.
При точных расчетах времен пробега вэти таблицы нужно вводить поправки на сжатие, которое убывает с глубиной.На границах раздела в недрахЗемли возникают новые волны Рис. 2.5. Годографы Джеффриса некоторазличных типов. Так, попереч рых объемных сейсмических волнная волна на границе расщепляется на поперечные волны двух типов:волны SH и S V. В поперечной волне типа SH вектор смещения лежитв плоскости границы раздела, эти волны не интерферируют с P-волнами и поперечными SV-волнами, вектор смещения которых лежит вплоскости, содержащей луч и перпендикулярной к границе. В результате при прохождении границы SH -волна дает преломленную и отраженную волны только типа SH, a S V- и P-волны в общем случае даютчетыре волны: отраженные и преломленные SV- и P-волны каждая.Так появляются обменные волны. Для каждого типа волн при прохождении границы отношение sin i (i — угол падения) к скорости vостается постоянным:sin i/v = const.(2.2)sin г/sin V = v / v ',(2.3)Отсюда получаетсягде V — угол преломления, v, v ' — скорости волны по обе стороныграницы.
Угол е = л/г —i называется углом выхода сейсмическоголуча.На сейсмограмме обычно регистрируется рад фаз, каждая из которых связана с распространением волн по определенному типупути. Стандартные обозначения различных типов лучей показанына рис. 2.5. Так, продольная волна, испущенная из очага в сторонуот земной поверхности, обозначается Р, а к земной поверхности — р .После первого отражения от земной поверхности она может остатьсяпродольной волной РР или перейти в поперечную волну PS.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
