Внутреннее строение Земли. Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли

Лекция № 2

Основные вопросы, рассматриваемые на лекции:

1. Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли.

2. Состав, строение и свойства внутренних геосферЗемли.

1. Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли. Для исследования глубоких недр используют различные геофизи­ческие методы, позволяющие по изменчивости изученных физических полей получать информацию о строении, соста­ве и свойствах внутренних оболочек Земли. Наиболее досто­верные данные о внутреннем строении Земли дают комплекс­ные геофизические исследования: сейсмическая разведка, гравиразведка, магнито­разведка, электроразведка, геотермическая съемка и др.

Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли

Сейсмический метод (от греч. «сейма» – колебание, земле­трясение) изучения внутреннего строения Земли основан на наблюдениях за распространением сейсмических волн в ее недрах. Сейсмические волны –это упругие колебания вещест­ва, вызванные землетрясениями или искусственными взрыва­ми.

Для изучения внутреннего строения Земли (а также поисков полезных ископаемых) приемники сейсмических колебаний (сейсмографы) располагаются на земной поверхности. Сейсмические волны, вызванные землетрясениями и взрывами, проходя через недра Земли, преломляются и отражаются на акустических границах раздела пород и возвращаются к земной поверхности, где регистрируются сейсмографами. Скорость распространения сейсмических волн в разных горных породах различна. Например, в рыхлых песках и глинах она меньше, чем в твердых и плотных породах. Определяя скорости распространения упругих волн с учетом времени их регистрации, судят о форме и глубине залегания акустических границ.

Сейсмические волны бывают двух типов – объемные и поверхностные Они имеют различный характер распространения, преломления и отражения в зависимости от агрегатного состояния и физико-механических свойств горных пород.

Объемные волны бывают двух типов продольные и пoперечные.

Продольные сейсмические волны представляют собой упругие колебания вещества около своего среднего положения в направлении распространения самой волны, т е. переменное его сжатие и разряжение. Эти волны распространяются в любых средах (твердой, жидкой, газообразной). Скорость их распространения в 1,7 раза больше скорости поперечных волн. Поэтому на сейсмограммах они регистрируются раньше, чем поперечные волны, и называются первичными, или волнами Р (от лат. Prima – первые).

Поперечные волны создают колебания вещества в направлении, перпендикулярном распространению волны. Они связаны со сдвигом вещества, т. е. с изменением его формы. Эти волны могут проходить только через твердое тело и затухают в жидком и газообразном веществах, ибо два последних не сопротивляются изменению формы. Поскольку на сейсмограммах поперечные волны регистрируются после про­хождения продольных волн, то они получили название вторичных, или S-волн (от лат sekundo – вторые).

Скорость распространения продольных волн v_р зависит от плотности среды в данной точке ρ, модуля сжатия К_cж и мо­дуля сдвига μ_сдв выражается формулой, известной из курса общей физики

(2.1)

Скорость распространения поперечных волн v_s, зависит только от плотности среды ρ и модуля сдвига μ_сдв, т.е.

(2.2)

Поскольку в жидких средах модуль сдвига μ_сдв=0, то это означает, что в них скорость распространения продольных волн равна

(2.3)

а скорость поперечных волн V_s=0. Из этого следует, что по­перечные сейсмические волны, в отличие от продольных, мо­гут распространяться только в твердых средах; в жидкос­тях и газах они затухают.

Поверхностные сейсмические волны. Поверхностные вол­ны (L-волны, от лат. longa–длинные) возникают на гра­нице разнородных сред у поверхности материков и океани­ческою дна. Они вызывают одновременно деформацию объема и сдвига. Они имеют большую длину, чем продольные и по­перечные волны, а скорость их меньше.

Поверхностные волны широко используются для иссле­дования наружных слоев Земли. Как и объемные, они бы­вают двух типов: волны Рэлея и волны Лява. Теоретически изучены английским физиком Дж. Рэлеем в 1885 г. и Лявом в 1911 г.

При землетрясениях в рэлеевской волне смещение частиц почвы происходит с вертикальной плоскости, а сами частицы описывают эллипс, двигаясь против часовой стрелки.

В волнах Лява смещение частиц почвы происходит в гори­зонтальной плоскости перпендикулярно к направлению дви­жения волн.

В поверхностных волнах величина смещения максимальна на поверхности и очень быстро (по экспотенциальному закону) убывает с ростом глубины и обратно пропорционально расстоянию от их источника. Длина поверхностных волн – от десятков до многих сотен километров. Поэтому с их помощью изучаются лишь наружные слои Земли толщиной не менее нескольких километров.

Сейсмическая модель внутреннего строения Земли

Среди различных моделей внутреннего строения Земли наибольшее признание получила классическая сейсмическая модель Джеффриса – Гутенберга, построенная в конце 30-х гг. нашего столетия на основе изменения по радиусу Земли скоростей распространения продольных и поперечных сейсмичес­ких волн.

Если бы наша планета от поверхности до центра была однородным телом, т. е. плотность всюду оставалась посто­янной, то на всех глубинах скорость сейсмических волн была бы одинаковой, и путь их распространения был бы прямолинейным. В действительности пути пробега сейсмических волн имеют сложный криволинейный характер. Скачкообразно с глубиной изменяется и их скорость.

Первая поверхность скачка скорости продольных и поперечных сейсмических волн находится на глубине в среднем около 60–70 км На этой глубине от земной поверхности скорость распространения продольных волн резко возрастает с 5 до 8 км/с, резко возрастает и скорость поперечных волн – с 1,5 до 4,5 км/с. В следующем слое скорость продольных волн постепенно увеличивается, достигая максимума в 13,6км/с на глубине около 2900 км, после чего резко падает до 8,1 км/с, а затем к цент­ру Земли медленно возрастает до 11,3км/с

Скорость поперечных волн в слое от 70 до 2900 км так же, как и скорость продольных волн, постепенно нарастает до 7,5 км/с На глубине 2900км, как и у продольных, она резко снижается, но в отличие от них приближается к нулю. Это означает, что практически глубже 2900 км поперечные волны не приникают и, будучи отраженными на этой глубине, возвращаются к поверхности. Правда, последние более детальные данные свидетельствуют о том, что начиная с глубин около 5000 км поперечные волны распространяются с небольшой менее 0,5–1,0 км/с скоростью.

Скачкообразное изменение с глубиной продольных и поперечных сейсмических волн отражает скачкообразное увеличение упругих свойств и плотности вещества земных недр с глубиной, что свидетельствует о расслоенности Земли. Резкое изменение скоростей сейсмических волн на глубинах 70 и 2900 км дает основание для выделения в ней трех основных частей, или трех внутренних геосфер наружной (земной коры), промежуточной (мантии) и внутренней (ядра).

На границах сейсмических разделов первого порядка - между земной корой и верхней мантией и между нижней мантией и внешним ядром существенно изменяется и плотность вещества. Так, непосредственно ниже границы Мохо плотность пород значительно выше, чем в земной коре, и составляет 3,4 10³ кг/м³ В основании нижней мантии на глубине 2900 км она равна 5,7 кг/м³. При переходе от мантии к ядру происходит резкое увеличение плотности до 10 кг/м³. Затем плотность повышается до 11,5 кг/м³,а во внутреннем ядре составляет примерно 13 кг/м³.

Внутренние геосферы сильно различаются по толщине, объему и массе. Самой малой по толщине (33 км, или 0,5 % радиуса Земли), массе (5·10²² кг, или 0,8 % массы Земли) и по объему (1,7 10¹⁰ км³, или 1,6 % объема Земли) является земная кора, наибольшей по массе (405-1022 кг, или 67,8 %) и объему (89,1 10¹⁰ км³, или 82,2 %) – мантия, а по толщине–ядро (3573 км, или 55,2 %).

2. Состав, строение и свойства внутренних геосфер Земли. Земная кора. Современное понятие о земной коре – верхней твердой оболочке Земли – в первую очередь ос­новано на сейсмических характеристиках горных пород и вязано с именем югославского сейсмолога А. Мохоровичича. Изучая сейсмограммы землетрясений, Мохоровичич в 1909 г. установил, что в верхнем слое Земли сейсмические волны распространяются с меньшей скоростью (около 6 км/с), чем на больших глубинах. Этот низкоскоростной слой рас­пространения сейсмических волн впоследствии был назван земной корой (слой А по К Буллену), а сейсмическая граница, отделяющая его от более глубоких горизонтов Земли (мантии), в честь ее первооткрывателя была названа поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо).

Поверхность Мохо практически зеркально повторяет земную поверхность. Мощность земной коры изменяется от 5–8 км под океанами до 30–40км в равнинных областях и до 70–75 км в ropныx районах континентальных областей. Максимум толщины отмечается на Памире, Гиндукуше, в Гималаях (около 75–80 км) и в Андах (75 км).

Мощность земной коры не превышает 1 % длины земного радиуса, ее вклад в общую массу Земли мал – всего 0,8 % Поэтому при рассмотрении Земли в целом земную кору пред­ставляют в виде однородного слоя эффективной толщиной 33км. Средняя плотность земной коры составляет около 2,8 кг/м³.

В силу своего пограничного положения земная кора является наиболее гетерогенной (неоднородной) по горизонтали и вертикали геосферой Земли.

В зависимости от времени образования и механизма формирования земной коры и, следовательно, неодинакового ее строения на разных участках принято различать материковую и океаническую кору. Самые древние из найденных образцов пород континентальной земной коры существуют на Земле 3,8млрдлет (океани­ческой коры – не ранее 200 млн. лет).

Сейсмическим зондированием материковой коры установлено, что она состоит из трех слоев, осадочного, гранитного и базальтового, различающихся сейсмическими скоростями продольных волн и своей плотностью. Верхний, наименее плотный (р = 2,2 кг/м³) осадочный слой имеет тол­щину от 2–З км в районах спокойного, почти горизонтального залегания горных пород (платформы) до 20–30 км в местах, где породы смяты в складки, пронизанные глубокими трещинами (геосинклинальные области). Само название го­ворит о том, что этот слой представлен осадочными горными порогами (глина, песок, песчаники, известняки, мергели). На этом слое залегает почвенный покров. Скорость продольных сейсмических волн в пределах осадочного слоя изменяется от 1,8 до 5,0 км/с.

Средний, наиболее толстый гранитный слой имеет боль­шую плотность ρ=(2,4–2,6) кг/м³ Скорость продоль­ных вoлн здесь возрастает от 5.0 до 6,2 км/с. Этот слой состоит из кристаллических горных пород (гранит, гнейс, риолиты и др.), сложенных из светло окрашенных силикатов и алюмосиликатов, бедных железом и марганцем и представляющих собой шлаки, легкие побочные продукты глубинных химических реакций, поднявшиеся в верхнюю часть из недр Земли. Во многих местах гранитный слой выходит на земную поверхность (в Карелии, Финляндии, на Кольском полуострове, в центральных частях горных хребтов Тянь-Шаня, Саян, Альп, Кавказа, Карпат и др.)

Нижний базальтовый слой материковой коры имеет еще большую плотность p = (2,8–3,3)∙103 кг/м³. Он cocтоит из изверженных и метаморфических горных пород темного цве­та (базальт, габбро, анортозиты), содержащих большое ко­личество железа и марганца. Его толщина находится в пределах 15–25км (местами до 40 км) и, в отличие от оса­дочного и гранитного слоев, представляет собой сплошную оболочку. Скорость распространения продольных волн в этом слое наибольшая по сравнению с вышележащими слоями (Vp = 6,9–7,6 км/с; скорость поперечных волн Vs – около 3,7–3,8 км/с).

Океаническая кора тоньше материковой, она состоит из двух основных слоев–осадочного и базальтового. Толщина осадочного слоя в пределах молодых вулканических горных систем но превышает нескольких метров, а на глубоковод­ных равнинах и у материковых склонов достигает 0, 5–3,0 км. Толщина базальтового слоя изменяется от 3 до 12 км.

Геохимический анализ показывает наличие в земной коре 93 химических элементов. Значения средних содержаний элементов в коре называются кларками (по фамилии впер­вые рассчитавшего их в 1889 г американского ученого Ф. Кларка). В настоящее время среднее содержание отдельных элементоа оценивается так (%) О–47,2; Si– 27,6; Al–8,3; Fe–5,1; Ca–3,6; Na–2,64; K–2,6, Mg– 2,1, Ti–0,6; H–0,15; C–0,1. На долю этих 11 элементов приходится 99,99% массы земной коры, все остальные 82 элемента в общей сумме дают не более 0,01% массы, в том числе РЬ–0,0016%, Au–0,0000005%

Мантия Земли. Мантия является переходной геосферой (промежуточной оболочкой) между земной корой и ядром Земли. Верхняя ее граница совпадает с поверхностью Мохо, нижняя – находится на глубине 2900км.

По скорости прохождения сейсмических волн мантия под­разделяется на три слоя: В, С и Д. Верхний из них (слой В) называется верхней мантией, или слоем Гутенберга. Его ниж­няя граница расположена на глубине 350–410км. В пределах этого слоя продольные волны распространяются со скоростью более 8 км/с. Второй слой (С) – средняя мантия, или слой Голицына, простирается до глубины 850–900 км Скорость распространения продольных волн здесь достигает 11,4 км/с. Третий слой (Д) – нижняя мантия простирается до глубины 2900 км. Нарастание скорости продольных волн с глубиной в этом слое происходит с меньшим градиентом, чем в верх­ней и средней мантии, что свидеюльствует о большей одно­родности этой области. В основании нижней мантии их ско­рость достигает 13,6 км/с, поперечных–7,3 км/с.

Сейсмическим методом в верхней мантии на глубине око­ло 120–200 км под материком и 60–100 км и более под океанической корой установлен слой как бы «размягченных» горных пород, называемый астеносферой (от греч «астянос»– слабый) Астеносферный слой, или так называемый пояс размягчения, наиболее четко выражен и приподнят местами до глубин 20–25 км и менее под наиболее подвижными зонами земной коры и, напротив, слабо выраже и опущен под наиболее спокойными участками континентов (щитами платформ). В сводах молодых горных сооружений, как и в осевых зонах срединно-океанических хребтов, кровля астеносферы может пересекать границу Мохо, внедряясь в земчую кору.

В астеносферном слое наблюдается понижение скорости распространения сейсмических волн, особенно поперечных, и повышение электропроводности. Это свидетельствует о свое­образном состоянии вещества, менее вязком, более пластич­ном по отношению к выше- и нижележащим слоям. Вязкость вещества астеносферы–около 1019 Па×с, т е на 2–3 порядка ниже, чем в покрывающих и подстилающих ее слоях мантии. Вязкость астенооферного слоя не постоянна, она существеннo изменяется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении, изменяется и его мощность.

Понижение скоростей продольных и поперечных сейсмических волн и повышение электропроводности в астеносфере можно объяснить частичным (около 1–10%) плавлением вещества мантии, происходящим в результате более быстрого повышения температуры с глубиной, чем повышение давления.

Возникает вопрос: в силу каких причин вещества астеносферы находятся в размягченном состоянии? Главная причина этого явления заключается в дифференциации земного вещества. В мантии вещество облегченное удалением металлов, поднимается к земной коре, а тяжелое опускается. Так в мантии возникают вертикальные конвекционные токи. В верхней мантии на глубинах от 100 до 350 км, осо­бенно в пределах 100–150 км, сочетание температуры и давления таково, что вещество находится в размягченном или расплавленном состоянии и стремится всплыть. Этот слой плавления и повышенной активности кроме астеносферы называют еще волноводом

Вертикальные конвекционные токи металлов порождают горизонтальные астенооферные течения. Их скорость дости­гает нескольких десятков сантиметров в год. Эти течения при­вели к расколу литосферы на отдельные глыбы и к их горизонтальному перемещению, известному как дрейф мате­риков. Так, на основе данных, полученных с искусствен­ных спутников Земли, установлено, что за последние пять лет Австралия «подплыла» к Японии на 11 cм, Гавайские острова – на 39 см. Подсчитано, что если такой темп движе­ния сохранится, то ближайший к Японии сосед – Гаваи соль­ются с Японскими островами через 100 млн лет.

Астеносфере принадлежит большая роль в глубинных вулканических процессах. В ней находятся очаги расплавленной магмы, внедряющейся в земную кору или изливаю­щейся на земную поверхность.

Верхняя часть мантии выше астеносферы вместе с земной корой составляют литосферу (от греч lithos–камень и sparia–шар), сравнительно хрупкую оболочку, обладающую упругими свойствами вверху и упруго-пластичными – внизу. Литосфера характеризуется активными тектоническими движениями горных пород, поэтому ее вместе с астеносферой еще принято называть тектоносферой. Существенно, что тектоносфера сверху вниз неоднородна по геологическому строению (текучести) вещества. Согласно новой теории глобаль­ной тектоники все землетрясения возникают в литосфере, по­скольку только она способна реагировать на напряжения как хрупкое твердое тело.

В современной мантии около 8% ее массы приходится на железо, 30% его уже спустилось в ядро. Но и этих 8% вполне достаточно для продолжения дифференциации ве­щества и обеспечения тектонической активности нашей пла­неты по крайней мере на ближайшие 1,5–2,0 млрд лет.

Ядро Земли На глубине 2900 км отмечается второй сейсмический раздел первого порядка, отделяющий мантию or ядра.

Граница между мантией и ядром является наиболее резко выраженной границей раздела в недрах Земли. От нее отражаются продольные п поперечные волны и кроме того на ней образуются преломленные волны, распространяющиеся по различным траекториям в недра земного ядра. На этой границе скорость продольных волн скачкообразно падает от 13,6 км/с в нижней мантии до 8,1 км/с в ядре, поперечные волны ниже этой границы не распространяются.

Тот факт, что земное ядро не пропускает через себя поперечные волны, скорость которых в нем равна нулю, означает, что модуль сдвига вещества ядра мю-сдв также равен нулю. Отсюда можно сделать вывод, что земное ядро, или по крайней мере его верхний слой, находится в жидком состоянии.

Земное ядро (его еще называют барисферой) – это наиболее плотная внутренняя геосфера Земли. Средняя плотнось ядра – около 10,7-103 кг/м³, радиус–3470 км. По сейсмическим данным – скачку скорости продольных волн на глубине около 5000 км – в нем выделяют внешнее ядро, или слой Е, до глубины 4980 км и внутреннее ядро, или слой G. Между внешним и внутренним ядром имеется переходная зона (слой F) толщиной около 140км. Переходная зона имеется также на нижней границе мантии (слой D') на глубине 2700–2900км. Она характеризуется почти постоянной скоростью продольных и поперечных волн.

Во внешнем ядре скорость продольных сейсмических волн постепенно возрастает до 10,5 км/с, а затем уменьшается до < 9,5км/с в переходном слое. Во внутреннем ядре скорость продольных волн вновь увеличивается до 11,3 км/с.

На глубине 2900км, т. е. на верхней границе ядра, давление достигает 137 ГПа, а в центральной его части – 343 ГПа. Предполагается, что при таком большом давлении электронные оболочки атомов нарушаются и их ядра оказываются растворенными в общей массе электронов. Предполагается, также, что в таких условиях вещество переходит в новое физическое состояние – сверхплотное, при котором нарушаются химические свойства, и оно не может быть названо именем ни одного химического элемента или соединения, существующего в земной коре при небольших давлениях. По физическим свойствам вещество в этом состоянии универсально-металлическое, обладающее магнитными свой­ствами. При температурах, господствующих внутри Земли (принимается, что температура в центральной части ядра около 5000°С), внешнее ядро расплавлено, а внутреннее, по последним данным, находится в твердом состоянии.

По современным представлениям ядро на 85–90% состоит из железоникелевого сплава с примесью S, Mg и Si железное ядро). Во внешнем жидком ядре легкой добавкой к железу является кислород, а во внутреннем – никель. Высказывается также предположение, что кроме железа и никеля в ядре должны быть какие-то легкие элементы, к ко­торым могут быть отнесены кремний или сера. Известна также гипотеза, разделяемая меньшей частью ученых, что сос­тав мантии и ядра одинаков он силикатный, но вещество ядра находится в нем в особом металлизированном состоя­нии.

Дата добавления: 2014-01-11