ДИСЦИПЛИНА ГЕОФИЗИКА ОСНОВЫ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ФИЗИЧЕСКИЕ

ДИСЦИПЛИНА «ГЕОФИЗИКА» ОСНОВЫ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ, ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД Г. А. ЛОБОВА

СЕЙСМОЛОГИЯ. СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД ИЗУЧЕНИЯ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ ЗЕМЛИ Сейсмология – наука о распространении сейсмических волн в недрах Земли. Cейсмология занимается изучением землетрясений, движений платформ, мониторингом разработок месторождений и пр.

Важная проблема сейсмологии — получение фактических данных, интерпретация которых позволяет составить представление о строении "твёрдой" Земли, т. е. её коры, мантии и ядра. Основной материал для этого дают сейсмические волны и изменение их скоростей в недрах Земли.

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 разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.

В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Проходя через недра Земли, они преломляются и отражаются на акустических границах раздела пород и возвращаются к земной поверхности, где регистрируются сейсмографами.

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.

Путь волн преломляется различной плотностью и жёсткостью подземных 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). На сейсмограммах они регистрируются раньше, чем поперечные волны, и называются первичными, или волнами Р (от лат. Prima) первые).

Скорость распространения продольных волн vр зависит от плотности среды в данной точке- ρ, модуля сжатия- Кcж и модуля сдвига- μсдв выражается формулой, известной из курса общей физики

P-волны (первичные волны) — продольные, или компрессионные волны. Обычно их скорость в два раза быстрее S-волн. В воздухе они принимают форму звуковых волн, и, соответственно, их скорость становится равной скорости звука. Стандартная скорость P-волн — 330 м/с в воздухе, 1 450 м/с в воде и 5 000 м/с в граните.

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 поперечных волн vs, зависит только от плотности среды- ρ и модуля сдвига- μсдв, т. е.

Поскольку в жидких средах модуль сдвига μсдв=0, то это означает, что в них скорость распространения продольных волн равна а скорость поперечных волн Vs=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 волны бывают двух типов: волны Рэлея и волны Лява (L-волны, от лат. longa– длинные). Эти волны возникают на границе разнородных сред у поверхности материков и океанического дна. Они вызывают одновременно деформацию объема и сдвига. Поверхностные волны имеют бóльшую длину, чем продольные и поперечные волны, но скорость их меньше.

Поверхностные волны несколько похожи на волны воды, но в отличие от них они путешествуют по земной поверхности. Их обычная скорость значительно ниже скорости волн тела. Из-за своей низкой частоты, времени действия и большой амплитуды они являются самыми разрушительными изо всех типов сейсмических волн.

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 наружные слои Земли толщиной не менее нескольких километров.

СХЕМА ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ ЗЕМЛИ (ПО К. Е. БУЛЛЕНУ)

СОСТАВ, СТРОЕНИЕ И СВОЙСТВА ВНУТРЕННИХ ГЕОСФЕР ЗЕМЛИ Земная кора - верхняя твердая оболочка Земли выделяется на основании сейсмическиххарактеристик горных пород и связано с именем югославского сейсмолога А. Мохоровичича. Сейсмическая граница, отделяющая его от более глубоких горизонтов Земли (мантии), в честь ее первооткрывателя была названа поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо). Сейсмические волны распространяются со скоростью (около 6 км/с).

Поверхность Мохо практически зеркально повторяет земную поверхность. Мощность земной коры изменяется от 5– 8 км под океанами до 30– 40 км 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).

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, 8 млрд. лет (океанической коры – не ранее 200 млн. лет). Существование планеты -4, 5 млрд. лет

Сейсмическим зондированием материковой коры установлено, что она состоит из трех слоев: - осадочного (Vр = 1, 8 - 5, 0 км/с; ρ= 2, 2 кг/м 3) -гранитного (Vр = 5. 0 - 6, 2 км/с; ρ=2, 4– 2, 6 кг/м 3 базальтового кг/м 3 (Vр = 6, 9– 7, 6 км/с; ρ=2, 8– 3, 3)∙ 103

Геохимический анализ показывает наличие в земной коре 93 химических элементов. Значения средних содержаний элементов в коре называются кларками В настоящее время среднее содержание отдельных элементов 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 является переходной геосферой (промежуточной оболочкой) между земной корой и ядром Земли. Верхняя ее граница совпадает с поверхностью Мохо, нижняя – находится на глубине 2900 км.

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 упругопластичными – внизу. Литосфера характеризуется активными тектоническими движениями горных пород. 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.

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

Граница между мантией и ядром является наиболее резко выраженной границей раздела в недрах Земли. От нее отражаются продольные и 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.

Земное ядро (его еще называют барисферой) – это наиболее плотная внутренняя геосфера Земли. Средняя плотность ядра – около 10, 7· 103 кг/м 3, радиус– 3470 км. 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 140 км.

Во внешнем ядре скорость продольных сейсмических волн постепенно возрастает до 10, 5 км/с, а затем уменьшается до < 9, 5 км/с в переходном слое. Во внутреннем ядре скорость продольных волн вновь увеличивается до 11, 3 км/с На глубине 2900 км, т. е. на верхней границе ядра, давление достигает 137 ГПа, а в центральной его части – 343 ГПа.

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 одинаковон силикатный, но вещество ядра находится в нем в особом металлизированном состоянии.

Сейсмология (от сейсмо. . . и. . . логия), раздел геофизики, изучающий землетрясения, их причины, последствия и меры защиты искусственных сооружений. Измерения регистрируются сейсмографами на поверхности твёрдой Земли

Сейсмологическая станция — комплекс с разнесёнными по площади сейсмологическими приёмниками и регистрирующей станцией, которая записывает сейсмическую активность. По регистрируемым данным станция может определить направление на очаг землетрясения, его мощность и, в частности, расстояние до него и время события. Магнитуда землетрясения определяется обычно по длительности затухания сейсмических волн. Направление определяется по разнице прихода сейсмических волн на поле сейсмоприёмников. Расстояние определяется по разнице прихода продольной и поперечной волны.

. Важно знать, как отклонения от однородности влияют на распространение сейсмических волн. Землетрясения можно рассматривать как специфические колебательные движения земной коры, характеризующиеся небольшой длительностью периодов (от десятков минут для собственных колебаний Земли до долей секунд). Под сейсмичностью подразумевается географическое распределение землетрясений, их связь со строением земной поверхности и распределение по магнитудам (или энергиям).

Прогноз землетрясений складывается из предсказания места, силы и времени их проявления. Задача предсказания времени и места возникновения сильных землетрясений ещё не решена ввиду её исключительной трудности (необходимость получать информацию о процессах в земных недрах на больших глубинах, малая скорость дифференцированных тектонических движений, приводящих к землетрясениям, и др. ).

Работы в этом направлении связаны с поиском предвестников землетрясений, т. е. явлений, обусловленных изменениями физикомеханических свойств земной коры и мантии перед землетрясением (вариации во времени скоростей распространения сейсмических волн, поднятие или опускание уровня океана за несколько часов до сильных землетрясений, изменение электрического сопротивления горных пород и др. ).

Элементом прогноза в известной мере служит сейсмическое районирование, позволяющее указывать районы возможной максимальной силы и средней частоты повторения землетрясений. Для этого проводится анализ данных сети сейсмических станций о положении эпицентров, глубине очагов, магнитудах, интенсивности регистрируемых землетрясений, а также выявляется приуроченность их к тем или иным геологическим структурам и областям проявления интенсивных новейших тектонических движений. Оптимизация сейсмических наблюдений достигается путём рационального выбора места расположения сейсмических станций, обеспечивающего хорошую "видимость" сейсмоактивных зон и минимальный уровень сейсмических шумов

Уточнение сейсмического районирования производится с помощью сейсмического микрорайонирования на основе инженерногеологических изысканий и сейсмометрических инструментальных наблюдений. Эти исследования обеспечивают необходимыми данными сейсмостойкое строительство.

Сейсмическое микрорайонирование, раздел инженерной сейсмологии, задачей которого является уточнение данных сейсмического районирования и степени сейсмической опасности на застраиваемых территориях (см. Сейсмостойкое строительство). С помощью С. м. интенсивность землетрясений в баллах, указанная на картах сейсмического районирования, может быть скорректирована на ± 1— 2 балла в зависимости от местных тектонических, геоморфологических и грунтовых условий.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ P- И S- ВОЛН ДЛЯ ЛОКАЦИИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ В случае локальных или близлежащих землетрясений разница прибытия P- и S- волн может использоваться для обнаружения дистанции от события. В случае глобальных землетрясений четыре или более наблюдательных станций, синхронизированных по времени, записывают время прибытия P-волн.

На основе этих данных можно вычислить эпицентр в любой точке планеты. Для определения гипоцентра используется больший объем данных (десятки или сотни записей прибытия P-волн с сейсмических станций). Самый простой способ узнать место землетрясения в радиусе 200 км — это высчитать разницу в прибытии P- и S - волн в секундах и умножить ее на 8. Но на телесейсмических дистанциях этот способ не подходит потому, что высока вероятность того, что сейсмические волны углубились до мантии Земли и преломились, изменив свою скорость.