Скачать презентацию Строение Земли Основы физики Земли Лекция 3 Скачать презентацию Строение Земли Основы физики Земли Лекция 3

OFZ_3_Stroenie_PREM.ppt

  • Количество слайдов: 30

Строение Земли Основы физики Земли Лекция 3 Строение Земли Основы физики Земли Лекция 3

Строение Земли Главный источник данных о строении Земли – структурная сейсмология. Объектами структурной сейсмологии Строение Земли Главный источник данных о строении Земли – структурная сейсмология. Объектами структурной сейсмологии являются: положение и рельеф границ раздела упругих свойств, скоростная структура оболочек между этими границами, закономерности поглощения энергии волн и анизотропии скоростей в отдельных слоях, природа этих явлений в связи с составом и состоянием оболочек. Источник информации для структурной сейсмологии – землетрясения. Их много, они регистрируются большим числом сейсмических станций по всему миру. Естественно, плотность сети сейсмостанций в среднем больше в сейсмически опасных районах, чем в спокойных, но и там станций много. Методы структурной сейсмологии основаны на выделении и анализе волн разных типов: по условиям в очаге, поляризации, закономерностям распространения в глубинных оболочках и поведению на границах раздела и вблизи земной поверхности.

Классификация сейсмических волн Очаг землетрясения – зона в литосфере, где происходит быстрое смещение берегов Классификация сейсмических волн Очаг землетрясения – зона в литосфере, где происходит быстрое смещение берегов трещины при превышении касательными напряжениями предела прочности массива горных пород. При этом высвобождается энергия, накопленная в среде при тектонических деформациях. Значительная часть энергии идет на разрушение массива горных пород в очаговой области, меньшая часть выделяется в форме упругих волн. Очаг землетрясения можно представить двойным диполем (рис. а) с диаграммой направленности объемных волн (рис. б).

В очаге реализуется не только сдвиговая, но и объемная деформация. При смещении трещины ее В очаге реализуется не только сдвиговая, но и объемная деформация. При смещении трещины ее берегов возникает дилатансия – увеличение объема разрушения вдоль разрыва. Очаги землетрясений расположены на разной глубине, обычно в пределах земной коры на глубине от 10– 20 до 60 км, но возникают они и в мантии на глубине до 700 км. Сейсмические волны распространяются в среде как объемные Р- и S-волны, поверхностные волны Лява LQ и Рэлея LR. Сдвиговые (поперечные) волны S по условиям деформации в очаге поляризованы на фронте волны в двух ортогональных направлениях: параллельно трещине и перпендикулярно к ней. На границах раздела упругих свойств поляризация изменяется: в плоскости границы (SH-волны) и в плоскости, ортогональной границе и сейсмическому лучу (SV-волны). В изотропной среде скорости SH- и SV-волн равны. На фронте продольной волны сжатия Р смещения частиц происходят вдоль луча.

Поверхностные волны Лява – поперечные волны со смещениями частиц в плоскости границы земля-воздух перпендикулярно Поверхностные волны Лява – поперечные волны со смещениями частиц в плоскости границы земля-воздух перпендикулярно лучу. Волны Рэлея поляризованы в вертикальной плоскости луча; траектории частиц представляют собой эллипсы, по которым частицы накатываются на фронт волны. Условием возникновения волн LR является свободная граница полупространства. Волны LQ возникают при наличии слоя на полупространстве. Хотя эти волны называются поверхностными, но они распространяются в слое толщиной, зависящей от частоты колебаний: чем она меньше, тем больше глубина слоя.

Последовательность прихода волн на станцию и соотношение их амплитуд показано на сейсмограмме удаленного землетрясения; Последовательность прихода волн на станцию и соотношение их амплитуд показано на сейсмограмме удаленного землетрясения; сейсмостанция Херенвен (Голландия), землетрясение 15. 10. 2006 г. на Гаваях. Продольные волны приходят первыми, но их амплитуда меньше, чем у поперечных волн. Более интенсивны волны Лява, но самые интенсивные – это волны Рэлея.

От каждого землетрясения Землю пересекает множество лучей объемных волн. Траектории главных сейсмических лучей в От каждого землетрясения Землю пересекает множество лучей объемных волн. Траектории главных сейсмических лучей в Земле (Seysmology, 2004). Показаны только две сейсмические границы: ядро– мантия и раздел внутри ядра. Волны, с каждой стороны вертикального диаметра, присутствуют и на другой стороне

От очага идут продольные волны (Р) и поперечные (S) волны. На поверхности Земли возникают От очага идут продольные волны (Р) и поперечные (S) волны. На поверхности Земли возникают кратные отражения – монотипные волны РР, РРР, SSS; обменные PS, SP, PPS, SPS и др. (Волны, отраженные от земной поверхности вблизи очага, обозначаются строчными буквами – p и s). На любой внутренней границе в точке прихода волны возникают отраженные и преломленные Р- и S-волны, монотипные и обменные. Волны, отраженные границей ядро–мантия, обозначаются буквой с (core) между обозначения поляризации волны – Рс. Р, Sc. S. Волны прошедшие эту границу во внешнее ядро, обозначаются K, две буквы K означают кратное отражение волны в ядре от его границы: SKS, PKP, SKPPKP, SKKP. Во внешнем ядре поперечные волны не распространяются. Прошедшие через внутреннее ядро продольные волны обозначаются PKIKP, обменные волны, прошедшие внутреннее ядро как поперечные, обозначаются PKJKP.

Зависимость времен пробега конкретной волны от эпицентрального расстояния t(∆) – это ее годограф. Совокупность Зависимость времен пробега конкретной волны от эпицентрального расстояния t(∆) – это ее годограф. Совокупность годографов разных волн – это сводный годограф. Его вид практически не зависит от места и времени землетрясения и мало зависит от его силы. Последовательность прихода волн на станцию с данным эпицентральным расстоянием ∆ определяется номером волны от оси абсцисс по вертикали

Анализ поверхностных волн Поверхностные волны обнаруживают дисперсию – зависимость скорости распространения от частоты. Это Анализ поверхностных волн Поверхностные волны обнаруживают дисперсию – зависимость скорости распространения от частоты. Это проявляется в расширении цуга волн при удалении от источника. Так как скорость волн растет с глубиной, а волны с длинными периодами проникают глубже высокочастотных, то длинные волны имеют большие скорости, чем короткие. При распространении в трехслойной среде волны Лява они имеют три моды. Волны Рэлея могут в подобной модели среды имеют две моды – LR 0 и LR 1, которые разделяются лучше, чем моды волн Лява. Эти моды по-разному распространяются в слоях на разной глубине. Поэтому их дисперсия различна Моды волн Лява (модель)

Дисперсия волн Рэлея: 1 – континентальный путь, 2 – смешанный, 3 – океанический путь Дисперсия волн Рэлея: 1 – континентальный путь, 2 – смешанный, 3 – океанический путь [Dahlman, Israelson, 1977]; Дисперсия волн Рэлея в Западной Европе [Kolinsky, 2004]

Низкочастотные волны Рэлея с периодами до 600 с проникают до глубины 400 км, что Низкочастотные волны Рэлея с периодами до 600 с проникают до глубины 400 км, что позволяет оценить изменения упругих свойств с глубиной. Это важно для выявления волновода (астеносферы) и оценки его параметров: положения в разрезе верхней мантии и величины понижения скорости в астеносфере. Дисперсия волн Рэлея в мантии с волноводом

Путем сравнения реальных дисперсионных кривых v. R(T) c кривыми, рассчитанными для моделей с разными Путем сравнения реальных дисперсионных кривых v. R(T) c кривыми, рассчитанными для моделей с разными параметрами волноводного слоя, подбираются такие региональные модели строения верхней мантии, которые соответствуют данным наблюдений. Например, обнаружено систематическое повышение толщины волноводного слоя в активных тектонических областях континентов по сравнению со стабильными платформенными регионами, а также в среднем под океанами относительно континентов. Наличие волновода подтверждено обнаружением каналовых волн Pa и Sa, распространяющихся путем внутреннего отражения с рефракцией от нерезких границ волновода и имеющих прямолинейные годографы. Исследование дисперсии поверхностных волн позволяет выявлять скоростные неоднородности на разных глубинах – от очаговых зон землетрясений до внутреннего ядра.

В последние годы специалисты уделяют большое внимание кода-волнам (рисунок), которые следуют за поверхностными волнами В последние годы специалисты уделяют большое внимание кода-волнам (рисунок), которые следуют за поверхностными волнами и являются следствием интерференции S- и P-волн на неоднородностях в разных частях Земли. Соотношение скоростей поперечных волн (S), поверхностных волн Лява (L 1, L 0) и Рэлея (R 0) и кода-волн. Цветом выделены те же волны по результатам моделирования [Kolinsky, 2004]

Методы анализа при непрерывном Годограф объемной волны ∆(t) объемных волн увеличении скорости с глубиной Методы анализа при непрерывном Годограф объемной волны ∆(t) объемных волн увеличении скорости с глубиной представляет собой гладкую кривую, которая характеризуется увеличением кажущейся скорости волны d∆/dt с расстоянием ∆, т. к. волна, выходящая на большем эпицентральном расстоянии ∆ глубже проникает в среду. На рисунке показаны величины, необходимые для определения параметра луча p = dt(∆)/d∆. Для лучей рефрагированных волн этот параметр является константой закона Снеллиуса: Параметр луча – его константа. В точке глубокого проникновения луча r sin ir = 1, что позволяет оценить скорость v в этой точке. Это метод Герглотца–Вихерта оценки скоростного разреза Земли.

В основе методов кинематической интерпретации сейсмических волн лежит решение интегрального уравнения сейсмического луча: где В основе методов кинематической интерпретации сейсмических волн лежит решение интегрального уравнения сейсмического луча: где t ─ время пробега волны, v(s) ─ скорость по лучу s. Траектория луча зависит от скорости v(s), и задача оценки v(s) является нелинейной. Способ Герглотца–Вихерта позволяет определить скорость рефрагированных волн v в среде с увеличением скорости и без неоднородностей (разрывов годографа): Здесь r – радиус точки максимального проникновения луча; параметр луча p = dt / d ; P – его значение в точке максимального проникновения луча, где угол наклона луча к радиусу равен /2. По определению P: v = r / P. Определяя параметр луча, получаем скорость на максимальной глубине. Проекция этой точки на поверхность − на середине эпицентрального расстояния для луча.

Метод сейсмического просвечивания литосферы волнами удаленных землетрясений применяется для изучения строения земной коры и Метод сейсмического просвечивания литосферы волнами удаленных землетрясений применяется для изучения строения земной коры и верхней мантии. Эти волны приходят на станции региональной сети под большими углами. Области пониженных скоростей сейсмических волн под литосферой выявляют по площадному распределению времени запаздывания прихода волн по отношению стандартному годографу. В. А. Рогожиной [1982] и С. В. Крыловым [1982] обнаружена глубокая низкоскоростная область мантии под Байкальским рифтом. Априорные предположения этих исследователей были различными, и полученные модели аномальной зоны тоже различаются (рисунок).

Сравнение моделей низкоскоростной области мантии в Байкальской рифтовой зоне: 1 – интерпретация В. А. Сравнение моделей низкоскоростной области мантии в Байкальской рифтовой зоне: 1 – интерпретация В. А. Рогожиной (1982), 2 – интерпретация С. В. Крылова (1982). Штриховкой показана переходная зона мантии В модели 1 большое понижение скорости (0, 2 км/с) отмечается в области до глубины 200 км. В модели 2 значительно меньшая аномалия скорости распространяется до большей глубины (0, 09 км/с вверху до 700 км и 0, 07 км/с на глубинах от 700 до 2000 км).

Сферически-симметричная модель Земли Такие модели используются как референтные; относительно них отсчитываются латеральные неоднородности свойств. Сферически-симметричная модель Земли Такие модели используются как референтные; относительно них отсчитываются латеральные неоднородности свойств. Структура Земли является совокупностью концентрических оболочек, и такие модели являются сферически-симметричными. Главные элементы структуры (слои) выделяются по основным геофизическим свойствам – скорости распространения упругих волн, плотности и другим, выводимым из этих характеристик. Изменения свойств на главных границах раздела много больше их вариаций внутри слоев. Поэтому исследования закономерностей распределения физических характеристик в Земле проводится по принципу выделения главной (сферически симметричной) части, чтобы затем выявлять и анализировать латеральные неоднородности по этим свойствам.

Исходные данные. Главную роль играют данные сейсмологии по множеству трасс очаг − сейсмостанция: времена Исходные данные. Главную роль играют данные сейсмологии по множеству трасс очаг − сейсмостанция: времена пробега объемных P-, S-волн, прямых, рефрагированных, отраженных и преломленных границами в Земле и обменных волн на границах: внешнее–внутреннее ядро, ядро–мантия, фазовая переходная зона, раздел Мохо; дисперсия поверхностных волн Лява и Рэлея; поглощение объемных волн; а также периоды и амплитуды собственных колебаний Земли, . Важны также данные гравиметрии и астрономии: масса Земли, момент инерции относительно оси вращения, первые высшие моменты инерции относительно координат; параметры прецессии, нутации Земли, чандлеровских колебаний положения полюса и вариаций скорости суточного вращения (длительности суток).

PREM Модель PREM согласована по основным физическим характеристикам. Она содержит главные физические параметры в PREM Модель PREM согласована по основным физическим характеристикам. Она содержит главные физические параметры в функции радиуса (глубины) и положение границ раздела, осредненное по угловым координатам. Изменение свойств между границами аппроксимировано полиномами степеней 0 3. Модель построена на основе времен пробега объемных волн по 2 млн трасс, времен пробега поверхностных волн по 500 трассам, 1000 периодов нормальных мод собственных колебаний Земли, комплекса указанных выше астрономических и гравиметрических данных. Эти данные суммировались по 72 -м 30 -градусным зонам поверхности Земли. Для согласования данных по объемным, поверхностным волнам и свободным колебаниям Земли введены частотная дисперсия и анизотропия, что сделало модель частотнозависимой (две модели – для периодов 1 с и 200 с).

В PREM для интерпретации скоростной структуры привлечена анизотропия верхней мантии, выявленная в исследованиях мантии В PREM для интерпретации скоростной структуры привлечена анизотропия верхней мантии, выявленная в исследованиях мантии океанов. Ориентировка «быстрой» оси анизотропии в верхней мантии соответствует направлению горизонтальных потоков конвекции. Скорость сейсмических волн в направлениях быстрой и медленной горизонтальных осей различается на 10 15 %. Это объясняется ориентировкой удлиненных кристаллов оливина по направлению конвективного течения и анизотропией упругих свойств оливина: совпадением быстрой оси анизотропии с длинной осью кристалла. В таком случае скорость сейсмических волн в среднем по горизонтальным направлениям в верхней мантии выше, чем по вертикали. Поэтому в PREM для верхней мантии принята трансверсально-изотропная модель, в которой имеется различие вертикальных и горизонтальных скоростей P- и S-волн на 2– 4 %.

PREM содержит следующие параметры: скорость упругих P- и S-волн, упругие модули К, , сейсмический PREM содержит следующие параметры: скорость упругих P- и S-волн, упругие модули К, , сейсмический параметр Ф и добротность Q; давление, сила тяжести; параметры неоднородности и анизотропии: d. K / d. P и В. В PREM не входят необходимые в физике Земли тепловые параметры: поле температуры, температура плавления, термодинамические характеристики – адиабатическая температура, параметр Грюнайзена и др. Для их оценки используются сейсмические параметры среды из PREM, а также теоретические соотношения между разными термодинамическими характеристиками и упругими свойствами. Средняя модель Земли – математическая абстракция. Глубокие недра Земли почти однородны, а латеральная неоднородность земной коры и верхов мантии настолько значительна, что средняя модель не отражает реальной Земли.

В PREM выделены оболочки: 1) земная кора (EC); средняя толщина под океанами − 11, В PREM выделены оболочки: 1) земная кора (EC); средняя толщина под океанами − 11, под континентами – 35 км; в среднем 25 км; 2) литосферная мантия (LM) − до глубины 80 км; 3) низкоскоростная зона (LVZ) − от 80 до 220 км; 4) область между LVZ (220 км) и разделом 400 км; 5) фазовая переходная зона (ТZ) на глубинах 400– 670 км; 6) нижняя мантия − от 670 до 2890 км, в ее основании – слой D″ толщиной 150 км; 7) внешнее ядро − от 2890 до 5150 км; 8) внутреннее ядро, радиус 1220 км. Плотность в PREM вычислена по ее значениям в РЕМ: − плотность под разделом Мохо – 3, 32 г/см 3, − скачок на границе 670 км – 0, 35 г/см 3, − плотность мантии на границе с ядром – 5, 55 г/см 3, − скачок на границе ядра с мантией – 4, 40 г/см 3, − скачок на границе внутреннего ядра – 0, 50 г/см 3, − плотность в центре Земли – 12, 97 г/см 3.

Основные физические параметры PREM Основные физические параметры PREM

Отчетливо выделяются оболочки: а) земная кора – много меньшие значения плотности и упругих параметров, Отчетливо выделяются оболочки: а) земная кора – много меньшие значения плотности и упругих параметров, чем в верхней мантии; б) верхняя мантия с неравномерным изменением с глубиной этих свойств – после понижения скоростей продольных волн и модуля сжатия в волноводе идет увеличение всех характеристик, особенно на границах переходной зоны мантии (400– 700 км); в) нижняя мантия с непрерывным увеличением с глубиной упругих свойств и плотности из-за повышения давления; в ее основании отсутствует увеличение с глубиной скорости продольных волн и модуля сжатия; г) внешнее ядро: нулевые значения скорости поперечных волн и модуля сдвига указывают, что среда эффективно жидкая; это подтверждают нулевая добротность по S-волнам и коэффициент Пуассона 0, 5; д) внутреннее ядро: скорость поперечных волн и модуль сдвига значительно больше нуля; коэффициент Пуассона ближе к жидкости, чем к твердому телу.

Сейсмический параметр Ф вычисляется по скоростям: Ф = v. P 2 – (4/3) v. Сейсмический параметр Ф вычисляется по скоростям: Ф = v. P 2 – (4/3) v. S 2 = K / . Он важен для оценок распределения плотности между границами раздела по уравнению Адамса–Вильямсона. Это уравнение выводится в предположении, что изменения плотности между границами раздела определяется только влиянием давления и температуры: d / dr = ( / P)Т (d. P/dr) + ( / T)P (d. T/dr). В Земле выполняются условия гидростатики: d. P/dr = g . Изотермический сжатия KТ= P/ , поэтому ( / P)Т = /KТ. По смыслу это величина обратная сейсмическому параметру Ф. Но для недр Земли важен адиабатический модуль сжатия KS, а не изотермический KТ. Из термодинамики известно соотношение: KS/KТ = c. P/c. V – это показатель адиабаты. Так как эти величины непосредственно не измеряются, их отношение оценивается на основе теории Дебая.

В недрах Земли выполняется условие теории Дебая: Т > (температура Дебая = h D В недрах Земли выполняется условие теории Дебая: Т > (температура Дебая = h D / k, где h постоянная Планка; D – максимальная частота акустических колебаний в решетке; k – постоянная Больцмана). В этом случае теплоемкость при постоянном объеме c. V = 6 кал/моль градус. Для мантии с Ма ~ 21 это дает теплоемкость c. V = 1, 19 Дж/кг К. Но для недр Земли важна теплоемкость c. P. Известно, что c. Р = c. V (1 + Т), где параметр Грюнайзена = d / d. Это дает соотношение модулей сжатия: KS = KТ (1 + Т). Из приведенных соотношений следует: d / dr = ( 2 g / KS 2 g ρ Т / c. Р) + [ 2 g ρ Т / c. Р + ]. 1 / KТ = 1 / KS − 2 Т / c. Р, поэтому в первом слагаемом KТ заменен на KS, а во втором полный градиент d. T / dr представлен суммой адиабатического градиента (d. T / dr)S и сверхадиабатического градиента . Окончательное уравнение Адамса–Вильямсона имеет вид d / dr = 2 g / KS+ .

Плотность уменьшается с радиусом из-за уменьшения давления и растет из-за сверхадиабатического градиента температуры. В Плотность уменьшается с радиусом из-за уменьшения давления и растет из-за сверхадиабатического градиента температуры. В мантии геотерма проходит выше адиабаты. Если в зависящем от давления слагаемом уравнения Адамса– Вильямсона стоит изотермический модуль KТ, то в температурном слагаемом должен быть полный градиент температуры, если же в первом стоит KS, то во втором – только . В PREM не учитывается влияние температуры на плотность в уравнении Адамса–Вильямсона. К этому есть основания. Реальная температура в недрах Земли определяется ненадежно, лучше оценивается адиабатическая температура, а ее оценки основаны на сейсмических данных и на теоретических связях между упругими и термодинамическими свойствами. По современным представлениям о динамике мантии ее температурный разрез мало отличается от адиабатической модели. Это позволяет пренебрегать влиянием в среднем небольшого сверхадиабатического градиента.

PREM – не окончательное решение проблемы физических моделей Земли. Уточнения возможны при учете влияния PREM – не окончательное решение проблемы физических моделей Земли. Уточнения возможны при учете влияния температуры и в части оценки роли анизотропии и неоднородности верхней мантии под океанами и континентами. Отметим что в PEM были различия континентальной и океанической верхней мантии выше переходной зоны. Есть неясности в положении и физической природе границ, выделяемых не по всем физическим параметрам. Особого внимания требуют границы без скачков скоростей, плотности, но есть скачки поглощения, параметров неоднородности и анизотропии. Такой границей является кровля зоны LVZ (астеносферы) на глубине 80 км. На ней скачком уменьшается поглощение сдвиговых волн: добротность QS над границей равна 600, а под ней 80. Увеличение поглощения поперечных волн в волноводе связано с частичным плавлением вещества.