Викулин А.В. Физика Земли и геодинамика

Подождите немного. Документ загружается.

сейсмических наблюдений, собирала и обрабатывала материалы по поступившим

сведениям о проявлении землетрясени

4 февраля 1898 г. в Петербургской академии наук состоялось первое заседание

Комиссии по организации наблюдений над сейсмическими явлениями, на котором

лавного гидрографического управления. На следующем заседании

омиссии было предложено организовать сейсмические наблюдения во Владивостоке,

Ха и

Иркутской обсерв

сети пунктов,

борудованных простейшими сейсмоскопами. Выражаясь современным языком, комиссия

числом до 17 в 1903 г., куда входили и станции локальных сетей, из

лее многочисленной была Кавказская сеть станций. Остро стояла проблема

обеспечения

сейсмических станций приборами. Её-то и решил Б.Б. Голицын, предложив

новый «компакт бразованием

сигнала от маятника в электрический ток.

российская сеть станций

В 194 9],

в мире

асчитывалось около 500 сейсмических станций. Из них в середине 1950-х гг. опорными

ая сеть ми

ована следую

страны. Составными элементами в эту сеть входят

960 гг. с открытием тся сеть слежения за

й.

присутствовали представители Академии наук, Русского географического общества,

Главной физической обсерватории и Военно-топографического отдела. Комиссия

признала необходимым учредить при

Академии наук для руководства сейсмическими

наблюдениями в России Постоянную сейсмическую комиссию при участии

университетов, Русского географического общества, Военно-топографического отдела

Главного штаба и Г

баровске, Томске, Омске, Екатеринбурге и Верном, а при Тифлисской, Ташкентской

аториях было

рекомендовано организовать

признала необходимым организовать единую сейсмическую сеть России, а при некоторых

обсерваториях – локальные сейсмические сети. Такая схема, по сути, и существует в

настоящее время в России. Одной из региональных сетей является Камчатская сеть

сейсмических наблюдений.

Постоянная центральная сейсмическая комиссия (ПЦСК

) при Академии наук с

участием ряда ведомств и учреждений была учреждена 25 января 1900 г. В результате

активной деятельности комиссии сеть сейсмических станций России из трех в 1898 г.

выросла общим

которых наибо

ный» способ гальванометрической регистрации с прео

В результате в 1915 г. Российская сеть сейсмических станций насчитывала 6

трехкомпонентных станций первого разряда (Пулково, Баку (Нобелевская станция),

Тифлис, Иркутск, Ташкент и, Юрьев) и 17 станций второго разряда,

каждая из которых

была снабжена двумя горизонтальными маятниками с магнитным затуханием. Всего

сейсмическая сеть мира насчитывала в 1915 г. около 60 станций. Как видим, оснащенная

лучшими по тем временам регистрирующими проборами,

занимала ведущее положение в мире [Викулин, Синельникова, 1985; Оноприенко, 2002, с

91-201].

4 г., по данным Г.П. Горшкова [Оноприенко, 2002, с. 22

считались 93 станции, в числе которых российскими были станции в гг. Баку, Москва,

Иркутск, Свердловск, Ташкент и Владивосток [Рихтер, 1963, с. 644-646].

В настоящее время сейсмическ ра настывает несколько тысяч

сейсмических станций. Эта сеть организ щим образом. В единую

мировую

сеть объединены порные станции, расположенные в разных точках Земли. К числу таких

станций относится и станция, расположенная в Петропавловске-Камчатском.

Единая сеть сейсмических наблюд ний России объединяет опорные станции,

асположенные в разных частях нашей р

локальные сети, целью которых является изучение сейсмичности региона.

На

Камчатке региональная сеть начала создаваться в 1940-х гг. В декабре 1946 г.

аборатория вулканологии АН СССР открывает станцию в Ключах. Позднее, в 1958 и

станций Козыревск и Апохончич создае1

активностью Ключевской группы вулканов.

В 1961 г. Тихоокеанской сейсмической экспедицией ИФЗ АН СССР совместно с

Камчатской геолого-

геофизической обсерваторией, вошедшей в1962 г. в Институт

вулканологии, создается камчатская региональная сеть сейсмических станций. И с тех пор

121

до настоящего времени сейсмические наблюдения на Камчатке ведутся этой сетью и

станцией Петропавловск, входящих в Камчатский филиал Геофизической службы

Российской Академии наук [Викулин, Семенец, Широков, 1989, с. 23-33].

Годографы

Одним из важнейших результатов, явившимся прямым следствием создания сети

ейсми

Данные о временах пробега продольных и поперечных сейсмических волн через

земной шар до сейсмических станций представляют первый годограф сейсмических волн,

составленный в 1908-1911 гг. Цепринцем и Э. Вихертом. Этим годографом пользовались

приблизительно до 1930-1940 гг. для определения расстояний при отыскании положения

эпицентра землетрясения.

Перспективным оказался вывод Б.Б. олицына [1960, с. 268-364] о возможности

определения времени пробега сейсмических волн на основании результатов измерений

угла выхода сейсмической радиации. П дографа продольных волн

определяется через кажущийся угол выхода и величину скорости распространения

поперечных волн у поверхности оболочки мли. Т.о., времена пробега сейсмических

продольных волн определяются путем интегрирования функции угла выхода. Значение

скорости распространения поперечных волн

Б.Б. Голицын определял из наблюдений. В

новой

180

и для глубин до 700

м был

с ческих станций, было получение годографа – зависимость скоростей сейсмических

волн от эпицентрального расстояния.

роизводная го

Зе

результате таких вычислений, выполненных им, получился годограф, который во многом

совпадает с годографами, построенными в 1940-е гг. уже на совершенно

эмпирической и экспериментальной основе.

Таблицы времен пробега Р и S волн в диапазоне от 0

до

к и составлены в начале 1950-х гг. К. Булленом и Г. Джеффрисом [Рихтер, 1963, с.

617-632]. Годограф Джеффриса-Буллена, используемый в настоящее время станциями

мира, приведен на рис. 4.3.

Т, мин

∆

, Град.

Рис. 4.3. Годографы Джеффриса-Буллена

122

Траектории волн внутри Земли [Стейси, 1972, с. 105-114]

Если поверхностный очаг землетрясения и сейсмическая станция расположены, как

а рисн . 4.4, то время прихода волны на станцию Т, в случае однородной Земли, должно

определяться соотношением (4.59):

Поверхностный

очаг

Сейсмическая

станция

Рис. 4.4. Сейсмический луч

в однородной Земле. В сейсмологии расстояние между

двумя точками (эпицентром и станцией) на земной поверхности – эпицентральное расстояние,

обычно выражается через угол ∆, под которым они видны из центра Земли.

sin2

∆

. (4.59)

Существенная особенность наблюдаемых времен пробега (рис. 4.4) состоит в том,

что они возрастают с расстоянием не так быстро, как это следует из (4.59). Это указывает

на то, что скорости сейсмических волн в недрах Земли больше, чем у поверхности и

сейсмические лучи изогнуты, как показано на рис. 4.5 – 4.9.

Оча

SKPPKP

PKJKP

SKKP

SsPS

ScS

P S

нее

SKP

KKS

SKS

Внутрен

PPP

PPS

PRIKP

SSS

Жидкое

внешнее

ядро

Твердая

мантия

ядро

Рис. 4.5. Сейсмические лучи, соответствующие годографам на рис.4.4, по Буллену.

_____ лучи P, - - - лучи S.

Доля определения скоростного строения Земли достаточно установить зависимость

скорости сейсмической волны как функции ее радиуса. Для этого выведем уравнение

сейсмического луча.

Рассмотрим три слоя, представленных на рис. 4.7. Применяя закон Снеллиуса

4.56) к( границам А и В, получим:

sini

= sinf

/V (4.60)

123

sini

= sinf

. (4.61)

Рис. 4.7. Луч от удаленного землетрясения в трехслойной Земле. Пост роение показывает

геометрический смысл параметра p сейсмического луча.

P’

Q’Q

∆

Рис. 4.8.Схема двух близких лучей, Рис. 4.9. Схема, используемая для вывода

используемая для вывода формулы (4.17) формулы (4.18)

Из двух треугольников со сторонами r

любом числе

раниц и на случай рефракции в слое с непрерывным нарастанием скорости с глубиной.

Т.о., вдоль каждого луча справедл ения:

q и r

q получаем равенства:

Q = r

sinf

= r

sini

. (4.62)

Таким образом, получаем:

sini

= r

sini

. (4.63)

Формулу (4.63) можно распространить на случай преломления на

ивы следующие соотнош

rsini/V = const = p. (4.64).

Здесь i - угол между лучом и радиусом в данной точке. Величина р называется

параметром луча. Определяя параметр луча, мы тем самым находим величину r/V в точке,

124

где sini = 1, т.е. в точке наибольшего проникновения луча. Или, учитывая равенство ctgi =

dr/rd

∆

, получаем уравнение луча в дифференциальном виде:

−±=

∆

. (4.65)

Определение скорости распространения сейсмических волн в Земле с помощью

уравнения Гертлоца – Вихерта [Стейси, 1972]

Другая важная формула для параметра р получается из простого геометрического

рассмотрения бесконечно близких лучей РР

и QQ

(рис. 4.8). Отрезок PN - нормаль,

опущенная из РР

на QQ

, т.е. фронт волны. Разность времен пробега по РР

и QQ

будет

равна:

dT = 2QN/V

, (4.66)

где V

- скорость сейсмических волн у поверхности. Но

QN = PQsini

= 1/2r d

∆

sini

Отсюда:

∆

sin

. (4.67)

Для получения значения скорости в точке проникновения сейсмического луча на

максимальную глубину r

можно воспользоваться методом Герглоца - Вихерта, суть

оторого заключается в использо виде (4.65).

В результате получаем

к вании уравнения луча в дифференциальном

ьное уравнение: интеграл

)ln()(

arch

=∆

∫

, (4.68)

где R

∆

тией и внутренним ядром (слой G)

- радиус Земли. Полученная формула удобна для численного интегрирования по

таблицам времен пробега, заданным с равным шагом

∆

, так как р, согласно (4.67), -

известная функция от

∆

, а р

- значение р при

∆

. Как видим, (4.68) позволяет найти

значение r

, соответствующее

∆

, и, следовательно, р

= r

. Таким образом, получается

зависимость V(r) для интервала r вплоть до самой глубокой точки п оникновения

сейсмического луча.

Анализ данных о скоростях распространения продольных и поперечных волн по

радиусу Земли [Магницкий, 1965; Стейси, 1972]

На основе полученных годографов строят кривые изменения скоростей P и S с

глубиной; такие кривые представлены на рис. 4.10. Данные, представленные на этом

рисунке, позволяют подразделить недра Земли на основные слои (рис. 4.11): А - земная

кора, простирающаяся до глубин 30-40 км, на которые приходятся первые максимумы

значений скоростей; мантию - слои В

, С и D, простирающуюся до глубин 2900 км; ядро -

слои E, F и G. Границам между корой, ман

125

соответствуют скачки значений скоростей продольных и поперечных волн (границы

первого рода).

Скорость, км с/

Рис. 4.10. Скорости продольных и поперечных волн в Земле

Слой В включает область глубин, связанных с первым минимумом скоростей и

простирается на глубине около 200 км, где скорости волн P и S снова достигают значений,

существовавших выше минимума. Слой С включает глубины достаточно быстрого

велу

ичения скоростей и заканчивается перегибом графиков скоростей на глубинах около

00 км. Слои В и С

характеризуется более

медленны

Проя о

образуют

"верхнюю мантию". Слой D

м, по сравнению со слоем С, увеличением скоростей.

вление внешнего и внутреннего ядер Земли в особенностях выхода бъемных

сейсмических волн на поверхность Земли

[Магницкий, 1965]

Наиболее четкой является граница между мантией и ядром. Четкость этой границы

доказывается интенсивными, отраженными от нее волнами РсР и ScS. При вертикальном

падении волн условием отражения будет

2 <<

∆VT

, где

- толщина переходного слоя

между средами,

∆

V - разность скоростей в средах Т - период колебаний Для случая

границы ядра и продольных волн имеем

∆

V = 5,5 км/сек, Т ≈ 10 сек. Это составляет

толщину переходного слоя

<< 10 км.

Состояние слоев вещества Земли по данным сейсмологии. Распределение скоросте

, .

и сейсмических волн в земной коре (континентов и океана), типы земной коры (по

данным сейсмологии)

[Магницкий, 1965]

На основании изложенных выше данных можно сделать ряд выводов о свойствах и

состоянии основных оболочек Земли.

126

Прохождение поперечных волн через слои В, С и D позволяет сделать вывод, что

вещество их находится в эфф ктивн твердом состоянии. Факт не обнаружения волн S,

прошедших через ядро Земли (слой Е), позволяет предполагать, что слой Е или находится

в жидком состоянии, или обладает очень сильным поглощением. Однако это поглощение

не может быть вызвано внутренним трением в твердых телах.

е о

Vp,Vs, /км сек

T 0.5 ceк

≤P

T 1 ceк

≈

T 2 ceк

≥

CD’

D”

0 1000 2000 3000 4000 5000 6000

H, км

Рис. 4.11. сновные слои Земли A – G. Пояснения тексте

Знание скоростей V

О в

вещества Земли:

и V

на разных глубинах позволяет определить важные

механические характеристики

;

3/4

−=

= F;

)

−

;

(

(4.69)

−

Здесь К

- адиабатический модуль сжатия, - коэффициент Пуассона. Анализ данных,

полученных с помощью этих соотношений, позволяет сделать следующие выводы.

127

Слой С нельзя рассматривать как однородный. В нем происходит или изменение

химического состава, или фазовые переходы (или то и другое).

он состоит их таких пород, как

унит,

0 км от Загреба (Югославия), А.

. Он объяснил это тем, что в Земле на глубине порядка 50 км существует

сыном С. Мохоровичичем после Конрада, который в 1925 г. обнаружил еще одну фазу

Альпах.

на позже. Фазы P

и S

казыв цы - "границы Конрада" -

ежду

е при землетрясениях и искусственных взрывах и

зовались методы как преломленных, так и отраженных волн. Результаты

еденным

ались

Что касается слоя В, лежащего непосредственно под земной корой, то, скорее

всего, здесь тоже имеет место некоторая неоднородность и

д перидотиты, эклогиты.

При изучении землетрясения, происшедшего в 4

Мохоровичич в 1910 г. заметил, что на расстоянии больше 200 км от источника первой на

сейсмограмме вступает продольная волна другого типа, чем на более близких

расстояниях

граница, на которой скорость внезапно

возрастает. Это исследование было продолжено

его

продольных волн Р

при изучении волн от землетрясений в восточных

Соответствующая фаза поперечных волн S

была идентифицирова

у ают на существование, по крайней мере, одной грани

м подошвой осадочной толщи и границей Мохоровичича.

Волны, возникши

распространяющиеся в земной коре, в последние годы интенсивно изучались.

Исполь

проведенных исследований сводятся к следующему. По измерениям

, пров

разными исследователями, значения продольных V

и поперечных V

скоростей оказ

равными: в граните -

4.31.2,7.50.4

= VV

, в базальте -

,4.64.5

≈

÷=

VV 2.3

, в

абброг -

5.3,7.64.6 ≈÷=

, в дуните -

8.3,4.7

и в эклогите -

3.4,0.8

км/с.

Кроме того, в различных областях были получены указания на существование волн

с другими скоростями и границами внутри гранитного слоя. С другой стороны, под

а существование

я граница Конрада.

выраженные

редположено, что могут существовать слой "диорита" (V

= 6,1

м/с) и

континентов ее глубина увеличивается с увеличением расстояния

т поб

ионным данным.

продольных волн и около 4,7 км/с для поперечных.

ра [Сорохтин, Ушаков, 2002, с. 39-52]

подкоровых частей литосферы строением и химическим

оставом. Земная кора отделяется от подстилающей ее литосферной мантии границей

охоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком

озрастают до 8,0 – 8,2 км/с.

Поверхность земной коры формируется

за счет разнонаправленных воздействий

ектонических движений, создающих неровности рельефа, денудации этого рельефа

утем разрушения и выветривания слагающих его горных пород, и благодаря процессам

садконакопления. В результате постоянно формирующаяся и одновременно

океаническим дном за пределами шельфов не имеется указание н

гранитного слоя. Во многих континентальных областях подошвой гранитного слоя

являетс

В настоящее

время имеются указания на дополнительные ясно

границы между поверхностями Конрада и Мохоровичича; для нескольких

континентальных областей даже указаны слои со скоростями продольных волн от 6,5 до 7

и от 7 до 7,5 км/с. Было п

к слой "габбро" (V

= 7 км/с).

Во многих океанических областях глубина границы Мохо под дном океана меньше

10 км. Для большинства

о ережья и под высокими горами может достигать более 50 км. Эти "корни" гор

впервые были обнаружены по гравитац

В большинстве случаев определения скоростей ниже границы Мохо дают одни и те

же цифры: 8,1 - 8,2 км/с для

Земная ко

Земная кора представляет собой верхний слой жесткой оболочки Земли – ее

литосферы и отличается от

128

сглаживающаяся поверхность земной коры оказывается достаточно сложной.

аксимальная контрастность рельефа наблюдается только в местах наибольшей

овременной тектонической активности Земли, например, на активной континентальной

краине Южной Америки, где перепад уровней рельефа между Перуано-Чилийским

убоководным желобом и вершинами Анд достигает 16-17 км. Значительные контрасты

ысот (до 7-8 км) и большая расчлененность рельефа наблюдается

в современных зонах

толкновения континентов, например, в Альпийско-Гималайском складчатом поясе.

Океаническая кора

Океаническая кора примитивна по своему составу и, по существу, представляет

обой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем

елагических осадков. В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них

) осадочный.

Нижняя часть

осадочного слоя обычно сложена карбонатными осадками,

тложившимися на глубинах менее 4-4,5 км. На глубинах больше 4-4,5 км верхняя часть

садочного слоя сложена в основном только бескарбонатными осадками – красными

убоководными глинами и кремнистыми илами. Второй, или базальтовый, слой

кеанической коры в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава.

Общая мо

ным,

достигает 1,5, иногда 2 км. По сейсмическим данным, мощность габбро-серпентитового

ретье

плит. Под гребнями

срединно-океанических хребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами

базальтовых распла ).

Площадь океанической коры приблизительно равна 306 млн км

, средняя плотность

Лисицына, млн км

и около 0,1·10 г. Объем осадков,

ра

й коры (с учетом же слоя габбро объем внедряемых в кору

о и средин

тому под островными дугами и активными

окраинами континентов, т.е. в зонах поддвига плит, обычно происходят более сильные

землетрясения с доминированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим данным,

гл

(верхний

гл

щность базальтового слоя океанической

коры, судя по сейсмическим дан

(т го) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Подгребнями срединно-

океанических хребтов мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 и даже до

2-2, 5 км непосредственно под рифтовыми долинами.

Общая мощность океанической коры без осадочного слоя, таким образом,

достигает 6,5-7 км.

Снизу океаническая кора подстилается кристаллическими породами

верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных

вов, выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы

океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см

, следовательно, массу

консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8-6,2)·10

г. Объем

и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А.П.

составляет соответственно 133

3 24

сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший – около 190

млн км

, что в пересчете на массу (с учетом уплотнения осадков) составляет примерно

(0,4-0,45)·10

г.

Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов

за счет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из

астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в

этих зонах поднимается из астеносферы, зливается на океаническое дно и

кристаллизуется не менее ,5-6 км

базальтовых сплавов, формирующих собой весь

второй слой океаническо

расплавов возрастает до 12 км

). Эти грандиозные тектономагматические процессы,

постоянно развивающиеся п д гребням но-океанических хребтов, не имеют себе

равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.

В рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов,

происходит растяжение и раздвижение дна океанов. Поэтому все такие зоны отмечаются

частыми, но мелкофокусными землетрясениями с доминированием разрывных

механизмов смещений

. В противоположность э

129

п ение океанической коры и литосферы прослеживается в верхней мантии и

мезосфере до глубин около 600-700 км. По данным же томографии, погружение

океанических литосфер

огруж

ных плит прослежено до глубин около 1400-1500 км и, возможно,

убже

у присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые

ских впадин сносимыми с суши терригенными осадками 2,2·10

г/год весь объем

тих в

это время не произошло. Более того, после

процесс затягивания осадков

од ос

и по строению резко отличается от

ормами приблизительно равна 40 км, а

ее масса, включая

убкон

х до высочайших горных вершин.

формах, иногда выделяются три

лоя: в

рмах обычно близка к 2-3 км. Среди осадков на таких платформах

да эту часть разреза

гл – вплоть до поверхности земного ядра.

Океанскому дн

магнитные аномалии, обычно располагающиеся параллельно

гребным срединно-

океаническим хребтам (рис. 7.8). Происхождение этих аномалий связано со способностью

базальтов океанского дна при остывании намагничиваться магнитным полем Земли,

запоминая тем самым направление этого поля в момент их излияния на поверхность

океанского дна.

«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с постоянным погружением

более древних участков океанической коры и накопившихся на

ней осадков в мантию под

островными дугами объясняет, почему за время жизни Земли океанические впадины так и

не успели засыпаться осадками. Действительно, при современных темпах засыпки

океаниче

э падин, примерно равный 1,37·10

см

, оказался бы полностью засыпанным

приблизительно через 1,2 млрд лет. Сейчас можно с большой уверенностью утверждать,

что континенты и океанические басс йны совместно существуют около 3,8 млрд лет и

никакой значительной засыпки их впадин за

проведения буровых работ во всех океанах теперь мы достоверно знаем, что на

океанском

дне не существует осадков древнее 160-190 млн лет. Но такое может наблюдаться только

в одном случае – в случае существования эффективного механизма удаления осадков из

океанов. Этим механизмом, как теперь известно, является

п тровные дуги и активные окраины континентов в зонах подвига плит.

Континентальная кора

Континентальная кора, как

по составу, так

океанической. Ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с

переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например,

под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В среднем, мощность континентальной

коры под древними платф

с тинентальную кору, достигает 2,25·10

г. Рельефу континентальной коры присущи

и максимальные перепады высот, достигающие 16-17 км от подножий континентальных

склонов в глубоководных желоба

Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в

океанической коре, в ее толще особенно в древних плат

с ерхний осадочный и два нижних, сложенных

кристаллическими породами. Под

молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее

ее расчленение приближается к двухслойному.

Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких

пределах – от нуля на древних щитах до 10-12 и даже 15 км на пассивных окраинах

континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на

стабильных

протерозойских платфо

преобладают глинистых отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов.

Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно

представлена древними, в основном, докембрийскими породами. Иног

жесткой коры называют «гранитным» слоем, подчерк вая тем самым преобладание в нем

пород гранитоидного

ряда и подчиненность базальтоидов.

В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15-20 км) часто

прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость

распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая

130