Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

Сейсмические волны возникают при землетрясениях,

а электромагнитные зондирования связаны с электромаг

нитными бурями в верхней атмосфере. Таким образом,

геофизик должен дождаться события (землетрясения или

электромагнитной бури), изучить сигнал, который возни

кает при рассматриваемом явлении, и изучить результаты

прохождения таких сигналов через планету с тем, чтобы,

проанализировав их, сделать необходимые выводы. Этими

обстоятельствами и объясняется сложность геофизиче

ского эксперимента.

Возникает естественный вопрос: а почему бы в геофи

зике не поставить такой же планомерный эксперимент,

как это принято в физике? Действительно, в качестве

источника сейсмических волн используем искусственный

взрыв, расположим его в районе, где мы хотим провести

работу, и разместим регистрирующую аппаратуру наибо

лее удобным образом. Так, собственно, и поступают в

сейсмической разведке полезных ископаемых, особенно

в разведке нефти.

Эти же идеи лежали в основе творчества академика

Григория Александровича Гамбурцева (1903—1955), ко

торый стремился перейти от природного эксперимента к

искусственному опыту. Он предложил и развил метод

зондирования наружных слоев Земли с помощью сейсми

ческих волн, генерируемых большими зарядами химиче

ских взрывчатых веществ (ГСЗ — глубинное сейсмическое

зондирование), он также решил просвечивать очаговые

зоны землетрясений с помощью искусственных взрывов

с тем, чтобы выявить возможное изменение свойств этих

зон и на этой основе предсказыват[5 землетрясения. Не

задолго до своей кончины Г. А. Гамбурцев предложил

Ю. П. Булашевичу (ныне чл.-корр. АН СССР) рассмот

реть вопрос о разработке механических источников воз

буждения сейсмических волн (вибросейс). Все эти три

начинания сейчас получили широкое развитие. По мере

роста энергопотенциала нашей цивилизации мы сможем

постепенно перейти к глобальному искусственному экспе

рименту в геофизике. Пока же искусственный экспери

мент позволяет изучать только наружную кромку Земли.

Энергия, выделяемая при землетрясениях, во много ты

сяч раз превосходит энергию искусственных взрывов

(в том числе и ядерных) и позволяет прозондировать всю

Землю в целом.

В этой книге предпринята попытка сравнительно по

пулярно рассказать о различных аспектах комплексного

геофизического поиска. В связи со сложностью геофизи

ческого поиска ученые стремятся использовать все воз

можности, чтобы получить информацию о земных недрах.

Геофизическое исследование всегда комплексное, т. е. ве

дется одновременно различными методами.

В наше время полное представление о геофизике не

возможно составить, если рассматривать исследования

Земли изолированно от исследования планет. По суще

ству, сейчас становится все более очевидным, что ни один

но-настоящему глубокий и принципиальный вопрос, ка

сающийся строения и развития Земли, не может быть

решен без привлечения данных о Луне и планетах, мете

оритах и астероидах, полученных в последнее время.

Поэтому вторая часть книги посвящена строению планет

и Луны.

Часть I

СТРОЕНИЕ ТВЕРДОЙ ЗЕМЛИ

Глава 1

СЕЙСМОЛОГИЯ

«Сейсмология слож илась позднее боль

ш инства. физических наук. Сейчас так же

трудно представить сейсмолога без его

основного прибора — сейсмографа, как п

астронома без телескопа. М ежду тем те

лесной был построен около 1600 г., а

первые эф фективные сейсмографы — м еж 

ду 1879 и 1890 гг.».

Чарльз Ф. Рихтер,

«Элементарная сейсмология».

1.1. Классическая сейсмическая модель Земли

Джеффриса — Гутенберга

Долгое время сейсмология, одним из основателей ко

торой является русский физик и геофизик академик Бо

рис Борисович Голицын (1862—19Hi), была наукой о

землетрясениях и сейсмических волнах. В настоящее

время сейсмология занимается измерением и анализом

всех движений, которые регистрируются сейсмографами

на поверхности твердой Земли. День и ночь около тыся

чи сейсмических станций, расположенных в различных

пунктах земного шара, регистрируют дрожание земной

поверхности, обусловленное различными причинами. На

Земле имеется заметный сейсмический фон, или шумы,

а волны от землетрясений и больших взрывов, которые

могут быть использованы в научных целях для исследо

вания строения Земли, записываются на фоне этих шу

мов. Сейсмический шум связан, с одной стороны, с рабо

той промышленности и транспорта, а с другой стороны,

с микросейсмами — сейсмическими волнами, которые ге

нерируются штормами и беспрерывным волнением в

океанах.

По сравнению с Землей Луна — идеальный объект

для сейсмических исследований. Это обусловлено тем, что

на Луне нет атмосферы, океанов и промышленности,

а соответственно и сейсмических помех. В связи с этим

чувствительность сейсмометров, установленных на Луне,

исключительно высока и приближается к своему теоре

тическому пределу, составляющему несколько' десятков

ангстрем смещения почвы.

При землетрясении из ограниченной области под по

верхностью Земли излучаются упругие колебания — сей

смические волны. Область, из которой излучаются сей

смические волны, называется очагом землетрясения. Очаг

расположен под поверхностью Земли, и его размеры рав

ны нескольким километрам. Сейсмические волны — это,

по существу, низкочастотные звуковые волны в твердой

упругой Земле. Они делятся на объемные и поверхност

ные. Объемные волны бывают двух типов — продольные

и поперечные. Продольные волны — это упругие волны

сжатия, а поперечные волны — упругие волны сдвига.

Распространение объемных волн в упругой Земле подоб

но распространению световых лучей в оптических средах.

Продольные и поперечные сейсмические волны, в 'от

личие от поверхностных волн, распространяющихся вдоль

земной поверхности, пронизывают весь объем (все тело)

пашей планеты. Поэтому они названы объемными волна

ми. Они в буквальном смысле слова просвечивают нашу

планету и, подобно рентгеновскому анализу, позволяют

выявить внутреннее строение Земли без непосредствен

ного проникновения в ее недра. Скорость продольных

волн в 1,7 раза больше, чем скорость поперечных волн.

Соответственно они регистрируются на сейсмограммах

раньше и называются первичными, или волнами Р, по

перечные волны именуются вторичными (волны S)*).

Скорости объемных волн выражаются через модули упру

гости (К — модуль сжатия, р. — модуль сдвига) и плот

ность р среды в данной точке простыми формулами, из

вестными из элементарного курса физики:

от ан гли й ских слов primary — п ервичн ы е и secondary — вторичны е.

— продольные волны,

(1)

(2)

) О бознач ени я сей см и ч еск их волп Р и S берут свое н ачал о

Если бы скорости сейсмических волн Р и S в Земле бы

ли постоянными и не зависели от глубины, то сейсмиче

ские лучи представляли бы собой прямолинейные отрез-

ки. В действительности vP и vs систематически возра

стают с погружением в 1гедра Земли, исключая неболь

шую зону на глубинах 50—250 км. Поэтому реальные

сейсмические лучи искривлены, т. е. Земля ведет себя

по отношению к сейсмическим лучам как преломляющая

линза (рис. 1).

Рис. 1. Пути P-волн, их время распространения в недрах Земли. Сечение

Земли показывает пути сейсмических P-волн. излучаемых из очага зем 

летрясения, расположенного непосредственно под эпицентром (точка

Е). Прерывистые линии (изохроны) указывают время прихода Р-водн

в различные точки земной поверхности в минутах. Р-волны не регистри

руются в обширной зоне тени, что обусловлено преломлением этих волн

на границе мантия — ядро.

Согласно данным, полученным сейсмологией, Земля

разделяется на три основные области: кору, мантию и

ядро. Кора отделена от мантии резкой сейсмической гра

ницей, на которой свойства скачкообразно изменяются

(возрастают скорости vP и vs и плотность р). Эта граница

была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохо-

ровичичем, и ее называют границей Мохоровпчича или

границей М. В связи с этим открытием земная кора по

лучила четкое определение: земной корой называют на

ружный слой Земли, расположенный выше границы М.

Толщина земной коры нерегулярна, она изменяется от

~10 км (с учетом толщи воды) в океанических областях

до нескольких десятков километров в горных районах

континентальных областей. Вклад земной коры в полную

массу Земли и ее момент инерции мал, поэтому обычно

при рассмотрении Земли в целом земную кору представ

ляют в виде однородного слоя эффективной толщиной

~35 км. Ниже коры в интервале глубин .45—2885 км

расположена силикатная оболочка, или мантия Земли.

Наконец, центральная часть Земли, расположенная в ин

тервале глубин 2885—G371 км, образует ядро Земли. То,

что в Земле должно быть ядро, плотность которого за

метно превосходит плотность наружной силикатной обо

лочки, ученые понимали уже в конце прошлого века.

Рассуждали при этом так. Плотность наружных пород

коры равна—2,8 г/см3 (граниты) и ~3,0г/см3 (базальты),

а средняя плотность Земли, равная 5,5 г/см3, намного

больше. Следовательно, у Земли должно быть тяжелое

ядро. В то же время были известны железные метеориты

(плотность железа при нормальных условиях 7,85 г/см3),

что и послужило поводом для выдвижения гипотезы о

существовании железного ядра Земли.

Сейсмическая граница на глубине 2885 км между

мантией и ядром Земли (и, таким образом, земное ядро)

была открыта немецким сейсмологом Гутенбергом в

1914 г. Эта граница- не имеет специального названия,

хотя с полным основанием ее можно назвать границей

Гутенберга, и л и границей Г. Граница мантия — ядро яв

ляется наиболее резкой границей раздела в недрах Зем

ли. Она сильно отражает объемные Р- и 5-волны и сильно

преломляет P-волны. На этой границе скорость Р-волп

скачком падает от значения 13,6 км/с в мантии до зна

чения 8,1 км/с в ядре, скорость поперечных волн соот

ветственно уменьшается от 7,3 км/с до нуля; плотность,

наоборот, возрастает от 5,5 до 10 г/см3. Тот факт, что

земное ядро не пропускает через себя поперечные волны

5, скорость которых в нем vs равна нулю, означает, что

модуль сдвига ядра р также равен нулю. Следовательно,

земное ядро является жидким. Этот фундаментальный

вывод сейсмологии подтверждается и всеми остальными

геофизическими явлениями, имеющими отношение к зем

ному 'ядру. Данные сейсмологии указывают на то, что

мантия и ядро Земли обладают определенной «тонкой»

структурой. Эта структура видна на рис. 2, на котором

показана сейсмическая модель Земли, т. е. распределение

скоростей (Р- и 5-волн) с глубиной.

В соответствии с данными сейсмологии земные недра

разделяются на восемь характерных областей — зон. Эти

зоны обозначаются заглавными буквами латинского алфа

вита А, В, С, D Ш', D"), Е, F, G. Зона А (0 -33 км) -

земная кора; зона В (50—350 км) — подкоровая зона, слон

пониженны^’ скоростей; зона С (350—1000 км) — пере

ходный слон, зона аномально быстрого возрастания ско

ростей Р- и 5-волн; зона D разделяется на зону D'

(1000—2700 км) — зону нормального возрастания скоро-

степ за счет давления вышележащих слоев и лону D"

(2700—2885 км )— узкую граничную зону мантии с яд

ром, которая характеризуется постоянством скоростей

Р- и 5-воли; зона Е (2885—4980 км) — жидкое внешнее

ядро; зона F (4980—5120 км) — переходная зона ядра;

Центр

Земли

Рис, 2. Скорости волн Р и S внутри Земли. Классическая сейсмическая

модель Земли Джеффриса — Гутенберга. Построена в конце ЯО-х годов.

Оставалась неизменной до конца (>0-х годов.

зона G (5120—6471 км )—твердое внутреннее ядро Зем

ли. В самое последнее время точность сейсмических на

блюдений была заметно повышена за счет перехода от

наблюдений на изолированных сейсмических станциях к

наблюдениям сотен сейсмических станций, расположен

ных вдоль определенных направлений. В результате по

явились указания на существование разрывов в распре

делении скоростей Р- и 5-волн в мантии Земли. С наи

большей определенностью выявлены две границы: одна

в интервале глубин 400—450 км, другая на глубинах

600—700 км. Наконец, в настоящее время получены дан

ные, указывающие на то, что внутреннее ядро Земли на

ходится в твердом состоянии. Более подробно обо всем

этом будет сказано в разделе, посвящениом современным

реальным моделям Земли.

Особенности распределения скоростей сейсмических

волн в недрах Земли объясняются следующим образом.

При переходе от земной коры (граниты, базальты) к ман

тии (ультраосновные горные породы) скорости возраста

ют скачком. В подкоровой зоне расположен слой пони

женных скоростей, что связано с близостью температуры

недр в этом слое к температурам плавления. В зоне С

скорость быстро растет из-за фазовых переходов минера

лов в более плотные н более жесткие в механическом

отношении модификации. Затем следует однородный

слой D, где скорости растут лишь за счет сжатия от дав

ления вышележащих слоев. Па границе с ядром имеется

небольшое плато скоростей, причина появления которого

до конца не понята. Падение скорости Р-волн при пере

ходе из мантии в ядро связано с тем, что ядро жидкое

и состоит из более плотного вещества. Оказалось, что мо

дули сжатия К для мантии и ядра на их границе при

мерно равны, а плотность мантии р0(2885) = 5,6 г/см3

заметно меньше плотностц ядра р„(2885) = 10 г/см3.

Земное ядро состоит в основном из железа и неболь

шой примеси легких элементов. Вероятно, оно содержит

в виде примеси серу и, может быть, кремний; но вопрос

этот все еще остается дискуссионным. Во внешнем ядре

возрастание скорости P-волн происходит плавно и обус

ловлено ростом давления к центру Земли. Определение

детального изменения скорости в переходной зоне ядра

в классической сейсмологии оставалось нерешенной за

дачей. Ясно только, что скорость в этой зоне Земли воз

растает, а само возрастание обусловлено переходом веще

ства из расплавленного состояния к твердому, кристал

лическому состоянию. Скорость продольных волн во внут-

треннем ядре почти не меняется, так как давление в этой

области Земли возрастает очень слабо.

1.2. Сейсмические волны*)

Объемные продольные Р- и поперечные 5-волны были

открыты теоретически Пуассоном в 1828 г. при создании

теории упругости. Пуассон показал, что в упругой изо

тропной среде могут распространяться два типа сигна

лов со скоростью vP и vs соответственно. Открытие (иден

тификация на сейсмограммах) Р- и 5-волн было сделано

английским сейсмологом Олдгемом только в 1901 г., при

чем проблемы, которые приходилось преодолевать в то

время, теперь даже трудно себе представить. Мы не гово

рим о несовершенных сейсмографах той эпохи, но даже

такая «очевидная вещь», как возрастание скоростей Р-

и iS-волн с глубиной, явилась для пионеров сейсмологии

неожидан ностью.

*) Сейсмическим волнам посвящ ена специальная книга

Е. Ф. Саваренского «Сейсмические волны».— М.: Недра,

1972; с.м. такж е Буллен К. Е. Введение в теоретическую сейсмо

логию,— М.: Мир, 1966.

2 3. Н. Жарков | Чврк1г1аська

В сейсмологии экспериментально определяют годо

граф — время пробега сейсмических воли Т как функцию

эпицентралытого расстояния А (расстояние в градусах (,'

или километрах по дуге большого круга между эиицент- /

ром и приемпиком волн; для /Земли 1° соответствует/

~Г11 км). Ясно, что функция Т = Т(Д) связана с распре^

делением скорости с глубиной vil) (I — глубина), п поиск

v(l) представляет основной интерес для проблемы внут

реннего строения Земли. Примерно через десять лет

после идентификации Р- и 5-волн немецкие сейсмологи

Герглотц и Вихерт разработали аналитический метод оп

ределения искомых функций Vpil) и vs(l) по эксперимен

тальным кривым Тр(А) и 7’S(A). Развитие классической

сейсмологии связано с трудами многих ученых и нашло

свое завершение в конце тридцатых годов в работах

Джеффриса и Гутенберга.

При отражении сейсмических волн от поверхности

Земли и при отражении и преломлении на резких грани

цах раздела внутри Земли (например, на границе раздела

мантия — ядро) продольные волны Р порождают попе

речные волны S и наоборот (рис. 3). В результате возни

кает большое разнообразие типов путей сейсмических

Рис. 3. Схема отражения и преломления сейсмических волн на грани

цах раздела внутри Земли.

волн в недрах Земли. Границы раздела в недрах Земли

как бы анализируют сейсмические импульсы, которые их

пересекают или от них отражаются. Так, импульс попе

речной волны на границе разделяется на поперечные

волны двух типов. В поперечной волне типа SH вектор

смещения лежит в плоскости границы раздела. Особен

ностью SH-волн является то, что они не интерферируют

с продольными Р-волнамн и поперечными SF-волнамп,

вектор смешения которых лежит в плоскости луча (пло

скость, содержащая луч и перпендикулярная к границе).

В результате при прохождении границы 5#-волна дает

преломленную и отраженную волны только типа SI1

(рис. 3, а), а падение SV- (рис. 3, б) и P -волн (рис. 3, в)

в . общем случае дает четыре волны: отраженные и пре

ломленные 5F- и P-волны каждая. Так появляются так

называемые обменные волны. Для каждого типа волн при

прохождении границы отношение синуса угла падения i

к скорости v остается постоянным ^ = const j. От

сюда получается, что угол падения равен углу отражения

и отношение синуса угла падения к синусу угла прелом

ления равно отношению скоростей волн по обе стороны

границы. Угол е --- j — i называется углом выхода.

На сейсмограмме обычно регистрируется ряд фаз, каж

дая из которых связана с распространением волн по

определенному типу пути. Стандартные обозначения раз

личных типов лучей (и соответственно фаз на сейсмо

граммах) показаны на рис. 4. Так, продольная волна,

испущенная из очага в сторону от земной поверхности,

обозначается буквой Р, а к земной р. После первого отра

жения от земной поверхности она может остаться про

дольной волной (обозначается РР) или перейти в поие-

SKPPKP

s Pc P SK K P

Р ис. 4. Обозначения лучей (фаз) в недрах Земли.