Хмелевской В.К. - "Геофизические методы исследования земной коры".
       Источник: http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1161637 .

 

Глава 2. ГЛУБИННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЗЕМЛИ ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ МЕТОДАМИ

2.1. Методы глубинной геофизики и строение Земли по геофизическим данным

       Глубинное строение Земли недоступно для непосредственных исследований и может быть изучено только геофизическими методами. Глубинная геофизика объединяет физические методы исследования Земли и ее геосфер, основанные на изучении различных физических полей на поверхности суши или океанов и морей и предназначенные для выявления в Земле физических неоднородностей. Вместе с физикой вещества при высоких давлениях и температурах она составляет физику Земли, т.е. науку, изучающую физические поля Земли, ее строение и свойства вещества недр.
       Физика Земли как наука включает: сейсмологию, глубинную сейсморазведку, гравиметрию, магнитометрию, глубинную геоэлектрику, термометрию, радиометрию. Теоретической основой для изучения строения Земли служат механика и физика сплошных сред в приложении к горным породам и минеральным ассоциациям в условиях больших давлений и высоких температур. Интерпретируя материалы глубинной геофизики, удалось расчленить Землю на сферические оболочки, определить скачки физических свойств на них и изменения свойств по латерали, строить физические модели недр Земли, а по ним судить о химическом составе. Глубинная геофизика как раздел физики Земли является источником информации для глубинной геологии и геодинамики, а также геоэкологии [Хмелевской В.К. и др., 1988].

2.1.1. Сейсмология, глубинная сейсморазведка и гравиметрия.

       Основным источником информации о строении Земли является сейсмология - наука о землетрясениях и глубинная сейсморазведка, основанная на изучении упругих волн от больших взрывов.

       1. Сейсмичность Земли. Землетрясения связывают с деформациями вещества мантии, проявляющимися в виде быстрых его смещений по разрывам. Выделяющаяся при этом энергия проявляется в виде деформации вблизи очага, а также передается по всем направлениям в виде упругих волн. Землетрясение, возникающее в очаге (гипоцентре), располагающемся на глубинах 10-700 км, принято характеризовать следующими параметрами: сейсмическим моментом (); смещением в гипоцентре () среды, обладающей упругим модулем сдвига (); площадью смещения () за время (); скачком сдвигового напряжения (), где и - напряжения до и после сдвига; энергией, затрачиваемой на деформацию среды () и создание упругих колебаний (). Все эти параметры связаны между собой следующими соотношениями, известными в теории сейсмичности Земли:

       Оценку мощности землетрясений принято проводить по относительным магнитудам (). Они рассчитываются через амплитуды сейсмических волн (), зарегистрированных сейсмографами на разных расстояниях () от эпицентра (проекция гипоцентра на земную поверхность) до сейсмоприемников, по формуле

       Здесь - стандартная амплитуда, соответствующая землетрясению, при котором на расстоянии = 100 км амплитуда сейсмической волны равна 1 мкм. Установлена эмпирическая связь между и : . Например, магнитуды в 8, 7, 6 и 5 единиц соответствуют энергии упругих волн 6,3*1016, 2,0*1015, 6,3*1013 и 2*1012 Дж. Известная оценка балльности (Б) землетрясений по 12-балльной шкале Рихтера связана с М следующим образом. Для самых слабых толчков, ощущаемых людьми, 2 (Б около 3 баллов), повреждения зданий наблюдаются при 5 (Б \ {} 6), а разрушительные землетрясения характеризуются от 6 (Б > 7) до М = 8-10 (Б = 10-12).
       Сейсмическая активность на Земле различна и приурочена к зонам наиболее активных современных тектонических движений, областям альпийского орогенеза, расположенным вдоль средиземноморского и трансазиатского поясов, активным региональным разломам и др. Если места возможных землетрясений достаточно хорошо известны, то предсказание времени землетрясений остается нерешенной проблемой.
       2. Строение Земли по сейсмическим данным. В результате анализа времен прихода, амплитуд и затуханий различных упругих волн (продольных и поперечных, объемных и поверхностных, отраженных, преломленных и рефрагированных), а также характеристик собственных колебаний Земли, созданных землетрясениями или большими взрывами, было установлено слоисто-концентрическое строение Земли.
       Первая существенная граница в Земле, выделяемая по скачкообразному изменению скоростей продольных волн () от 7 км/с в кристаллическом фундаменте до 7,7-8,4 км/с в мантии, названа поверхностью Мохоровичича или границей Мохо. Эта поверхность принята за подошву земной коры, которая залегает на глубинах в среднем 35 км, приближаясь к поверхности до 6 км в океанах и опускаясь до 70 км в некоторых горных областях.
       Второй резкий скачок скоростей (от 15,7 км/с до 8 км/с), (с 7,2 км/с почти до нуля) соответствует границе между мантией и ядром Земли на глубине 2900 км (см. рис. 2.1). Третий резкий скачок (от 10 до 11 км/с), (от нуля до 3,5 км/с) наблюдается на глубине 5100 км на поверхности твердого внутреннего ядра Земли. Ряд поверхностей раздела выделяют по зонам градиентов скоростей. В Земле по данным сейсмологии и глубинной сейсморазведки выделяется до семи концентрических оболочек. Твердая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхней мантии, залегающая до глубин 100-400 км, называется литосферой. Ниже (до глубин 1000 км) располагается мягкая полупластичная оболочка, называемая астеносферой. Литосферу и астеносферу иногда объединяют в периферическую оболочку Земли, называемую верхней мантией. В интервале 1000-2900 км располагается нижняя мантия, от 2900 до 5100 км - внешнее " жидкое " , а глубже - внутреннее " твердое " ядро Земли.
       Мощность земной коры, литосферы и скорости упругих волн в них изменяются по латерали, образуя зоны повышенных и пониженных скоростей. Мантия Земли (до 2900 км) также характеризуется латеральной неоднородностью: повышенными скоростями упругих волн под океаническими областями и пониженными под континентами.
       3. Плотностная неоднородность недр Земли по гравиметрическим и сейсмическим данным. По данным спутниковой альтиметрии и полевой гравиметрии выявлена латеральная плотностная неоднородность литосферы до глубин около 100 км. Плотностная неоднородность Земли на больших глубинах определяется по сейсмическим данным. Для этого используются эмпирически установленные связи между , с одной стороны, и плотностью, упругими модулями - с другой. За основу берется очевидное предположение о возрастании плотности с глубиной под действием гидростатического давления.
       На рис. 2.1 представлена наиболее вероятная модель распределения плотности по радиусу Земли.

       Рис. 2.1. Графики изменения скоростей продольных (), поперечных () упругих волн и плотности () с глубиной (по В.А.Магницкому и М.С.Молоденскому)

 

2.1.2. Геомагнетизм и геоэлектрика.

       Геомагнитные исследования служат для выделения неоднородностей по магнитным свойствам до глубин 50-100 км. Электропроводность Земли до глубин 500 км изучается глубинными магнитовариационными (ГМВЗ) и магнитотеллурическими (ГМТЗ) зондированиями. На рис. 2.2 приведены кривые изменения кажущихся сопротивлений с глубиной по данным интерпретации этих методов.

       

       Рис. 2.2. Кривые изменения кажущегося сопротивления с глубиной ( а) по данным интерпретации ГМВЗ (1), ГМТЗ (2) и изменение электропроводности Земли с глубиной ( б) по данным геомагнитных вариаций (1), вековых вариаций (2) и ГМТЗ (3)

       Региональные исследования методом ГМТЗ обнаруживают отклонения от приведенной кривой, характерной для платформенных областей. Их объясняют существованием слоя повышенной электропроводности в мантии на глубине 100-200 км. В целом с глубиной возрастает как электропроводность пород, так и температура недр. На глубинах 100-200 км градиент температуры уменьшается. Это можно объяснить минимумом теплопроводности и существованием здесь " тепло запирающего " слоя, препятствующего выходу тепла земных недр наружу. Наличие хорошо проводящих астеносферных (перегретых) слоев обнаружено в ряде районов Земли (в частности, в Байкальском регионе, на Сахалине и в Прикарпатье). Иногда они коррелируются с зонами понижения сейсмических скоростей, но смещены по глубине.

2.1.3. Структура и физическое состояние недр Земли

       Исследование больших глубин Земли геофизическими методами дает возможность оценить изменения физических параметров температуры и химического состава с глубиной, а также изучать происходящие в недрах процессы.

       Наибольшие изменения с глубиной скоростей сейсмических волн, упругих модулей, плотности и поля силы тяжести происходят вдоль радиуса Земли. Особенно они велики на границах мантии и внешнего ядра, внешнего и внутреннего ядра (рис. 2.1-2.3). Отклонения физических параметров по латерали, наблюдаемые в мантии, невелики (до 20%) по сравнению с их средними значениями, но они сложным образом распределены в объеме Земли. По сейсмологическим данным, внешнее ядро не пропускает поперечные волны, что говорит о его жидком фазовом состоянии. Кроме того, существование у Земли геомагнитного поля и его вековых вариаций указывает на возможность движения электропроводящего вещества в ядре, что также связано с его жидким состоянием и металлическими свойствами. Высокая плотность в дополнение к указанным фактам позволяет предположить, что основная масса вещества ядра Земли представлена железом, а верхняя часть является силикатной. Подобным же образом на два класса разделяются метеориты. Это служит основой при выборе модели изменения химического состава Земли с глубиной в предположении, что она образована из метеоритного вещества.

       Рис. 2.3. Графики изменения давления , плотности и ускорения свободного падения в Земле с глубиной

       Силикатная часть Земли, слагающая мантию, предположительно представлена минералами, образующими породы типа перидотитов, состав которых близок к составу хондритов. Наличие в мантии Земли " границ " с резким возрастанием скоростей упругих волн связывают с фазовыми переходами. Такие фазовые переходы с изменением плотности до 10% могут быть на глубинах 450 км (переход оливин - шпинель), 700 км (переход шпинель - перовскит). Наблюдается и ряд других переходов. Указанные глубины соответствуют адиабатическому распределению температур. Однако латеральная неоднородность Земли, выявляемая по сейсмическим данным, позволяет сделать вывод о механической неустойчивости такого распределения, что приводит к глубинным движениям вещества или конвекции. Из-за конвекции в Земле распределение температур имеет сложный характер, и поэтому границы фазовых переходов, или сейсмические границы, находятся на различных глубинах в разных регионах. Среднее распределение температур близко к адиабатическому, и только вблизи границ наблюдаются резкие градиенты. Области градиентов называются пограничными слоями.

       На основании изложенных представлений в настоящее время делаются попытки обосновать движения вещества мантии Земли и выявить основные тектонические структуры, которые ими порождаются.

       Разработка моделей конвекции в Земле и их согласование с наблюденными геофизическими полями и тектоническими структурами находятся в самом начале. Сам эволюционный характер геологических процессов связан с деформациями периферической оболочки под воздействием движения вещества Земли на больших глубинах.

2.2. Строение недр под океанами

       Предметом глубинных исследований в океанах являются литосфера и астеносфера, т.е. верхняя часть Земли мощностью в несколько сотен километров. Задачами этих исследований являются определение мощности и строения земной коры, литосферы (относительно жесткой и холодной оболочки Земли, в которой вещество полностью раскристаллизовано), а также астеносферы или части оболочки Земли (мантии), содержащей заметную долю расплавов.
       Основную информацию о мощности земной коры и литосферы как на суше, так и в океанах дает сейсморазведка методами отраженных и преломленных волн (МОВ и МПВ), а также общей глубинной точки (МОГТ). Мощность земной коры в океанах значительно меньше, чем на суше, и изменяется от 5 до 10 км, а литосферы - от 10 км (в рифтовых зонах) до 120 км (в глубоководных впадинах). Поверхность Мохоровичича, или подошва земной коры, выделяется увеличением (скачком) скоростей упругих волн, а поверхность астеносферы - уменьшением скоростей. Это объясняется сменой в литосфере литологии преимущественно кислых изверженных пород (гранитов) земной коры на преимущественно основные породы (базальты). Вещество в этих оболочках, т.е. на сравнительно небольших глубинах (до 120 км), находится в твердом, полностью раскристаллизованном состоянии. Астеносфера же содержит как расплавленную часть, сложенную легкоплавкими базальтами, так и кристаллическую часть, представленную ультраосновными породами.

              В астеносфере, по данным терморазведки, наблюдаются повышенные градиенты температуры, а по данным электромагнитных зондирований, встречаются электропроводящие зоны. Эти материалы, наряду с другими геофизическими, геологическими и расчетными результатами, подтверждают наличие в астеносфере расплавов. Их присутствие и объемы отображаются изменением состава, температуры, возраста вещества в разных частях недр под океанами. На основании этого было установлено, что мощность литосферы океанов уменьшается более чем на порядок по сравнению с материками.

       Наиболее полно геолого-геофизическое строение океанов представлено в работе Э.М.Литвинова " Введение в морскую геофизику " (1993), в соответствии с которой и дано описание строения дна океанов.

 

2.2.1. Структура дна Мирового океана.

       Батиметрическими (измерения глубин дна), геофизическими и геологическими методами в Мировом океане выделены три типа основных геоморфологических провинций (структур): срединно-океанические хребты, глубоководные океанические котловины и переходные зоны от океанов к материкам. В них меняются мощность и строение донных осадков, земной коры и литосферы.

       Срединно-океанические хребты, расположенные в центре всех океанов и имеющие общую протяженность около 100 тыс. км (17% площади океанов), представляют собой подводные горы (валы) с пологими склонами. Они в каждом океане вытянуты на тысячи километров, имеют ширину десятки-первые сотни километров. В центре каждого хребта располагаются узкие ущелья (рифтовые долины), ограниченные по бокам гребневыми горами. Все подводные хребты разбиты поперечными трансформными разломами, расстояния между которыми составляют десятки километров.

       Глубоководные океанические котловины, занимая более половины площади Мирового океана, отличаются выровненным горизонтальным рельефом и наличием локальных подводных гор.

       Переходные зоны от океанов к материкам в тектонически активных зонах характеризуются вытянутыми параллельно материкам валами, котловинами, островными горными сооружениями, а рельеф дна отличается наибольшей для Земли контрастностью (до 15 км). В относительно тектонически пассивных переходных зонах наблюдается спокойный рельеф.

       В целом рельеф дна океанов отражает глубинные процессы Земли, ее активную жизнь, проявляющуюся в структуре физических полей и их эволюции в истории Земли.

...