VIII Международная студенческая научная конференция Студенческий научный форум - 2016

В науке при рассмотрении сложных объектов используют модели, т.е. наглядные картины строения изучаемого объекта. При их построении учитывают всю известную на данный момент информацию. По мере развития науки, модели становятся все более детализированными и сложными, всё более приближаются к изучаемому объекту, то есть становятся всё более и более реальными. Под моделью внутреннего строения Земли понимают разрез планеты, на котором показано изменение с

глубиной таких важных параметров, как плотность, давление, ускорение силы тяжести, скорости сейсмических волн, температуры,

электропроводности и др.

В дальнейшем, при анализе внутреннего строения Земли мы будем использовать, главным образом, изменение скорости сейсмических волн и

плотности геосреды.[2]

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. [3]

Сейсмическая модель Земли

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.1). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Рис. 1 Сейсмическая модель Земли

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км.

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км. На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга, хотя это название и не является официальным.

Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная, иликристаллическая, кора, образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Однородная модель

Одной из первых и простейших моделей нашей планеты является однородная модель. Она исходит из того, что плотность земных недр с глубиной практически не меняется, т.е. ρ = 5,52 г/см3, что соответствует средней плотности Земли.

В соответствии с однородной моделью ускорение силы тяжести должно изменяться по линейному закону, уменьшаясь от своего максимального значения на поверхности до нуля в центре. Давление же должно возрастать от нуля на поверхности до максимальных значений в центре (1,73·106 бар) по квадратичному закону. На самом деле ускорение силы тяжести спадает значительно слабее, а давление нарастает сильнее и достигает в центре планеты значений до 3,6·106 бар. Все это говорит о том, что в реальной Земле имеется существенная концентрация массы к центру, а сама однородная модель не является удовлетворительным приближением к истине.

Сейсмическая модель Джеффриса-Гутенберга

Одной их первых реальных моделей является сейсмическая модель

Джеффриса-Гутенберга, построенная в 30ых годах прошлого столетия. Модель оставалась неизменной до конца 60ых годов XX века. Согласно ей, недра Земли делятся на три основные оболочки: земную кору, мантию и ядро. Из неё также следовало, что плотность Земли не является непрерывной функцией глубины. Она меняется скачкообразно на границах раздела. Особенности изменения скоростей волн с глубиной связаны с изменением структуры земных пород. При переходе от коры (граниты, базальты) к мантии (ультраосновные породы) скорости возрастают. Увеличение скоростей при приближении к ядру связано с наличием фазовых переходов минералов в боле плотные кристаллические модификации. Падение скорости ρ-волн при переходе из мантии в ядро указывает на то, что внешняя часть ядра жидкая. Во внешнем ядре плавное возрастание ρ-волн связано с нарастанием давления к центру Земли. Во внутреннем ядре скорость ρ-волн не изменяется, так как давление к центру растёт незначительно. S-волны отсутствуют, так как среда жидкая.

Сейсмическая модель К.Е.Буллена

Следующий шаг в изучении внутреннего строения Земли был сделан в середине прошлого столетия. По мере получения новых сейсмических данных стало возможным более детальное разделение недр Земли.

Так, в начале 40ых годов прошлого столетия австралийский сейсмолог К.Е.Буллен (Keith Edward Bullen 1906-1976), стажировавшийся у Гарольда Джеффриса в Кембридже, предложил сейсмическую модель Буллена строения Земли (рис. 2). Согласно этой модели Земля разделялась на зоны, которые обозначались буквами.

Рис. 2 Схема глубинного строения Земли (по К.Е.Буллену)

К.Е.Буллен предложил схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами (табл. 1): А – земная кора, В – верхняя мантия (силикаты) 33-400 км, С – переходная зона (фазовые переходы) 400-1000, D – нижняя мантия 1000-2900 км, Е – внешнее ядро 2900-4980 км, F – переходная зона 4980-5120 км и G – внутреннее ядро 5120-6370 км. Позднее зону D он разделил на зоны D' (1000-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время модель значительно видоизменена и лишь слой D" используется достаточно широко. Тем не менее, модель Буллена послужила надежным фундаментом для всех самых современных моделей.

Неравномерное распределение землетрясений и сейсмических станций на поверхности Земли и слабое её покрытие приёмниками – основные причины того, что информация о большей части земных недр в 40-60 гг. прошлого столетия оставалась неизвестной. Принципиально новая ситуация возникла в начале 1960ых годов, когда была установлена обширная сеть длиннопериодных сейсмометров WWSSN (Worldwide Standardized Seismographic Network), которая зарегистрировала спектр собственных колебаний Земли от катастрофического Чилийского землетрясения 22 ма 1960 г.

Таблица 1

Зона	Наименование		Глубина	Плотность
A	Земная кора	Земная кора	~0-33 км	3,2 г/см
Граница Мохоровичича (граница Мохо, граница М)
	Верхняя мантия	Мантия	33-400 км	3,5 г/см3
C	Переходная зона		400-1000 км	4,0 г/см3
D	Нижняя мантия		1000-2900 км	5,0 г/см3
Граница Вихерта-Гутенберга
E	Внешнее ядро	Ядро	2900-4980 км	10-11 г/см3
F	Переходная зона		4980-5120 км
G	Внутреннее ядро		5120-6370 км	12 г/см3

По мере накопления сейсмического материала, исследование недр стало проводиться с помощью сейсмического профилирования, что позволило получать непрерывную информацию, а не в виде дискретных точек. Для геофизических целей использовали методы физики твёрдого тела и физики высоких давлений, геофизические материалы изучались в специальных лабораториях высоких давлений. Другим важным результатом исследований того периода явилось изучение фазовых переходов минералов в недрах планеты под действием высоких давлений. По мере накопления новых геофизических и лабораторных данных постепенно уточнялось строение глубинных сфер Земли и детализировалось строение верхних оболочек.

В результате, в конце 70^ых годов прошлого столетия появилось новое поколение реальных моделей Земли, которые подразделялись на оптимальные и стандартные.

Оптимальная модель должна наилучшим образом удовлетворять всем имеющимся данным о Земле, а стандартная модель, кроме этого, ещё быть сравнительно простой и удобной для повседневной геофизической практики. Такие модели стали называть параметрическими моделями Земли - РЕМ (parametric earth models). Были построены три типа моделей: для океанов (РЕМ_о), континентов (РЕМ_с) и усреднённая (РЕМ_а).

Различие первых двух типов моделей прослеживалось до глубины порядка 420 км (рис. 3) и определялось различным строением земной коры и верхней мантии под океанами и континентами. При построении модели РЕМо использовались средние данные для океанического региона Земли,

РЕМ_С - средние данные для континентального региона Земли, РЕМ_а - некоторая комбинация РЕМ_о и РЕМ_с.

Глубина, км

Рис.3 Модели верхней мантии РЕМ-С

(континентальная), РЕМ-О (океаническая) и РЕМ-А (средняя Земля) (Жарков, 1983)

Для глубин, больших 420 км, параметры для всех трёх моделей одинаковы.

 

Недостатками этих моделей являются некоторое упрощение строения в зонах полиморфных переходов, отсутствие достаточной чёткости в границе между внешним и внутренним ядром,

схематичность в строении мантии в целом. Однако простота моделей типа РЕМ является также и их преимуществом, так как они удобны для повседневной практики, а основные особенности строения земных недр они описывают не хуже более сложных моделей.

Развитие идей, заложенных при построении моделей РЕМ, позволило А.М.Дзивонскому и Д.Л.Андерсону в 1981 г. построить одномерную референсную модель Земли PREM (Preliminary Reference Earth Model). Модель была разработана по заказу Международного Союза по Геодезии и Геофизике (International Union of Geodesy and Geophysics). Союз заказал сферически симметричную модель, которую можно было бы использовать в геодезических и геофизических исследованиях. Модель учитывает все достижения в измерениях и интерпретации свободных колебаний Земли на момент ее создания. Было также привлечено большое количество новых данных по кинематическим и динамическим характеристикам объемных и поверхностных сейсмических волн. Введение анизотропии скоростей (2-4%) в верхних 220 километрах верхней мантии позволило получить согласованную с исходными данными одномерную референтную модель Земли без обязательного, как предполагалось ранее, слоя с пониженным значением скорости в верхней мантии Земли.

В целом, модель PREM - это обобщённая модель РЕМ-А, глубже 420 км обе модели практически совпадают. В PREM заметные изменения по сравнению с REM внесены в строение наружных 420 км. Новый слой, появившийся в PREM - трансверсально-изотропный слой в верхней части мантии на глубинах 24,4-220 км. Он характеризуется пятью упругими коэффициентами. В обозначениях Лява для них используются буквы А, С, N, L и F. Здесь скорости вдоль радиуса (v_PV, v_SV) и перпендикулярно радиусу (vPh, v_SH) имеют различные значения:

А = pv²_PH С = pv²_PV N = pv²_SH L = pv²_SV

Пятая константа F является функцией скоростей при распространении волны в промежуточных направлениях. Волны PH и SH распространяются в горизонтальном направлении, а волны PV и SV - вдоль радиуса.

PREM имеет три границы в верхней мантии (на глубинах 220, 400 и 670 км) и зону низких скоростей для S-волн на глубинах от 80 до 220 км. Поверхность Мохо в данной модели находится на глубине 24 км.

В 1991 Б.Л.Кенет и Е.Р.Энгдал представили одномерную скоростную модель (глобальную сферически симметричную сейсмическую модель) IASP91 (рис. 4). Модель разрабатывалась в течение трех лет специальной подкомиссией по землетрясениям Ассоциации по Сейсмологии и Физике Земных Недр (IASPEI). Основная цель работ - создание новых глобальных таблиц годографов сейсмических фаз, которые обновят стандартный годограф Джеффриса - Буллена (1940) и модель PREM(1981). Модель учитывала большой объем цифровых данных о временах пробега Р- и S-волн, публикуемых в бюллетенях Международного сейсмологического центра. Значения скоростей Р- и S-волн рассматривались как функции радиуса (и глубины). В модели IASP91 скачки скоростей Р- и S-волн расположены на глубинах 410 и 660 км (в модели PREM соответствующие границы находятся на глубинах 400 и 670 км). В этой модели нет слоя низких скоростей с трансверсальной изотропией и скачка скоростей на глубине 220 км, а граница М расположена на глубине 35 км. При построении модели IASP91 не требовалось вводить поправки за динамический модуль сдвига, так как используемые данные имели периоды, равные примерно 1 с.

Модель IASP91 в верхней мантии заметно отличается от модели PREM. Модели IASP91 и ак 135 используются как отсчетные модели нулевого приближения в томографических моделях, при которых мантия разбивается на достаточно мелкие блоки (~1°, размеры 100 км), в которых определяются невязки скоростей распространения волн по отношению к их значениям в отсчетной модели.

1ASP 91 Earth Reference Model

velocity (km/s)

 

Рис. 4 Модель IASP91.

Результаты еще одной попытки обобщения данных с целью построения референтной модели Земли были представлены в 1993 году [Morelli, A., Dziewonski A. M., 1993]. Модель получила индекс SP6. На базе данных по примерно 16000 хорошо записанных мелкофокусных землетрясений за 24 года (1964 - 1987) была построена одномерная скоростная модель с учетом поправок за горизонтальную скоростную неоднородность. Для верхней мантии результаты модели SP6 отличаются от модели IASP91 лишь немного более повышенным значением скоростей Р и S волн между 410 и 660 километрами. В нижней мантии было получено более низкое значение градиента скорости. Что совпадает с моделью PREM. В верхах внешнего ядра скорость Р-волн меньше, чем в PREM. Скачок скорости на границе внутреннего ядра уменьшен до 0.62 км/с. Новый радиус внутреннего ядра - 1215.00 км.[1]

С использованием еще большего объема данных в 1995 г. Б.Л. Кеннетом, Е.Р.Энгдалом и Р.Буландом создана ещё более совершенная модель АК 135 (рис. 5). Она обеспечила значительно лучшее приближение для большого количества сейсмических фаз, чем это было для моделей SP6 и IASP91. Различия между моделью AK135 и моделями SP6 и IASP91 в целом незначительные, кроме границы внутреннего ядра Земли. Для этой границы был уменьшен градиент скорости. Скоростная модель AK135, как и модель IASP91 радиально стратифицированная.

 

Рис. 5 Модель АК135.

Некоторые важные особенности сейсмического поля, выявленные в результате обработки сейсмограмм землетрясений и больших взрывов, в настоящее время находятся в стадии осмысления. Анализируется достоверность таких особенностей, как граница 220, граница 410, граница

520, граница 660. Где находятся границы 410 и 660, насколько они изменчивы. Является граница 520 повсеместной, глобальной. Возможно ли, чтобы природа границы 220 была обусловлена анизотропией сейсмических скоростей, а не с изменением скорости с глубиной. Имеются ли глобальные границы в нижней мантии. Еще предстоит решить нелегкие вопросы, связанные с учетом сферичности Земли при выборе ее осредненной структуры, степень детальности модели; как учесть анизотропию скорости; совместное, согласованное использование данных по Р и S волнам, пересчет данных структурной сейсмологии в плотностную модель Земли. Насколько допустимо использовать единую одномерную референтную модель Земли при реконструкции внутренней структуры Земли под континентами и под океанами, платформами и складчатыми областями и другими крупнейшими геотектоническими образованиями. Какую модель использовать при реконструкции. Как согласовывать построения, выполненные на базе региональных одномерных референтных моделей.

Дальнейшее изучение внутреннего строения Земли идёт по пути ещё большей детализации. В основе современных моделей нового поколения лежат данные сейсмотомографии, на основании которых построены глобальные сейсмотомографические карты для различных уровней земного шара, отражающие сейсмическую неоднородность недр. В частности, японскими учёными составлены карты для 14 уровней, американскими - для 12 уровней. Анализ карт позволил установить многоуровненные сейсмические неоднородности в мантии, и в то же время обнаружить известное подобие аномальных ареалов между смежными картами.

На основании этих и других современных данных Ю.М.Пущаровским предлагается новая модель строения мантии, в которой выделено шесть геосфер:

1. верхняя часть верхней мантии - до глубины 410 км,

2. нижняя часть верхней мантии - до рубежа 670 км,

3. зона раздела I между верхней и средней мантией (670 ^ 840 км),

4. средняя мантия (840 ^ 1700 км),

5. зона раздела II, отделяющая среднюю мантию от нижней (1700 ^ 2200 км),

6. нижняя мантия (1700 ^ 2900 км). В основании последней выделяется слой D", в отличие от ранее принятых границ этого слоя 2700 ^ 2900 км; высказывается мысль о неопределённости верхней границы и допускается в ряде случаев её существенное повышение чуть ли не до кровли самой нижней мантии.

Вносятся новые представления и в отношении строения внешнего (жидкого) ядра Земли, которое подразделяется на нижнюю геосферу, с интенсивной конвекцией (vigorously converting lower layer), и верхнюю, стратифицированную (stably stratified upper layer) (рис. 6).

Как видим, новая модель внутреннего строения Земли существенно

 

Рис. Глубинные геосферы Земли (по ЮМ.Пущаровскому).

 

отличается от традиционной параметрической модели. Меняется количество геосфер, появляются новые геосферы, изменяется положение границ раздела. Правда автор новой модели указывает, что приведённые им границы раздела следует рассматривать как ориентиры, отклонения возможны до 10%.[4]

Список литературы:

1. В.П.Гаврилов Геотектоника. Учебник.

2. Электронный ресурс http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h dgggms/1-2003/scpub-3 chap-1.pdf

3. Электронный ресурс http://www.olegyakupov.com/1D-REM-RU.aspx

4. Электронный ресурс http://popovgeo.sfedu.ru/lecture_2

Код для цитирования: Скопировать