Типы неоднородностей земных недр

а) Постепенное изменение упругих параметров с глубиной

Оно является следствием влияния давления и температуры. В этом случае Земля ведёт себя как преломляющая линза, постепенно отклоняя луч от его первоначального положения. Как правило, скорости на глубину растут, поэтому сейсмические лучи отклоняются к горизонту и на поверхности фиксируются сейсмическими станциями (слой 1 и 3, рис.5.2,а). Если в разрезе имеется слой, в котором скорость с глубиной понижается, то сейсмический луч отжимается к центру Земли и на поверхности образуется зона тени - интервал земной поверхности, на котором сейсмостанции не фиксируют землетрясения. В годографе появляется разрыв.

Наблюдаются два разрыва в годографах. Первый соответствует эпицентральному расстоянию 5⁰-15⁰ или 500-1500 км от эпицентра землетрясения (слой пониженных скоростей на глубинах 70-250 км), второй наблюдается при D=105⁰-120⁰, что соответствует слою на границе мантии и ядра (2700-2885 км). Названные слои интерпретируются как астеносферные.

б) Резкие границы между средами

На резких границах происходит как преломление, так и отражение сейсмических волн. Выделяются три вида сейсмических границ:

- границы состава. Типичной границей состава является граница земной коры и мантии;

- границы фазового перехода. Наблюдаются внутри мантии;

- границы состава и фазового перехода. Такой границей является граница мантии и ядра.

Граница земной коры и мантии является резкой отражающей и преломляющей границей в связи со значительным отличием вещества коры и мантии по физическим параметрам (таблица 5.2) и называется границей М или Мохо по имени сейсмолога Мохоровичича, который впервые зафиксировал эту границу в 1909 году от Загребского землетрясения.

Таблица 5.2.

Слой	Наименование	vp, км/с	vs, км/с	s, г/см3	Состав
А	земная кора	6,5	3,7	2,8	гранит-базальт
В	верхняя мантия	8,0	4,7	3,3	пиролит (2/3перидотита+ 1/3базальта)

Начиная с этого времени земной коре дано чёткое определение. Земная кора - это наружный слой Земли выше сейсмической границы Мохо.

5.3 Классическая модель внутреннего строения Земли

Классическая модель внутреннего строения Земли построена на основе сейсмических данных. Кроме того, что она соответствует распределению скоростей упругих колебаний и плотности, классическая модель Земли удовлетворяет измеренным значениям массы Земли, её средней плотности и моменту инерции. Обязательным условием модели Земли является увеличение с глубиной её плотности, что соответствует гидростатическому равновесию. Модель Земли в произвольном масштабе приведена на рис. 5.3.

Основным свойством Земли является её расслоенность. В первом приближении Земля разделяется на земную кору, мантию и ядро. Возрастание плотности на глубину, скачкообразное на границах, указывает на гравитационную дифференциацию Земли как причину её расслоения. Состав ядра преимущественно железный, о чём говорят высокие значения плотности, а также большее увеличение плотности в сравнении со скоростью сейсмических волн. Для быстропротекающих геологических процессов, какими являются сейсмические колебания, Земля в основной своей массе твёрдая. Жидким является лишь внешнее ядро (v_s=0). Сейсмическая и плотностная граница нижней мантии с ядром наиболее выражена - резкое понижение скорости и увеличение плотности. Жидкое состояние ядра при высоких давлениях (порядка 10¹¹Па) указывает на высокие температуры в недрах Земли (>4000⁰C).

Уплотнение мантии происходит как за счёт упругого сжатия кристаллов (постепенный рост v и s), так и в результате фазовых переходов, отмечающихся скачкообразными изменениями физических параметров. Предполагается, что скачок s и v на глубине 420 км соответствует фазовому переходу оливина в структуру шпинели (Р=140^.10⁸Па), а граница верхней и нижней мантии на глубине 670 км - фазовому переходу пироксена в структуру ильменита (Р=240^.10⁸Па). В верхней мантии и на границе мантии с ядром имеются слои, в которых скорости сейсмических волн понижаются с глубиной. При наблюдении сейсмических волн от землетрясений они создают на поверхности зоны тени и проявляются в разрывах годографов.

 

 

6. ГЕОТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ЗЕМЛИ

 

6.1. Основные источники энергии Земли

Современным геофизическим данным наиболее удовлетворяет гипотеза «холодного происхождения» Земли. В то же время, уже в архее, т.е. через 1 млрд. лет после образования Земли, формировались магматические породы основного состава. Следовательно, уже к этому времени недра были разогреты до температур, превышающих температуру плавления базальтов. За время геологической эволюции Земля теряла энергию через тектоно-магматические процессы (порядка 1,26·10²⁰ Дж/год) и через излучение тепла в космическое пространство (около 9,2·10²⁰ Дж/год). Рассмотрим основные источники энергии Земли.

1). Энергия аккреции и гравитационной дифференциации

Процесс образования Земли за счёт аккреции протопланетного газопылевого облака развивался сравнительно быстро и уже примерно через 10⁸ лет после своего начала завершился образованием первичной и в среднем однородной Земли. В дальнейшем развивался другой мощный гравитационный процесс – плотностная дифференциация земного вещества на тяжёлое железное ядро и остаточную силикатную оболочку – мантию. Эти процессы по своей сути едины. Они сопровождаются перераспределением масс в собственном гравитационном поле и уменьшением потенциальной энергии Земли, т.е. переводят её в более равновесное термодинамическое состояние.

Для сферически симметричного гравитирующего тела потенциальная энергия равна:

, (6.1)

где r – радиус растущей планеты, m(r), s(r) – её масса и плотность.

Первичная Земля была однородной. Решение уравнения 6.1 при постоянной плотности даёт потенциальную энергию Земли:

(6.2)

где M – масса Земли, R – её радиус.

Энергия аккреции равна потенциальной энергии с обратным знаком и составляет 2,25·10³² Дж. Часть её было затрачено на упругое сжатие планеты (порядка 3,5·10³¹ Дж), значительная часть рассеялась в космическое пространство. Если предположить, что не менее 5% энергии аккреции пошло на разогрев Земли, то её температура должна была повыситься на 2200 ^оС.

Энергия, выделившаяся в результате процесса гравитационной дифференциации (Eg), может быть получена как разность потенциальных энергий первичной (однородной) и современной (расслоенной) Земли:

Eg = U₁ – U₂, (6.3).

U₂ получают, подставляя в уравнение 6.1 современное распределение плотности в недрах Земли. В зависимости от принимаемых моделей строения Земли, оценки Eg лежат в пределах (1,46-2,0)·10³¹ Дж.

2). Энергия радиоактивного распада

Основной вклад в радиогенную энергию Земли вносят долгоживущие радиоактивные элементы, находящиеся в Земле в достаточно больших количествах. Такими элементами являются уран (238) и торий с продуктами распада и радиоактивный изотоп калия (калий-40). Периоды полураспада этих элементов (время, за которое распадается половина атомов), а также количество радиогенной энергии, выделяемой за единицу времени единицей массы, приведены в таблице 6.1.

Таблица 6.1.