Геофизика Земли: методы сейсмологии, гравитационные аномалии и изостазия

Геофизика — это изучение Земли с использованием количественных физических методов. Дисциплина разделена на несколько разделов, включая геофизику твёрдой Земли, атмосферную и гидросферную геофизику и солнечно-земную физику. Ключевые направления включают сейсмологию, тектонику, геомагнетизм, гравитационные исследования, науку об атмосфере и физику океана. Геофизика также охватывает описание и исследование происхождения и эволюции основных систем Земли: ядра, мантии и коры как континентов, так и океанов.

Геофизические методы делятся на три основные категории. В первой используется сейсмология отражения и преломления для измерения прохождения звуковых волн через Землю, что позволяет определять физические свойства недр. Во второй применяются электромагнитные датчики для количественной оценки электрических и магнитных свойств горных пород. Третья включает методы потенциального поля, которые отображают региональные вариации силы тяжести и магнетизма.

Сейсмология. Сейсмология — это наука, изучающая распространение сейсмических (звуковых) волн в недрах Земли. Она включает анализ источников и механизмов землетрясений, а также определение внутренней структуры Земли на основе изменений свойств волн. Анализ является высоко количественным и, как правило, требует использования мощных компьютеров.

Глубинная структура Земли определяется с помощью сейсмологии. Сейсмографы, размещённые по всему миру, регистрируют волны от естественных и искусственных источников — землетрясений, ядерных взрывов и других сейсмических событий. Сравнивая время их прихода, учёные рассчитывают изменения свойств Земли в разных местах. Если бы Земля имела однородный состав, скорость сейсмических волн плавно увеличивалась бы с глубиной, поскольку более высокая плотность обычно приводит к более высоким скоростям. Однако наблюдаемое время прихода показывает, что скорость увеличивается не постоянно; вместо этого на отдельных границах и переходных зонах происходит несколько кардинальных изменений.

Сейсмологи определяют эти границы, наблюдая за поведением волн. Некоторые волны отражаются от поверхности раздела (подобно свету, отражающемуся от зеркала), в то время как другие преломляются, изменяя как скорость, так и траекторию. Граница ядро–мантия, расположенная на глубине 2900 км (1802 мили), сильно влияет как на P-волны, так и на S-волны. Она преломляет P-волны, создавая зону затенения P-волны. Поскольку жидкости не могут пропускать S-волны, ни одна из них не проходит через внешнее ядро, образуя большую зону затенения S-волн. Эти контрастные свойства позволяют точно отобразить границу ядра и мантии.

Изменения скорости также выявляют другие особенности земных недр. Скорость постепенно увеличивается примерно до глубины 100 км (62 мили), затем немного снижается между 100 и 200 км (62–124 мили) в зоне низких скоростей. Это падение объясняется небольшим количеством частичного расплава в породе, что определяет астеносферу — слабый, частично смазанный слой, по которому движутся тектонические плиты.

Сейсмический скачок на глубине 400 км (248,5 мили) показывает резкое увеличение скорости. Это связано с полиморфным переходом в оливине, атомы которого перестраиваются в структуру шпинели, что приводит к увеличению плотности примерно на 10%. Другой крупный скачок на глубине 670 км (416 миль) может представлять собой либо другой полиморфный переход, либо изменение состава. Это остаётся предметом активных исследований. Некоторые модели предполагают, что эта граница разделяет два принципиально разных слоя мантии, циркулирующих в отдельных конвекционных ячейках; другие утверждают, что между породами выше и ниже существует большее взаимодействие.

Граница ядро–мантия является одним из самых фундаментальных рубежей в земных недрах с огромным контрастом плотности: 5,5 г/см³ выше и 10–11 г/см³ ниже — больший контраст, чем между поверхностными породами и воздухом. Внешнее ядро состоит в основном из расплавленного железа. Внутри ядра существует дополнительная граница между жидким внешним ядром и твёрдым внутренним ядром из железа и никеля.

Сейсмические волны также освещают структуру земной коры. Андрия Мохоровичич, югославский сейсмолог из Волоско (Хорватия), наблюдал медленное и быстрое вступление волн от близлежащих землетрясений. Он предположил, что некоторые волны проходили через земную кору, некоторые — вдоль поверхности, а другие отражались от глубокой границы между сейсмически медленным и быстрым материалом на глубине около 30 км (18,6 мили). В настоящее время геологи признают этот разрыв Мохоровичича (или Мохо) основанием земной коры, используя его сейсмически определённое положение для измерения толщины коры, которая обычно колеблется от 10 до 70 км (6,2–43,5 мили).

Аномалии силы тяжести (потенциальные полевые исследования). Аномалии силы тяжести — это разница между наблюдаемым значением силы тяжести в определённой точке и теоретически рассчитанным значением на основе простой гравитационной модели. Измеренная сила тяжести отражает распределение массы и горных пород на глубине, а также рельеф местности. Среднее гравитационное притяжение на поверхности составляет 9,8 м/с² (32 фута в секунду за секунду), при этом одна единица силы тяжести (г.е.) равна одной десятимиллионной от этого значения. Более старая единица — миллигал — равна 10 г.е. Диапазон силы тяжести на уровне моря составляет около 50 000 г.е. (9,78–9,83 м/с²), что означает, что взрослый человек на полюсах весит немного больше, чем на экваторе, поскольку экваториальный радиус Земли больше.

Геологически значимые колебания силы тяжести, как правило, составляют всего несколько десятых г.е., поэтому приборы должны быть чрезвычайно чувствительными. В некоторых исследованиях используются гравиметры, расположенные близко или на большом расстоянии друг от друга на поверхности, в то время как другие полагаются на возмущения орбиты спутника.

Для определения гравитационных аномалий требуется исключить общее гравитационное поле Земли (геоид), чтобы измерение зависело от высоты. Аномалия в свободном воздухе корректирует измеренную силу тяжести, используя только высоту точки, радиус и массу Земли. Аномалия Буге дополнительно учитывает форму и плотность горных массивов на глубине. Иногда применяется третья коррекция — изостатическая поправка, когда нагрузка (например, гора или осадочный бассейн) поддерживается недостаточной массой на глубине — подобно айсбергу, плавающему в воде. Однако существует несколько механизмов изостатической компенсации, и часто бывает трудно определить, какой из них применим в разных масштабах, поэтому эта поправка часто опускается.

Различные геологические тела создают характерные гравитационные аномалии. Офиолиты (пояса океанической коры, надвинутые на континенты) представляют собой необычайно плотный материал и генерируют положительные аномалии до нескольких тысяч г.е. Массивные сульфидные металлические рудные тела также отличаются плотностью и дают положительные аномалии. И наоборот, соляные купола, океанические впадины и горные хребты увеличивают количество материала низкой плотности в толще земной коры, вызывая отрицательные аномалии. Самые высокие горы на Земле — Гималайский хребет — имеют отрицательные значения, достигающие 6000 г.е.

Геофизика и изостазия. Изостазия — это принцип гидростатического равновесия, применяемый к Земле. Он описывает литосферу, плавающую на астеносфере, подобно тому, как лёд низкой плотности плавает на воде на определённом уровне в зависимости от относительной плотности. Изостатические силы играют важную роль в формировании рельефа земной поверхности.

Существует несколько изостатических моделей. В простейших из них блоки земной коры рассматриваются как изолированные блоки, плавающие в текучем субстрате (астеносфере), которые могут свободно перемещаться по вертикали, не взаимодействуя друг с другом. Двумя основными вариантами этих простых моделей являются модель Пратта и модель Эйри. В модели Пратта блоки земной коры различной плотности простираются на постоянную глубину компенсации; высота рельефа изменяется обратно пропорционально плотности блоков. Таким образом, океаническая кора с высокой плотностью располагается ниже, чем континентальная кора с меньшей плотностью. В модели Эйри глубина компенсации варьируется для каждого блока, но плотность земной коры считается постоянной. Толстые блоки имеют высокий рельеф и толстый корень для компенсации, в то время как тонкие блоки имеют более низкий рельеф.

Обе модели являются упрощёнными, поскольку были разработаны в 1700-х годах до того, как была изучена тектоника плит. Модель Эйри в целом более применима, чем модель Пратта, но она не учитывает известные вариации плотности земной коры (например, между континентами и океанами). Изостатические аномалии — это отклонения измеренной силы тяжести от значений, ожидаемых при использовании выбранной изостатической модели и глубины компенсации. Такие аномалии указывают на то, что либо модель, либо предполагаемая глубина компенсации требуют корректировки.

Дополнительная литература: Кири П., Кит Клепайс и Фредерик Дж. Вайн. Глобальная тектоника. Оксфорд: Блэквелл, 2008.
Ширер Питер М. Введение в сейсмологию. Кембридж: Издательство Кембриджского университета, 2009.
Шериф, Роберт Э. Энциклопедический словарь прикладной геофизики. 4-е изд. Талса, Оклахома: Общество геофизиков-разведчиков, 2002.

Теркотт, Дональд Л. и Джеральд Шуберт. Геодинамика. 2-е изд. Кембридж: Издательство Кембриджского университета, 2002.
Ваничек, Петр и Николаос Т. Кристу. Геоид и его геофизические интерпретации. Нью-Йорк: CRC Press, 1994.

Сведения об авторах и источниках:

Авторы: Тимоти Куски

Источник: Энциклопедия наук о Земле и космосе

Данные публикации будут полезны студентам и аспирантам естественнонаучных направлений (геологии, географии, геофизики, астрофизики и космологии), начинающим специалистам в области структурной геологии, тектоники, космологии и астрофизики, а также всем, кто интересуется фундаментальными загадками устройства Вселенной и процессами формирования Земли.