Мониторинг геофизических процессов - (реферат)

p>Отсутствие прямых данных о плотности вещества обусловливает необходимость использования для ее оценок косвенных данных, в частности, данных о скорости сейсмических волн. На первый взгляд кажется, что скорости должны возрастать при увеличении плотности пород. На самом же деле, эти величины находятся в обратном соотношении:

vp =; vs =, где vp и vs, соответственно, скорости продольных и поперечных волн, s - плотность пород; l и m - упругие постоянные (коэффициенты Лямэ) (l - модуль всестороннего сжатия; m - модуль сдвига). Тем не менее, сопоставление изменений скорости сейсмических волн с плотностью показывает, что более плотные породы обычно характеризуются более высокой скоростью. Это объясняется тем, что возрастание плотности вещества Земли с глубиной сопровождается ростом значений коэффициентов Лямэ, приводящим к увеличению скорости сейсмических волн. Особенно значительны измененияl и mв мантии Земли, где отмечается закономерное нарастание скорости Р- и S- волн и плотности вещества.

Оценки показывают, что средние значения плотности земной коры и Земли в целом составляют, соответственно, 2700 и 5520 кг/м3.

Имеющиеся данные о свойствах глубинных геосфер позволяют считать, что мантии и ядру Земли свойственны черты двух агрегатных состояний, хорошо изученных в обычных условиях, - твердого и жидкого вещества. Если на вещество мантии действуют мгновенные силы, то оно ведет себя как твердое вещество, а если действие нагрузок растягивается в геологическом времени - то как жидкость. Таким образом, есть все основания считать, что Земля в целом находится в состоянии гидростатического равновесия. В этом случае изменение давления с глубиной можно оценить, исходя из массы вышележащего столба пород. Расчеты показывают, что у подошвы земной коры давление составляет около 1300 МПа, а на границе ядра - около 140000 МПа. Особенно велико давление в ядре - до 4Ч105МПа. Такие давления характеризуют на мгновения давления вблизи фронта ударной волны при ядерном взрыве.

Представляет интерес изменение в Земле еще одного параметра - ускорения свободного падения (g), определение которого также связано с принятой моделью распределения плотности. На поверхности Земли среднее значение ускорения свободного падения равно 9, 82 м/с2, или 982 Гал. По расчетам, с глубиной g возрастает до 10, 81 м/с2 на поверхности ядра и затем круто убывает до нуля в центре Земли. Рассмотрим методы геофизики, которые позволяют получить информацию о внутреннем строении Земли, о ее свойствах и о фазовом состоянии вещества. Начнем с сейсморазведочного метода, который не только самый информативный в геофизике, но и самый дорогой по стоимости его проведения. Достаточно указать, что на сейсмометрические работы затрачивается 85% средств, затрачиваемых вообще на геофизические работы. В становление и развитие сейсмометрии большой вклад внесли русские и советские ученые: Б. Б. Голицын, В. С. Воюцкий, Г. А. Гамбурцев, А. И. Заборовский, Ю. Н. Годин, Ю. В. Ризниченко, М. К. Полшков, А. М. Епинатьева, И. И. Гурвич, Л. А. Рябинкин, Е. Ф. Саваренский и др.

Этот метод основан на изучении скорости распространения сейсмических волн в литосфере, т. е. принципиально близок к сейсмологическим методам, изучающим скорости распространения упругих колебаний от землетрясений. Отличие заключается в том, что в сейсмологии используется естественный источник колебаний - землетрясение, а в сейсмометрии - искусственный - взрыв в неглубокой скважине. До объявления моратория на испытания ядерного оружия в 1988 г. геофизики использовали в качестве источника упругих колебаний волну от ядерного взрыва. Волна, возбужденная взрывом, достигая границ изменения скоростей, а точнее, сейсмических плотностей (произведения плотности на скоростьrЧv), отражается и достигает системы регистрации, состоящей из серии сейсмографов - приборов, реагирующих на колебания почвы и регистрирующих их. Время движения волны от пункта взрыва до каждого сейсмографа откладывается на графиках в виде кривых, которые называют годографами. Годограф отраженной волны имеет гиперболическую форму, кривизна которой определяется, в частности, скоростью распространения волны v1. Значение скорости позволяет вычислить глубину залегания границы сред. Так как путь волны 2S» v1ЧtA, а с другой стороны, S», то h » , где h - глубина границы, v1 - скорость волн в покрывающей среде, tA - время движения отраженной волны в точку А, l - удаление точки А от пункта взрыва, 2S - длина пути волны. На некотором удалении от пункта взрыва при увеличении угла падения прямой волны на границу нижележащей среды со скоростьюv2 возникает преломленная волна, опережающая отраженную, если v2>v1. Годограф волны, преломленной на плоской границе, прямолинеен. Основным методом работ по сейсморазведке является профилирование, а кроме этого используется методика зондирования. Детальность исследований определяется частотой расположения сейсмографов на профиле. Чем чаще они расположены, тем, в общем, можно получить более детальный годограф. Глубинность работ определяется мощностью источника колебаний. Ядерный взрыв, а тем более землетрясение - это, естественно, самые сильные источники, которые невозможно повторить с помощью тротилового заряда, заложенного в скважину. Если время ядерного взрыва известно и к нему можно подготовиться, то точное время землетрясения, к сожалению, неизвестно. Поэтому сейсмографы на сейсмостанциях должны работать в автоматическом режимемониторинга сейсмического события. Только в этом случае можно ожидать получение уникальной информации о глубинном строении нашей планеты.

Гравиметрический метод основан на изучении поля силы тяжести на поверхности Земли или в ее недрах. Задача о распределении силы тяжести на поверхности Земли была решена в общем виде в XVIII веке французским математиком А. Клеро (1713-1765 г. г. ). Он впервые вывел формулу для вычисления силы тяжести на любой географической широте эллипсоида вращения при известных значениях силы тяжести (ускорения свободного падения) у полюса и на экваторе. Формула Клеро в первом приближении имеет вид:

    g = gэ + (gп - gэ)Чsin2j,

где g, gэ, gп - ускорение свободного падения, соответственно, для данной географической широтыj, на экваторе и на полюсе. В 20-х годах нашего века была выведена международная формула для нормального значения силы тяжести на уровне моря, которой и пользуются в настоящее время:

    g = 978, 049 (1+ 0, 0052894Чsin2j - 0, 0000059Ч sin22j).

Из этой формулы следует, что нормальное значение силы тяжести на Земле увеличивается от 978 см/с2 на экваторе до 983 см/с2 на полюсах. Однако эти значения, рассчитанные для эллипсоида вращения со сжатием 1/297, существенно отличаются от фактически измеряемых на поверхности Земли, что обусловлено изменениями плотности пород, слагающих Землю. В гравиразведке выведена формула для расчета превышения силы тяжести в случае контраста плотности блоков (рис. 11). Если внутри плоскопараллельного слоя толщиной Н с плотностьюs1 имеется внедрение блока с плотностью s2, то амплитуда аномалии силы тяжести над этим блоком вычисляется по формуле: Dg = 2pfЧ(s2 - s1)Н , где f - гравитационная постоянная, которая в системе CGSE равна 6, 67Ч10-8 см 3Чг -1Чс -2 = 6, 67Ч10-11 НЧм 2Чкг -2 (система СИ). Величина f впервые была вычислена Кавендишем (1797 г. ). Численно гравитационная постоянная равна силе притяжения двух единичных точечных масс, разделенных единичным интервалом (т. е. соответственно. двух масс в 1 г на расстоянии 1 см (CGSE), или двух масс в 1 кг на расстоянии 1 м (СИ)).

Значения силы тяжести (ускорения свободного падения) измеряются гравиметрами, работающими на принципе компенсации изменений притяжения массы маятника гравиметра упругими силами закрученной кварцевой нити, на которой подвешен этот маятник. Чувствительность наземного кварцевого гравиметра к изменениям силы тяжести очень высока. Достаточно сказать, что он способен измерять с погрешностью 0, 01 мГал (10-5см/с2). Следует заметить, что измерения с гравиметром носят “относительный характер”, т. е. с этим прибором невозможно определить абсолютное значение силы тяжести в пункте. Поэтому все точки гравиметрической съемки “привязываются” к “опорному пункту”, где абсолютное значение измерено другим способом, например, с помощью маятникового прибора.

Сравнение данных съемки возможно при теоретической предпосылке, что все притягивающие массы сосредоточены внутри сфероида, для которого по формуле Клеро рассчитаны абсолютные значения силы тяжести. Однако реально имеется множество масс, которые искажают теоретическое распределение силы тяжести на сфероиде (рельеф, наличие гидросферы, имеющей меньшую плотность, чем твердая Земля). Поэтому процесс измерения всегда сопровождается расчетом и внесением определенных поправок (редукций) в измеренные значения. К таким редукциям относятся:

поправка на высоту, учитывающая изменение расстояния до центра Земли; поправка приводит измеренное значение к уровню моря, не учитывая массы пород, сосредоточенных между поверхностью измерения и уровнем моря, она как бы переносит точку измерения вниз “по воздуху” в случае суши или вверх “по воздуху” - в случае моря. Поэтому эта поправка носит название “поправка за “свободный воздух””, или редукция Фая. Она равна gф = ±0, 3086ЧН, где высота (глубина). Н измеряется в метрах. Знак (-) применяется для суши, а знак (+) - для моря;

поправка на влияние промежуточных масс, заключенных между уровнем, на который приводится измерение, и высотой точки измерения. Эта поправка носит название “поправки на влияние промежуточного слоя”, или редукции Буге. В результате ее введения как бы удаляется притяжение масс между уровнями измерения и приведения. Эта поправка рассчитывается по формуле: gб = ±2pfsH = ±0, 0419 sH, т. е. полностью совпадает с формулой для оценки аномалии в результате присутствия плоского блока с контрастной плотностью, которая приводилась выше. Смысл знака в этой формуле тот же, что и для редукции Фая;

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17