Текст
                    550.8
ФЗП

ц_5—2 УДК 550.83 (075.8) АННОТАЦИЯ В книге изложены основы разведочной геофизики, одной из наук о Земле, которая исследует строение земной коры и позволяет осуществлять поиски и разведку полезных ископаемых геофизиче- скими методами. Рассмотрены физические свойства пород и харак- тер связанных с ними физических полей, дана классификация методов разведочной геофизики, указаны их задачи, освещены история, современное состояние и перспективы дальнейшего развития. Приведены краткая геофизическая характеристика и сведения о внутреннем строении Земли как планеты. По каждому методу разведочной геофизики (гравиметрическому, магнитному, сейсмическому, электрическому, радиометрическим и промыслово- геофизическим исследованиям) даны физические основы метода, сведения о современной технике измерений и методике их интер- претации, указана область его применения. Книга является учебным пособием для студентов геофизиче- ской и геологических специальностей высших учебных заведений. Рецензенты: 1) кафедра геофизических методов разведки Ленинградского государственного университета им. Д. А. Жданова; 2) кафедра разведочной геофизики Московского института нефтехимической и газовой промышленности им. акад. И. М. Губ- кина.
ПРЕДИСЛОВИЕ В нашей стране идет сложная и многогранная работа по созданию ма- териально-технической базы коммунизма, которую проводит советский на- род, вдохновленный новой Программой Коммунистической партии Совет- ского Союза и решениями исторического XXII съезда партии. Важнейшими задачами строительства материально-технической базы коммунизма является быстрое увеличение производства металла и топлива в нашей стране, а также всемерное развитие химической промышленности. Для решения этих задач необходим значительный рост добычи и потребления полезных ископаемых, прежде всего нефти, газа и угля, железа, цветных и редких металлов, горно- химического сырья и многих других. Советским геологам предстоит открыть много крупных месторождений полезных ископаемых как в старых горно- промышленных районах, так и в новых перспективных районах, особенно на востоке страны. При этом необходимо значительно повысить глубинность поисков и разведки, так как фонд месторождений, легко открываемых с по- верхности, с каждым годом все сокращается. Для решения этих задач необходимо совершенствование существующих и изыскание новых, более эффективных методов разведки полезных ископае- мых. Повышение эффективности геологоразведочных работ возможно только на основе использования результатов научных исследований в области гео- логических наук и широкого применения достижений точных наук (физики, химии, математики) и передовой техники (радиоэлектроники, автоматики точного приборостроения). В связи с этим за последнее время особенно возрастает значение геофи- зических методов исследования земной коры, поисков и разведки полезных ископаемых. Возникает необходимость изучения геофизических методов ис- следования широкими кругами специалистов. Особенно остро ощущается зта необходимость для студентов геофизической и геологических специаль- ностей высших учебных заведений. Для правильной ориентировки будущих геологов и геофизиков в общих возможностях геофизических методов иссле- дования земной коры весьма важно изложение предмета с единой точки зре- ния. Выработка же единого подхода к проблемам разведочной геофизики возможна при наличии соответствующих учебных пособий. На русском языке есть хорошие учебники, учебные пособия и моногра- фии по отдельным методам геофизических исследований: гравиметрии (А. А. Михайлов, Л. В. Сорокин, Н. П. Грушинский, А. К. Маловичко и др.), магнитометрии (А. А. Логачев, Б. М. Яновский), электроразведке (А. И. Заборовский, В. Н. Дахнов), сейсморазведке (Г. А. Гамбурцев, И, И. Гурвич, Н. Н. Пузырев), ядерной геофизике (В. И. Баранов, Е. М. Филиппов), промысловой геофизике (В. Н. Дахнов, С. Г. Комаров)) и др. Имеющиеся же общие курсы разведочной геофизики или устарели*, 1*
4 ПРЕДИСЛОВИЕ или не отличаются достаточно однородным подходом к различным разделам предмета, так как написаны коллективами авторов. Сознавая большие трудности составления общего курса разведочной геофизики и ограниченность своих возможностей, автор все же решил попы- таться составить такой курс. Для этого была использована обширная науч- ная и учебная литература, в основном на русском, отчасти на иностранных языках, а также материалы лекций по разведочной геофизике, читаемых авто- ром с 1951 г. студентам геологического факультета Московского государ- ственного университета. Построение книги соответствует учебным программам общего курса раз- ведочной геофизики, принятым для геологических факультетов универси- тетов и горно-геологических высших учебных заведений. . Автор считает своим долгом выразить глубокую признательность про- фессорско-преподавательским коллективам геофизических кафедр Москов- ского государственного университета (зав. кафедрой проф. А. И. Заборов- ский), Ленинградского государственного университета (зав. кафедрой проф. А. С. Семенов), Московского института нефтехимической и газовой промышленности (зав. кафедрой проф. Л. А. Рябинкин) за просмотр и ре- цензирование рукописи настоящей книги. Критические замечания, сделан- ные рецензентами, позволили улучшить ее содержание. В предлагаемой вниманию читателей книге, вероятно, есть недостатки. Критика со стороны читателей поможет их выявить и в будущем устранить. Поэтому автор будет благодарен за все замечания, относящиеся к содержа- нию книги. Эти замечания он просит направлять в адрес Геологического фа- культета Московского государственного университета (Москва, Ленинские горы, МГУ) или в адрес издательства «Недра» (Москва, К-12, Третьяковский проезд, дом 1/19).
ВВЕДЕНИЕ Разведочная геофизика — новая наука в учении о Земле. ‘Она изучает строение земной коры физическими методами с целью поисков и разведки по- лезных ископаемых. Теоретические основы разведочной геофизики имеют физико-математический характер, ее средства исследования базируются на современных достижениях техники, а предмет ее изучения тот же, что и у геологических наук. Разведочная геофизика составляет часть общей геофизики, предметом изучения которой является вся Земля. Она использует идеи и результаты общей геофизики, однако и сама обогащает ее многим вследствие близости к практическим задачам большого народнохозяйственного значения. Разведочная геофизика находится в контакте с геологическими нау- ками, особенно с геохимией, и часто используется в комплексе с ними для решения сложных и крупных теоретических и практических задач. Разведочная геофизика включает ряд дисциплин, методов и направле- ний, которые с течением времени все больше развиваются и разветвляются, а работающие в ее области специалисты углубляются в исследования по одному узкому направлению. Между тем для наиболее правильного рацио- нального решения задач, которые выдвигает жизнь, необходимо использо- вание всех возможностей разведочной геофизики. Поэтому каждый специа- лист, глубоко знающий какую-либо отрасль разведочной геофизики, должен быть знаком с основами этой науки в целом. Курс разведочной геофизики невозможно изложить без использования начал высшей математики. В данной книге высшая математика использо- вана в объеме, изучаемом студентами геофизической специальности геоло- гических факультетов университетов и высших технических учебных заве- дений. Это не значит, что книга недоступна студентам геологических специ- альностей. Они найдут в ней систематическое изложение основ важной для них дисциплины. Однако прежде всего книга предназначена для студентов геофизической специальности, для которых она может служить общим ввод- ным курсом. Предмет и методы разведочной геофизики охарактеризованы в главе I книги. Здесь показано взаимоотношение разведочной и общей геофизики, дан очерк их возникновения и развития, охарактеризованы, геологические задачи геофизических исследований. В этой главе вводится ряд понятий, которые углубляются и развиваются в последующих разделах книги. Разведочная геофизика занимается изучением земной коры, чаще всего ее верхних слоев. Однако их строение и развитие не могут быть поняты вне связи со строением и развитием Земли в целом как планеты. По- этому в главе II даны краткие сведения о Земле с геофизической точки зрения.
6 ВВЕДЕНИЕ Сведения о массе и плотности Земли, ее магнитном поле, сейсмичности, температурных и других физических условиях внутри Земли имеют непо- средственное отношение к соответствующим методам разведочной геофи- зики, основанным на изучении естественных полей Земли. Материал первых двух глав позволяет подойти к изучению основных методов разведочной геофизики, уже имея общее представление о ее задачах и о физических полях Земли, на поверхности которой проводятся поисково- разведочные работы. Четырем основным методам современной полевой разведочной геофи- зики — гравиметрической, магнитной, электрической и сейсмической раз- ведкам — посвящены главы III, IV, V и VI, представляющие основное со- держание курса. Для каждого из четырех основных методов разведочной геофизики кратко изложены физические основы метода, дано представление •о современной технике полевых измерений и о методике интерпретации их результатов, указана область применения. Описание устройства и схема действия геофизических приборов даны лишь в объеме, необходимом для понимания физической сущности измерения тех или иных параметров геофи- зических полей. Гравиметрическая разведка изучает поле силы тяжести Земли; магнит- ная разведка исследует геомагнитное поле нашей планеты; электрическая разведка использует как естественные, так и искусственные поля постоян- ного и переменного тока; сейсмическая разведка основана в основном на изу- чении искусственно возбуждаемых в земной коре упругих колебаний. Это — основные физические поля нашей планеты, достаточно хорошо дифференци- рованные и практически хорошо используемые для изучения строения зем- ной коры, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Методы изучения этих полей составляют в настоящее время основу разведочной геофизики. Термическое поле Земли и поле ядерных излучений горных пород также очень важны для физической характеристики горных пород, слага- ющих земную кору, однако область их применения ограничена. Термическое поле замаскировано на поверхности Земли очень мощными тепловыми поме- хами, а поле ядерных излучений имеет практически незначительный радиус действия. В связи с этим они применяются преимущественно в скважинах, вскрывающих разрез горных пород на глубине. Описаны эти методы в главе VIII, посвященной геофизическим исследованиям в скважинах. Глава VII содержит изложение вопросов, связанных с радиометриче- скими и геохимическими методами разведки. Эти методы на практике часто применяются в тесной связи с методами разведочной геофизики, хотя в их основе лежат прежде всего закономерности распределения и миграции химических элементов в земной коре, а геофизические методы опираются на изучение закономерностей взаимосвязи структуры и физических свойств вещества Земли и ее коры. Радиометрические методы занимают промежуточное положение между геофизикой и геохимией, так как их применение определяется, с одной сто- роны, наличием тех или иных элементов в земной коре, а с другой стороны, физическим полем радиоактивных излучений и их взаимодействием с этими элементами. Геофизические исследования в скважинах, описанные в главе VIII, иногда рассматриваются совместно с соответствующими полевыми методами. Однако эти исследования имеют одну важную особенность, учитывая которую их следует рассматривать отдельно от полевых методов, как самостоятельный раздел разведочной геофизики. Эта особенность состоит в том, что физиче? ские поля в скважинах изучаются на близком расстоянии от их источников в противоположность полевым методам, имеющим дело с удаленными источ-
ВВЕДЕНИЕ 7 никами физических полей. Как следствие этой особенности при исследова- ниях скважин важное значение получают геотермические, ядерно-физиче- ские, акустические и некоторые другие виды геофизических работ. Другая причина объединения материалов по каротажу скважин в отдельную главу заключается в необходимости комплексного проведения наблюдений в сква- жинах различными методами и совместной интерпретации их результатов. Кроме того, в главе VIII описаны операции в скважинах по отбору образцов и по вскрытию нефтегазоносных пластов, проводящиеся совместно с карота- жем скважин.
ГЛАВА I ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ § 1. ГЕОФИЗИКА, ЕЕ ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ Разведочная геофизика составляет одну из прикладных ветвей науки о Земле — геофизики. Поэтому прежде всего следует уяснить определение геофизики как науки. Геофизика есть учение о физических явлениях на Земле (по 'гречески «ге»). Пр е д м е т о м геофизики является наша планета с ее твердой обо- лочкой (литосферой), морями, океанами, наземными и подземными водами (гидросферой) и воздушной оболочкой (атмосферой). Методы геофизического исследования — это спо- собы изучения и анализа физических полей и явлений на земной поверх- ности, в шахтах, скважинах, в глубинах моря, на различных высотах в ат- мосфере и в окружающем нас космическом пространстве. Цель геофизических исследований состоит в полу- чении сведений о строении недр Земли, ее водной и воздушной оболочек, в изучении истории ее происхождения и развития. Многие разделы геофизики имеют близкое отношение к практической деятельности человека — разведке и добыче полезных ископаемых, освоению морей, климатологии, воздушным сообщениям и т. п. Поэтому развитие при- кладных ветвей геофизической науки тесно связано с промышленной деятель- ностью человека. В то же время геофизика доставляет важные теоретические знания о внутреннем строении Земли, об ее взаимоотношении с окружа- ющими космическими телами — Солнцем, Луной, метеорной материей и т. д. Геофизические данные наряду с геологическими исследованиями по- зволяют заглянуть в прошлое Земли и обрисовать, хотя пока еще в самых общих чертах, историю ее происхождения и развития. Геофизика имеет близкое отношение к ряду других естественных наук, прежде всего к наукам о Земле — геологии, геодезии, географии, а также к геохимии, физике и астрономии (рис. 1). Она зародилась и развилась в XIX и XX столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Сейчас гео- физика превратилась в самостоятельную науку, хорошо развитую и диффе- ренцированную. Ее объем и уровень продолжают быстро расти. Одним из показателей современного значения геофизики может служить такое круп- ное международное научное предприятие последних лет, в котором участ- вовало около 60 стран и принял ведущее участие Советский Союз, как Ме- ждународный геофизический год (1957 —1959 гг.) — период организованных научных исследований, продолжавшихся два с половиной года. Общее представление о крупных проблемах геофизики можно полу- чить из табл. 1.
ГЕОФИЗИКА, ЕЕ ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ 9 Таблица I Крупные проблемы современной геофизики Проблемы Литосфера Гидросфера Атмосфера Происхож- дение и развитие Земли (а) Земля, как косми- ческое тело (планета). Планетная космогония. Происхождение конти- нентов. (б) Абсолютный воз- раст горных пород (а) Происхождение океана (а) Диссипация газов в космическом простран- стве; газовый обмен с литосферой; происхож- дение атмосферы Механиче- ские силы (а) Силы и напряже- ния; медленные и вне- запные движения; земле- трясения, их волны, упругие и вязкие дви- жения; приливы, движе- ние полюсов; неравно- мерное вращение Земли; механическое воздейст- вие льда, ветра, воды; фигура, плотность Зем- ли; механизм вулкани- ческих извержений; глу- бинное сейсмическое зондирование. (б) Уменьшение опас- ности от землетрясений (антисейсмические ме- ры); сейсмическая раз- ведка; ультразвуковое эхолотирование донных пород (а) Приливы, вол- ны, течения; динами- ка ледников, назем- ных и подземных вод. (б) Изучение и предсказание прили- вов и течений для нужд мореплавания и рыболовства; эхоло- тирование; гидроло- гия (а) Приливы, волныг включая распростране- ние звука (б) Перемещение воз- душных масс и пред- сказание погоды Гравитаци- онные силы (а) Сила тяжести; слоистость; давление; изостазия; осадконако- пление. (б) Гравиметрическая разведка (а) Слоистость; осадконакопление (а) Распределение га- зов; слоистость Электри- чество (а) Теллурические то- ки. (б) Электрическая раз- ведка (а) Электрические явления в гидросфе- ре (а) Электрические- явления в ионосфере; полярные сияния. (б) Распространение- радиоволн в ионосфере Магнетизм (а) Земной магнетизм. (б) Магнитная развед- ка (а) Применение компаса и магнитных карт для судовожде- ния (б) Применение компа- са и магнитных к«рт в авиации Оптика — (а) Цвет и прозрач- ность озер, морей, океанов (а) Метеорологическая оптика; гало, радуга;, цвет неба; поляризация^ цвет облаков. (б) Видимость для,' авиации
10 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Продолжение табл, 1 Проблемы Литосфера Гидросфера Атмосфера Тепло (а) Температура Зе- мли и ее изменения; кристаллизация и пла- вление. (б) Геотермическая разведка; использование глубинного тепла зем- ных недр (а) Температура озер, рек и океанов; ледники; айсберги; тепловые потоки (а) Термодинамика ат- мосферы; температура; климаты. (б) Климатология Состав вещества (а) Состав Земли; внутреннее состояние. (б) Геохимическая разведка (а) Солевой состав (а) Состав атмосферы, озон Ядерпая (а) Естественная ра- (а) Радиоактив- (а) Космические лучи радиация диоактивность; радио- генное тепло; воздейст- вие космических лучей на - химические элемен- ты. (б) Радиометрическая разведка; применение радиоактивных изотопов для разведочных целей ность гидросферы; поглощение космиче- ских лучей водой. (б) Изучение и пре- дупреждение искус- ственного радиоак- тивного загрязнения ВОД на различных высотах. (б) Изучение и преду- преждение искусствен- ного радиоактивного за- грязнения воздуха Космиче- ские ракеты и искусст- венные спутники Земли Примечав (а) Изучение внешне- го гравитационного и магнитных полей Земли; изучение планетарных черт строения земной коры; исследование фи- зического строения Лу- ны как спутника Земли. (б) Подготовка к ос- воению Луны для прак- тической деятельности человека и е. (а) — общие проблемы, (б 1 — прикладные проблемы. (а) Изучение состава и физического состояния верхних слоев атмосфе- ры. (б) Изучение плане- тарной циркуляции зем- ной атмосферы; рекогно- сцировка условий меж- планетных сообщений в окрестностях Земли Проблемы ядерной радиации, а также космических ракет и искусствен- ных спутников, позволяющих непосредственно исследовать верхние слои .атмосферы и окружающее Землю космическое пространство, являются со- вершенно новыми. Они возникли в геофизике в 50-х годах нашего столетия в связи с быстрым ростом науки и техники. Исключительное значение для развития геофизических исследований в этом направлении имеет деятель- ность советских ученых, инженеров, техников и рабочих, которые впервые в мире создали искусственный спутник Земли (1957 г.), запустили лунные и космические ракеты (1958 г ), осуществили полет человека в космиче- ском пространстве (1961 г.). В борьбе человечества за покорение космоса СССР занял ведущее место.
РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА 11 Геофизика интересующей нас твердой оболочки Земли — литосферы — распадается на две части: общую геофизику литосферы, или физику Земли, и разведочную геофизику. Физика Земли изучает твердую оболочку Земли в целом, ее внутреннее строение и развитие. Разведочная геофизика изучает «строение земной коры в зоне, доступной для практической деятельности че- ловека, и имеет своей основной задачей поиски и разведку полезных ископа- емых — нефти, газа, угля, металлов, воды, а также используется для реше- ния различных практических задач из области инженерной геологии. Между Рис. 1. Геофизика и ее связи с другими естественными и техническими науками. физикой Земли и разведочной геофизикой существует тесная связь, так как земная кора составляет часть литосферы. Однако большое промышленное и экономическое значение разведочной геофизики стимулирует ее быстрое и самостоятельное развитие, так что ее теория, методика и техника обладают особыми чертами, позволяющими рассматривать разведочную геофизику как самостоятельную научно-прикладную дисциплину. В то же время разве- дочная геофизика входит составной частью в общий комплекс геологических наук, составляющих основу поисков и разведки полезных ископаемых. Задачи, которые ставятся перед геологоразведочными работами, общая методика их проведения существенно влияют на развитие разведочной гео- физики и на ее внутреннее содержание. § 2. РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА Предмет изучения разведочной геофизики со- ставляет земная кора с ее месторождениями полезных ископаемых, доступ- ными для практической деятельности человека. Земная кора состоит из слоев осадочной толщи и кристалличе- ского основания, в котором различают более легкие, обогащенные кислоро-
12 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ дом породы гранитного ряда и более тяжелые — базальтового. От нижеле- жащих слоев земного шара, в которых горные породы под действием высокой, температуры и большого давления находятся в аморфном, стекловидном состоянии, земная кора отделяется поверхностью Мохоровичича (М-поверх- ностью), наличие и глубина которой хорошо определяются из сейсмических наблюдений. Толщина земной коры колеблется от 5 км под глубокими океа- ническими впадинами до 70 км под высокими горами, составляя в среднем под материками 30—40 км. Хотя в настоящее время человек разведывает и разрабатывает лишь неглубокие месторождения полезных ископаемых — нефти и газа, как правило, до 5 км, а твердых полезных ископаемых до 1 км глубины, знание строения земной коры до значительных больших глубин необходимо для решения ряда теоретических и практических проблем. Методы разведочной геофизики основаны на изучении физических полей (гравитационного, магнитного, электрического, упругих колебаний, температурного, ядерных излучений) на поверхности Земли,, над этой поверхностью, в скважинах, шахтах, на морях, океанах и под водой. Доставляя обширные и важные сведения о строении земной коры, раз- ведочная геофизика вносит фундаментальный вклад в результаты геологиче- ских наук и коренным образом изменяет характер геологопоисковых и раз- ведочных работ. Основное народнохозяйственное значение геофизических разведочных работ состоит не только в удешевлении и ускорении всего комплекса поисков и разведки минерального сырья. Все возрастающая роль геофизических исследований связана с тем, что по мере развития промышлен- ной деятельности человека приходится переходить к поискам глубоко зале- гающих месторождений полезных ископаемых. Открытие и изучение таких месторождений часто недоступны для геологических методов исследования. В этом аспекте геофизическая разведка преобразует весь процесс геологиче- ских исследований. Вместе с разведочным бурением она открывает, человеку доступ к минеральным ресурсам глубоких недр земной коры. Технико-экономическое значение разведочной геофизики обеспечивает все более широкое применение ее в различных отраслях народного хозяй- ства. Постановка перед разведочной геофизикой новых, все усложняющихся задач по изучению геологического строения земной коры, поискам и разведке полезных ископаемых требует развития теории и практики этой науки, является причиной ее быстрого развития. Промышленное значение разведочной геофизики особенно отчетливо видно на примере поисков и разведки нефтяных и газовых месторождений, где геофизические методы получили наиболее широкое применение и оказа- лись особенно эффективными. Для удовлетворения все возрастающей по- требности в нефти \Ц газе поиски и разведка их усиливаются во всех странах мира. Особенно большие задачи стоят перед советскими геологами по увели- чению разведанных запасов нефти и газа в нашей стране. Со временем прихо- дится переходить к поискам новых, более глубоко погребенных или более- сложных по своей структуре нефтяных и газовых месторождений, в том числе и расположенных в прибрежных мелководных участках морей. В этих ‘ условиях огромную роль играют широко поставленные поиски нефтяных и газовых месторождений геофизическими методами и тщательная подготовка, этих месторождений к бурению. Разведочное бурение на нефть, как правило, ведется на большие глубины и стоит по сравнению с геофизическими работами весьма дорого. В условиях Советского Союза одна разведочная скважина глубиной 3000 м в среднем обходится столько же, сколько двухгодичная работа одной сейсморазведоч- ной партии или работа гравиметрического отряда в течение 6 лет. Статисти- ческие данные Международного нефтяного конгресса (1955 г.) показывают, что при отсутствии геолого-геофизической подготовки на нефтяном место-
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И ФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ЗЕМЛИ 13 рождении получается от 15 до 35 «сухих», т. е. пробуренных безрезультатно, скважин, в то время как при всесторонней подготовке месторождения мето- дами геологии и геофизики число таких скважин снижается до 5—10. По- этому при поисках и изучении подземного строения закрытых территорий геофизические методы разведки становятся ведущими. Геофизические иссле- дования на нефтяных и газовых месторождениях не прекращаются и после начала здесь глубокого бурения. Бурение глубоких скважин в современной нефтяной промышленности ведется, как правило, без отбора образцов пород или с отбором незначительного количества их из наиболее интересных участ- ков разреза. Только такой способ обеспечивает техническую и экономиче- скую эффективность глубокого бурения разведочных и эксплуатационных «скважин. Возможность подобного способа бурения основывается на получив- ших всеобщее распространение геофизических методах исследования разреза •бурящихся скважин. Все это делает геофизические методы важнейшим эле- ментом поисков и разведки нефтяных месторождений. Важную роль играют геофизические методы также при поисках и раз- ведке рудных месторождений. Достаточно упомянуть об использовании гео- физических методов для изучения Курской магнитной аномалии, которая была опытным полем и первым местом для их практического применения в СССР. Здесь разведаны и эксплуатируются крупнейшие погребенные ме- сторождения железной руды с богатым содержанием железа. За последние 10—12 лет многие другие железорудные месторождения СССР обнаружены при помощи аэромагнитной съемки и разведаны с широким применением на- земных геофизических работ. Полиметаллические месторождения нередко успешно изучаются с применением магнитного и электрического методов разведки. При изучении угольных месторождений большую роль играют гео- физические исследования в бурящихся разведочных скважинах. Геофизиче- ские исследования с пользой проводятся также при поисках радиоактивных, редких и рассеянных элементов, при гидрогеологических и инженерно-гео- логических изысканиях. § 3. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И ФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ЗЕМЛИ 1 Изучая земную кору, геолог имеет дело непосредственно со слагающими ее горными породами. Геофизика также имеет дело с горными породами, однако изучает их не непосредственно, а косвенным путем. Каждая горная порода является источником физических полей, выражающих воздействие разнообразных физических свойств горных пород (плотности, упругости, электропроводности и т. д.) на окружающую ее среду. Любая горная порода создает ряд физических полей в окружающем ее пространстве (внешние поля) и внутри самой себя (внутренние поля). Измеряя параметры внешних физиче- ских полей горных пород, можно судить об источниках этих полей. Всякое геологическое тело порождает вокруг себя гравитационное и магнитное поля, а при механическом, электрическом, термическом и другом воздействии на него становится источником полей упругих колебаний, электрических токов, теплового излучения и т. д. Горные породы по-разному преобразуют полу- ченную ими извне энергию, поэтому становятся специфическими источни- ками физических полей. Физическое поле характеризует горную породу лишь в отношении тех физических свойств, которые делают ее источником поля. Ускорение силы притяжения позволяет судить о распределении геологических тел по массе; тепловой поток — о теплопроводности горных пород и т. п. Вещественный состав и структура горной породы однозначно опреде- ляют ее свойства как источника физических полей, но одни и те же физиче-
14 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Таблица 2 Основные физические свойства горных пород и их связь с физическими полями Физические свойства Обозначение Единицы измерения Пределы вначений для горных пород Физическое поле Измеряемые параметры, физического поля магмати- ческих и метамор- фических осадочных Плотность Пористость <У г-см 3 % 2,5-3,3 До 10 1,9—2,9 До 40 Гравитаци- онное Ускорение притяже- ния (см • сек-2), вторые производ- ные потенциала притяжения (сек-2} Магнитная восприимчи- вость Остаточное намагничи- вание X /г СГСМ/ • 10-6 100-4000 До 4000 До 600 Магнитное Модуль полного век- тора магнитного* поля, компонента напряженности магнитного поля, в первую очередь вертикальная (ед. СГСМ) Модуль Юнга Коэффици- ент Пуас- сона Скорость распростра- нения про- дольных упругих колебаний Е с V д-см~2- Ю11 км-сек~1 5-30 0,21—0,28 4,9—10,1 2,5—12 0,23—0,27 0,5—5,9 Упругих (сейсмиче- ских) коле- баний Время и скорость распростр анения отраженных и пре- ломленных волн от пункта возбужде- ния до пункта при- ема колебании (сек)? ’Электриче- ское (оми- ческое) со- противление Q ОМ* м 400— 100000 0,3—5000 Электриче- ского тока, постоянно- го или пе- ременного Распределение потен- циала электриче- ского поля на зем- ной поверхности в внутри скважин. Электрический и магнитный векторы, переменного элек- тромагнитного по- ля (ед. СГСЭ) Теплопро- водность Теплоем- кость 1 С ккал-м *Х У_град 1 ккал- л»—1 0,1-2,5 0,12—0,28 0,9—2,6 0,16—0,23 Термическое Распределение темпе- ратуры с глубиной в скважинах (град) величина теплового» потока (ккал* м 2ч *)
КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 15 ские поля могут соответствовать различным горным породам. Геологическое тело, плотность которого оценена по измерениям гравитационного поля в 2,7 г/см3, может быть как гранитом, так и известняком. Скорость распро- странения сейсмических колебаний в каменной соли и базальте почти не раз- личается. Поэтому особенно важно рассматривать не отдельные физические ' свойства горных пород, а их совокупность, изучаемую различными методами разведочной геофизики. Гранит обладает большей магнитной восприимчи- востью, чем известняк, поэтому для их разделения необходимо использовать комплекс гравиметрического и магнитного методов. Сочетание гравиметрии и сейсморазведки позволит отличить легкую каменную соль от тяжелого базальта. Знание совокупности физических свойств позволяет с большей степенью определенности судить о геологической природе недоступного объ- екта, изучаемого геофизическими методами. Следовательно, для получения данных о строении изучаемого района, недоступного обычным геологическим методам, всегда следует применять рациональный комплекс методов разве- дочной геофизики. ' В табл. 2 приведен перечень основных физических свойств горных по- род, позволяющий оценить в первом приближении возможность использо- вания того или иного комплекса методов. Более полные сведения о физических свойствах горных пород даны в последующих главах при рассмотрении отдельных геофизических ме- тодов. § 4. КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Методы разведочной геофизики различаются по характеру используемых ими физических полей. По этому же признаку они разделяются на методы естественного и искусственного поля (табл. 3). Есте- ственное поле представляет собой результат явлений, происходящих в Земле и земной коре независимо от воздействия на них человека. Искусственное поле возбуждается по заданию экспериментатора. Разрешающая способность, т. е. способность специфи- чески выделять искомые особенности изучаемой среды, методов искусствен- ного поля, как правило, значительно выше, чем методов естественного поля. Это объясняется тем, что экспериментатор-геофиэик может управлять искус- ственными полями, задавая их наиболее выгодным образом для решения по- ставленной геологической задачи. Однако при работе методами искусствен- ного поля приходится затрачивать энергию для возбуждения упругих коле- баний, электрического тока, теплового поля и т. п. Поэтому более детальные методы искусственного поля тяжелее и дороже, чем методы естественного поля. Последние, отличаясь относительной дешевизной и портативностью, применяются преимущественно как рекогносцировочные. Методы естествен- ного поля особенно пригодны для этой цели еще и потому, что природная характеристика гравитационного, магнитного, радиоактивного и других по- - лей, не нарушенная вмешательством экспериментатора, позволяет получать сравнимые результаты на очень больших площадях. Такая универсальность методов естественного поля весьма полезна для получения общего предста- вления о строении обширных участков земной коры. По месту применения измерительной аппаратуры методы разведочной геофизики делят на полевые и промысловые (скважин- н ы е). Несколько особо выделяются радиоактивные и поисковые геохимиче- ские методы, применение которых на практике неразрывно связано с геофи- зическими работами, но теория которых лежит в области геохимии и радио- химии.
16 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Методы разведочной геофизики Таблица 3 Метод Разновидности метода естественного поля искусственного поля Гравиметри- ческий Гравиметрическая разведка — Магнитный Магнитная разведка, магнитный каротаж — Электриче- ский Электроразведка методом теллури- ческих токов. Магнитотеллурический метод. Метод естественного поля. Каротаж скважин по методу естест- венных потенциалов (ПС) Электроразведка методом постоян- ного тока. Электромагнитные методы разведки с применением переменного тока. Каротаж скважин по методу сопро- тивления (КС). Индукционный и диэлектрический каротаж скважин Сейсми- ческий Сейсмологические исследования стро- ения земной коры. Корреляционный метод изучения землетрясений (КМИЗ) Сейсморазведка методом преломлен- ных волн, в том числе корреля- ционным (КМПВ). Сейсморазведка методом отражен- ных волн (МОВ). Глубинные сейсмические зондирова- ния земной коры (ГСЭ). Сейсмический каротаж. Акустический каротаж. Ультразвуковое зондирование зем- ной коры под морским дном Геотерми- ческий Геотермические измерения в сква- жинах Температурный контроль искусст- венно вызванных процессов в сква- жинах—поступления или погло- щения воды, выделения газа, за- твердения цемента в затрубном пространстве и т. д. Радиоактив- ный (ядер- ной гео- физики) Изучение естественных радиоактив- ных излучений в воздухе, на по- верхности земли и в горных вы- работках. Гамма-каротаж скважин Активационный анализ горных по- род путем облучения нейтронами. Нейтронный гамма-каротаж (НГК), нейтрон-нейтронный каротаж (ННК), гамма-гамма-каротаж (ГГК) скважин. Исследования в скважинах с при- менением радиоактивных изотопов и источников ядерных излучений Терминология. Придерживаясь строгой терминологии, следо- вало бы основные методы разведочной геофизики называть по видам исполь- зуемых физических полей, например магнитный или сейсмический метод разведочной геофизики. Однако, следуя установившейся на практике со- кращенной терминологии, можно называть эти методы магнитным, сейсми- ческим методом разведки, или магнитной, сейсмической разведкой, или маг- ниторазведкой, сейсморазведкой. Точно так же принято полное и правильное наименование «геофизические методы исследования скважин» заменять обще- принятым и кратким термином «каротаж».
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 17 Иногда говорят об электрометрическом или магнитометрическом мето- дах полевых или промысловых геофизических исследований. За исключе- нием гравиметрического метода, лучше избегать осложняющего окончания «...метрических», говоря просто об электрических или магнитных методах. Следуя общепринятой терминологии, мы будем называть гравиметрией, магнитометрией, сейсмологией и радиометрией соответствующие разделы геофизики, изучающие естественные поля Земли в целом, и избегать этих более общих наименований там, где речь идет о применении геофизических методов к изучению земной коры, особенно же к поискам и разведке полез- ных^ископаемых. § 5. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ Широкое развитие разведочной геофизики и проникновение ее методов во все этапы поисков и разведки полезных ископаемых привели к значитель- ному расширению круга геологических задач геофизических исследований, В общих чертах это те же задачи, которые ставятся перед геологоразведоч- ными работами вообще. Специфический характер имеют при этом как по- становка геологических задач перед геофизическими исследованиями, так и методы их решения. Региональные геофизические исследования. Одной из важнейших проб- лем современной геологической науки является изучение закономерностей образования и размещения полезных ископаемых. Такое изучение необхо- димо для того, чтобы выработать основные направления геологоразведочных работ, сделать их более эффективными. Образование рудных поясов, возник- новение крупных залежей нефти и газа, распределение зон угленосности и т. п. являются следствием сложных и длительных геологических процессов. Эти процессы привели к образованию залежей минерального сырья и нашли вместе с тем закономерное выражение в структуре земной коры. Следова- тельно, между глубинной структурой земной коры и распределением в ней залежей полезных ископаемых существует связь, которая в каждом кон- кретном случае должна быть раскрыта и использована для того, чтобы сде- лать геологоразведочные работы наиболее целеустремленными. При решении проблемы размещения полезных ископаемых в ряде слу- чаев должна быть подвергнута изучению по возможности вся земная кора. Изучение земной коры на всю ее мощность(5—70 км) и составляет основную задачу глубинных региональных- геофизических ис- следований. Сейсмический, гравиметрический и отчасти магнитный методы позволяют установить общую мощность земной коры, дать представление об ее расслоении на главные комплексы основных и кислых магматических, а также осадочных пород. В комплекс применяемых для этой цели методов входит глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ). Сочетание отдельных профилей ГСЗ с гравиметрической съемкой позволяет дать общее представле- ние о структуре земной коры. Глубокие разломы земной коры хорошо про- являются в результатах гравиметрических и аэромагйитных работ. Глубин- ные региональные геофизические исследования необходимы не только на участках земной коры, покрытых новейшими отложениями или водами морей и не доступных для обычных геологических методов, но и там, где от- сутствует покров осадочных пород, например в таких районах, как Кольский полуостров или Украинский кристаллический щит. В пределах таких участ- ков земной коры, позволяющих применять непосредственные методы изуче- ния геологической структуры, региональные геофизические работы раскры- вают строение глубоких корней этих структур и дают принципиально новые материалы об их генезисе. Особенно большое значение имеют региональные геофизические иссле- дования при определении перспектив нефтегазоносности в областях с покро- 2 Зака» 1966.
18 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ вом осадочных отложений. Первоочередное значение имеет здесь определение общей мощности осадков, т. е. изучение погребенного рель- ефа консолидированного фундамента. Мощность оса- дочных пород в районах глубокого погружения консолидированного (кри- сталлического или метаморфизованного) фундамента иногда достигает 16 км и более. В настоящее время уже бурятся отдельные скважины до 5—8 км и вполне реальной является перспектива бурения более глубоких скважин. Поэтому глубина геофизических исследований по изучению строения земной коры, особенно в районах, перспективных на нефть и газ, должна быть по- рядка 10—15 км. Современная сейсморазведка в состоянии определить на этих глубинах верхнюю поверхность фундамента. При глубинах фундамента до 3 км эта задача может быть решена некоторыми модификациями электро- разведки. Аэромагнитная и гравиметрическая съемки также дают весьма полезную информацию и вследствие своей мобильности и дешевизны приме- няются в сочетании с опорными сейсмическими работами для изучения об- ширных территорий. Структура осадочной толщи имеет определяющее значение для распре- деления в ней полезных ископаемых. Геофизические работы по изуче- нию строения осадочной толщи ведутся в основном сейсми- ческим методом; в ряде районов для этой цели оказываются полезными гра- виметрический и электрические методы разведки. Геофизическими методами можно выяснить общий характер складчатости, а также наличие крупных дизъюнктивных дислокаций осадочных пород. Во многих случаях осадоч- ная толща состоит из нескольких различно построенных структурных эта- жей, обычно разделенных погребенными эрозионными поверхностями. Мощность отдельных пачек осадочной толщи изменяется по площади. Изме- няются и физические свойства осадков. Изменяется вместе с тем и соотноше- ние между комплексами осадочных пород различного литологического- состава. Все эти вопросы изучаются геофизическими методами, результаты которых в сопоставлении с данными бурения сравнительно редкой сети струк- турных скважин позволяют получить достаточно определенные выводы. Объектом региональных геофизических исследований при мелкомасштаб- ном геологическом картировании (1 : 100 000 и мельче) являются мас- сивы кристаллических и изверженных пород. Та- кие съемки позволяют значительно уточнить контуры распространения раз- личных пород (например, гранитов, серпентинитов и т. п.) под наносами, не прибегая к большому количеству расчисток и скважин. Это существенно со- кращает сроки выполнения и стоимость геологической съемки, повышая в то же время ее достоверность. Наиболее важное значение при работах по- добного рода имеют магнитная и гравиметрическая разведка, а также элект- роразведка постоянным током; последняя применяется также для определе- ния мощности наносов, что при небольшой глубине коренных пород дает достаточно точные результаты. Геофизическая разведка на нефть и газ. Первый этап геофизических работ на нефть и газ состоит в поисках ловушек, благоприятных для нако- пления этих полезных ископаемых. Такими ловушками прежде всего служат антиклинальный структуры, в своды которых газ и нефть вытесняются бо- лее тяжелыми пластовыми водами. Нередки нефтяные и газовые залежи в крыльях структур или моноклиналях, запертые сбросами. Известны стра- тиграфические (в выклинивающихся осадочных свитах) или литологические (ограниченные распространением пористых коллекторов) ловушки. Цель поисковых геофизических работ на нефть и газ заключается в отыска- нии структур, которые могли бы служить подобными ловушками. Поставленная задача решается сейсморазведкой; в определенных геологиче- ских условиях возможно применение с этой целью также гравиметрической
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 19 и электрической разведки. Очень хорошие результаты дают поиски анти- клинальных структур, за исключением весьма пологих платформенных. На Русской платформе, в пределах Волго-Уральской нефтегазоносной об- ласти, известны пологие структуры с углами падения в доли градуса и с ам- плитудой менее 30—50 м. Возможность поисков таких пологих платформен- ных структур ограничивается точностью сейсморазведки. Менее разработана методика поисков залежей нефти и газа, экранированных сбросами, однако и здесь имеются примеры успешного применения геофизических методов. Методика поисков залежей литологического и стратиграфического типа только начинает разрабатываться. После того как благоприятная структура найдена, наступает этап под- готовки площади геофизическими методами к глубокому разведочному бурению. От того, насколько полно и тщательно подготовлена геофизическими работами площадь к глубокому разведочному бурению, в значительной мере зависят исход, сроки и стоимость всего цикла геологоразведочных работ на нефть и газ. Каждая скважина, пробуренная без достаточной подготовки площади, тяжелым бременем затрат материально- технических ценностей, времени, труда и денег ложится на стоимость и эф- фективность геологоразведочных работ. Наоборот,. хорошая подготовка площади геофизическими методами приводит к «попаданию в цель» первых же разведочных скважин и многократно окупает затраченные усилия и время. Подготовка к бурению разведочных нефтегазоносных площадей ведется при помощи сейсморазведки. Иногда сейсмическую разведку приходится дополнительно ставить уже после начала бурения разведочных скважин. Это бывает необходимо для решения вопросов о деталях глубинного строения разведываемой площади или в том случае, когда разведочное бурение целе- сообразно перенести на более глубокие горизонты, ранее недостаточно осве- щенные предварительными сейсмическими работами. Поиски структур, благоприятных на нефть и газ, и подготовка их к глу- бокому разведочному бурению составляют важнейший раздел разведочной геофизики. Около 95% всей сейсморазведочных партий в СССР направляется именно на решение этой задачи. За последнее время делаются попытки использовать различия д физиче- ских свойствах нефтегазоносных и водоносных пластов для оценки нефтегазоносности недр геофизическими методами. Такие по- пытки, несомненно, обоснованы в связи с тем, что физические свойства (плотность, упругость) одного и того же пласта заметно изменяются при переходе от продуктивной части его к непродуктивной. Следует различать это направление от поисков нефти и газа радиометрическими и геохимиче- скими методами. Последние используют явление миграции нефтяных угле- водородов из недр к поверхности в то время, как применение гравиметриче- ской, сейсмической и электрической разведки для оценки нефтегазоносности недр преследует цель оценить тонкие различия свойств продуктивного пла- ста по особенностям вызванных последним физических полей.-В настоящее время в этом направлении проводятся экспериментальные работы. Геофизические поиски и изучение рудных месторождений. Иногда это направление называют сокращенно рудной геофизикой. Сложная геологическая обстановка рудных месторождений, небольшие масштабы большинства из них, трудности изучения и расшифровки связанных с ними физических полей создают значительные препятствия при решении вопросов рудной геофизики. Кроме того, во многих случаях задачи геофизических работ узко ограничиваются лишь поисками рудных тел. Этим объясняется известное отставание геофизических работ по поискам и разведке рудных месторождений по сравнению с аналогичными работами на нефть и газ. 2*
20 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗ ИН И Тем не менее геофизические методы изучения рудных месторождений имеют большие перспективы дальнейшего развития. Такое развитие неизбежно ввиду исчерпания фонда месторождений полезных ископаемых, проявля- ющихся на дневной поверхности. Количество рудных месторождений, которые могут быть найдены при поверхностной геологической съемке, сравнительно невелико и обеспечивает горную промышленность на ограниченный период ее деятельности. Практический опыт горной промышленности указывает на то, что значительно большие запасы рудных полезных ископаемых нахо- дятся в недрах и признаки таких залежей на поверхности отсутствуют. Глу- бинные рудные месторождения обнаруживаются или случайно, или в резуль- тате дорогостоящих горных работ и бурения по густой сети точек. В виду того, что размеры их обычно невелики, в большинстве случаев нет гаран- тии, что даже весьма детальное разведочное бурение обнаружит все объекты, заслуживающие внимания. Отсюда неизбежно возникает вопрос о необхо- димости развития геофизических работ по поискам и разведке рудных ме- сторождений. Однако возможности геофизических методов применительно к изучению рудных месторождений используются в настоящее время только в небольшой степени. Геофизические работы по поискам и изучению рудных месторождений развиваются по двум направлениям: 1) изучение структурн ых условий рудных месторождений; 2) поиски и окон- туривание рудных залежей. Опыт показывает, что работы по поискам и оконтуриванию залежей не могут успешно развиваться, если не уделяется достаточное внимание изучению структурных особенностей и общей геологической обстановки рудных месторождений. Поэтому особенно важно сопровождать геофизическими работами крупномасштабное геологи- ческое картирование (1 : 50 000 и крупнее). Работы по рудной геофизике следует проводить в комплексе с другими видами геологоразведочных работ. Бурение относительно мелких (не более 1000 м) скважин и лабораторный анализ пород, слагающих изучаемый рай- он, дают важнейшие сведения, необходимые для интерпретации результатов геофизических работ. В то же время усложнение задач, стоящих перед руд- ной геофизикой, требует применения все более сложной и точной аппаратуры, что влечет за собой необходимость специализации геофизических исследова- ний при разведке рудных месторождений. Такая специализация в сочетании с комплексированием с другими видами геологических исследований предста- вляет генеральное направление развития работ в области рудной геофизики. При изучении рудных месторождений нередко ставятся частные геоло- гические задачи: поиски новых рудных тел, расширение известных контуров эксплуатирующихся рудных тел, определение глубины зоны окисления, поиски и оконтуривание сульфидных руд под шапками окисленных пород, определение размеров зон минерализации, определение истинного контура частично известных рудных гел, поиски сегментов рудных жил, смещенных дислокациями, оконтуривание рудоносных жил и штоков и т. д. Все эти вопросы должны решаться на фоне общего изучения структуры рудных по- лей. В отдельных благоприятных случаях возможна оценка запасов руды в месторождении, иногда очень полезная на предварительной стадии изу- чения. Глубинность геофизических исследований при поисках рудных тел за- висит от размеров последних и дифференциации физических свойств их по отношению к вмещающим породам. Например, массивная сульфидная руд- ная залежь средних размеров создает обнаруживаемую гравитационную ано- малию при глубинах до 300 м, в то время как такое же количество той же руды в форме прожилков вдоль зоны минерализации устанавливается гра- виметрическим методом едва до глубины 30 м. Следует считать, что средняя
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 21 глубинность существующих в настоящее время методов рудной геофизики не превосходит 100 м. Недостаточная глубинность геофизических методов при поисках рудных тел представляет основное препятствие более широкому применению геофизических методов в рассматриваемой области. Поэтому важнейшей задачей научно-исследовательских работ в области рудной гео- физики является повышение их глубинности и разрешающей способности. Однако даже и с отмеченными ограничениями геофизические методы весьма- эффективны на обширных площадях, где строение коренных пород маски- руется сравнительно тонким слоем аллювия, озерных отложений и т. п. Наиболее отчетливые результаты дают геофизические исследования на железные руды. Магнетитовые руды обнаруживаются аэромагнит- ными работами, подтверждаются и оконтуриваются наземными магнитными съемками. Немагнитные железные руды хорошо прослеживаются гравимет- рическим методом благодаря тому, что плотность железорудных тел намного превышает плотность вмещающих пород и массы железной руды в месторо- ждениях промышленного значения достаточно велики. Успешно проводятся геофизические работы по поискам хромито- вых руд гравиметрическим методом; сульфидных руд при помощи электроразведки и гравиразведки. Важное значение имеет прослежи- вание контактов между интрузиями и вмещающими породами различного состава, к которым приурочены руды контактно-метасоматиче- ского (скарнового) происхождения, например медно-никелевые оруденения подобного типа. Такие контакты могут быть надежно зафиксированы маг- ниторазведочными и злектроразведочными работами, привязанными к из- вестным геологическим обнажениям. Практика показывает, что геофизиче- ские исследования оказывались эффективными при поисках полиметалличе- ских, в том числе медно-никелевых, свинцовых, оловянных месторождений, алюминия (бокситов), ртути (киновари) и других металлических полезных ископаемых. Геофизические поиски и изучение нерудных месторождений. Среди геофизических работ на нерудные полезные ископаемые наибольшее развитие получили геофизические поиски алмазоносных трубок взрыва. С этой целью успешно применяются аэромагнитная и наземная магнитная съемки, а также гравиразведка и электроразведка. Неоднократно применя- лись геофизические методы при поисках месторождений калиевых солей, боратов, связанных со штоками или пластами каменной соли. Здесь оказываются полезными гравиразведка и сейсморазведка; при изуче- нии бурящихся скважин успешно применяются ядерные геофизические исследования. Пегматитовые слюдоносные жилы и кварцевые жилы оконту- риваются электроразведкой и магниторазведкой при изучении месторожде- ний слюды ипьезооптического кварца. Весьма часто при изучении нерудных месторождений перед геофизическими работами возни- кают такие задачи, как определение мощности покрывающих отложений, поиски и прослеживание сбросов и других структурных особенностей, про- слеживание формаций скальных пород, глубина, размеры и Протяженность россыпи и т. д. Решая эти задачи, разведочная геофизика помогает ускорить с'щпй ход геологоразведочных работ. Геофизические работы в гидрогеологии. По мере развития промышлен- ной деятельности человека, особенно в СССР, где бурно растут промышлен- ность п крупные города, с каждым годом ощущается все большая потреб- ность в использовании подземных вод. Целью геофизических работ на воду являются изучение глубинной структуры бассейнов подземных вод^ поиски подземных пресных и минера- лизованных, а также термальных вод. При этом широко применяются ме- тоды электроразведки. Для решения первой задачи используют также дан-
22 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ дые сейсморазведки. Хорошие результаты дает применение геофизических методов (электроразведки) для определения направления и скорости под- земных водных потоков. Используются геофизические методы для опреде- ления путей притоков вод в шахты и подземные выработки с целью предот- вращения их обводнения. Интересные электроразведочные исследования ве- дутся в Голландии для контроля процессов фильтрации морской воды сквозь заградительные дамбы. Геофизические работы в инженерной геологии. Геофизические методы полезны и эффективны при изысканиях мест строительства гидроузлов, проектировании трасс каналов, при прокладке газопроводов, изучении мно- голетней мерзлоты, железнодорожных изысканиях и других инженерно- строительных работах, требующих предварительного геологического изуче- ния строительных площадок. Наиболее полный комплекс работ по инженерной геофизике с приме- нением электроразведки, гравиразведки и сейсморазведки осуществляется при изучении и выборе мест строительства гидроузлов. В СССР за истекшие годы геофизическими методами исследованы многие створы крупных рек (Волги, Камы, Днепра, Оби, Енисея, Ангары и других), на которых затем воздвигнуты плотины и построены электростанции. Геоло- гические задачи геофизических изысканий в районах гидроузлов следующие: 1) определение мощности наносов и изучение погребенного рельефа коренных пород; 2) поиски и оконтуривание сбросов и трещиноватых зон, которые могли бы создать впоследствии угрозу повреждения плотины или утечки воды из водохранилища; 3) определение уровня грунтовых вод; 4) изучение прочности коренных пород; 5) определение проницаемости коренных пород; 6) контроль процессов фильтрации воды. Вдоль трасс ирригационных сооружений комплексом геофизических методов (сейсморазведка, гравиразведка, электроразведка) изучаются условия фильтрации, засолонения вод, а также уточняется общая геологическая обстановка. Электроразведочные исследования трасс строящихся газопроводов имеют целью выделение участков, особенно опасных в отношении коррозии трубопровода, с тем, чтобы обеспе- чить его наилучшую защиту. Изучение многолетней мерзлоты, широко распространен- ной в Сибири и на Дальнем Востоке, проводится электроразведочным мето- дом и для определения глубины залегания и мощности мерзлого слоя. Элект- роразведка нередко применяется при изысканиях на трассах желез- ных дороги других сухопутных инженерных сооружениях. В связи со строительством морских портови изысканием мест для искус- ственных оснований под морские нефтяные про- мыслы наряду с электроразведкой используются также сейсмическая разведка и эхолотирование ультразвуком. Следует также упомянуть об изучении горного давленияв шахтах и горных выработках при помощи пьезоэлектрических датчиков давления. С каждым годом область применения геофизических методов в инженерной геологии все рас- ширяется. Геофизические исследования в шахтах и горных выработках. При разра- ботке месторождений нередко возникает задача расширения ранее недоста- точно разведанной залежи или поисков новых рудных тел вблизи существу- ющих горных выработок. Для решения этой задачи выполняются геофизи- ческие исследования как на земной поверхности, так и в шахтах и горных выработках. Подобные геофизические наблюдения, размещенные в простран- стве не только по площади, но и в глубину, получили также название трех- мерной геофизической съемки. Для наблюдений в шахтах применяется обычная аппаратура, приспособленная к работе в подземных
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 23 условиях. Для геофизической разведки под землей с успехом опробованы магнитный, гравиметрический и электроразведочный методы. Кроме того, в шахтах применяют специально разработанный для исполь- зования в подземных условиях метод радиопросвечивания, позволяющий получить радиоволновую тень от рудных тел, залегающих между горными выработками или между последними и дневной поверхностью. Подземные геофизические работы находят применение при разработке и доразведке из- вестных рудных месторождений, а также при изучении геологических усло- вий проходки шахт с целью обеспечения безопасности подземных работ. Геофизические исследования в скважинах. В бурящихся скважинах необходимо прежде всего знать местонахождение продуктивного пласта или рудного тела, а- кроме того, и весь геологический разрез. Для этого нужно отобрать из скважины образцы горных пород, т. е. поднять керн. Операция подъема керна чрезвычайно трудоемкая и замедляет скорость бурения, уве- личивая его продолжительность и стоимость. Задача геофизических исследований в скважинах состоит в том, чтобы, опираясь на изучение немногочисленных образцов пород, поднятых на по- верхность, дать сведения о геологическом разрезе скважины, отметить ме- стоположение продуктивных интервалов и осуществить взаимную корре- ляцию скважин между собой, необходимую для структурных построений. Геофизические исследования, или каротаж скважины позволяют решать в той или иной степени эти задачи, обходясь минимальным отбором керна только из некоторых скважин, и обеспечивают тем самым высокую скорость •буровых работ и снижение их стоимости. Каротаж скважины заключается в измерении физических полей внутри скважины при помощи телеметриче- ской схемы. Скважинный зонд или прибор получает необходимую информа- цию непосредственно в скважине, вблизи исследуемой горной породы; эта информация относится в общем к очень небольшому объему пород, окру- жающему датчик. Затем полученная информация передается на земную по- верхность на расстояния в сотни и тысячи метров по специальному (каротаж- ному) кабелю и здесь регистрируется наземными приборами. Таким образом изучается электрическое, радиоактивное, термическое, магнитное, ультразвуковое и другие поля внутри скважины. В зависимости от природы физического поля, изучаемого в скважине, различают электри- ческий (в том числе индукционный, диэлектрический), термический, магнит- ный, гамма-, нейтронный гамма-, гамма-гамма-, акустический и т. д. каро- таж. Различные методы каротажа носят также наименования электрометри- ческих, радиометрических и т. п. измерений в скважинах. Наибольшее развитие получили всевозможные виды каротажа в неф- тян ы х и газовых скважинах. Основная задача каротажных работ на нефть и газ состоит в выделении в разрезе продуктивных пластов. Обычно это возможно в связи с тем, что нефть и газ имеют высокое удельное электрическое сопротивление и приурочены к пористым пластам, характерно выделяющимся на диаграммах электрического каротажа. Однако в ряде слу- чаев, например при наличии карбонатных коллекторов с высоким сопроти- влением или при сильной минерализации пластовых вод, показания элект- рического каротажа перестают давать однозначные указания на наличие продуктивных горизонтов. В этих случаях электрометрические измерения в скважине сочетаются с радиоактивным или акустическим каротажем. Вто- рая задача состоит в оценке методами каротажа физических свойств продук- тивного пласта — его пористости, проницаемости, глинистости — и получе- нии количественных данных о водонефтегазонасыщенности коллекторов. Эта весьма трудная и в то же время очень важная задача требует сочетания тщательных измерений в скважине с лабораторным изучением керна из про- дуктивных интервалов. Данные количественного изучения нефтеносных и га-
24 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ зоносных пластов необходимы для подсчета запасов нефти в недрах и выбора правильного режима эксплуатации нефтегазовой залежц. Данные каротажа используются не только в период разведки нефтяного или газового месторождения. В период эксплуатации они необходимы для выбора интервалов вскрытия колонн с целью получения притоков нефти, для контроля технического состояния скважины и для прослеживания дви- жения водонефтяного контакта, что особенно важно для тех нефтяных ме- сторождений, где добыча ведется при помощи законтурного обводнения. Каротаж является основным средством геологического наблюдения за неф- тяными и газовыми скважинами. Геофизические исследования в скважинах во многих случаях дополняются газовым каротажем, в ходе которого ве- дутся наблюдения за количеством и качественным составом углеводородных газов, выделяемых стенками скважины. Геологическое наблюдение за скважиной, которое осуществляется при помощи каротажа, практически тесно переплетается с двумя видами работ, которые не имеют прямого отношения к разведочной геофизике, но всегда проводятся в общем комплексе каротажа. Это — наблюдение за техническим состоянием скважин и вскрытие продуктивных пластов. В ходе контроля за техническим состоянием скважин измеряют угол наклона и азимут ствола скважины (инклинометрия), определяют высоту цементного кольца в затрубном пространстве, проверяют гидроразрыв пластов, определяют места притоков воды и т. п. Вскрытие пласта сводится к проведению, в скважине прострелочно-взрывных работ при помощи перфораторов и тор- пед. Важную роль играет также каротаж угольных скважин. Электрический каротаж разведочных скважин, бурящихся на уголь, дает возможность выявлять пласты угля, пропущенные при поднятии керна, оценивать их мощность, проводить взаимную корреляцию разрезов разве- дочных скважин. Применение каротажа во многих угольных бассейнах поз- воляет существенно уменьшить отбор керна при одновременном повышении уровня геолого-технической документации скважин. Радиометрические ме- тоды (гамма-гамма-каротаж) используются также для оценки качества (зольности) энергетических углей. При каротаже рудных скважин используют разнообразные методы. Для изучения скважин на железорудных месторождениях приме- няется магнитный каротаж. В рудных скважинах применяются также гамма- каротаж для поисков радиоактивных руд, методы скользящих контактов и электродных потенциалов на сульфидных месторождениях. Все шире ис- пользуются методы ядерной геофизики (активационного анализа) для опре- деления вещественного состава пород в разрезе скважин. Нередко применяется на практике каротаж на воду, выполняемый ’ исключительно электрометрическим методом. Вследствие высокой стоимости бурения экономическое значение каротажа огромно. Сокращение расходов на бурение, особенно глубоких скважин, намного превышает стоимость каротажных работ. § 6. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Чтобы оценить современное состояние разведочной геофизики и пер- спективы ее дальнейшего развития, необходимо проанализировать основные- этапы этого развития. Факты, относящиеся к зарождению и развитию геофизики как науки (в том числе разведочной), относятся к трем следующим периодам. I. До середины XIX в. Отдельные открытия, идеи и исследования по- степенно подготовили почву для возникновения геофизической науки.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 2& II. От середины XIX в. до 20-х годов XX в. В этот период возникла общая геофизика. Отдельные отрасли разведочной геофизики зародились и разрозненно развивались1 в недрах других дисциплин — физики, механики, астрономии, геодезии. Возникли гравиметрия, учение о земном магнетизме, сейсмология, электрические методы разведки. III. От 20-х годов XX в. до наших дней. Происходит консолидация отдельных направлений разведочной геофизики на базе решения крупных практических проблем, возникновение и развитие разведочной геофизики, сближение ее с геологическими науками. Для СССР третий, современный период развития разведочной геофизики начался в 1919 г., когда декретом советского правительства, подписанным В. И. Лениным, была организована Особая комиссия по изучению Курской магнитной аномалии (ОККМА) с широким привлечением для этой цели гео- физических методов исследования. Первый период. Наиболее ранние открытия и наблюдения относятся к магнитному методу разведки. Свойства магнетита были известны еще людям древних Китая, Египта и Греции. Первое полулегендарное упо- минание о применении магнетита для ориентировки содержится в китай- ской летописи, датированной 2637 г. до н. э. Однако только много векок спустя, около 1100 г. н. э., китайцы установили наличие полюсов у магнита и стали пользоваться компасом. В Европе простейший компас появился в 1187 г. н. э. Вероятно, он был изобретен здесь независимо от Китая. В 1269 г. француз Марикур описал в одном из своих писем свойства магнита. •Колумб использовал в 1492 г. компас в своем историческом путешествии, которое завершилось открытием Америки. При этом он заметил, что стрелка компаса отклоняется от направления на астрономический север, т. е. обна- ружил склонение магнитного меридиана. Джильберт (Англия) около 1600 г. провел ряд важных опытов по магнетизму и открыл, что Землю в первом приближении можно считать элементарным магнитом. Впервые компас был использован для поисков магнетитойых руд в Швеции в 1640 г. Первая- мировая магнитная карта с применением изолиний, что впоследствии стало общеупотребительным способом изображения физических полей Земли, была составлена английским физиком и астрономом Галлеем в 1701 г. Су- точные вариации магнитного склонения были замечены Грехемом в 1722 г.г а такие же вариации интенсивного магнитного поля открыты Араго (Фран- ция) в 1827 г. В 1785 г. Кулон установил закон взаимодействия магнит- ных полюсов, носящий его имя. Все зти исследования и открытия подгото- вили появление классических работ (1832—1838 гг.) немецкого математика, физика и астронома Гаусса, а также казанского ученого И. М. Симонова (1835 г.), которыми было положено начало современного учения о земном магнетизме. Гравиметрический метод разведки также получил весьма, раннее развитие в недрах механики и астрономии. Первые опыты над падением тел под действием силы тяжести принадлежат Галилею, который в 1590 г. нашел величину ускорения силы тяжести на поверхности Земли. Гюйгенс показал, что это значение более точно может быть найдено из периода коле- бания маятника (1673 г.). После замечательных работ немецкого астронома Кеплера, открывшего законы движения планет вокруг Солнца, стало оче- видно, что планетная система подчинена действию какой-то центральной силы. В 1687 г. Исаак Ньютон в своем сочинении «Математические основы натуральной философии» сформулировал закон всемирного тяготения и пока- зал, что та же сила всеобщего притяжения, под действием которой все тела падают на Землю вниз, управляет на огромном расстоянии движением Луны вокруг Земли и планет вокруг Солнца. В этом же сочинении Ньютон дал пра- вильное объяснение наблюдениям Рише (Франция), который в 1672 г. уста-
26 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ новил, что астрономические часы с маятником отстают в низких широтах. Так впервые была найдена причина изменения силы тяжести с широкой и положено начало гравиметрии — учению о силе тяжести на земной поверх- ности. В 1743 г. французский математик и астроном Клеро вывел формулу, дающую закон изменения силы тяжести от полюса к экватору и носящую его имя. М. В. Ломоносов в России высказал мысль о связи значений силы тяжести на земной поверхности с внутренним строением Земли, дал теорию статического газового гравиметра и попытался осуществить с таким прибо- ром регистрацию вариаций ускорения силы тяжести (С.-Петербург, 1753 г.). Большое значение для последующего развития всех геофизических дисциплин имело создание теории гравитационного потенциала, данное в ряде класси- ческих работ Лежавдра, Лапласа, Пуассона и других исследователей в конце XVIII и в начале XIX столетий. Учение о потенциале физического поля, пер- воначально развитое для поля сил ньютонианского тяготения, было обобщено в работах Грина, Гаусса, А. В. Остроградского и других для магнитного, электрического, гидродинамического и других полей и явилось прочной теоретической основой для многих отраслей современной физики и геофи- зики. Гравиметрия создавалась одновременно как на теоретической, так и на экспериментальной основе. Еще в 1673 г. Гюйгенс нашел зависимость между длиной и периодом маятника, которая позволяет использовать маят- ник как прибор для достаточно точного определения силы тяжести. Полная теория физического маятника была развита в 1691—1726 гг. братьями Жа- ком, Жаном и Даниелем Бернулли в Швейцарии. Строгая математическая зависимость между амплитудой и периодом колебания маятника была най- дена в 1736 г. Эйлером. В 1735 г. Лакондамин произвел первое достаточно точное (с ошибкой около 0,05%) определение силы тяжести на о. Гаити с по- мощью нитяного маятника. В 1791 г. революционным правительством Франции была образована специальная комиссия по установлению новой системы мер, единица которой была бы заимствована из природы. За единицу длины было предложено принять длину секундного маятника на широте 45°. В связи с этим члены комиссии Борда и Кассини в 1792 г. заново опре- делили длину секундного маятника в Париже с точностью порядка 0,01%. В XIX в. работами Бесселя, Кэтера, Штернека маятники были превращены в прецизионные приборы для измерения ускорения силы тяжести с точностью до 10—6 ее величины. На грани второго периода развития гравиметрии, в се- редине XIX столетия, происходило постепенное накопление фактического материала о распределении силы тяжести на земной поверхности. В резуль- тате этого, а также как следствие из измерений уклонения отвеса при три- ангуляционных измерениях стало ясно, что гравиметрические наблюдения являются средством не только исследования фигуры Земли (геодезическая гравиметрия), но и изучения внутреннего строения земного шара и особенно его коры. Хотя разрушительное действие землетрясений было известно челове- честву с незапамятных времен, сейсмические методы разведки получили более позднее развитие по сравнению с магнитометрией и гравимет- рией. В отношении рассматриваемого нами первого периода необходимо упомянуть лишь немногие сведения. За 2000 лет до наших дней в древнем Китае уже существовали примитивные сейсмоскопы, по показаниям которых можно было судить о направлении сейсмического толчка, сбрасывавшего шарик в ту или иную сторону. В I в. до н. э. римский философ и писатель Лукреций пытался объяснить происхождение землетрясений обрушением подземных пустот, подземными воздушными и водными потоками. В 1757 г. М. В. Ломоносов связал существовавшие в его время представления о сей- смичности Земли с тектоническими процессами в земной коре и образованием рудных месторождений. В 1761 г. Мичелл в Англии установил, что движения
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 27 почвы под воздействием землетрясений передаются упругими колебаниями земной коры, и указал на принципиальную возможность определения эпи- центров землетрясений. В середине XIX столетия начинаются систематиче- ские наблюдения над землетрясениями. Малле вводит в это время для обозначения учения в землетрясениях термин сейсмология, ав 1851 г. производит впервые искусственное землетрясение, взрывая порох и наблю- дая в зрительную трубу прохождение сейсмических возмущений по поверх- ности ртути в сосуде. Около 1855 г. Пальмиери создает первые сейсмографы -с электромагнитной регистрацией и устанавливает их сеть в Италии. Накоплением фактического материала о распространении сейсмических колебаний открывается второй период развития и для сейсмического метода разведки. Столь же позднее развитие отмечается и для электрических методов разведки. Истоки учения об электрическом поле Земли можно найти в трудах М. В. Ломоносова (1753 г.), который совместно с Г. В. Рих- маном впервые поставил в России научные наблюдения над атмосферным электричеством. Другим пионером изучения электрического поля Земли был Франклин (США), опыты которого относятся к 1747—1754 гг. Фокс в 1830 г. (Англия) обнаружил явление естественной поляризации в породах и минералах и указал на возможность его приложения для поисков рудных залежей. Однако до последних десятилетий XIX в. серьезных работ в этом направлении не проводилось. Второй период. Как уже указывалось, в это время отдельные отрасли разведочной геофизики получают систематическое развитие, но еще не выде- ляются из состава материнских наук, не комплексируются и не объединяются в единую дисциплину. Магнитный метод разведки получил в работах Гаусса 30-х годов широкое теоретическое обоснование в виде математической теории земного магнетизма. В течение XIX столетия были созданы и получили всеобщее распространение приборы для абсолютных магнитных измерений, основанные на сравнении напряженности составляющих геомагнитного поля с полем постоянных магнитов или соленоидов, через которые про- пускается постоянный электрический ток. К приборам такого рода относятся магнитостатические и электромагнитные магнитометры и варио- метры для измерения абсолютных параметров земного поля и его изменения во времени. Измерения с магнитометрами и вариометрами в течение длительных периодов на магнитных обсерваториях и съемка абсолютных значений геомагнитного поля в различных пунктах земной поверхности привели к тому, что к концу XIX столетия имелось довольно полное представление о магнитном поле Земли. Было обнаружено, что в ряде пунктов имеются крупные аномалии геомагнитного поля. С целью изучения таких аномалий в Швеции был сконструирован портативный магнитометр Тиберг-Талена (1879 г.). Специальные измерения в области Курской магнитной аномалии, открытой в 1783 г. П. Б. Иноходцевым и изучав- шейся через сто лет И. Н. Смирновым, были организованы профессором Московского университета 3. Е. Лейстом в 1894 г. В 1888 г. Н. Д. Пиль- чиков теоретически рассмотрел вопрос о связи магнитных аномалий с же- лезорудными месторождениями. К концу XIX столетия относятся опытные магниторазведочные работы на Урале (Г. А. Тиме, Р. Г. Миквиц, Д. И. Мен- делеев) и в Кривом Роге (И. Т. Пассальский). Систематические магнитораз- ведочные работы были организованы В. И. Бауманом в 1914—1917 гг. на Урале и в Сибири, создавшим также методику и теорию интерпретации магнитных наблюдений. В Соединенных Штатах Америки магниторазведоч- ;ные работы в связи с поисками железорудных месторождений были прове- дены в 1873 г. Бруксом в области Великих озер. Магниторазведочные работы
28 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ на золото были выполнены в 1914 г. в Калифорнии, а на железо в Вискон- сине в 1915 г. А. Шмидт (Германия) в 1914 г. изобрел остроумный, весьма точный и легкий прибор — магнитные весы в двух модификациях, для измерения вертикальной и горизонтальной составляющих геомагнитного поля. Этим изобретением и суммой всех предшествующих работ была открыта широкая дорога для развития магниторазведочного метода. В рассматриваемый период развивался и гравиметрический метод разведки. Маятниковый прибор Штернека (1881 г.) позволил пе- рейти к более детальному изучению распределения силы тяжести на земной поверхности. Только в России маятниковыми приборами такого типа было определено с 1894 по 1917 г. около 400 гравиметрических пунктов. Данные гравиметрических измерений в различных районах Земли позволили немец- кому геодезисту Гельмерту вывести первую точную числовую формулу для нормальных значений силы тяжести (1887 г.). Он же указал на связь гра- витационных аномалий, наблюдаемых на побережье материка, с особенно- стями строения земной коры. Еще до Гельмерта И. И. Стебницкий (1872 г.} в России отметил, что, судя по данным уклонений отвеса, в Восточном За- кавказье должны быть погребенные массы и должно наблюдаться увеличение силы тяжести. Эти предположения впоследствии подтвердились. Профессора Московского университета Б. Я. Швейцер (1870 г.) и Ф. А. Слудский (1888 г.) обратили внимание на аномалии уклонений отвеса, гравитацион- ного и магнитного полей вблизи Москвы и в пределах самого города, еще очень плохо изученные в то время. Интересно отметить, что порядок глубины залегания возмущающих масс (2 км) был правильно оценен Ф. А. Слудским на основании самых простых соображений по весьма недостаточному мате- риалу. В 1916—1917 гг. П. К. Штернберг выполнил тщательные измерения' силы тяжести с маятниками, завершенные уже после его смерти в 20—30-х годах XX в. Эти исследования были непосредственно направлены на изу- чение строения земной коры в районе Москвы гравиметрическим ме- тодом. Наряду с развитием гравиметрических работ при помощи маятнико» .в конце XIX столетия возникло новое направление в гравиметрии по деталь- ному изучению вторых производных потенциала силы тяжести. Еще Кэ- вендиш в 1798 г. использовал крутильные весы для определения постоянного всемирного тяготения и массы Земли. Развивая идеи Кэвендиша, венгерский физик Этвеш создал на базе крутильных весов гравитационный вариометр (1896 г.). Этот весьма чувствительный прибор, предназначенный для изме- рения горизонтальных градиентов силы тяжести и кривизны уровенной поверхности геоида, оказался превосходным инструментом для детального изучения гравитационного поля. Первые работы по разведочному примене- нию гравитационного вариометра выполнены Этвешем на Венгерской рав- нине в 1902—1909 гг. Де Голье обратил внимание на возможность исполь- зования вариометра Этвеша для поисков структур при разведке нефти (1914 г.). Бек и Шоу применили вариометр для этой цели в 1917 г., а в 1918 г. Швей- цар выполнил первые измерения на соляных куполах северной Германии. В 1922 г. американский геофизик Бартон приехал в Будапешт, чтобы полу- чить приборы и инструкции по их использованию и применить эти приборы в США. В Россию первые экземпляры венгерских гравитационных вариометров, попали в 1912 г. Военные геодезисты в то время начали использование этих приборов для изучения геоида при триангуляции. В 1919 г. этими прибо- рами были начаты гравиметрические разведочные работы в области Курской магнитной аномалии. В течение второго периода продолжалось эмбриональное развитие сейсмических методов разведки. В 1888 г. Шмидт, основываясь
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 29 на упоминавшихся выше работах Малле, сделал заключение о возможности использования годографов (кривых зависимости времени пробега упругих колебаний от расстояния между взрывом и прибором) искусственных зем- летрясений для изучения законов распространения сейсмиче'ских волн в земной коре. Фуко и Леви (1889 г.) проводили опыты по определению ско- рости распространения упругих колебаний в горных породах, фотографи- чески регистрируя прохождение сейсмических волн по поверхности ртути в блюдечке. Для возбуждения колебаний они использовали взрывы пороха и динамита, а (также сотрясения от работы 100-тонного пресса. Теоретические и экспериментальные работы Вихерта в Германии (1900— 1906 гг.), создавшего теорию распространения упругих волн землетрясений, стимулировали значительное усиление работ в области сейсмологии. Круп- ный вклад в изучение Земли сейсмическими методами был сделан осново- положниками сейсмологии в России А. П. Орловым, который составил каталог землетрясений в России (1893 г.), и Б. Б. Голицыным, создав- шим сейсмометрическую аппаратуру (1911 г.) и организовавшим сеть сей- смологических станций в России. Б. Б. Голицын провел также важное исследование свойств горизонтального маятника («маятника Голицына»), который является основной измерительной частью современных сейсмопри- емников и гравиметров. Им же было предложено использовать упругие коле- бания искусственных землетрясений, вызываемых взрывами, для изучения строения земной коры. Такие же предложения об использовании искус- ственного поля вызванных колебаний были сделаны за рубежом Беларом, Бенндорфом и др. Гаррет более определенно указал в 1906 г. на возможность изучения соляных куполов преломленными сейсмическими волнами, но только Минтроп, работавший вначале совместно с Вихертом, в 1919 г. фак- тически применил этот метод с разведочной целью. За рассматриваемый период прошел аналогичный этап развития и электрический метод разведки. В 1882 г. Барус (США) попы- тался практически использовать в Неваде метод естественных потенциалов для разведки руды. В России Е. И. Рогозин в 1903 г. дал систематическое изложение вопроса в монографии «О применении электричества к исследо- ванию рудных залежей». Уилльямс и Дафет в 1897 г. изучали сопротивление подземных слоев переменному току. В 1912 г. К. Шлюмберже во Франции предложил метод электроразведки постоянным током, а в 1913 г. Бергст- ром, позже (в 1918 г.) Зундберг и Лундберг в Швеции для той же цели ис- пользовали переменный ток. В 1923 г. Шлюмберже организовал крупные по масштабам того времени электроразведочные работы по изучению нефте- носных структур в Румынии. В СССР систематические работы по электро- разведке начаты в 1924 г. под руководством основоположника советских электрометрических исследований А. А. Петровского. На рубеже минувшего и XX столетий, после открытия Беккерелем в 1896 г. радиоактивности, зародились основы радиометрического метода разведки. Радиоактивность горных пород начали изучать супруги Пьер и Мария Кюри, Рэзерфорд, Стретт и другие исследователи. Замечатель- ные работы академика В. И. Вернадского показали роль радиоактивных элементов в строении и развитии Земли. ** Третий период. Приблизительно ко времени начала первой империали- стической войны (1914 г.) отдельные методы разведочной геофизики разви- лись настолько, что уже стало возможно их опытное применение для реше- ния геологических задач. Это развитие было задержано, но не приостано- влено войной, и после ее окончания разведочная геофизика вновь начинает применяться для решения задач, выдвигаемых геологией и горной промыш- ленностью, почти одновременно и независимо в Советской России, Германии, •Франции, Швеции и США.
30 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Наша страна по праву считается родиной разведочной геофизики- В 1919 г. по указанию В. И. Ленина в СССР было начато изучение Курской магнитной аномалии, где впервые с разведочной целью систематически ис- пользовались магнитный и гравиметрический методы. Работы эти велись под руководством И. М. Губкина и А. Д. Архангельского, которые сразу высоко оценили перспективы применения геофизических методов. Вокруг Особой комиссии по изучению Курской магнитной аномалии из представи- телей различных наук — геологии, физики, астрономии, геодезии — возник коллектив геофизиков, которые являются основоположниками разведочной геофизики. Это П. П. Лазарев, П. М. Никифоров, А. А. Михайлов, Л. В. Сорокин, А. И. Заборовский, Г. А. Гамбурцев, Б. М. Яновский и др. Приняли участие в разработке проблем КМ А математики О. Ю. Шмидт и А. Н. Крылов. Второй геофизический центр возник в Ленинграде (А. А. Петровский, В. И. Бауман, Б. В. Нумеров, Л. Я. Нестеров и др.), где в 1923 г. был ор- ганизован первый в СССР научно-исследовательский геофизический инсти- тут — Институт прикладной геофизики. Из Ленинграда в 1924 г. были ор- ганизованы электроразведочные работы на Алтае, в 1925 г. — гравиметри- ческие исследования по поискам соляных куполов в Урало-Эмбенском неф- тегазоносном районе, а в 1929 г. — сейсморазведочные работы в Грозненской области. В 1925 г. создается третья крупная геофизическая группа в Мо- скве, в стенах Государственного исследовательского нефтяного института, руководимого акад. И. М. Губкиным. Во главе ее находились Л. В. Соро- кин, А. И. Заборовский, К. П. Козин, позже в состав этой группы вошли В. Н. Дахнов, Г. А. Гамбурцев, М. И. Поликарпов и др. Первый этап развития советской разведочной геофизики (1919—1933 гг.) характеризуется научно-исследовательским, опытным профилем выполняв- шихся работ. В то время существовали такие научно-исследовательские ор- ганизации, как уже упоминавшиеся Особая комиссия по изучению Курской магнитной аномалии (ОККМА), Институт прикладной геофизики (ИПГ), геофизические отделы при Государственном исследовательском нефтяном институте (ГИНИ) — впоследствии Нефтяном исследовательском геолого- разведочном институте (НГРИ), а также при Центральном научно-исследо- вательском геологоразведочном институте (ЦНИГРИ) — впоследствии Все- союзном геологическом институте (ВСЕГЕИ). Эти научно-исследовательскио учреждения вели как теоретические, методический и аппаратурные разра- ботки, так и полевые работы, отчасти опытного, отчасти производственного- характера. Работа институтов с каждым годом все более расчищала путь для широкого применения геофизических методов в геологии. Второй этап развития советской разведочной геофизики (1934—1941 гг.) характеризуется быстрым ростом объемов производственных работ по приме- нению геофизических методов для решения геологоразведочных задач. В этот период организовалась Всесоюзная контора геофизических разведок в Москве, вскоре (1936 г.) преобразованная в Государственный союзный геофизический трест, объединивший в своей системе все геофизические раз- ведочные работы на нефть. Создание такой специализированной организа- ции намного ускорило внедрение геофизических методов в практику геоло- горазведочных работ. Система геофизических партий и экспедиций ЦНИГРИ, проводивших работу по разведке рудных месторождений, в эти годы также приобрела производственный характер. К началу Великой Отечественной войны советские геофизики накопили большой опыт производства геофизи- ческих работ при поисках и разведке нефти, газа, угля, железных руд, хро- митов, бокситов и др. Советские ученые сделали значительный вклад в раз- витие отдельных методов геофизической разведки. Была начата системати- ческая подготовка специалистов-геофизиков в высших учебных заведениях.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 31 Однако резко отстающим участком до 1941 г. было отечественное геофизи- ческое приборостроение, которое в основном сосредоточивалось на ленин- градском заводе «Геологоразведка». Третий этап (1941—1945 гг.) относится к годам Великой Отечественной войны, когда геофизические разведочные работы были сосредоточены на ре- шении неотложных задач, возникавших сперва в связи с временной оккупа- цией немецко-фашисткими захватчиками части территории Советского Союза и сосредоточением оборонной и тяжелой промышленности на востоке страны, а затем' в связи с необходимостью восстановления народного хозяй- ства в освобожденных районах. Это были тяжелые годы. Временно выбыли из строя завод «Геологоразведка» и научно-исследовательские геофизические центры в осажденном Ленцнграде. Материально-техническая часть геофи- зических организаций почти не пополнялась. Тем не менее самоотверженная работа большого коллектива геофизиков привела к выполнению ряда важ- ных заданий по разведке стратегических видов минерального сырья. Были созданы многочисленные производственные геофизические организации на периферии, значительно укрепившиеся и разросшиеся после войны. Было вновь организовано геофизическое приборостроение в Москве, Уфе, Баку и Грозном. В 1944 г. в Москве на базе организованной в 1942 г. Центральной научно-исследовательской лаборатории Государственного союзного гео- физического треста был создан Геофизический институт нефтяной промышлен- ленности, ныне Всесоюзный научно-исследовательский институт геофизиче- ских методов разведки (ВНИИгеофизика). Продолжалась и в конце войны была значительно усилена подготовка кадров в высших учебных заведениях. Четвертый этап (с 1946 г.), продолжающийся по настоящее время, является периодом быстрого развития научно-исследовательской и произ- водственной деятельности -в области разведочной геофизики, а также разви- тия советского геофизического приборостроения. Возникли новые научно- исследовательские институты разведочной геофизики и геофизические под- разделения в комплексных геолого-геофизических институтах. Среди них необходимо упомянуть Всесоюзный институт разведочной геофизики (ВИРГ) в Ленинграде (1959 г.), Всесоюзный научно-исследовательский институт ядерной геофизики и геохимии (ВНИИЯГГ) в Москве (1961 г.), Институт геофизики АН УССР в Киеве (1960 г.), отделения ВНИИгеофизики в Баку, Октябрьске, Новосибирске, Краснодаре, Саратове и Геленджике, на базе трех из которых (в Баку, Новосибирске и Саратове) впоследствии образова- лись комплексные геолого-геофизические институты, Институт геологии и геофизики АН СССР в Новосибирске (1958 г.) и др. Большая часть этих институтов в настоящее время входит в систему Государственного Геологи- ческого Комитета СССР. За период существования и развития советской разведочной геофизики выполнено много важных работ по всем методам. В области магнитной разведки проведен ряд работ по теории интерпретации магнитных ано- малий (И. П. Бахуриным, Б. К. Вейнбергом, А. П. Казанским, А. И. За- боровским, Б. А. Андреевым, Т. Н. Симоненко, Д. С. Миковым и др.). В этих работах дано развитие приемов количественной интерпретации маг- ниторазведочйых наблюдений с целью определения формы, размеров и поло- жения в пространстве намагничейных тел. Вопросы геологической интер- претации магниторазведочных данных разрабатывались очень большим кру- гом лиц, среди которых были А. Д. Архангельский, В. А. Сельский, Н. В. Розе, В. В. Колюбакин и др. Во всех этих работах широкое развитие получили идеи академика А. Д. Архангельского, впервые высказанные им еще в 1922 г., о связи магнитных аномалий с геологическим строением кри- сталлических и изверженных массивов, в том числе погребенных под оса- дочными породами и служащих фундаментом на платформах.
32 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Аппаратура для аэромагнитной съемки была впервые изобретена и прак- тически применена в СССР А. А. Логачевым (1936 г.) на базе использования индукционного магнитометра. В послевоенное время создан ряд аэромаг- нитометров с магнитонасыщенными элементами, обеспечившими выполнение воздушной магнитной съемки в СССР в разнообразных масштабах и объемах. Магнитометры с самоориентирующимися магнитонасыщенными элементами того же типа, что и применяемые для воздушной съемки, устанавливают также на советских искусственных спутниках Земли и космических раке- тах. Это позволило не только получить сведения о геомагнитном поле на зна- чительном удалении от Земли, но и начать изучение магнитного поля Луны. По магнитной аппаратуре для наземных, полевых и стационарных ра- бот в Научно-исследовательском институте земного магнетизма и распро- странения радиоволн (НИЗМИР) в Москве, Всесоюзном институте методики и техники разведки (ВИТР) в Ленинграде, Институте машиноведения и авто- матики АН УССР (ЙМА) во Львове и Институте геофизики в Свердловске разрабатывается новая и усовершенствуется существующая аппаратура. К настоящему времени созданы магнитометры и магнитные вариационные станции с кварцевой крутильной нитью, пешеходные магнитометры с магни- тонасыщенными датчиками, приборы для магнитного каротажа, приборы для определения магнитных свойств горных пород, ядерно-резонансные пешеходные магнитометры и вариационные станции. В области гравиметрической разведки теория метода и интерпретации получаемых результатов развивалась в трудах П. М. Ни- кифорова, Б. В. Нумерова, Л. В. Сорокина, Г. А. Гамбурцева, А. А. Замо- рева, Б. А. Андреева и др. Большое внимание в этих работах уделялось во- просам аналитического преобразования и анализа гравитационного поля. Методика геологической интерпретации результатов гравиметрической съемки разрабатывалась в направлении, которое было намечено еще в 20-х годах академиком А. Д. Архангельским. Основное положение этого напра- вления состоит в признании тесной связи между гравитационными анома- лиями, с одной стороны, и геологическим строением и историей развития земной коры, с другой. Работы в этом направлении были выполнены А. Д. Архангельским, Ю. Н. Годиным, Е. Н. Люстихом, Э. Э. Фотиади, Б. К. Балавадзе, С. И. Субботиным, В. В. Федынским и др. Первые советские гравитационные приборы — вариометры — скон- струированы в Институте прикладной геофизики АН СССР в 1925 г. В 1955 г. С. А. Поддубный с коллективом сотрудников разработал быстродействующий гравитационный градиентометр, также предназначенный для детальных работ. Маятниковые приборы для сухопутных и морских измерений созданы в Государственном астрономическом институте им. Штернберга Московского государственного университета, Ленинградском астрономическом инсти- туте, Центральном научно-исследовательском институте геодезии, аэро- фотосъемки и картографии. В последнем из перечисленных институтов сконструирован, кроме того, динамический гравиметр на принципе упругих маятников. Большие работы по разработке и обеспечению промышленного производства основной современной гравиметрической аппаратурой — ста- тических гравиметров — проведены в период с 1944 г. в научно-исследо- вательских институтах (ВНИИгеофизика, ВИТР, Институт физики Земли АН СССР). Были рассчитаны и построены гравиметры с кольцевыми метал- лическими пружинами, кварцевые гравиметры, гравиметры-высотомеры, донные гравиметры, морские гравиметры для измерений на кораблях. Зна- чительные работы были выполнены советскими гравиметристами по разра- ботке и применению методики морских измерений силы тяжести, а также по созданию сети первоклассных опорных пунктов на территории страны.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 33 В области сейсмической разведки В. С. Воюцкий предло- жил в 1923 г. использовать отраженные упругие колебания. Первые работы по теории сейсморазведки были выполнены в 1926 г. П. П. Лазаревым и А. И. Заборовским. В дальнейшем теория и методика сейсморазведки были всесторонне развиты в трудах академика Г. А. Гамбурцева и его школы (Ю. В. Ризниченко, И. С. Берзон и др.). Для школы Г. А. Гамбурцева ха- рактерно сближение вопросов сейсмологии и разведочной геофизики на базе общих положений теории и экспериментальных приемов, относящихся к рас- пространению упругих колебаний в земной коре. В Геофизическом инсти- туте (впоследствии Институт физики Земли) АН СССР Г. А. Гамбурцевым и его сотрудниками в период с 1938 по 1955 г. созданы новые методы сей- смических исследований — корреляционный метод преломленных волн (КМПВ), глубинные сейсмические зондирования (ГСЗ), корреляционный метод изучения землетрясений (КМИЗ), азимутальный прием сейсмических колебаний — и значительно усовершенствованы известные ранее модифика- ции сейсморазведки. В работах Г. А. Гамбурцева и других сотрудников Института физики Земли АН СССР получили дальнейшее развитие класси- ческие исследования Б. Б. Голицына в области сейсмологии. Теория распро- странения сейсмических волн и их регистрации разрабатывалась, начиная с 1954 г., также в Ленинградском государственном университете группой Г. И. Петрашеня. Много работ выполнено в СССР по математической интер- претации сейсморазведочных данных. Непрерывно совершенствовалась ме- тодика полевой сейсморазведки методом отраженных волн, имеющей весьма большое практическое значение. Многими авторами опубликованы важные и интересные геологические результаты сейсморазведочных работ. Большое внимание уделяется разработке теории сейсморазведочной 'аппаратуры, ее конструированию и обеспечению выпуска. В Институте ВНИИгеофизика, а также в Саратовском особом конструкторском бюро сейсмического при- боростроения, на заводе «Нефтеприбор» и некоторых других организациях создано несколько типов сейсмических станций для проведения работ по методу отраженных'и преломленных волн. Коллективом сотрудников Мос- ковского института нефтехимической и газовой промышленности им. Губкина разработана аппаратура регулируемого направленного приема сейсмических волн (РНП), а также методика ее применения в сложных геологических условиях (Л. А. Рябинкин и др.). В последние годы во ВНИИгеофизике и ИФЗ АН СССР разрабатывается аппаратура для промежуточной магнитной записи сейсмических колебаний. Во ВНИИгеофизике, в Азербайджанском научно-исследовательском инсти- туте по добыче нефти, в Конторе морской геофизической разведки Азербай- джанского совнархоза и в Тюменском геологическом управлении разработана и изготовлена аппаратура для морской и речной сейсморазведки. Разраба- тываются автоматические счетно-решающие устройства для обработки сей- смограмм. Теоретические работы по электрической разведке, выпол- ненные в СССР А. А. Петровским, А. И. Заборовским, А. Н. Тихоновым, В. А. Фоком, В. Р. Бурсианом, А. П. Краевым, А. С. Семеновым, А. Г. Тар- ховым, Л. М. Альпиным и В. Н. Дахновым, заложили основы применения методов постоянного и переменного тока к решению геологических задач. В результате этих исследований определена область использования методов постоянного тока и установлена перспективность широкого применения ме- тодов переменного тока, использующих электромагнитные поля. Получил дальнейшее развитие метод сравнения результатов электроразведочных на- блюдений с теоретическими кривыми (палетками), предложенный ранее Шлюмберже. Геологическое истолкование результатов электроразведки было предметом изучения во многих работах советских геологов и геофизиков. 3 Заказ 1666
34 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Усовершенствованная аппаратура для электроразведки создавалась во ВНИИгеофизике, Институте машиностроения и автоматики АН УССР, на заводах геофизического приборостроения «Нефтеприбор» и Мытшценском. Были созданы и получили широкое распространение автоматические элек- тронные потенциометры со счетно-решающими устройствами, электроразве- дочные станции, аппаратура для работ методами теллурических токов, ста- новления. Институт машиноведения и автоматики АН УССР, Всесоюзный Институт методики и техники разведки и Институт физики Земли АН СССР совместно создали аппаратуру для аэроэлектроразведки. Значительное развитие получили радиометрические ме- тоды разведки, для которых в СССР была создана наземная и воздушная аппаратура. Методика поисков радиоактивных руд разрабатывалась на ос- нове теоретических работ школы В. И. Вернадского. Ряд теоретических и методических исследований по радиометрическим поискам радиоактивных руд принадлежит В. И. Баранову. Пр смысловая геофизика выделилась в СССР как самосто- ятельное направление с 1929 г., когда был осуществлен электрический каротаж нефтяных скважин с техническим участием французской фирмы Шлюмберже. Электрический каротаж разработан в Советском Союзе путем творческого освоения и переработки методики, первоначально предло- женной Шлюмберже, с участием Д. В. Жабрева, В. А. Сельского, С. Г. Ко- марова, В. Н. Дахнова, В. В. Шаскольского и др. В СССР в 1934 г. были впервые предложены методы радиоактивного каротажа (В. А. Шпак, Г. В. Горшков, А. Н. Граммаков), а также способ газового каротажа нефтя- ных скважин (М. И. Бальзайов). Теоретические основы каротажа скважин электрическими, радиоактивными; термическими и другими методами раз- работаны в трудах В. А. Фока, Л. М. Альпина, А. И. Заборовского и др. Разработка методики применения каротажа для решения геологических задач и геологическое истолкование его результатов также рассмотрены в большом числе работ (В. Н. Дахнов, С. Г. Комаров, А. М. Нечай, А. С. Семенов и др.). Аппаратура для геофизических исследований в скважинах создается в Институте ВНИИгеофизика, Всесоюзном научно-исследовательском- Ин- ституте автоматизации и контроля в нефтегазовой промышленности, на за- водах геофизического приборостроения, а также в трестах Азнефтегеофизика и Грознефтегеофизика. Разработаны и выпущены промышленностью полу- автоматические и автоматические каротажные станции для исследования глубоких скважин, бурящихся на нефть и газ, а также менее глубоких уголь- ных и рудных скважин. Эти станции могут выполнять комплекс измерений и операций, в том числе электрический, радиоактивный каротаж и измерение различных параметров в скважине. Отдельные станции предназначаются для газового каротажа и перфорации скважин. Разработана конструкция и налажен промышленный выпуск одножильного, трехжильного и много- жильного каротажного кабеля. Предложены, испытаны и широко применя- ются разнообразные виды скважинной аппаратуры — зонды, гамма-каротаж- ные снаряды, инклинометры, глубинные термометры, каверномеры, накло- номеры и т. д. Методика и аппаратура для каротажа рудных скважин, в частности гамма-гамма-каротажа, разрабатывались М. М. Соколовым, а для электрометрических методов О. К. Владимировым и В. А. Мейером в Ленинграде. Наряду с промысловой геофизикой в СССР повсеместно применяются операции с грунтоносами и перфораторами. Таковы в самых кратких чертах основные направления развития разве- дочной геофизики в СССР за последние годы. В течение многих лет развитие разведочной геофизики в Советском Союзе происходило совершенно само-
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 35 стоятельно. Советской разведочной геофизике присущи своеобразные по- ложительные черты, во многом отличающие ее от американской и западно- европейской разведочной геофизики. Такими чертами являются: 1) пла- новость, комплексность и широкий размах геофизических разведочных работ в СССР; 2) тесная связь их с геологическими организациями страны; 3) все- стороннее развитие теории методов и приемов их интерпретации. Несколько отстает в СССР геофизическое приборостроение, однако имеется полная уверенность, что и это отставание будет преодолено в бли- жайшие годы. За последнее время существенно усилился обмен научно-техническим опытом в области разведочной геофизики между СССР и другими странами, прежде всего социалистическими. Из социалистических стран, кроме СССР, на наиболее высоком научно- техническом уровне находятся научно-исследовательские и конструкторские работы по разведочной геофизике в Венгерской Народной Республике. В Бу- дапеште имеется Геофизический институт им. Этвеша и выпускается геофизи- ческая аппаратура для гравиметрических, сейсморазведочных, электрораз- ведочных и каротажных работ. Венгрия экспортирует свою геофизическую аппаратуру и оборудование. Научно-исследовательские, конструкторские и производственные ра- боты по разведочной геофизике ведутся в Германской Демократической Ре- спублике, где, в частности, выпускаются приборы для магниторазведки и сейсморазведочная аппаратура. Болгарская, Румынская, Польская Народные Республики и Социалисти- ческая Федеративная Республика Югославия создали у себя научно-произ- водственные учреждения для проведения работ по разведочной геофизике, преимущественно на нефть и газ. Румынская Народная Республика производит каротажный кабель и скважинную каротажно-перфораторную аппаратуру для работ в нефтяных и газовых скважинах. Чехословацкая Социалистическая Республика проводит геофизические разведочные работы и выпускает гироскопические инклинометры для измерения наклона скважин. С научно-технической помощью СССР за последние годы были налажены геофизические разведочные работы на Кубе (с 1960 г.), в Индии (с 1956 г.), в Объединенной Арабской Республике (с 1958 г.), в Республике Мали и других странах. Можно предвидеть, что в ближайшие годы многие из стран, развивающихся в экономическом отношении* смогут овладеть техникой и методикой работ по разведочной геофизике, что будет содействовать более быстрому и дешевому освоению минеральных ресурсов этих стран и подъему их экономики. В капиталистических странах наибольшее развитие геофизические ме- тоды поисков и разведки полезных ископаемых получили в США, Канаде Франции, Западной Германии, Италии и Японии. Первое место среди этих стран занимают Соединенные Штаты Америки, где развитие разведочной гео- физики происходило одновременно с СССР, но своим путем. Первые работы с гравитационным вариометром на соляных куполах Техаса выполнены в 1922 г., а в 1926 г. впервые на основании геофизических данных в Аме- рике была открыта промышленная залежь нефти. Относительно рано в США стали применяться сейсмические методы разведки, получившие там быстрое и широкое распространение. В 1924 г. проведены первые сейсморазведочные работы методом преломленных волн на нефть и газ, а в 1927 г. для этой цели были впервые использованы отраженные волны. Постановка и применение гравиметрической и особенно сейсмической разведки на нефть в США обя- заны деятельности большого числа геофизиков, из которых следует упомя- нуть Бартона, Неттльтона, Уордена, Лакоста, Экгарда, Фессендена, Мак- Коллюма, Джекоски, Хейланда и др. Объем геофизических разведочных. 3*
36 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ работ в США с 1930 до 1960 г. в общем значительно возрос, хотя военная обстановка, экономические кризисы и другие факторы, свойственные капита- листической экономике, трижды (в 1929—1932,1937—1942 и 1957—1962 гг.) не только задерживали рост, но и вызывали спад объема работ. Сейсмораз- ведка в США занимает доминирующее положение при геофизической раз- ведке на нефть и газ. Сейсмические партии составляют 80—90% от общего числа геофизических нефтеразведочных партий. В 1947 г. расходы на геофи- зические работы по поискам нефтегазоносных структур и по подготовке их к глубокому разведочному бурению составляли по США 105 млн. долл., а в 1959 г. эти расходы увеличились до 170 млн. долл. Большая часть геофи- зических работ сосредоточивалась за последние годы в штатах Техас, Луи- зиана, Оклахома и на юге США, где за последние 20 лет открыто Б/в всех новых нефтяных и газовых месторождений США. Результат широкого при- менения геофизических работ на нефть и газ в США выразился в том, что за последние 25 лет большинство вновь открытых месторождений было обна- ружено геофизическими, главным Образом сейсмическими, работами. Значительно развиты в США геофизические работы при поисках и раз- ведке рудных месторождений. Здесь широко применяются разработанные американскими геофизиками приборы для аэрогеофизической съемки, раз- личные методы электроразведки, преимущественно на переменном токе, магниторазведка и гравиразведка. В США производятся побеги все виды геофизической аппаратуры, лучшие образцы которой относятся к сейсмическому и каротажному оборудованию, гравиметрическим и аэрогеофизическим приборам. В ряде высших учеб- ных заведений страны подготовляются инженерно-технические кадры геофи- зиков. Геофизики США, разрозненные по ряду частных фирм, объединены в Американское геофизическое общество, издающее уже более 25 лет науч- ный журнал по геофизике «Джеофизикс» \ Все это обеспечивает США пер- вое место среди других капиталистических стран в области разведочной гео- физики. По оценке Экгардта в 1948 г. США проводили у себя в стране и за рубежом около 95% всех геофизических работ, выполнявшихся в капитали- стических странах. С тех пор доля США, несомненно, упала вследствие воз- росшей активности в области геофизических разведок западноевропейских стран, но пока остается доминирующей, особенно по геофизической аппа- ратуре. Геофизическая разведка в странах западного полушария (Канада, Мек- сика, Венесуэла, Аргентина и др.) находится под сильным техническим и экономическим влиянием США. Американские фирмы нередко работают в этих странах независимо от их правительств, и материалы разведки остаются в руках частных компаний. Некоторое исключение представляет в этом отношении Мексика, где нефтяная промышленность национализиро- вана и правительство в какой-то мере контролирует ход поисков и раз- ведки. Такое же положение существует во многих странах Азии (Иран, Турция, Таиланд и др.), Африки (Конго) и даже Европы (Испания). Значительные объемы и своеобразную структуру имеют работы по раз- ведочной геофизике в Канаде. В Восточной Канаде, в пределах Канадского кристаллического щита, проводятся аэрогеофизические и наземные грави- метрические, магниторазведочные и электроразведочные работы по поискам урана, железа и полиметаллических руд. Работы ведутся в крупном масштабе, весьма тщательно и детально, но без генерального плана, вследствие чего их общая геологическая эффективность значительно проигрывает. В запад- ных штатах Канады, в пределах предгорного прогиба Скалистых гор и плат- 1 Geophysics. Journ. of the American Geophysical Society (с 1940 г.).
(ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 37 формы со значительным по мощности осадочным чехлом, ведутся геофизиче- ские работы на нефть и газ. Методика этих работ заимствована из США. Пре- обладающее значение имеет сейсмический метод отраженных волн. Широкое развитие геофизических работ в Западной Канаде немало способствовало тому, что за последние годы Канада значительно увеличила разведанные запасы и добычу нефти, выйдя к 1960 г. на пятое место в мире. Среди стран Западной Европы по разведочной геофизике в настоящее время на первом месте находится Франция. Во Франции весьма рано (1912 г.) были разработаны и нашли опытное применение методы электроразведки. Однако до 1946 г. объемы геофизических разведочных работ во Франции были незначительны и французские геофизические фирмы, например Компа- ния Шлюмберже, вели работы в основном за границей. С 1946 г. начались широко поставленные поиски нефти и газа на территории французской мет- рополии — в Парижском и Аквитанском бассейнах, а также в Сахаре. Был организован Институт нефти в Париже. Получили большое развитие геофизические работы на нефть и газ. Для французских геологических работ характерны комплексность, широкое использование электроразведки, в част- ности методы теллурических токов, применение в безводных пустынных рай- онах Африки массового группирования взрывов в мелких скважинах и сей- смографов. Французские геофизики создали собственную электроразведоч- ную, каротажную и сейсмическую аппаратуру с магнитной записью и авто- матической обработкой сейсмограмм, используя американские образцы и па- тенты. Результаты геофизической разведки на нефть и газ во Франции и Са- харе оказались весьма удачными; они способствовали открытию крупных нефтяных ресурсов, в том числе месторождений в пригородной зоне Парижа (1959). Систематические геофизические работы на нефть, газ и рудные полезные ископаемые ведутся в Федеративной Республике Германии. Объектом весьма тщательных и детальных геофизических работ здесь являются прежде всего соляные купола ее северо-западной части, к которым прихотливо приуро- чены эалежи нефти и газа. Надо заметить, что без предварительной скрупу- лезной геофизической разведки глубокое бурение нефтяных и газовых ме- сторождений в таких сложных геологических условиях было бы экономиче- ски совершенно нерентабельно. В ФРГ имеется собственная геофизическая аппаратура — гравиметры, магнитометры, сейсмические станции, в том числе и с магнитной записью. Систематические геофизические разведочные работы ведутся в Италии. в пределах перспективных на нефть и газ территориях Ломбардии, Апулии и Сицилии, а также в прибрежных- водах Адриатического моря. Методика и аппаратура итальянских геофизических работ заимствованы отчасти из США, Франции и ФРГ, отчасти разработаны в Италии. Деятельность западноевропейских геофизиков заметно усилилась во второй половине 50-х и особенно в 60-х годах XX в. Было организовано Европейское геофизическое общество, издающее солидный научно-теорети- ческий и практический журнал \ Заметную роль играет разведочная геофизика в Японии, где по сейсми- ческим данным 1959 г. были открыты морские нефтяные месторождения в Японском море, у восточных берегов Хоккайдо. Японские геофизики сконструировали несколько интересных геофизических приборов, в том числе малогабаритную каротажную аппаратуру, скважинный радиометри- ческий снаряд и,счетно-решающее устройство на полупроводниках для об- 1 Geophysical Prospecting. Official J oumal of the European Assosiation of Exploration Geophysicists (c 1953 r.).
38 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ работки магнитных записей сейсмических колебаний. Наличие в Японии значительного опыта по геофизическим исследованиям землетрясений и вулканизма способствует развитию в этой стране геофизических разведочных работ. Необходимо упомянуть о геофизических разведочных работах в Австра- лии, где применяются аэромагнитная съемка, гравиразведка и сейсмораз- ведка для поисков нефти и газа, электроразведка, магниторазведка и грави- разведка для поисков и изучения рудных месторождений и электроразведка— на подземные воды. В настоящее время разведочная геофизика заняла прочное положение в комплексе геологоразведочных работ во многих странах, причем ее значе- ние тем больше, чем выше общий научно-технический уровень страны - § 7. СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ДАЛЬНЕЙШЕГО РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ В Советском Союзе разведочная геофизика достигла высокого научно- технического уровня и имеет все перспективы для дальнейшего развития. В 1962 г. общий объем геофизических разведочных работ по поискам и разведке полезных ископаемых в СССР составлял около 21 % всего объема геологоразведочных работ. Темпы роста геофизических исследований в Со- ветском Союзе также весьма высокие. Объем геофизических работ в 1961 г. был приблизительно вдвое больше, чем в 1958 г. Такой рост геофизических разведочных работ является закономерным, так как усиление геофизиче- ских исследований повышает эффективность всего комплекса геолого-по- исковых и разведочных работ. Особенно большое значение имеют геофизические работы по поискам и подготовке к глубокому разведочному бурению на нефть и газ. Это пока- зывают следующие данные о структуре объемов геофизических работ в СССР (в %) на 1959—1965 гг. Нефть и газ................................58 Геологическое картирование.................16 Цветные, редкие и рассеянные металлы ... 13 Черные металлы............................. 5 Уголь ..................................... 3 Другие полезные ископаемые................. 5 В связи с резким изменением топливного баланса СССР в пользу нефти и газа темпы роста геофизических работ на эти полезные ископаемые весьма высокие. Представление о динамике объемов полевых геофизических работ в СССР на нефть и газ дает рис. 2. При анализе приведенных на рис. 2 цифр и сравнении их с данными по другим странам следует иметь в виду, что продолжительность работы каждой партии в поле фактически составляет от 4 до 7 месяцев. Следова- тельно, для приведения этих показателей к круглогодично работающим партиям (как это принято в статистике США) их надо умножать на коэффи- циент 0,4—0,5. у Геофизические работы в основном сосредоточиваются в новых перспек- тивных районах. В 1956 г. в Сибири и на Дальнем Востоке было сосредото- чено 38% всех геофизических работ на нефть и газ, а в 1960 г. это число увеличилось до 42%. Значительны объемы геофизических работ в Сибири, Казахстане и Средней Азии. Однако для обеспечения запасами минерального сырья существующих промышленных горнорудных и нефтегазопромысло-
СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ РАЗВИТИЯ ГЕОФИЗИКИ 39 вых районов геофизические исследования в составе общего цикла геологораз- ведочных работ проводятся также в Европейской части РСФСР, на Украине, Кавказе и в ряде других районов страны. Современная структура комплекса полевых геофизических работ на нефть и газ в СССР показана на рис. 3. Сложные задачи по изучению глубинного геологического строения тер- ритории СССР, поискам и разведке полезных ископаемых геофизическими методами не могут быть решены только увеличением объемов работ. Необ- ходимы усовершенствование и развитие всех методов разведочной геофи- зики, особенно разработка теории каждого из них. Для изучения регионального геологического строения и глубинного геологического картирования закрытых территорий необходимо совершен- ствование комплекса региональных геофизических исследований, склады- вающегося из аэрогеофизических и опорных наземных работ. Особое значе- ние в этом комплексе имеют аэромагнитная и наземная гравиметрическая съемка, глубинное сейсмозондирование и сейсмопрофилирование, метод теллурических токов и другие модификации электромагнитных методов (магнито-теллурические измерения, методы частотного зондирования и ста- новления). Чтобы обеспечить наиболее эффективное применение разведочной гео- физики для поисков структур, благоприятных для накопления нефти и газа, а также подготовку их к глубокому разведочному бурению, необходимо ис- пользование сейсморазведки преломленными и особенно отраженными вол- нами в комплексе с детальными гравиразведочными и электроразведочными работами. Надо существенно усовершенствовать сейсморазведку по методу отраженных волн с использованием магнитной записи сейсмических колеба- ний, их регулируемого направленного приема и автоматической обработки сейсмограмм. Следует применить новые модификации сейсморазведки для изучения структур в осадочной толще со сложным глубинным строением, неблагоприятными поверхностными сейсмо-геологическими условиями, а также весьма пологих структур платформенного типа. Работы по изучению возможностей применения геофизических методов для оценки наличия залежи нефти или газа в структуре должны быть продолжены и развиты.
40 ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ Геофизические работы по поискам и разведке рудных месторождений должны быть серьезно усилены в ближайшие годы. Усилия рудной геофи- зики должны быть сосредоточены прежде всего на изучении структуры руд- ных месторождений и на поисках рудных тел, основанных на знании этой структуры. Необходимо дополнить комплекс геофизических методов деталь- ными гравиметрическими, сейсмическими и электромагнитными разведоч- ными работами. Для этого необходимо широко внедрить высокоточные гра- виметры и быстродействующие гравитационные градиентометры. Должны быть усовершенствованы сейсмические и электромагнитные методы поисков и изучения рудных месторождений. Существенную роль должна сыграть аэроэлектроразведка в комплексе с воздуш- Рис. 3. Структура геофизических работ на нефть и газ в СССР. 1 — сейсмические; 2 — гравиметриче- ские; 3 — электроразведочные; 4 — магнитные партии. ной магнитной и радиометрической съемкой. Необходимо усиливать разработку и внедре- ние методов подземной геофизики с исполь- зованием скважин, шахт и горных выработок. Ядерная геофизика уже показала свои воз- можности по экспрессному распознаванию и оценке вещественного состава горных по- род в разрезе скважин, пока в отношении бора, бериллия, алюминия, марганца и т. д. Роль ядерной геофизики в комплексе геофи- зических работ на рудных месторождениях значительно возрастет в будущем. Для успешного решения различных во- просов гидрогеологии и инженерной геоло- гии необходимы разработка и применение рациональных комплексов геофизических методов, включающих различные модифика- ции электроразведки, а также импульсные электромагнитные, ультразвуковые и радио- метрические методы исследования верхних слоев земной коры. В области каротажа скважин должно быть обеспечено дальнейшее усо- вершенствование применяющихся методов с целью ускорения и повышения качества исследований. Особенно важна разработка аппаратуры для изуче- ния разреза глубоких и сверхглубоких нефтегазовых скважин с высокими давлениями и температурами, а также скважин малого диаметра. Большое значение имеют также разработка и внедрение новых видов каротажа — не- прерывного акустического, магнитного и других, автоматизация газокаро- тажных исследований, разработка и внедрение новых видов радиометриче- ских исследований в скважинах, особенно с применением активационного анализа. Из сказанного выше очевидно значение научно-исследовательских работ в области разведочной геофизики. Геофизические научно-исследователь- ские институты и специализированные подразделения комплексных инсти- тутов должны с каждым годом повышать уровень своей научной работы и как можно ближе сотрудничать с разведочными геофизическими организа- циями. На востоке СССР должны быть организованы новые геофизические научно-исследовательские учреждения. Большое внимание должно быть уделено подготовке кадров геофизиков в высших и средних специальных учебных заведениях, а также ознакомлению широких кругов геологов с осно- вами разведочной геофизики.
ГЛАВА II ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА § 8. ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ Факты, доказывающие шарообразность Земли, общеизвестны и неко- торые из них описаны еще древними греками. Наиболее строго доказывают сферичность Земли примерное равенство (111 кл), которое необходимо пройти по меридиану, чтобы высота полюса мира из- менилась на 1°, и круговая форма края земной тени на диске Луны во время лунных затмений. Чтобы составить себе наглядное пред- ставление о том, насколько близка форма Земли к шару, достаточно сказать, что для глобуса диаметром 1 м разница между ее наибольшим и наименьшим диаметрами составит только 3 мм, высочайшие горы будут подниматься всего на 0,6 мм, а сред- нее поднятие континентов и глубина мно- гих морей будут измеряться десятками ми- крон. Наиболее простой и точный способ измерения размеров земного шара состоит в измерении длины градуса (рис. 4). По- ложим для простоты рассуждений, что пункты а и Ь находятся на одном мери- диане. Тогда линейное расстояние между ними аЪ, разность широт ф и величина на разных широтах расстояния Рис. 4. Измерение размеров Земли. а — астрономическое измерение разности широт; б — триангуляция для измерения линейного расстояния между двумя пунк- тами. радиуса Земли R связаны простым соотношением afe = K(<pb —<ро), (8-1). из которого легко найти R, зная две другие величины. Широта в каждом из пунктов определяется астрономическим способом, по видимому положению- светил (звезд, Солнца) на небесной сфере. В частности, она равна видимой высоте полюса мира Р над горизонтом, как это следует из рис. 4. Линейное расстояние определяется геодезическим путем при помощи триангуляции. Длина одной из сторон системы треугольников, называемой базисом (ВВ'), измеряется с относительной точностью порядка 10“6. Затем углы во всех вершинах треугольников (А, В, С и т. д.) измеряются универ-,
42 ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА сальным инструментом (точным теодолитом), что позволяет вычислить длины всех сторон и любых расстояний в системе треугольников. В последнее время измерение углов заменяется непосредственным измерением расстояний между пунктами триангуляции с помощью определения времени пробега света или радиоволн между пунктами триангуляции. Интерференционные светодаль- номеры и теллуромеры, основанные на принципе радиолокации, позволяют выполнять такие измерения с относительной точностью порядка 3.10—6, что дает меньшую ошибку в расстояниях, чем косвенное определение длин сторон треугольников. Принцип градусного измерения отлично понимали еще древние греки. Около 250 г. до н. э. Эратосфен предпринял подобное измерение в Верхнем Египте, между Александрией и Сиеной (ныне Ассуан). Разность < широт этих пунктов была получена Эратосфеном по наблюдениям высоты Солнца в х/60 окружности (7° 12'), в то время как по точным современным данным этот угол равен 7° 07'. Следовательно, окружность Земли по Эратосфену в 50 раз больше расстояния между Александрией и Сиеной. Это расстояние было определено Эратосфеном в 5000 египетских стадий и, по-видимому, было измерено шагами специально обученных людей. По мнению египто- логов, величина египетской стадии составляет 158 м, так что окружность Земли по описываемому измерению оценивается в 5000 X 50 х 158 м = = 39500 км, что очень близко к истинному значению (40 040 км). В эпоху арабской цивилизации Бируни из Хорезма (современный Узбе- кистан) определил в 1029—1034 гг. н. э. размеры Земли из понижения го- ризонта. В книге «Канон Мас’уда» Бируни пишет: «Для измерения градуса земного меридиана я применял новый метод, отличающийся от метода... греков... Для этой цели я в Индии нашел большую гору, возвышающуюся над широкой равниной. Поверхность равнины была глаже самой поверх- ности моря. Я искал на вершине горы слияние Земли и неба, т. е. круга горизонта, а я нашел его в инструменте (астролябии) ограниченным горизон- тальной линией и определил угол (понижения горизонта), который оказался равным 34'. Я определил затем высоту горы и получил 652,05 локтя»1. Сущ- ность способа Бируни видна из рис. 5. Если Н — высота горы, а — пони- жение видимого горизонта, то радиус Земли R может быть найден из соот- ношения cosa = jr£ff’ (8-2) откуда R=H .cosa.._, (8.3) 2 sin2 Поскольку длина арабского локтя составляет 49,3 см, радиус Земли из приведенных данных определяется величиной около 6570 км (истинное зна- чение 6378 км). Изобретение в начале XVII в. зрительной трубы, применение метода триангуляции и использование в угломерных приборах окуляров с сеткой нитей позволили Пикару в 1669—1670 гг. произвести достаточно точное градусное измерение в северной Франции, из которого радиус Земли полу- чился равным 6372 км. Исходя из теоретических соображений, Ньютон предсказал, что вслед- ствие вращения вокруг оси Земля должна иметь форму, несколько отличную 1 Садыков X. У. Бируни и его работы по астрономии и математической геогра- фии. Гостехтеоретиздат, 1953.
ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ 43 от шара, а именно форму сфероида (эллипсоида вращения). Если бы Земля состояла из однородной несжимаемой жидкости, то ее сжатие •было бы равно по Ньютону Но так как плотность Земли увеличивается к центру, истинное сжатие должно быть меньше. Прежде чем переходить к дальнейшим рассуждениям о форме и разме- рах Земли, определим более точно понятие фигуры Земли. Фигурой Земли принято называть поверхность уровня океана, не возмущенного Рис. 5. Определение размеров Земли по Бируни (XI в). действием приливов и ветров, а на суше — ту воображаемую поверхность, которую образовала бы поверхность воды в кана- лах, мысленно проложенных сквозь мате- рики глубже уровня моря и сообщающихся с мировым океаном. Поверх- ность фигуры Земли повсеместно нормальна (перпендикулярна) отвесным линиям, указывающим направление силы тяжести. Сжатие Земли может быть определено четырьмя способами. Первый из них заключается в выполнении градусных измерений на разных широтах. Из рис. 6 видно, что радиус кривизны сфероида больше всего у полюса. Поэтому градус астрономической широты длиннее в высоких широтах. Впервые это было обнаружено градусными измерениями, проведенными французами в 1735 г. в Лапландии, Франции и Перу и подтвердившими со- ображения Ньютона. Многочисленные градусные измерения, проведенные в дальнейшем, установили непрерывное изменение длины дуги меридиана в 1° при перемещении по широте. Одной из самых замечательных работ такого рода было градусное измерение дуги меридиана от устья Дуная до Северного Ледовитого океана на протяжении 25° (т. е. около 2800 км), выполненное с большой точностью в XIX в. русскими исследователями под руководством В. Я. Струве. В табл. 4 дана зависимость длины дуги меридиана в 1° от широты. Таблица 4 Длина дуги меридиана в 1° I в зависимости от широты <р <р, град 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1, км 110,57 110,61 110,71 110,85 111,04 111,23 111,42 111,56 111,66 111,70 На Земле Франца Иосифа нужно проехать приблизительно на 700 м больше, чем в Южном Туркменистане (вблизи Кушки), чтобы увеличить
44 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА широту, измеряемую по возвышению полюса мира над горизонтом, на один градус. Второй способ определения сжатия Земли состоит в определении силы тяжести на различных широтах, откуда, используя теорему Клеро, можно- получить форму сфероида точнее и проще, чем из геодезических измерений (см. главу III). Третий метод определения сжатия Земли основан на том, что ее сферо- идальные избытки вызывают возмущения в движении самой Земли и Луны. Притяжение Солнца и Луны воздействуют на сфероидальные избытки Земли точно так же, как нажатие на ободок вращающегося волчка (гиро- скопа). Как ось гироскопа описывает конические колебания под действием подобного нажатия, так и ось Земли описывает под действием суммарного- притяжения Солнца и Луны на ее экваториальную выступающую часть медленные конические прецессионные движения с периодом около 26 тыс. лет и, кроме того, «кивание» (нутацию) со значительно- меньшей амплитудой и периодом около 19 лет. Так как лунно-солнечная прецессия и нутация обусловлены сфероидальной формой Земли, по ним также возможно определить сжатие Земли. Те же сфероидальные избытки являются причиной возмущений в дви- жении Луны и особенно искусственных спутников Земли. Последние под- вергаются весьма сильным возмущениям вследствие своей близости к Земле и являются прекрасным средством для определения сжатия земного сфе- роида. Необходимо заметить, что три последние способа (гравиметрический, по прецессии и по возмущениям в движении спутников Земли) позволяют определить только величину сжатия Земли, в то время как градусные изме- рения дают одновременно и размеры земного сфероида. Поэтому обычно ком- бинируют различные способы для совместного определения формы и размеров Земли. По мере накопления точных наблюдений элементы земного эллипсоида уточнялись', как показано в табл. 5. Таблица 5 Элементы земного эллипсоида Автор Год af км Ь, км Четверть меридиана, м 1/а Деламбр 1800 6375,7 6356,6 10000000 334,0 Бессель 1841 6377,4 6356,1 10000856 299,2 Хейфорд 1909 - 6378,4 6356,9 10002283 297,0 Красовский 1940 6378,2 6356,9 10002136 298,3 Джеффрис 1948 6378,1 — — 297,1 Фишер (США) 1956 6378,3 — — 297,0 Экваториальный радиус больше полярного по Хейфорду на 21 476 м, по Красовскому на 21 382 м, что дает разницу менее чем в 100 м. Первое из определений было положено в основу метрической системы мер. Сравне- ние его с более поздними измерениями размеров Земли показывает, что метр является не менее условной мерой, чем многие другие единицы длины, и лишь последовательное применение десятичной системы обеспечивает пре- имущества метрической системы мер перед другими. Эллипсоид Бесселя (1841 г.) долгое время использовался, как основа при русских геодезиче- ских работах. Эллипсоид Хейфорда в 1924 г. был признан международным. Однако наиболее точное современное определение элементов земного эллип- соида принадлежит Ф. Н. Красовскому и А. А. Изотову (1940 г.), которые
ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ 45 использовали в своей работе наиболее полные геодезические и гравиметриче- ские материалы. Сравнение данных четырех последних определений (1909— 1956 гг.) указывает на то, что размеры и форма Земли как сфероида в насто- ящее время известны достаточно хорошо. Сжатие Земли, определяемое раз- личными методами, тоже дает ряд удовлетворительно согласующихся зна- чений (табл. 6). Таблица 6 Сжатие земного эллипсоида Метод Сжатие (1 :а) Автор Год Геодезический 297,0 Хейфорд 1909 Гравиметрический .... 297,4 Боуи 1912 » 298,3 Изотов 1940 Прецессионный По движению советских 296,0 де-Ситтер 1924 искусственных спутников Земли 297,6 Бухар 1958 298,4 АН СССР 1959 Более точные исследования по вопросу о фигуре Земли показывают, что она несимметрична по долготе и может быть представлена в последующем приближении как трехосный эллипсоид. Сплюснутость Земли в экватори- Рис. 7. Геоид, эллипсоид относимости и уклонения отвеса. альной плоскости очень невелика, поэтому определяется со значительной погрешностью. Сжатие Земли в экваторе оценивается И. Д. Жонголовичем <(1952 г.) в а' = 1 : 30 000. Большая ось эллипса, образуемого экваториаль- ным сечением, направлена в район Гвинейского залива Атлантического океана, близ берегов Африки. Отдельные определения дают значения ее долготы Хо от Гринвича от —17 до +18°. Разность длин большой и малой полуосей экватора составляет приблизительно 200 м. Фигура Земли не может быть достаточно точно представлена (аппрок- симирована) сфероидом или трехосным эллипсоидом не только вследствие неизбежных погрешностей измерений. Уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднород- ностей в земной коре, а также топографического рельефа местности, как •Это показано на рис. 7. Отвесная линия отклоняется под действием притя- жения местных неоднородностей (масс), а уровенная поверхность, нормаль- ная по отношению к направлению отвеса, приподнимается выше своего сред- него уровня над аномальными избытками масс и опускается ниже его в участ- ках с их недостатками. Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом. Разность высот возмущенного геоида и эллипсо- ида относимости, который выражает среднее невозмущенное поло- жение геоида, носит название ундуляций геоида. Угол, который -образует нормаль к геоиду, т. е. наблюдаемое положение отвеса, с нормалью к эллипсоиду относимости, называется уклонением отвеса. Уче- ние о форме геоида, который не может быть представлен аналитической
46 ЗЕМЛЯ КАЕ ПЛАНЕТА поверхностью, составляет предмет высшей геодезии. Чтобы представить себе характер отклонений формы геоида от эллипсоида вращения достаточно указать, что ундуляции геоида лишь в небольшом числе мест превосходят 100 м и что уклонения отвеса обычно наблюдаются в пределах 40". Физическая форма Земли немногим отличается от ее фигуры в геоде- зическом смысле этого слова. Средняя высота материков (около 1 км) и средняя глубина океанов (около 4 км) по сравнению с разностью величин экваториального и полярного радиусов Земли (21,5 км) представляет вели- чину второго порядка малости. Из этого следует важный вывод о том, что Земля находится приблизительно в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоев одинаковой плотности. Раньше это принимали за доказательство того, что Земля застыла в расплавленном состоянии и ее жидкая материя, повинуясь законам гидродинамики, образовала сфероид. В настоящее время более распространен взгляд, что упругость твердого тела Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести так, как если бы она была действительно жидкой. Слоистое же строение Земли могло получиться и в результате первоначально «холодной» эволюции земного шара. § 9. МАССА И ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ Зная значение ускорения силы тяжести на поверхности Земли, нетрудно определить ее массу, а учитывая ее размеры, также и среднюю плотность Земли. В первом приближении притяжение шарообразной Земли можно считать равным притяжению эквивалентной точечной массы в ее центре, так что ускорение силы тяжести на земной поверхности по закону Ньютона равно где / — постоянная всемирного тяготения; М — масса Земли; R — радиус Земли. Принимая во внимание, что М = 4-лаСрЯ3, (9.2) О где оср — средняя плотность Земли, получим выражение для последней: <»-3> Зная величины, стоящие в правой части уравнения (9. 3), можно найти среднюю плотность Земли оср, а следовательно, и ее массу М. Было предло- жено несколько способов совместного определения гравитационной постоян- ной /, массы М и средней плотности Земли оСр- Все эти способы в основе имеют общую идею: притяжение Земли сравни- вается с притяжением известной массы. Такой массой в способе Ньютона, реализованном Маскелайном и Буге (1778 г.), являлась гора известных размеров и плотности. Индикатором притяжения служило отклонение отвеса. Карлини, Менденгаль, Престон (1894 г.) вместо отклонения отвеса наблюдали изменение в районе горы уско- рения силы тяжести при помощи маятников. Берже (1893 г.) проводил наблюдения периода маятников над бассей- ном, один раз наполненным водой, другой раз пустым. Кэвендиш и Этвеш сравнивали притяжение Земли с притяжением свинцового шара, используя высокую чувствительность крутильных весов. Такое же сравнение провел
МАССА И ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ 47 Жолли (1881 г.) при помощи высокочувствительных аналитических весов. Два последних способа дают наиболее точный результат. Самая простая схема измерения относится к опыту Жолли (рис. 8). На две чашки аналити- ческих весов помещают равные грузы и ш2, взаимно уравновешивающие Друг друга. Затем груз перемещают на нижнюю чашку весов, достаточно далеко отстоящую от верхнего уровня. Тогда на правую чашку весов будет действовать большая сила, так как груз игх расположен ближе к центру Земли; этот избыток силы уравновешивается дополнительным грузом с на левой чашке. Затем к массе /их подносят свинцовый шар с массой р,, вызыва- ющий практическое притяжение только массы пгх ввиду удаленности массы т2. Это притяжение уравновешивают дополнитель- ным грузом п на левой чашке весов. Если d —рас- стояние между центрами грузов тх и т2, то Принимая во внимание (9. 1) и (9. 2), получим pmj пМ ,Q ... d8 R2 > „ _ 3 ЦП»! °ср ~ 4 л nRd2 • Отсюда можно найти М, оср, а затем и /. В на- стоящее время приняты следующие значения этих величин. / = 6,670-10— 8 г-1-ел8-сек-2 (Хейль, 1930 г.) М = 5,9765-1027 г (Ольчак, 1938 г.) оСр = 5,5168 г/см? (Ольчак, 1938 г.) Средняя плотность земной коры хорошо известна из непосредственных измерений плотности горных пород и принимается по Кларку, Вашингтону и Ферсману в пределах 2,75— 2,67 г!см3. Последнее значение, близкое к средней плотности гранитов, может быть принято за плотность у поверхности Земли. Из сравнения средних плотностей земной коры и земного шара следует, что плотность Земли должна значительно возрастать с глубиной. Закон изме- нения плотности с глубиной внутри Земли должен удовлетворять следующим условиям. 1. Земля слоиста. Плотность является функцией величины расстояния г от центра Земли: (9.4) Рис. 8. Измерение массы Земли по Жолли. (9-6) о = Ф(г). (9-7) 2. Общая масса Земли есть сумма масс составляющих ее слоев. Пусть Земля состоит из бесконечного множества концентрических слоев плот- ностью о = Ф (г) и мощностью dr. Тогда масса каждого слоя dM = = 4л cr2dr — 4 л Ф (г) r2dr, общая масса Земли В М = ^л ]'Ф (г) r2dr, о а в °cp==i о (9.8) ' (9.9)
48 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА 3. Распределение масс соответствует наблюдаемому моменту инерции Земли: в С = -|л J Ф^гЧг, о (9. Ю) где С — момент инерции Земли относительно оси вращения; С = 0,334 МВ2. (9.11) 4. Плотность на поверхности Земли <т0 равна фактической плотности земной коры: <т0 = Ф(Я). (9.12) Все эти условия, вместе взятые, однако, еще не в состоянии однозначно определить функцию а = Ф (г). Первое предположение о виде функции Ф (г) сделано Лежандром. Оно состоит в том, что Землю можно считать на- ходящейся в гидростатическом равновесии. Если согласно Лапласу предпо- ложить, что жидкость при больших давлениях сопротивляется уплотнению пропорционально плотности жидкости, т. е. dp=hcdxs, (9.13) ,где h — постоянная данной жидкости, то после ряда преобразований можно .получить закон Лежандра: (9.14) где —плотность в центре Земли, равная из этой формулы 11,34 г/см2’, -V2 = Л • Разложив (9. 14) в ряд по степеням < 1, получим (9.15) Взяв первые два члена правой части (9. 15), получим формулу Роша, где ог = 10,1 г/см2’, с тремя первыми членами будем иметь формулу Гель- мерта (ог = 11,3 г/см2). Непрерывное распределение плотности по закону Лежандра не может достаточно хорошо удовлетворить одновременно первым трем поставленным условиям. Кроме того, оно противоречит данным сейсмо- логии о наличии скачка скоростей упругих колебаний на границе оболочки и ядра. Поэтому в настоящее время принята гипотеза прерывного распре- деления плотностей в недрах Земли со скачком плотности на глубине 2900 км. Весьма тщательное решение задачи принадлежит Буллену (1936 г.). На глубине 35 км (у нижней границы земной коры) он принимает а = = 3,39 г/см2. Учитывая закон распределения плотностей, заданный в соот- ветствии с наблюдаемыми скоростями распределения упругих волн земле- трясений, он нашел, что на внешней границе ядра на глубине 2900 км (г = = 0,545 7?) плотность равна 5,68 г/см2. Но тогда, чтобы остающаяся масса ядра могла удовлетворить условию (9. 10), надо было предположить,. что Периферия ядра плотнее центральной его части, а это было совершенно не- приемлемо. Для выхода из противоречия пришлось предположить существо- вание второго разрыва плотности на глубине около 350 км со скачком плот-
СИЛА ТЯЖЕСТИ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ 49 ности от 3,6 до 4,0 г/см3. Тогда плотность ядра могла бы быть оценена в пре- делах 9,9—12,3 г/см3. Позднее Джеффрис заново определил величину верх- него скачка в плотности и нашел его значение 3,69—4,23 г!см3 на глубине 480 км. Джеффрис полагает, что такой скачок может быть объяснен пере- стройкой кристаллической структуры оливина (Mg, Fe)a [SiO4] с ромбиче- ской на кубическую под действием давления. Бернал показал, что при этом возможно увеличение плотности оливина на 9%. Скачок плотности на гра- нице ядра может быть обусловлен как изменением химического состава ве- щества, так и перестройкой его кристаллической решетки. По Буллену Рис. 9. Изменение плотности с глубиной. 1 — по Буллену; 2 — закон Ле- жандра; 3 — по М. С. Молоден- скому. ох = 12,2 г!см3. Другое решение получил М. С. Молоден- ский (1951 г.), рассматривая равновесие упру- гой сжимаемой гравитирующей сферы. В мо- дели М. С. Молоденского только один скачок плотности на границе ядра. По М. С. Молоден- скому <тх = 12,6 г!см3, а разность плотностей на границе ядра составляет 4,6 г!см3. Буллард (1948 г.) ввел еще одно усложне- ние, считая, что внутри ядра на глубине 5120 км имеется дополнительный скачок плотности и что в центре Земли плотность достигает 17,2 г!см3. В настоящее время в отношении закона рас- пределения плотности внутри Земли могут быть сделаны следующие выводы: 1) плотность в центре Земли Oi 12,2 г!см3', 2) ядро Земли отделено от вышележащих слоев на глубине 2900 км резким скачком плот- ности порядка 4 г/см3', 3) внутри оболочки и ядра плотность ве- щества возрастает к центру Земли, причем, возможно, существуют дополнительные скачки плотности на глубинах около 350—500 и 5000 км\ 4) скачкообразные изменения плотности с глубиной могут быть вы- званы изменением как вещественного состава пород, так и их фазового со- стояния. Проблема распределения плотности вещества внутри Земли пока еще не получила окончательного решения и требует дальнейших исследований. Результаты, полученные различными исследователями по изучению закона распределения плотности внутри Земли, представлены на рис. 9.- § 10. СИЛА ТЯЖЕСТИ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ] Предположив распределение плотности по глубине известным, можно вычислить силу тяжести и давление внутри Земли. На расстоянии д от центра Земли сила тяжести равна притяжению всех слоев, остающихся глубже (г С < д), поскольку притяжение однородных слоев на внутреннюю точку равно нулю: Q g(Q) = ~£f Ф(г)г*<1г. (10.1} Здесь по-прежнему плотность пород о = Ф (г). Давление внутри Земли целесообразно вычислять, как гидростатическое, помня, что по отношению 4 Заказ 1966.
50 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА к длительно действующим силам твердые тела ведут себя, подобно жидким. Дифференциальное уравнение гидростатического равновесия dp = — g(r)dm— — g(r)<P(r)dr (10.2) после интегрирования дает давление как функцию расстояния от центра Земли: в Р (е) = fg (г) Ф (г) dr. (10. 3) О Отсюда видно, что значения силы тяжести и давления внутри Земли определяются принятым законом распределения плотности. Однако влияние это не так велико, чтобы сделать результаты неопределенными. Для иллю- страции этого положения в табл. 7 приведены данные о плотности, силе тяжести и давлении внутри Земли по Берчу (1942 г.) и Хейсканену и Венинг- Мейнецу (1958 г.). Несмотря на большое различие плотности, принятой для внутреннего ядра Земли, давление в центре Земли и на границе ядра в этих двух вариантах различается в пределах 10%. Считая, что давление 10е дин/см2 (бар) соответствует 0,987 ат (кГ/см2), можно сделать заключе- ние, что давление в недрах Земли превышает на границе ядра 1,3 млн. ат, а в центре Земли достигает 3,5—4 млн. ат. Таблица 7 Плотность, сила тяжести и давление внутри Земли Глубина, ХЛ1 Радиус г а, г/см3 g, СМ/СМ.2 р, Оин/смЗ-10“ КМ г R I II I II I II 0 6371 1,000 2,75 2,76 980 980 0,000 0,000 33 6338 0,995 2,80 2,85 985 983 0,009 0,009 33 6338 0,995 3,32 3,32 985 983 0,009 0,009 80 6291 0,987 — 3,36 —— 984 — 0,025 80 6291 0,987 —— 3,87 — 984 — 0,025 200 6171 0,969 3,47 3,94 992 983 0,065 0,071 400 5971 0,937 3,63 4,06 997 981 0,136 0,149 800 5571 0,874 4,49 4,30 999 977 0,300 0,313 1200 5171 0,812 4,80 4,52 991 974 0,490 0,485 2400 3971 0,624 5,44 5,13 998 1010 1,090 1,056 2900 3471 0,545 5,68 5,57 1037 1068 1,370 1,330 2900 3471 0,545 9,69 9,74 1037 1068 1,37 1,33 3600 2771 0,435 10,66 10,72 872 913 2,03 2,02 4800 1571 0,246 11,75 11,87 517 632 3,00 3,06 5400 971 0,153 12,02 16,16 324 457 3,31 3,53 6000 371 0,058 12,15 17,65 126 184 3,48 3,85 6371 0 0,000 12,17 17,90 0 0 3,51 3,92 При! чани е I—по Eci >ЧУ (1942 Г .); II—по Хейсканен; и Бенинг- Мейнецу (1 958 г.). Давление внутри Земли особенно быстро нарастает во внешней части ядра. Колоссальные давления в ядре Земли намного превышают все, что- может быть пока достигнуто экспериментальным путем, за исключением давлений вблизи фронта ударной волны, возникающих при ядерных взры- вах. § 11. РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ При изложении результатов изучения распределения плотности внутри Земли упомянуто, что современные представления по этому вопросу полу- чены с учетом данных сейсмологии. В настоящее время наиболее важный
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ 51 вклад в представления о внутреннем строении Земли сделан именно сейсмо- логией, т. е. тем разделом геофизики, который изучает распространение волн землетрясений, их энергию, происхождение и другие, относящиеся к этой области факты. По меткому выражению Б. Б. Голицына землетрясения •служат тем фонарем, который освещает строение недр Земли. Землетрясения, выражающие тектоническую жизнь Земли, время от времени причиняющие значительные разрушения в населенных пунктах, уносящие человеческие жизни, здесь рассматриваются как источники упру- гих колебаний в толще земного шара. В среднем на Земле ежегодно регистри- руется около 100 000 землетрясений; из них примерно 1% сопровождается разрушениями. Первона- чальная деформация со- средоточивается в очаге землетрясения, откуда упругие волны распрост- раняются по всем напра- влениям. При наиболее сильных землетрясениях Рис. 10. Различные виды деформации. а—деформация объема; б — деформация сдвига выделяемую при ядерных взрывах. Но в очаге выделяется энер- гия порядка 1024 —102Бэрг, что соответствует энергии, которую выработает Куй- бышевская гидростанция примерно за 100 лет, и на- много превосходит энергию, и энергия гораздо менее значительных землетрясений достаточна для того, чтобы возникающие при этом упругие колебания распространялись по всему земному шару. Механическое воздействие на твердые тела, к которым относятся и гор- ные породы, вызывает в них деформацию двух родов — изменения объема и сдвига. Относительное элементарное изменение объема dV пропорционально общему объему вещества V и приложенной элементар- ной внешней силе dp, так что к dV = — dpV, (H.l) где к — модуль всестороннего сжатия. Так как V = а г3, где г — линейное расстояние между частицами вещества, то dV = 3ar3dr и -^- = 3 —. V г Отсюда dp=^-3~. (11.2) Следовательно, модуль всестороннего сжатия к пропорционален гра- диенту действующей силы Объемная деформация, как правило, вполне упруга для твердых и жидких сред. При деформации сдвига (рис. 10), происходящей по закону упругости. Гука, т. е. пропорционально приложенной силе, имеем
52 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА где у = — — малый угол сдвига, а ц — модуль сдвига. При деформации сдвига в вязкой жидкости справедливо другое известное уравнение: Р = (11-4) где т| — коэффициент вязкости. Угол сдвига при этом возрастает с течением времени: Т = (11.5) * о Вязкое тело, которое начинает деформироваться только после того, как приложенная сила стала достаточно большой, называется пластичным те- лом. Твердые тела, как правило, обладают как упругостью, так и вязкостью. Дифференцируя (11. 3) и комбинируя это равенство с (11. 4), получим 5"7>+> <“-в> Это дифференциальное уравнение дает зависимость скорости деформа- ции, измеряемой углом у, от давления р, причем упругость и вязкость слу- жат параметрами этой зависимости. Оно представляет собой выраженный в общей форме упруго-вязкий закон, описывающий одно из основных свойств твердых веществ. Проинтегрируем (11. 6): 4(t) = ±p(t) + ±fp(t)dt (11.7) и * о и возьмем простейший случай действия силы, постоянной во времени, т. е. положим р (0 = р0. Тогда Y (0 = у(1+^). (И.8) где т = — имеет размерность времени. Если время воздействия силы t р невелико по сравнению ст(£<£т), то деформация у в основном определяется -упругими свойствами среды (у«—), а при больших' t (<^>т) —ее Р „вязкостью (у t). Важно отметить, что одно и то же тело может реагировать на внешнее воздействие и как твердое (упругое) и как жидкое (пластичное) в зависимости от длительности приложения внешней сиды. Определим также характер ослабления (релаксации) внутренних напряжений после того, как исчезла внешняя сила, деформация приостановилась. Для этого приравняем в левой части уравнения (11. 6) скорость деформации = 0 и проинтегрируем его правую часть. Тогда получим _П_ Р=Рое ’ • (11.9) Когда t = т, начальное напряжение р0 ослабеет в е, т. е. в 2,72 раза. Это время называется временем релаксации. Чем более вязким и менее упру- гим является тело, тем больше время его релаксации. Если к элементарному о.бъему твердого вещества приложить внешнюю силу, то в нем возникают упругие деформации объема и сдвига. Для характеристики этих деформаций в целом удобно использовать понятия модулей продольной упругости и поперечного сжатия, которые связаны с введенными выше понятиями.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ S3 Растяжение стержня AL под действием продольной (т. е. действу- ющей вдоль оси стержня) силы р пропорционально этой силе, а также длине стержня L и обратно пропорционально его поперечному сечению q: E&L = ^~. (11.10) Модуль Ю н г а Е, как следует из этой формулы, численно равен обратной величине относительного удлинения сжатия единичного сечения (1 ел.2), нагруженного единичным грузом (1 г). Так как подобное удлинение весьма мало, модуль Юнга имеет значения порядка 10ц — 1012. Коэффициент Пуассона о характеризует величину по- перечного сжатия. Пусть относительное удлинение стержня AL/L, а относи- тельное изменение его поперечного размера Ad/cL Тогда коэффициент Пуас- сона равен отношению этих величин: „ Ай . АГ d • L (11. 11) Численная величина коэффициента Пуассона заключается в пределах 0—0,5 и для большинства твердых тел близка к 0,25. Вместо модулей Е и о часто употребляют коэффициенты Ламэ X и ц; значение последнего описано формулой (11. 3), как модуля сдвига. Все рассмотренные величины взаимно связаны следующими равенствами: Л <7 р (1+о)(1—2а) ’ (11.12) _ 1 Е И 2 1+а’ (11.13) 1 1 2 А “Ьр» * (11.14) (11.15) Положив а = 0,25, получим упрощенные выражения: Х=Р = -|е, A = = (11.16) О О о которые в большинстве случаев являются вполне пригодными для практиче- ского использования. Для понимания природы сейсмических колебаний представим однород- ную упругую, среду, в которой быстро на некоторое расстояние смещается параллельно самому себе жесткий плоский безграничный экран. В среде возникнут продольные и поперечные волны. Смещения по линии распространения образуют продольную упругую волну со ско- ростью Vp==y^.t с11-17) где о — плотность пород; X, р — коэффициенты Ламэ. Поперечные волны, перпендикулярные к направлению распространения упругих колебаний, следуют с меньшей скоростью: = (11.18)
54 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА Рис. 11. Волновой фронт и сейсмические лучи. При о = 0,25, когда X = ц [см. (11. 16)], между т>р и T>g существует 'отношение vp = vsV3. (11.19) 'Отсюда следует, что поперечные волны отстают во времени в процессе своего распространения от продольных волн. Поэтому продольная волна обозначается Р (prima—первая), а поперечная S (secunda —вторая). В жидкой среде, где деформации сдвига отсутствуют, наблюдаются только продольные (объемные) волны. Если среда, в которой распространяются сейсмические волны, ограни- чена полупространством, на ее границе возникают поверхностные волны. Происхождение этих волн вторич- ное. Когда упругие колебания подходят из глубины среды к ее поверхности, они отража- ются от нее и вызывают одновременное появле- ние продольных и поперечных волн, распро- страняющихся с одинаковой скоростью. Вза- имодействие этих волн вызывает появление по- верхностных в о л н Рэлея и волн Ляп а. В поверхностных волнах Рэлея частицы коле- блются по эллиптическим траекториям в вер- тикальной плоскости, параллельной направле- нию распространения волны. Скорость распространения волн Рэлея соста- вляет (при а = 0,25) гьн = 0,919 vs. (11.20) Волны Лява представляют собой поверхностные волны, в которых колебания частиц происходят перпендикулярно к сейсмическому лучу в? горизонтальной плоскости. Волны Рэлея и Лява особенно интенсивны, когда очаг землетрясения залегает неглубоко, и быстро ослабевают с увели- чением глубины очага землетрясения. Отсутствие заметных поверхностных волн является показателем глубокофокусного землетрясения. Распространение упругих волн Р и S происходит по законам, весьма напоминающим законы оптики. Поверхность волн образует волновой фронт, который в однородной среде имеет форму сферической поверхности (рис. 11). Волновое возмущение распространяется по сейсмическому лучу, ориентиро- ванному нормально по отношению к поверхности волнового фронта. В одно- родной среде сейсмические лучи представлены прямолинейными радиусами, исходящими из очага землетрясения. Каждую точку волнового сейсмического фронта по принципу Гюйгенса можно рассматривать как источник дальнейших колебаний. Поэтому на границах раздела сред с различной скоростью распространения упругих волн v сейсмический луч испытывает преломление и отражение. Для изуче- ния упругих колебаний землетрясений наиболее часто приходится просле- живать преломленные волны, так как обычно регистрация упругих колеба- ний происходит вдали от очага. В оптике углы падения и выхода луча отно- сительно к нормалям к преломляющей поверхности и i2 связаны со зна- чениями скорости распространения света в I и II среде соотношением (11.21) sm i2 vz или sini2 = -^-sini1. (11.22)
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ 55 Если скорость в подстилающем слое больше, чем в вышележащем (г2 > 2> ^i), то при увеличении угла наступит критический случай при sin = = —, когда i2 станет равным 90°, преломленная волна начнет скользить v2 по границе II слоя. Проходящая преломленная сейсмическая волна тянет за собой в верхнем слое, начиная от критических точек, головную преломленную волну. Эта волна обладает сверхзвуковой скоростью по отношению к I (верхнему) слою и представляет полную аналогию баллистической волне, возникающей в ре- Рис. 14. Схема прохожде- ния сейсмических лучей че- рез среду, где скорость не- прерывна, но ее возраста- ние с глубиной замедляется ниже некоторой глубины. Рис. 12. Схема прохожде- ния сейсмических лучей через границу разрыва ско- ростей, подстилаемую сре- дой с меньшей скоростью распространения волн. Рис. 13. Схема прохожде- ния сейсмических лучей че- рез границу разрыва скоро- стей, подстилаемую средой с большей скоростью рас- пространения волн. зультате полета снаряда со сверхзвуковой скоростью, или волнам Черенкова в оптике. Головные преломленные волны играют особо важную роль в сей- смологии. Распространяясь вдоль глубинных границ раздела физических -свойств пород, они транспортируют энергию землетрясений на огромные расстояния, непрерывно подавая ее к поверхности Земли, и, кроме того, позволяют получить сведения о положении и физических свойствах границ их распространения. Кроме изменения пути сейсмических лучей по законам геометрической сейсмики, отражение и преломление на границе двух сред с различными физическими свойствами приводят к образованию новых видов упругих колебаний. Так, продольная волна Р может породить как продольную РР, так и поперечную PS волну. Такие же возможности возни- кают при падении поперечной волны S на границу раздела, вызывающей отражение и преломление сейсмических колебаний. В этом случае возникают волны SP и SS. Многократные преломление и отражение приводят к появле- нию волн, имеющих сложное многоступенчатое происхождение, например Р РР PS PPP PSS PSP ... S SP SS SPP SPS SSS .,. Рассмотрим преломление и ход сейсмических волн в земном шаре для трех случаев. На рис. 12 изображена схема прохождения сейсмических лучей через границу, ниже которой находится среда с меньшей скоростью распространений сейсмических волн; на рис. 13 — через границу, ниже которой находится среда с большей скоростью распространения волн; на рис. 14 — через среду, где скорость непрерывна, но ее возрастание с глуби- ной замедляется ниже некоторой границы. На всех схемах очаг землетря- сений О помещается у поверхности Земли, что вполне допустимо, так как обычно землетрясения имеют глубины очага не более 200 км. Из приведенных
56 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА траекторий сейсмического луча для трех возможных распределений скорости видно, что на некотором расстоянии от очага сейсмический луч вновь выхо- дит на поверхность Земли, где и регистрируются последовательно волны землетрясений. Однако характер прохождения сейсмических лучей для первого случая резко отличается от двух других. Если скорость распростра- нения сейсмических волн в нижнем слое меньше, чем в верхнем, и изменение происходит скачком, то касающийся этой границы луч 2 резко уходит вглубь, чтобы выйти в зоне антипода очага, в то время как падающие более круто лучи 5, 4 выйдут на поверхность ближе к очагу (рис. 12). Между лучами 1 и 3 возникает зона сейсмической тени, а в зоне антипода очага происходит фокусировка сейсмических лучей. Рис. 16. Годограф^преломленпых волн земле- трясения. Рис. 15. Схема прохождения прелом- ленных волн землетрясения. Из сказанного очевидно, какое большое значение имеет систематическое изучение землетрясений при помощи сети сейсмических станций. При пере- ходе от одних слоев к другим внутри Земли имеют место различные распре- деления упругих свойств, соответствующие трем случаям, изображенным на рис. 12—14, и каждому случаю соответствуют различные порядок и время прихода упругих колебаний к регистрирующим приборам сейсмических станций. Важное значение имеют годографы землетрясений, т. е. кривые, показывающие зависимость времени пробега волн землетрясе- ний от эпицентрального расстояния регистрирующей станции. Годограф дает возможность сделать качественное заключение не только о физической природе границ раздела упругих свойств внутри земного шара и об их глу- бине, но также и о скорости упругих волн в недрах его. Простейший случай построения годографа для плоской границы раздела показан на рис. 15 и 16. Уравнение годографа в этом случае следующее: Д ~V----Г °’ г2 где . 2D— h' . . Гп =------, Sin I и и. их (11. 23} (11.24) Здесь t — время пробега сейсмической волны; А — расстояние между эпицентром Е и точкой наблюдений А; и v2 — скорости в покрывающем и нижнем слоях; h — глубина очага Н', D — глубина границы раздела; i — угол падения сейсмического луча. Годограф, соответствующий среде, показанной на рис. 15, изображен на рис. 16. Угловые коэффициенты отрезков прямых, дающие годограф прямой волны и волн, преломленных на границе vs 2> и v3 > v2, равны обратным величинам скоростей l/vlt l/v2, l/v3 ... (последнее, если ниже второго слоя есть третий слой, скорость в котором v3 > г2). Отсюда очевидно, чта годографы землетрясений могут быть использованы для получения значений:
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В''ЗЕМЛЕ 57 v для различных глубин. На годографах можно также изучать качественные особенности распространения сейсмических волн в Земле. Так, зона сейсми- ческой тени выразится разрывом ветвей годографа. Годограф поперечных волн будет повторять годограф продольных волн с некоторым запаздыва- нием по времени и’ т. д. Первая задача, которая решается из наблюдений, доставляемых сетью сейсмических станций (называемых еще телесейсмическими, поскольку они регистрируют землетрясения на расстоянии), состоит в определении мест очагов землетрясений. Расстояние до очага определяется по разности вре- мен прихода продольных и поперечных волн, последовательно записываемых на сейсмограмме (рис. 17). На расстоянии от очага около 2000 км (20°) раз- ?-SR Рис. 17. Запись прихода продольных Р и поперечных S волн на телесейсмической станции (Токио); Д = 9,2°. ность времен S — Р составляет приблизительно 3,5 мин, на расстоянии 10 тыс. км —10,5 мин. Кроме того, определяется направление на очаг по запи- сям двух горизонтальных сейсмографов, ориентированных перпендикулярно друг к другу. Так как горизонтальное смещение почвы в продольной волне совпадает с направлением ее прихода, то по отношению амплитуд записей двух горизонтальных сейсмографов может быть определено направление на очаг, что практически возможно сделать с точностью до 1—2°. Глубина очага измеряется по разности времени прихода продольных волн — прямой Р и отраженной от земной поверхности (рР). Допустим, что землетрясение произошло в некоторой точке на глубине h и что регистрация волн производится в антиподе. Тогда разность времен пробега волн рР-Р = ~-, (11.25) где v — средняя скорость продольных волн в интервале глубин h. Если телесейсмическая станция находится в произвольной точке, опре- деление глубины очага также возможно по этому принципу, хотя формулы в этом случае более сложные. Результаты определения мест расположения очагов землетрясений пока- зывают, что они приурочены к активным в современную эпоху тектониче- ским поясам. Что касается глубины очагов землетрясений, то она колеблется от 30 до 720 км_, указывая на то, что внутренние напряжения, приводящие к тектоническим движениям на земной поверхности, простираются на боль- шую глубину. Вторая задача, которая может быть решена на основании анализа дан- ных телесейсмических станций, заключается в определении слоистости Земли. На рис. 18 показан обобщенный годограф сейсмических волн по Е. Ф. Саваренскому. Обилие различных волн1 указывает на неоднократное прохождение упругих колебаний через границы раздела, на которых упру- гие свойства среды изменяются скачком и происходит образование обменных __________ ' 1 Буква К означает, что луч побывал в ядре Земли (ядро по немецки kern.); индекс с — отражение сейсмического луча от поверхности ядра.
58 ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА волн сложного происхождения. Но наиболее важной особенностью обобщен- ного годографа на рис. 18 является исчезновение поперечных и продольных волн на эпицентральном расстоянии 105° (11 тыс. км). Этот факт может быть объяснен только наличием ядра Земли с особыми физическими свой- ствами. Выше показано (см. рис. 12), что при прохождении сейсмического луча через границу, отделяющую нижний слой с меньшей скоростью распро- странения упругих волн, должна возникать зона сейсмической тени. Это как Рис. 18. Обобщенный годограф сейсмических волн землетрясений. раз соответствует исчезновению волн Р на эпицентральном рас- стоянии 145°, Простым построе- нием крайнего сейсмического луча, касающегося границы того слоя, влияние которого создает сейсмическую тень (рис. 19), можно найти глубину поверхности ядра: 2900 км. Ядро фокусирует сейсмиче- ские лучи подобно линзе, соби- рая их в области FF. Отрезки годографов волн РКР на рис. 18 соответствуют фокусирующимся продольным упругим колеба- ниям. Правда, сейсмическая тень ограничена нерезко, по- скольку в ее область попадают сейсмические лучи, огибающие ядро вследствие диффракции, однако общая картина не оста- вляет никаких сомнений в су- ществовании ядра Земли, резко отличающегося по своим физи- ческим свойствам от окружа- ющего ее слоя. Существование ядра Земли легко объясняют волны типов РКР и т. д., которые предста- вляют собой упругие колеба- ния, испытавшие преломление и отражение на границе ядра. Продольные волны после зоны тени появляются вновь; поперечные волны после эпицентрального расстояния не наблюдаются. Это означает, что вещество, слагающее земное ядро, по своим упругим свойствам близко к жидкости. Этому соответствует резкое уменьшение на границе ядра ско- рости продольных волн vP от 13,5 до 7,8—8,0 км/сек, после чего она воз- растает вновь. Скорость поперечных волн rg нарастает до самой границы .ядра, вблизи которого она достигает значения 7,4 км/сек (рис. 20). Выше (§ 10) мы видели, что на глубине 2900 км давление превышает 1 млн. ат. Поэтому трудно представить себе, чтобы ядро было жидким в обычном смысле этого слова. Скорее всего резко возрастает вязкость веще- ства в ядре, модуль же сдвига уменьшается, хотя полностью и не исчезает. Отличие ядра Земли от окружающей его среды составляет наиболее резкое, но не единственное проявление слоистости в земном шаре. В 1909 г. югославский сейсмолог Мохоровичич при регистрации мест- ного землетрясения обнаружил на больших (до 1000 км) расстояниях от очага повторные вступления волн Р и S, уже однажды зарегистрированные как прямые волны. Это были головные волны, которые распространялись по
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ 59- какой-то границе, разделяющей среды с большей (нижняя) и меньшей ско- ростью распространения волн. Граница эта лежала на глубине 60 км и Мохо- ровичич высказал предположение, что она представляет собой нижнюю гра- ницу земной коры. Вскоре на- личие этой границы было под- тверждено также Гутенбергом. Скорость головных преломлен- ных волн, обозначающих эту границу и распространяющихся вдоль нее, достигает 8,0— В,2 км/сек. В настоящее время общепринято считать мощность земной коры до этой границы, называемой поверхностью Мохоровичича или со- кращенно М-п оверхностью. Глубина М-поверхности изме- няется от 5—7 км под дном океана до 70 км под возвышен- ными районами материков. В 1925 г. Конрад в Австрии обнаружил еще одну, менее вы- раженную на сейсмических ма- териалах, но все же достаточно Рис. 19. Прохождение сейсмических волн сквозь ядро Земли. уверенно выделяемую поверх- ность раздела упругих свойств внутри земной коры. Это граница между верхним, так называемым «гранитным» и нижним, так называемым «базаль- товым» слоями земной коры. Иногда границу гранит — базальт называют поверхностью Конрада Рис. 20. Скорость упругих волн в Земле. 1 — по Джеффрису; 2 — по Гутенбергу. или К-п оверхностью. Между М-поверхностью и ядром Земли находится обширная зона зем- ного шара, именуемая оболоч- кой Земли. В оболочке Земли по кривой скоростей распростране- ния сейсмических волн в Земле мо- жно наметить три зоны: 1) от М-по- верхности до глубины 200 км‘, 2) от 200 до 900 кл; 3) от 900 до 2900 км, т. е. до поверхности ядра. Наиболь- шее нарастание плотностей, а следо- вательно, и изменение упругих свойств происходит во второй из ука- занных зон. При этом на глубине 1200 км возможно скачкообразное возрастание скорости на небольшую величину. Еще одна, правда, крайне неуверенная, граница внутри обо- лочки, на которой физические свойства вещества могут меняться скачком, лежит где-то между 350 и 480 км. Об этой границе уже упоминалось в § 10 в связи с разбором вопроса о распределении плотности внутри Земли. В самое последнее время, получены доказательства существования субъядра, т. е. внутренней зоны ядра, отличной от его внешних слоев. Граница субъядра лежит на глубине около 5100 км (или на расстоянии г = 0,23 R) от центра Земли. О свойствах субъядра известно пока очень мало. Очевидно, это весьма плотная зона земного шара, возможно, обладаю-
60 ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА щая упругими свойствами твердого тела, в отличие от внешней зоны ядра. Проверить это предположение экспериментально весьма затруднительно' из-за экранирующего действия на сейсмические волны внешнего ядра. Итак, изучение распространения сейсмических волн в Земле приводит к весьма важным выводам о строении нашей планеты. 1. Земля имеет зональное (слоистое) строение; физические свойства отдельных слоев изменяются в зависимости от расстояния от центра Земли. 2. Наиболее резко выраженные границы раздела на глубинах 10—70 и 2900 км позволяют разделить Землю на кору, оболочку и ядро. Земная кора в этой трактовке ограничена снизу поверхностью Мохоровичича. 3. Возможно существование еще двух границ, на которых физические свойства изменяются скачком, а именно в оболочке на глубине 1200 км и в ядре на глубине 5100 км. i. Наиболее однородные физические свойства имеет оболочка, иначе еще называемая мантией. Некоторые исследователи (например Венинг- Мейнец) считают, что это есть следствие постоянного перемешивания веще- ства вязкой оболочки конвекционными токами. § 12. УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ В соответствии с упруго-вязким законом все твердые тела обладают одновременно и упругостью и вязкостью, по-разному реагируя на прило- женные импульсы различной длительности (§ 11). Рассматривая быстрые деформации, вызываемые земле- Рис. 21. Схема приливного действия. трясениями, мы использовали только одну сторону физических свойств твердого вещества Земли— его упругость. Между тем вяз- кость Земли также отчетливо про- является в таком, например, явле- нии, как деформация земного сфе- роида под действием вековых цен- тробежных ускорений, вызывае- мых вращением Земли вокруг оси. При этом Землю необходимо рассматривать в целом как планету. Два явления позволяют определить модуль сдвига для Земли* приливы и отливы в твердой коре и колебания широты полюса. На рис. 21 показана схема приливного действия на Землю со стороны небесного тела. Таким небесным телом практически могут быть только Луна или Солнце, так как остальные- небесные тела вследствие либо удаленности, либо малой массы не оказывают заметного приливного действия на Землю. Приливное действие можно рассматривать как разность ускорений при- тяжения со стороны Луны ил.и Солнца на центр Земли О и на ее крайние точки А и В. Если R — радиус Земли, q —расстояние до Луны или Солнца, а М — масса Луны или Солнца, то полное значение приливной силы AF 2fMR е® (12.1) Приливная сила направлена по линии, соединяющей Землю с Луной или Солнцем. В точках А и В эта сила имеет только .вертикальную соста- вляющую, направленную в обоих пунктах вверх. В остальных точках Земли, где приливообразующее светило не находится в зените (надире), приливная сила меньше по величине, чем AF. В меридиональной плоскости, перпенди- кулярной к направлению от центра Земли на светило, приливная сила равна нулю, а во всех прочих точках имеет и вертикальную и горизонтальную
УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ 61 составляющие. Абсолютные значения приливной силы невелики — макси- мальное значение ее вертикальной и горизонтальной составляющих имеют порядок для лунного прилива 10-7 g, т. е. в десять миллионов раз меньше «илы тяжести, а для солнечного прилива еще в 2 раза меньше. Изменения .вертикальной составляющей приливной силы вызывают периодические изменения силы тяжести, которые могут регистрироваться современными высокоточными приборами. Горизонтальная составляющая приливной силы .является причиной периодических отклонений отвеса, достигающих для лунного прилива 0",017, а для солнечного 0",008. Несмотря на малость этих величин, они также могут быть зарегистри- рованы высокочувствительной стационарной аппаратурой. Непосредствен- ному воздействию приливной силы подвергается жидкая оболочка Земли — вода морей и океанов. В результате у морских берегов наблюдаются периоди- ческие изменения уровня воды, который то повышается, образуя прилив, называемый также моряками «полной водой», то понижается, создавая отлив («малая вода»). В общем случае притяжение Луны и Солнца образует четыре приливных горба в мировом океане. Вследствие суточного вращения Земли в течение суток прилив четыре раза сменяется отливом. При этом основное приливное воздействие оказывает Луна. Теоретическая максимальная амплитуда лун- ного прилива в океане составляет 0,56 м, в то время как солнечный прилив имеет амплитуду всего 0,24 м. Поэтому основная периодичность в морских приливах определяется положением Луны в небе той точки, для которой исчисляется теоретический уровень воды. Когда Луна находится в меридиане места (т. е. в плоскости, соединяющей юг, север и зенит небесной сферы) над горизонтом в наивысшем положении или под горизонтом в наиболее низком положении, уровень воды должен быть наивысшим. Отсюда основная периодичность приливных явлений составляет 24 ч 50 мин, так как вслед- ствие сочетания собственного движения Луны по орбите вокруг Земли и вра- щения Земли вокруг оси Луна имеет именно такой период видимого обраще- ния вокруг Земли. В новолуние или полнолуние, когда Земля, Луна и Солнце «располагаются на одной прямой линии, лунные и солнечные приливы «суммируются, создавая наиболее сильное воздействие. Такие приливы назы- ваются сизигийными. Когда же направления от Земли к Луне и Солнцу' образуют прямой угол, то приливы достигают наименьшей величины. Это лак называемые квадратурные приливы. До сих пор мы рассуждали так, как если бы действие приливных сил «было мгновенным и водная оболочка Земли принимала бы немедленно состоя- ние равновесия под этим действием. Именно в этом и состояла первая статиче- ская теория приливов Ньютона, усовершенствованная Бернулли, Эйлером и Маклореном. Однако приливы мирового океана в действительности пред- ставляют собой значительно более сложное явление. Водная оболочка Земли реагирует на действие приливных сил с известным запозданием. На рас- пространение приливных волн оказывает влияние ее трение о дно бассейна, которое на мелководье, вблизи берегов, особенно значительно. Приливная волна при входе в устья рек (эстуарии), сжимаемая берегами, достигает во много раз большей величины, чем в открытом море. Этому также способству- ет то, что прилив, вторгающийся в устье реки, преграждает течение вод последней. В результате в заливе Фанди (Атлантический океан, Канада) наибольшая величина прилива достигает 18 м, в губе Пенжинской (Охот- ское море, СССР) 13 м. Большое влияние на высоту приливов оказывают изменения атмосферного давления, особенно в центральной зоне больших ураганов. Все эти явления весьма осложняют морские приливы и создают искажения его амплитуды (высоты) и фазы (запоздания) относительно идеаль- ного теоретического прилива. Вопросами создания более совершенной теории
62 • ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА приливов занимались Лаплас, применивший к ее развитию законы гидроди- намики и теорию вынужденных колебаний, Эри, рассмотревший прилив в узких каналах, Томсон и Дж. Дарвин, использовавшие гармонический анализ для изучения периодических закономерностей прилива, и др. Под действием лунно-солнечных приливов деформируется и твердая оболочка Земли. Если бы Земля была абсолютно твердой, такие приливы отсутствовали бы. Если же Земля обладала бы свойствами жидкого тела, она деформировалась бы точно так же, как ее мировой океан. Так как наблюдае- мая высота морского прилива определяется по отношению к береговым репе- рам, то в первом случае она была бы равна теоретической величине прилива, а во втором случае — нулю. На самом деле наблюденная величина прилива, приведенная к условиям открытого моря, меньше теоретической примерно на Vs. По опытам Майкельсона, наблюдавшего в 1913 г. приливное действие на воду, налитую в закрытую горизонтальную трубу длиной 150 м, при по- мощи точного интерференционного оптического метода, амплитуда наблюдае- мого прилива составляла 69% от теоретической величины. Это соответствует величине модуля сдвига р для Земли в целом 17 • 1011 дин/см2. В то же время модуль сдвига р для стали равен 8 • 10й дин/см?, так что Земля при- мерно вдвое тверже, чем сталь. Приливные деформации Земли могут быть оценены также путем сравне- ния наблюденных и вычисленных приливных вариаций отклонений отвеса и силы тяжести. Исследования в этом направлении были предприняты Швейцаром в Германии (1914 г.), А. Я. Орловым, 3. Н. Авксентьевой в СССР (1929—1941 гг.) ив настоящее время продолжаются М. С. Молоден- ским, Н. Н. Парийским и др. Результаты их совпадают с результатами изу- чения высоты приливов в водной оболочке и дают величину модуля сдвига для Земли в целом порядка р = 1 4- 2 • 1012 дин/см2. Другим явлением, позволяющим судить о твердости Земли, являются колебания широты, происходящие вследствие перемещения оси вращения внутри земного шара. Если вращающееся абсолютно твердое тело, которое имеет массу и фигуру Земли, подвергнется кратковременному внешнему воздействию, ось его вращения несколько сместится относительно первона- чального положения, а затем будет описывать небольшой конус вокруг этого положения с периодом 305 дней. Поэтому полюс должен был бы описы- вать окружность вокруг своего первоначального положения с этим периодом, вызывая тем самым колебания широты, наблюдаемые по всему земному шару. В действительности движения полюса совершаются по сложному закону,, так как вызываются не единичными импульсами, а их совокупностью. Мгно- венный полюс Земли описывает сложную кривую по физической земной поверхности, удаляясь не более 10 м от своего среднего положения (рис. 22). Период свободных колебаний земной оси, полученный из многолетних точ- ных наблюдений изменения широты в ряде точек земного шара, составляет- 430 дней (период Чэндлера). Физическая причина движения полюсов, по- видимому, заключается в перемещениях воздушных масс, образовании и таянии снежного покрова, что вызывает появление составляющей в движении полюсов с годичным периодом. Вместе с тем резкие отклонения метеорологи- ческих процессов от их нормального хода приводят к изменению.амплитуды и фазы перемещения мгновенного полюса, следствием чего является возник- новение периодических членов с периодом Чэндлера. Из обработанных материалов движения полюсов модуль сдвига р = 11 . 1012 дин/см? (3. Н. Авксентьева). Таким образом, можно считать, что для Земли в целом значение модуля сдвига р = 15 • 1011 дин/см2. Вместе с тем у поверхности Земли в гранитном слое р = 2,7 • 1011 дин/см?, а вблизи дна Тихого океана и на глубине около 40 км р = 6 • 1011 дин/см2. Последнее значение и может- быть принято по Гутенбергу за величину модуля сдвига у поверхности
УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ 63 Земли. Следовательно, в недрах Земли модуль сдвига должен быть для некоторой зоны больше, чем его среднее значение для Земли в целом. Пер- вое предположение, которое было сделано Швейцаром (1921 г.) и Хоскинсом (1920 г.), заключалось в том, что р возрастает к центру Земли, как это изо- бражено на кривой 1 рис. 23. Однако такое предположение резко противоречит данным сейсмологии, по кото- рым ядро Земли нахо- дится в жидком, состоя- нии или близком к нему и, следовательно, на- чиная с глубины 2900 км, р. #=# 0. Поэто- му, вероятно, ближе к истине кривая 2, вычи- сленная Преем (1935 г.) в предположении, что р имеет максимум в обо- лочке Земли и затем уменьшается к центру Земли. Еще более ве- роятно распределение р с глубиной, данное Гутенбергом (1924 г.) с учетом данных сейсмо- Рис. 22. Перемещение полюса Земли с 1912 по 1918 г. Точки на траектории соответствуют интервалам времени 0,1 года. логии (кривая 5). При среднем значении для Земли р == 15 • 10й дин/см2 модуль (жесткости изменяется от р = 5 • 1011 дин/см2 у поверхности до р = 30 -1011 дин/см* у границы ядра и затем скачком падает до нуля в ядре. Этот вывод подтвер- ждается Л. С. Лейбензоном Рис. 23. Модуль сдвига р в недрах Земли. (1943 г.), который нашел, что на- блюдаемый период свободных дви- жений полюса (430 дней) может быть объяснен, если принять вели- чину модуля сдвига р по сейсми- ческим данным, а ядро Земли счи- тать жидким. Приливы в твердой оболочке Земли и свободные движения по- люса так же, как в деформации сейсмического происхождения, никаких заметных вязкость вещества еще не дают указаний на внутри Земли. Это означает, что- период релаксации т много больше, чем время протекания этих явлений. Единственное заключение, которое можно было сделать из этого факта, состояло в том, что нижний предел коэффициента вязкости Земли т] >1018тгз (г/см • сек). Наибольшие значения вязкости для известных горных пород относятся к обсидиану (вулканическому стеклу), для которогоц = 108 4- 4- 1012 пз, а также к каменной соли (ц = 1018 пз). Отсюда следует, что вяз- кость внутренних частей Земли намного больше вязкости горных' пород, слагающих ее кору. Венинг-Мейнец (1937 г.) вычислил коэффициент вязкости для верхней части оболочки Земли, исходя из данных о послеледниковом;
64 ЗЕМЛЯ КАЯ ПЛАНЕТА поднятии Скандинавии. При этом он исходил из предположения о том, что наблюдаемые здесь гравитационные аномалии возникли в процессе восстано- вления равновесия земной коры после исчезновения ледника. Венинг-Мей- нец учитывал скорость подъема, величину поднимающейся площади и глу- бины, до которой доходят, по его мнению, подкоровые течения, связанные с подъемом. Он получил ц = 4 • 1022 пз. Хаскелл (1936 г.) из теоретических соображений нашел тот же порядок величины ц. В ядре Земли вязкость вследствие уменьшения жесткости должна быть много меньше и по оценке Джеффриса (1926 г.) может быть порядка 1010 пз, т. е. примерно такой же, как для стекловидных вулканических лав. Все приведенные выше значения вязкости имеют характер грубых оценок, тем более, что уравнение (11. 7) лишь очень схематически описывает сложные процессы внутри Земли. Важно, что эти оценки позволяют найти величину периода релаксации для процессов внутри Земли. Так как порядок величин т| = 1022 пз, ц = 10й СГС, то т = — равен 1010 сек, или нескольким столетиям. В то же время период релаксации ядра т должен быть порядка суток. По отношению к длительным воздействиям, продолжающимся геоло- гические отрезки времени, Земля в целом может рассматриваться как непре- рывно деформирующееся пластичное тело. Это положение подтверждается тем, что нередко медленные неотектонические движения вызывают в поверх- ностных слоях земной коры лишь деформации ползучести, которые не сопро- вождаются разрывами и нарушениями сплошности пород. Возможно предста- вить себе деформацию подобного рода и для крупных участков земной коры, если время поднятий или опусканий было много больше т, т. е. их время измерялось тысячами и более лет. § 13. ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ У поверхности Земли температура почвы и неглубоко залегающих горных пород определяется балансом тепла, получаемого извне от Солнца и излучаемого ею в атмосферу. Роль терморегулятора в этом процессе играют воздушная и водная оболочки Земли, переносящие конвективными течени- ями большие запасы тепла из одного района земного шара в другой. Однако, несмотря на значительные пределы изменений температуры воздуха (от —88° в Антарктиде до +58° в районе Красного моря), толщина слоя пород, охватываемая суточными и сезонными колебаниями температуры, не превос- ходит 50 м. Лишь вековые изменения температуры проникают глубже и со- храняются надолго вследствие естественного запаздывания температурной волны по фазе с глубиной. Примером этого является вечная мерзлота, рас- пространяющаяся местами до нескольких сот метров и являющаяся релик- том минувшего несколько десятков тысяч лет назад ледникового периода в северном полушарии Земли. Наблюдения над температурой в шахтах и буровых скважинах показы- вают ее постепенное увеличение с глубиной. Скорость изменения темпера- туры с глубиной измеряется величиной геотермического гра- диента или обратной ему величиной геотермической ступени G = ^. Величина последней обычно выражается в метрах на 1° С. На глубине около 2800 м температура достигает в Калифорнии (США) почти 120° С. В разведочных скважинах на Северном Кавказе (СССР) на глубине 3200 м зарегистрирована температура около 160° С. Величина гео- термической ступени колеблется в разных районах в широких пределах (табл. 8).
ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ 65 Таблица 8 Геотермическая ступень по наблюдениям в скважинах и шахтах Район Страна G, м/°С Бонанца, Орегон США 6,7 Грозный, Сев. Кавказ СССР 11,5 Тукспан Мексика 17,9 Сураханы, Азербайджан СССР 25,8 Лонг-Бич, Калифорния США 27,7 Борислав, Украина СССР 37,4 Дель-Рио, Техас США 41,9 Панхендл, Техас США 51,2 Москва . .. СССР 59,0 Уолтерс, Оклахома США 63,5 Карлсбад, Нью-Мексико США 65,0 Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 74,5 Пршибрам Чехословакия 79,5 Онтарио Канада 85,1 Краснокамск, Приуралье СССР 90,0 Франклин, Нью-Джерси США 93,7 Ловингтон, Нью-Мексико США 99,0 Грее Валлей, Калифорния США 104,1 Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 106,2 Онтарио Канада 111,1 Грес-Валлей, Калифорния ...'.. США 116,5 Артезия, Нью-Мексико США 124,9 Олбани, Алабама . США 137,8 Ишимбай, Башкирия СССР 146,0 Ловингтон, Нью-Мексико США 165,5 Мончетундра, Карелия СССР 170,0 Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 172,7 Наименьшие значения геотермической ступени 6,7—50 мГС. В платфор- менных районах значения G колеблются от 40 до 100 л/°С. Наибольшие значения геотермической ступени наблюдаются на древних щитах, где она, как правило, превышает 100 м/°С. Такие различия в значении геотермической ступени являются след- ствием двух причин: изменений величины глубинного теплового потока и из- менений свойств теплопроводности пород земной коры. Тепловой поток Q через поверхность Земли равен Q—’-S—хг- <13.1> где X — коэффициент теплопроводности; Г = — Ц — геотермический гра- диент. Из (13. 1) следует, что Г-4-, С-±. (13.2) Если бы Q было постоянной величиной, значение Г определялось бы целиком коэффициентом теплопроводности X. Для ряда известных горных пород сделаны определения коэффициента теплопроводности, краткая сводка которых приведена в табл. 9. Даже если взять крайние пределы значения X, приведенных в табл. 9, их отношение не превышает 1 : 6. Между тем геотермический градиент варьирует приблизительно в 30 раз (см. табл. 9). Очевидно, что различия в теплопроводности не в состоянии объяснить вариации геотермических 5 Заказ 1966.
66 ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА градиента и ступени. Отсюда следует, что энергетическая насыщенность зем- ной коры и прилегающих частей оболочки должна быть выше для подвижных областей, чем для стабильных. Это очень важный вывод, имеющий отношение к коренным проблемам геотектоники. 4 За последние годы тепловой поток Q был измерен во многих точках оке- анского дна, однако этот материал еще не обобщен. На суше измерения теплового потока дали величину Q = 1,04-10 6-----------75-^-- (Англия) и • сек 1,16 • 10~6CJM2g с к (Ю. Африка),что еще недостаточно для каких-либо сравнений. Другое проявление неравномерности теплового потока из недр Земли состоит в при уроченности вулка- нов к областям молодой складчатости, интенсивных Таблица 9 Теплопроводность горных пород Горная порода ------а ю-з сек‘См-град (давление 1 ат) К Рис. 24. Температура плавле- ния дунита и базальта в зави- симости от глубины. Гранит Базальт Диабаз Габбро Дунит Известняк Кварцевый песчаник Сланец Глина Каменная соль 3,8—8,1 3,4-6,8 5,0—5,6 4,8-6,1 8,1—12,4 3,2-8,2 8,7—13,1 3,5—6,7 2,7-4,4 17,2 тектонических движений и разломов земной коры. Породы, входящие в состав лавы вулканов, увеличиваются при плавлении в объеме на 5—10%, что и вызывает подъем ее в жерлах. Вместе с давлением газов, содержащихся в лаве, это вызывает извержения вулканов и выброс лавы на дневную поверх- ность. Температура лавы у вулканических жерл немногим выше 1000° С. Так, лава большого гавайского лавового оз. Килауэа имеет температуру 1200, Везувий от 1100 до 1200, вулкан Ошима в Японии 1200—1300° С. На глубине температура лавы должна быть выше, так как в процессе извер- жения магма охлаждается вследствие выделения из нее газов, которые испы- тывают адиабатическое расширение. На рис. 24 показаны кривые плавления дунита и базальта в функции глубины, построенные на основании эмпирического изучения зависимости точки плавления этих пород от давления. У подошвы земной коры, на глу- бине около 50 км, достаточна температура 1300—1500° С, чтобы образовать жидкую базальтовую или дунитовую лаву. Такая температура вполне веро- ятна на указанной глубине, если предположить, что хотя бы для некоторых участков земной коры вертикальный геотермический градиент сохранит для всей толщины коры то значение, которое измеряется непосредственно в верхней части земной коры. Переходя к вопросу об источниках внутреннего тепла Земли, прежде всего следует отметить, что нельзя представить себе историю Земли, как остывание первоначально огненно-жидкого тела, сопровождавшееся сжатием и горообразованием. Если принять начальную температуру Земли равной температуре плавления слагающего ее вещества и учесть, что Земля могла образоваться около 3 млрд, лет назад, то окажется, что всему геологиче-
ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ 67 скому периоду от кембрия до наших дней соответствует остывание всего на 45°, что совершенно не вяжется с масштабами и интенсивностью образо- вания геологических структур за этот период. Остывание первоначально расплавленной Земли должно было протекать быстро, в течение десятков миллионов лет (В. А. Магницкий). Все это указывает на полную неприемле- мость гипотезы первоначально горячей Земли. Постоянным источником внутреннего тепла Земли, действующим и в настоящее время, являются радиоактивные элементы. Основными радио- активными элементами, при самопроизвольных превращениях которых выделяется тепло, являются радий Ва, уран U, торий Th, калий К, актиний Ас. Один грамм радиоактивных веществ выделяет в течение года: U — 0,74 кал, Th — 0,20 кал, К — 5 • 10~6 кал. Хотя калий и выделяет очень мало тепла при распаде, этот элемент широко распространен в верхних слоях Земли и его радиоактивность имеет значение в общем тепловом балансе земной коры. Табл. 10 дает сведения о содержании радиоактивных элемен- тов в горных породах и о выделяемом ими тепле. Таблица 10 Содержание радиоактивных элементов и образование тепла в горных породах Элемент Изверженные породы кислые основные ультраосновные На UI Th К UI+Ac U Th К Содержание рад (1,4±0,6) 10-12 (4,0+2,0) 10“6 (13±6) 10-6 (2,8±0,5) 10-2 Образование 3,0+1,5 2,6+1,2 0,14+0,02 иоактивных элементов, г (0.4+0,2) 10-12 (1,1+0,6) 10-6 (4+2) 10-6 (1,4±0,3) 10~2 тепла, 10-6 кал/г/го<7 0,8+1,4 0,8+0,4 0,07+0,01 /г (0,2+0,1) 10-12 (0,6±0,3) 10-6 (2±0,1) 10-6 (0,4±0,2) Ю-2 0,4±0,2 0,4+0,2 0,02+0,01 Всего 5,7±1,7 1,7+0,8 0,9+0,4 Из табл. 10 следует, что наибольшее количество радиоактивных элемен- тов содержат кислые изверженные породы. Эти породы генерируют намного больше тепла, чем основные или ультраосновные. В породах гранитного ряда содержание радиоактивных элементов сильно колеблется, так что от- дельные блоки земной коры, сложенные породами кислого состава, могут генерировать особенно большое количество тепла. Важная роль радиоактивности пород как источника внутреннего тепла Земли впервые отмечена Рэзерфордом, затем изучалась Рэлеем, В. И. Вер- надским, Джоли и др. Рэлей (1906 г.) отметил, что если бы радий был рас- пределен равномерно до глубины в несколько десятков километров с такой же средней концентрацией, как и в гранитах, то выделение тепла от одного только радия могло бы дать весь наблюдаемый тепловой поток. А. Е. Фер- сман (1933 г.), учитывая данные о распространенности в земной коре ряда радиоактивных элементов, а также то, что метеориты, состав которых, по- видимому, является родственным составу внутренних частей Земли, имеют очень слабую радиоактивность, пришел к выводу, что радиоактивное тепло 5*
68 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА и повышенный термический режим связаны лишь с поверхностными слоями Земли. Это положение объясняет многие факты, в том числе неравномер- ность теплового потока через земную поверхность, местный характер очагов жидкой лавы внутри твердой коры Земли и др. Расчеты В. А. Магницкого (1953 г.) и Е. А. Любимовой (1952 г.) показывают, что вероятная темпера- тура на глубине 100 км равна 800—1300° С, на глубине 200 км — 1200— 1800° С, а на глубине 600 км — 800—2300° С. Наиболее вероятно, что на глубине 300 км температура достигает 1800° С и дальше не увеличивается, а возможно, даже несколько уменьшается. Неясным вопросом, препятствующим уточнению расчетов температуры внутри Земли, является теплопроводность ее внутренних частей. Джеффрис, выполнивший весьма обстоятельные расчеты внутренней температуры Земли, считал, что теплопроводность вещества па глубине 100—2900 км меньше, чем теплопроводность гранитного слоя. Между тем изучение веко- вых вариаций магнитного поля указывает на постепенное увеличение элект- ропроводности в зоне 200—300 км и глубже. Из опытов известно, чта коэф- фициенты теплопроводности и электропроводности вещества изменяются вза- имно пропорционально. Кроме того, на основании теоретических соображений следует считать, что теплопроводность возрастает пропорционально скорости распространения продольных волн при упругих колебаниях. Так как ско- рость распространения продольных волн нарастает от коры к ядру Земли, то и теплопроводность должна возрастать в этом направлении. Но большая теплопроводность должна приводить к более интенсивной передаче тепла из недр и к выравниванию температуры последних. Поэтому расчеты Джеф- фриса, использовавшего меньшее значение коэффициента теплопроводности, и Гутенберга, который воспользовался большим его значением, дали при- мерно одинаковые результаты до глубины порядка 100 км, но сильно расхо- дящиеся для глубины 600 км. Здесь температура по Джеффрису составляет 3200° С, а по Гутенбергу, расчеты которого близко совпадают с расчетами В. А. Магницкого, только 1800° С. Значительная теплопроводность оболоч- ки Земли и небольшие температурные градиенты в этой области свидетель- ствуют о том, что термический режим внутренних областей Земли давно установился и теперь их охлаждение идет очень медленно. Из всех сведений, приведенных выше, следует, что температура внутри Земли интенсивно возрастает до глубины 200 км, после чего ее рост с глуби- ной резко замедляется. Температура в центре Земли может быть оценена в 2000—4000° С, причем более вероятно низшее значение. Охлаждение глубо- ких слоев Земли в настоящее время идет медленно. Активной в термическом отношении зоной являются верхние слои Земли до глубин 100—200 км, особенно в областях распространения кислых изверженных и магматиче- ских пород. § 14. ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ Земля представляет собой гигантский магнит, поле которого проявляется в различных явлениях на ее поверхности. Свободно подвешенная магнит- ная стрелка устанавливается в каждой точке земного шара в определенном положении, располагаясь вдоль силовых линий геомагнитного поля. Если магнитная стрелка может перемещаться только в горизонтальной плоскости, она указывает направление магнитного меридиана и служит как компас. Магнитное поле Земли намагничивает горные породы, особенно сильно фер- ромагнитные соединения железа в минералах, индуцирует в движущихся проводниках электрические токи и вызывает другие электромагнитные явле- ния. Заряженные электричеством космические частицы (корпускулы, выбра- сываемые Солнцем, и космические лучи), попадая в геомагнитное поле, двигаются в нем по определенным траекториям. Этим объясняется то, что
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ 69 свечение газов верхних слоев атмосферы (на высоте 100 км и более) под воз- действием корпускулярного излучения Солнца наблюдается в виде полярных сияний почти исключительно в высоких широтах. Измерения интенсивности космических лучей, выполненные в самое последнее время при помощи искусственных спутников Земли и космических ракет, показали, что вокруг Земли существуют зоны повышенной космической радиации, так называе- мые зоны Ван-Аллена (рис. 25). Эти зоны образовались вследствие попада- ния заряженных космических частиц в магнитные ловушки, внутри которых они блуждают по сложным траекториям. Зоны космической рациации явля- Рис. 25. Зоны космической радиации вокруг Земли. Радиационные пояса: 1 — внутренний; 2 — внешний; 3 — самый внешний. ются своеобразным электромагнитным мостом между северной и южной полярными областями Земли. По зонам повышенной космической радиации почти мгновенно распространяются электромагнитные возмущения, вслед- ствие чего наблюдается замечательная синхронность вспышек полярных сияний в Арктике и Антарктиде. Атомные взрывы при испытаниях ядерного оружия на высотах около 500 км, воздействуют на верхние слои земной атмосферы и зоны повышенной космической радиации. При атомных взрывах в результате интенсивного радиоактивного распада выделяется большое количество электронов, захватываемых магнитным полем Земли. Этот захват обогащает верхние слои атмосферы и магнитные ловушки зон космической радиации заряженными частицами. Эффект регистрируется в виде короткопериодических возмущений электрического и магнитного полей, отмеченных советскими, американскими, французскими и другими обсерваториями. Эти возмущения в течение менее чем 1 сек охватывают весь земной шар и одновременно регистрируются под всеми широтами, например в Мирном (Антарктида), Алма-Ате, Алуште и т. д. Магнитное поле Земли характеризуется вектором напряжен- ности Т. Напряженность магнитного поля выражается в эрстедах (а) (1 э = 1 а1/2см~у,г сек~*), миллиэрстедах (мэ) или гаммах (у = 10—5э). Проекции вектора Т на прямоугольные оси координат образуют составля- ющие или компоненты геомагнитного поля: Z — вертикальную; X — север- ную; Y — восточную. Часто употребляют также горизонтальную составляю- щую геомагнитного поля Н = уЛХ2 +Y2. Угол между направлением гори- зонтальной составляющей Н и географическим меридианом называется склонением D, а угол, образуемый вектором Т с горизонтальной плоскостью, — наклонением I. Измерение элементов геомагнитного поля на поверхности Земли (магнитная съемка) позволило выяснить, что
70 ЗЕМЛЯ КАЯ ПЛАНЕТА их распределение в первом приближении таково, как если бы Земля была однородно намагниченным шаром или, что одно и то же, в ее центре нахо- дился бы элементарный магнитный диполь. Момент этого магнитного диполя составляет около 950 R3 э или 8,5 • 1028 cjh2,5 а0,5 сек 1 СГС. Однако более детальное рассмотрение особенностей геомагнитного поля показывает его сложность. Гаусс (1839 г.) предположил, что магнитное поле Земли вызы- вается только действием внутренних магнитных масс и его потенциал может быть выражен в виде ряда: v = ^ А + -^-Р2+ • - • +-££- А-1 + . • • 4- -~^-Рп+ • • • (14.1) или Л ni+2 (14-2) 1=1 где 7? — радиус Земли; г — расстояние от центра Земли до внешней точки, для которой вычисляется потенциал; Р — сферические функции, зависящие от широты и долготы точки наблюдений. Несмотря на то, что Гаусс взял 24 произвольные постоянные при вычис- лении магнитного потенциала по формуле (14. 2) и нашел их значения из всей совокупности известных тогда наблюдений, действительное геомаг- нитное поле только приблизительно могло быть представлено теоретиче- ским выражением. В течение XIX столетия последователи Гаусса неодно- кратно пытались улучшить его результат, принимая во внимание большее количество членов ряда и более обширный фактический материал. Однако при этом было обнаружено, что магнитное поле Земли испытывает с течением времени вековые изменения и, кроме того, теоретически вычисленные зна- чения магнитного поля расходятся с наблюденными. Поэтому А. Шмидт (1885 г.) допустил существование также внешних магнитных сил. На основании исследований Шмидта, Бауера, Чепмена сле- дует считать, что полное магнитное поле Земли обусловлено: 1) действием внутренних источников, обладающих потенциалом Vi и создающих около 94% полного геомагнитного поля; 2) действием внешних источников. При этом примерно половина внешних источников обладает потенциалом, а поло- вина создается вихревыми электромагнитными возмущениями, не имеющими потенциала. В табл. 11 приведена по данным Бауера напряженность составляющих внешнего и внутреннего магнитных полей. В результате исследований Бауе- ра установлена закономерность, которая заключается в том, что средняя напряженность магнитного поля для одних и тех же широт выше для мате- риков, чем для океанов. Эта закономерность особенно отчетливо выражеца для Азиатского континента. Над Антарктидой напряженность геомагнит- ного поля также больше, чем над Арктикой, где материковые массы отсутст- вуют. Южное полушарие Земли, где мало суши, имеет менее интенсивное магнитное поле. Из этого следует, что главные черты геомагнитного поля тесно связаны с планетарными особенностями строения земной коры. Из года в год средние значения элементов геомагнитного поля на одних и тех же пунктах изменяются. Эти изменения носят название вариаций геомагнитного поля. В результате этих изменений карты эле- ментов магнитного поля для различных эпох значительно отличаются одна от другой. Вариации геомагнитного поля прежде всего указывают на веко- вые изменения полного магнитного момента Земли и положения магнитной оси в теле Земли. Сравнение эпох 1885 и 1950 гг. приводит к выводу, что пол- ный магнитный момент Земли уменьшается в течение года приблизительно
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ 71 Таблица 11 Напряженность вертикальной Z и северной горизонтальной составляющих геомагнитного поля по Бауеру (в десятках гамм) Составляющие геомагнитного поля Широта ф, ерад 60 (С) 40 20 0 20 40 60 (Ю) Zi +5249 +4221 +2203 —268 —2378 —3765 —4936 Ze —61 —4 -6 +6 +18 +40 +37 Xi +1203 +2318 +3133 +3244 +2689 +2021 +1510 Хе +113 +58 +43 +45 +42 +33 —13 Примечание. Z^, Х^—составляющие внутреннего Ze, Хе—составляющие внешнего маг- нитного поля Земли. поверхности геомагнитного поля на Рис. 26. Изменение положения магнитной стрелки в Лондоне (1540—1920 гг.). на 1/1500 своего значения. Следовательно, весьма короткий в геологическом смысле отрезок времени в несколько столетий, по-видимому, достаточен, чтобы полностью изменить всю картину . Земли. Магнитные полюсы также смещаются по земной поверхно- сти. Так, с 1842 по 1922 г. север- ный магнитный полюс переме- стился из точки 78°, 7 С, 64°, 6 3 ' в точку 78°, 5 С, 69°, 1 3, т. е. при- близительно на 110 км. Вековые магнитные вариации в различных пунктах земного шара протекают весьма различно. Пример вековых вариаций элементов земного магне- тизма приведен на рис. 26, где изображено склонение D и накло- нение I магнитной стрелки в Лон- доне за период с 1540 по 1920 г. В данном случае вековые магнит- ные вариации производят впечат- ление долгопериодических, однако для других мест земного шара и других элементов геомагнитного поля (на- пример, вертикальной составляющей Z) эти вариации нарастают в течение десятилетий и столетий в одном и том же направлении. Вековые вариации резко отличаются от суточных, сезонных, короткопериодических магнитных вариаций, а также магнитных бурь, которые вызываются возмущениями в ионосфере. Сравнение значений одних и тех же элементов геомагнитного поля в одном пункте для разных лет позволяет построить карты изо- пор, т. е. карты изолиний равной скорости изменения того или иного элемента для всего земного шара. Рис. 27 дает пример карты изопор верти- кальной составляющей Z на территории СССР для эпохи 1942 г. Интересно отметить интенсивное возрастание Z в южной части Каспийского моря — более чем 100 гамм в год. Если такая скорость возрастания была постоянной, то в XV в. в районе Каспийского моря вертикальная составляющая магнит- ного поля должна была быть отрицательной. Такие крупные вековые вариа- ции элементов геомагнитного поля могут быть связаны только с изменением основных, внутренних его источников. ' Наиболее интересные данные в этом отношении получены за последние годы палеомагнитным методом, который был развит в Англии Блекеттом,
72 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА Ранкорном, а в СССР А. Н. Храмовым и др. Основой палеомагнитного метода является способность некоторых осадочных пород в момент их обра- зования запечатлевать вектор геомагнитного поля. Представим себе медлен- ное осаждение частиц на дне морского бассейна, среди которых есть частицы, содержащие ферромагнитные минералы. Таковы, например, красноцвет- ные глины, содержащие соединения железа и отлагавшиеся на дне морских бассейнов в различные периоды геологической истории Земли. Во время осаждения таких частиц в геомагнитном поле они укладывались так, что оси элементарных диполей были параллельны силовым линиям магнитного поля Земли. Это и создало остаточное намагничивание осадочных толщ, сохранившееся впоследствии, несмотря на изменение геомагнитного поля с течением времени. Последующие тектонические движения могли изменить первоначальную пространственную ориентировку намагниченных частиц, но, зная форму геологической структуры, из которой берутся образцы для исследования, нетрудно из геометрических соображений привести их к перво- начальному положению. Аналогичные исследования возможны в отношении некоторых изверженных пород. Так, изучение ледниковых ленточных глин в США позволило получить значения магнитного склонения D для эпохи от 15 000 до 90С0 г. до н. э. (рис. 28). На кривой изменения D за 6000 лет отчетливо видны вариации с амплитудой почти 60° и периодом между 500 и 1000 гг., что хорошо согласуется с современными магнитными наблюде- ниями, дающими для Северной Америки период изменения около 500 лет. А. Н. Храмов (1958 г.), изучая намагниченность красноцветных отложений продуктивной толщи юго-западной Туркмении, относящихся к позднетре- тичному времени, нашел, что направление их остаточной намагниченности несколько раз изменялось, так что вертикальная составляющая геомагнит- ного поля была то отрицательной, то положительной. Совершенно такую же картину обнаружил Госперс (1951 г.), изучая третичные лавовые потоки в Исландии. На основании этих фактов естественно допустить неоднократ- ные обращения земного магнитного поля в третичную эпоху, происходившие
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ 73 таким образом, что северный и южный магнитные полюсы Земли обменива- лись местами. Обращение магнитного поля происходило в третичную эпоху примерно через каждые 0,5 млн. лет, причем его процесс протекал сравни- тельно быстро, в течение не более чем 10 тыс. лет. Таким образом, 99% вре- мени геомагнитное поле в Третичную эпоху оставалось стабильным, а в про- должение 1% времени изменяло свой знак на обратный. Такая же картина отмечается и для более древних геологических эпох, например при изучении красных песчаников триаса в Англии. Более обширные палеомагнитные исследования, проведенные для пород, относящихся к различным геологическим эпохам, действительно дают ука- зание на вековое смещение магнитных полюсов Земли от кембрия до наших дней. Палеомагнитные опре- деления вектора остаточного намагничивания горных по- род, взятых из,разных кон- тинентов, указывают, что в кембрийское время магнит- ный полюс находился к се- веро-востоку от Новой Гви- неи, в силуре и девоне он перемещался по Тихому океану, в карбоне прибли- зился к берегам Японии и от пермского времени до третич- рис 28 Магнитное склонение ленточных глин ной эпохи двигался по северо- (США). восточной Азии до современ- ного своего положения. Од- нако расхождения между отдельными определениями траектории дрейфа, вынуждающие допускать гипотезу о взаимном смещении (дрейфе) континен- тов, показывают, что проблема перемещения магнитных полюсов Земли еще- недостаточно изучена, хотя и представляется исключительно интересной. В настоящее время ось планетарного магнитного диполя проходит в Земле под небольшим углом (12°) к оси вращения, что нельзя считать слу- чайным. Это доказывается прежде всего аналогией между магнитным полем Земли и Солнца. Солнце, которое состоит из раскаленного газа, находящегося под гигантским давлением и при высоких температурах, вероятно да 40 мЛн. “С в центре, обладает отчетливо выраженным общим магнитным полем. Напряженность магнитного поля Солнца на его поверхности порядка 50 э. Его можно обнаружить и измерить по расщеплению спектральных линий солнечного излучения под действием магнитного поля и даже составить о нем наглядное представление по виду солнечной короны, лучи которой, в основном состоящие из свободных электронов, располагаются у поверх- ности Солнца по магнитным силовым линиям. Северный магнитный полюс на Солнце находится вблизи южного полюса вращения, в 4° от последнего, почти так же, как на Земле. Единственным источником солнечного магне- тизма (гелиомагнетизма) могут .быть только круговые потоки свободных электронов во внутренних частях Солнца, так как возможность сохранения остаточного намагничивания вещества Солнца полностью исключена. Вполне естественно, что вектор момента круговых потоков электронов почти совпа- дает с общим моментом вращения Солнца. Магнитное поле, аналогичное магнитному полю Солнца, причем достаточно интенсивное, открыто недавне у звезд. Таким образом, природа магнетизма космических тел связана с их вращением вокруг оси. » Сопоставление данных о современном магнетизме Земли с результатами изучения Солнца и звезд дает возможность судить о природе земного магне-
74 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА тизма. Хотя этот вопрос принадлежит еще к числу спорных, однако, следуя Я. И. Френкелю (1947 г.) и Эльзассеру (1949 г.), можно считать наиболее вероятным, что магнитное поле Земли вызвано круговыми токами в форме замкнутых вихрей в центральных частях Земли. В ядре Земли имеется большое количество свободных электронов, так же как и в раскаленных газах на Солнце. Под действием вращения Земли вокруг оси в ее ядре раз- виваются вихревые токи в плоскостях, параллельных плоскости экватора. Замечательными особенностями внутриземных электрических токов, вызывающих геомагнитное поле, являются их изменчивость и способность время от времени менять свое направление. По Блэкетту механизм возбу- ждения земного магнетизма представляет своего рода электромагнитное динамо, получающее энергию от радиоактивности вещества ядра Земли. Не противоречат гипотезе электрических токов также результаты анализа поля вековых вариаций (Ю.Д. Калинин, 1946 г.), которые приво- дят к выводу о том, что такие вариации можно объяснить электрическими токами, текущими на расстоянии 0,4—0,5 7? от центра Земли, т. е. прибли- зительно у поверхности ядра Земли. Другая гипотеза земного магнетизма, которая предполагает намагниченное состояние вещества Земли, кажется приемлемой лишь для объяснения второстепенных деталей геомагнитного поля. В целом теория происхождения магнитного поля Земли находится в настоящее время на начальной стадии разработки. § 15. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ Земля по форме очень близка к эллипсоиду с небольшим сжатием (1 : 298), что указывает на то, что ее вещество находится в гидростатическом равно- весии по отношению к действующим силам притяжения и центробежным силам инерции и ведет себя по отношению к длительно действующим силам, как жидкое тело. В то же время кратковременные воздействия (упругие волны землетрясений, приливы и перемещения масс в атмосфере Земли), вызывающие короткопериодические движения полюса, воспринимаются земным шаром, как твердым упругим телом, жесткость которого не менее, чем жесткость закаленной стали. Такая различная реакция Земли на воз- действия короткого и длинного периодов указывает на то, что земной шар является упруго-вязким телом, период приспособления (релаксации) кото- рого оценивается несколькими столетиями. Не только внешняя форма Земли, но и расположение концентрических слоев различной плотности внутри ее подчиняются закону гидростатического равновесия, так что земной шар как бы состоит из множества сфероидальных, почти сферических слоев, отличающихся друг от друга своим физическим состоянием. Эти слои расположены концентрично, так что Земля предста- вляет собой сфероидальное слоистое тело. Средняя плотность Земли (5,52 г/см3) почти вдвое превышает плотность пород, слагающих земную кору, следовательно, плотность глубинных слоев Земли много больше. Распределение плотности внутри Земли можно оценить, учитывая массу и момент инерции земного шара, а также принимая во внимание данные изучения распространения упругих волн землетрясений. Распространение сейсмических колебаний указывает, что упругие свойства внутри Земли изменяются на некоторых определенных глубинах скачком и плавно в пределах слоев, разделенных этими границами. Важней- шими границами являются поверхность Мохоровичича, залегающая на глу- бине 10—70 кл», и граница на глубине 2900 км, резко преломляющая про- дольные сейсмические волны и не пропускающая поперечных колебаний. Последняя граница иногда называется поверхностью Вихерта — Гутен- берга. Эти границы разделяют земной шар на три главные зоны: ядро,
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ 75 оболочку и кору. Земная кора обладает наибольшей жесткостью и иногда называется склеросферой, т. е. жесткой сферой Земли. Оболочка обладает более высокой вязкостью; иногда наружные ее слои называют астеносферой, что выражает ее податливость к внешним воздействиям. Земное ядро находится в состоянии, близком к жидкому, и реагирует лишь на продольные волны изменением своего объема. Внутри трех главных зон земного шара имеются менее четко выраженные границы раздела, не всегда прослеживаемые по наблюдениям землетрясений, но обна- руживаемые при более детальном анализе сейсмологических данных. Земная кора расчленяется на гранитный и базальтовый слои переменной толщины, разделенные поверхностью Конрада. Гранитный слой распространен не повсеместно и отсутствует под дном океанов. При рассмотрении строения земной коры слой, залегающий глубже поверхности Мохоровичича, т. е. ниже подошвы земной коры, называют ультраба- зальтовым и слагающие его породы часто гипотетически отождест- вляют с перидотитом. Названия слоев земной коры — гранитный, базаль- товый и ультрабазальтовый (перидотитовый) следует рассматривать как условные. Эти названия указывают лишь на тенденцию перехода по мере углубления в недра земной коры от кислых пород, обогащенных кислородом и кремнием, к основным, более тяжелым и содержащим меньше кремнезема. Истинный же вещественный состав этих слоев пока неизвестен. Оболочка, по-видимому, расчленяется на глубине 1200 км границей, иногда называемой поверхностью Репетти, на промежуточный и наружный слои. По сейсмологическим данным намечаются и другие упругие границы в оболочке, но существование их твердо не установлено. Ядро Земли подразделяется на внутреннее (или субъядро) и внешнее, причем расстояние разделяющей их границы от центра Земли составляет около 1250 км. Описанная схема слоистого расчленения земного шара по глубине изображена в общих чертах на рис. 29. Сейсмологические данные позволяют более обоснованно дать картину распределения плотности внутри земного шара, общий характер которой дается по измерениям силы тяжести. Плотность увеличивается к центру Земли скачками от одного слоя к другому и плавно внутри каждого слоя. Наибольшее изменение плотности (около 4 г/смй) происходит на границе ядра Земли, которое, будучи жидким, одновременно намного превышает по плотности оболочку. В центре Земли плотность вещества превышает 12 г/см3 и, возможно, доходит до 17 г/см3', эта плотность того же порядка, что жидкой ртути (13,6 г/см3) или самородной платины (13,4—19 г/см3). Скорости продольных упругих колебаний непрерывно нарастают в коре и оболочке, достигая здесь значений 8—14 км/сек, затем скачком падают на границе ядра до 8 км!сек и вновь возрастают к центру Земли до 11 км!сек. Соответственно изменяются с глубиной и другие физические свойства веще- ства Земли — упругость, прочность, вязкость и т. д. В ядре модуль все- стороннего сжатия оценивается величиной порядка 15 • 1012 дин/см?, что существенно превышает значение этих параметров для большинства извест- ных веществ при обычных условиях. Распределение масс внутри земли, известное по данным гравиметрии и сейсмологии, позволяет найти изменение силы тяжести с глубиной. Ускорение силы тяжести возрастает с некоторыми колебаниями до границы ядра, где оно превышает на 5—8% ускорение силы тяжести на земной поверхности, далее падает к центру Земли до нуля. Отсюда можно вычислить давление в глубоких недрах Земли, достигающее в ее центре 3,5—4 млн. атм. Термическое поле Земли в основном обусловлено радиоактйвностью ее верхних слоев. Геотермический градиент имеет наибольшее значение в этих верхних слоях. Температура резко возрастает до глубины 200 км,
76 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА где ее -вероятные значения оцениваются пределами 1200 —1800° С, затем она очень медленно увеличивается с глубиной. В центре Земли температура может составить 2000—4000° С. Магнитное поле Земли вызывается в основном внутренними источни- ками, на долю которых приходится 94% магнитного действия, наблюдаемого* на земной поверхности. Геомагнитное поле подвержено, кроме коротко- периодических вариаций и Земная кора магнитных бурь, причины которых заключаются в ионосферных возмущениях, также вековым изменениям. Особенно значительные вековые изменения магнитного поля Земли (дрейф ма- гнитных полюсов, неоднократные обращения знака поля) установлены палеомагнитными ис- следованиями. Вековые вариации указывают на глубокое положение их источников внутри Земли, вблизи границы ядра. Весьма вероятно, что геомагнитное поле вызвано круговыми элек- трическими токами в жидком ядре Земли, возникновение которых связано с вращением Земли вокруг оси. Общая картина внутреннего строения Зе- мли прежде всего соответствует гравитацион- ному расслоению ее вещества на геосферы (термин, введенный Мюрреем и часто употре- блявшийся А. Е. Ферсманом). Различие в фи- зических свойствах геосфер может быть вызвано как их различным химическим составом* так Рис. 29. Схематический разрез и тем, что они находятся в неодинаковых усло- через земной шар. виях давления и температуры. Доступная непо- средственному наблюдению верхняя геосфера — земная кора —дает доказательства изменения химического состава обра- зующих ее горных пород. Эти породы образуют геохимический комплекс, который можно условно охарактеризовать как последовательность слоев гранит — базальт — перидотит, в строении которого А. Е. Ферсман схе- матически наметил основные закономерности. В перидотитовых и базаль- товых породах накапливаются тугоплавкие соединения, содержащие Fe, Mg, Са, О, Si, С, S с температурой плавления 1500—2000° С, в то время как граниты и гранитные пегматиты содержат сравнительно легкоплавкие со- единения: А1, К, Na, В, Р, F, С1 с температурой плавления 600—1200° С. Под действием физико-химических сил, обусловленных строением ато- мов вещества, в направленном гравитационном поле происходила гравита- ционная дифференциация базальтовой магмы, в результате которой совер- шались подъем легких дифференциатов (образование гранитного слоя земной коры) и погружение более тяжелых (базальтовый слой). Дифференциация базальтовой магмы происходила в течение всей гео- логической истории Земли в очагах ее расплава под действием радиоактив- ного тепла. Такая дифференциация сопровождает все вулканические и дру- гие эруптивные процессы на нашей планете и является механизмом проявле- ния физико-химических сил в определенной обстановке. Вполне естественно предполагать наличие геохимической дифферен- циации и в более глубоких слоях Земли. По мнению А. Е. Ферсмана, глубже перидотитовой геосферы, которая по современной терминологии соответ- ствует верхней мантии, увеличивается содержание элементов Mg, Са, Fe, S и Р, причем наружные оболочки содержат по сравнению с более глубокими повышенное количество элементов нечетного атомного номера типа 4д + 3, хотя четные элементы типа 4<? преобладают и в этих слоях. Ниже перидоти-
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ 77 товой геосферы должна лежать рудная геосфера с преобладанием в ней Fe, О, Si; Mg и Ni. По представлениям Гольдшмидта, Вашингтона, П. Н. Чир- винского и А. Е. Ферсмана ядро Земли является железно-пикелевым.. Состав его приблизительно должен соответствовать среднему составу желез- ных метеоритов, где 91% составляет железо, 8,5% никель и только 0,5% приходится на другие элементы. Типичным образцом таких метеоритов следует считать железный Сихотэалинский метеорит, большие массы кото- рого выпали 12 февраля 1947 г. в Приморской области (СССР) и в настоящее время хорошо изучены. В связи с этим необходимо отметить, что по предста- влениям многих исследователей железные метеориты являются осколками центрального ядра гипотетической планеты солнечной системы, некогда суще- ствовавшей между орбитами Марса и Юпитера. Необходимо обратить внимание на существенное различие между усло- виями дифференциации вещества в земной коре и в верхних слоях оболочки, •с одной стороны, и в глубоких недрах Земли, с другой. На больших глуби- нах непрерывная дифференциация под действием физико-химических сил в поле тяготения затрудняется незначительностью источников энергии, поскольку радиоактивность внутренних зон Земли мала. Кроме того, боль- шое давление и высокая вязкость в пределах оболочки должны препятство- вать такой дифференциации. Поэтому представления о значительной гео- химической дифференциации различных слоев Земли, естественно, связыва- лись ранее с гипотезой об огненно-жидкой фазе развития нашей планеты. Развитие космогонических идей, предполагающих образование Земли из раздробленной материи, находящейся в холодном состоянии, поколебало уверенность в том, что зональность земного шара вызвана исключительно расслоением вещества по его химическому составу. Другой взгляд на происхождение зональности Земли состоит в объясне- нии его различным агрегатным состоянием вещества, находящегося в разных условиях давления и температуры. Эту гипотезу впервые высказал в СССР В. Н. Лодочников, а за рубежом английский ученый Рамзей. Физические свойства вещества одного и того же состава могут изме- няться: 1) вследствие фазовых превращений одних и тех же соединений; физи- ческие свойства изменяются скачкообразно при перестройке фазовой системы, когда внешние условия достигают критической точки; фазовые превращения могут быть вызваны перестройкой кристаллической решетки вещества или переходом от кристаллического к аморфному состоянию и наоборот; напри- мер, соединение Fe2SiO4 (фаялит) на небольших глубинах находится В кри- сталлическом состоянии, в подкоровом слое на глубине 80—100 км под действием температуры он переходит в аморфное состояние и на глубинах 400—800 км кристаллизуется вновь (В. А. Магницкий, 1953 г.); эти изме- нения фазовой системы фаялита сопровождаются изменениями его объема, плотности и упругих свойств; изменение кристаллической структуры фор- стерита (Mg2SiO4) и вообще оливина (Mg, Fe)2SiO4 из ромбической в кубиче- скую вызывает увеличение его плотности на 9%; 2) вследствие частичной или полной коллективизации электронов атомных оболочек и уплотнения вещества в условиях высоких давлений; примером такой перестройки вещества могут служить звезды белые карлики, плотность которых достигает 104 г/смъ\ при сверхвысоких давлениях сво- •бодные электроны придают веществу свойства электронного газа, вещество становится электропроводным и теплопроводным, теплоемкость и сжимае- мость возрастают, вещество «металлизируется»; теоретические соображения о свойствах электронного газа отчасти подтверждены эмпирически; так, «фосфор уже при давлении 4 • 1010 дин/см2 переходит в металлическую фазу и плотность его увеличивается на 25%; при вырождении в электронный газ
78 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА под действием высоких давлений, отдельные элементы теряют свои электрон- ные оболочки; вместе с тем утрачиваются специфические химические свой- ства, присущие отдельным элементам; по А. Ф. Капустинскому (1956 г.) комплекс простых веществ и соединений превращается в единый металл, образуя «зону нулевого химизма» на глубине 2900 км, где давление несколько превышает 1 млн. ат. Несомненно, атомно-агрегатное состояние вещества подвержено ука- занным физическим изменениям внутри Земли: внутри оболочки фазовым превращениям, при переходе к ядру и внутри него — металлизации. Осо- бенно убедительным представляется объяснение резкого скачка физических свойств на границе ядра переходом вещества в своеобразное агрегатное со- стояние. Однако это не решает вопроса о том, из чего же в действительности состоят оболочка и ядро. В. А. Магницкий показал, что изменение физиче- ских свойств оболочки — модуля объемной упругости и плотности — лучше всего можно объяснить постепенным изменением состава оболочки от 10% фаялита и 90% форстерита в верхних ее слоях до соотношения 80—20% тех же веществ на глубине 800 км. Он отметил неизбежность при этом фазо- вой перестройки фаялита, который становится аморфным в подкоровых частях оболочки. Таким образом, в оболочке должно происходить изменение как ее химического состава, так и физического состояния вещества. Содержание железа в ядре Земли должно быть еще выше. Во-первых, нельзя оставлять без внимания возможную аналогию между составом ядра Земли и железных метеоритов. Во-вторых, плотность железа при давлениях порядка 4 млн. атм приближается к 11,5—12,0 г!см\ что близко совпадает со средней плотностью земного ядра. Поэтому гипотеза агрегатного состоя- ния металлизированного ядра не исключает предположения о том, что оно преимущественно сложено железом и никелем подобно метеоритам. По- видимому, нельзя лишь отождествлять резкую внешнюю границу ядра со скачком в изменении химического состава, как это делали раньше, считая, что в силикатную оболочку вложено железное ядро, и объясняя этим внезап- ное изменение свойств вещества внутри Земли. § 16. ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ Для определения возраста Земли было предложено несколько методов. Некоторые из них в настоящее время имеют лишь историческое значение. Таковы методы определения возраста Земли по денудационным процессам, которые приводят к определенному содержанию растворимых веществ, прежде всего поваренной соли NaCl, в океане или к образованию определен- ного объема осадочных пород на земном шаре. Эти методы давали весьма грубую оценку возраста земли. Более надежна оценка возраста Земли по анализу данных приливного трения в системе Земля — Луна. Рассмотрим систему Земля — Луна со стороны северного полюса мира. Под влиянием лунной приливной силы в жидкой (или твердой) оболочке Земли возникают приливные горбы Л и В с наивысшими точками в С и D. Вследствие трения морской воды о дно бассейнов эти горбы отстают в своем появлении от про- хождения Луны М через меридиан места наблюдений и появляются несколько позднее (см. рис. 21). При этом ось приливного горба CD образует некото- рый угол с направлением на Луну; угол СМО больше угла DM0, вследствие чего тангенциальная составляющая притяжения приливного горба А на Луну больше, чем тангенциальная составляющая притяжения противополож- ного направления горба В. Налицо орбитальный момент, ускоряющий дви- жение Луны вокруг Земли. Так как консервативная, замкнутая в себе меха- ническая система Земля — Луна должна сохранять постоянным момент количества движения, то возрастание орбитальной скорости Луны компен-
ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ 79 сируется уменьшением момента количества движения Земли, замедлением вращения последней вокруг оси. В результате приливного действия Луны на Землю, лунный месяц укорачивается, а длительность земных суток уве- личивается. При этом расстояние от Земли до Луны также медленно увели- чивается, так как для восстановления равновесия между силами тяготения Земли и увеличенной центробежной силой инерции Луна переходит на все более далекую орбиту. Этот процесс совершается медленно, но последова- тельно в течение многих миллионов лет. Наблюдения показывают, что зем- ные сутки удлиняются за столетие на 0,001 сек. Таким образом, можно сказать, что вращение Земли вокруг оси в давно истекшие времена было быстрее, Луна была ближе к Земле, длина лунного месяца короче. Дж. Дар- вин показал, что предельным состоянием, при котором система Земля — Луна могла бы еще существовать, не' разрушаясь под действием приливных сил, быстро возрастающих с уменьшением расстояния, было такое, при котором земные сутки были равны почти 5 ч, лунный месяц — 24 ч и Луна находилась от Земли на расстоянии около 14 тыс. км. Чтобы из этого началь- ного состояния приливы перевели систему Земля — Луна в современное состояние, должно было пройти по подсчетам Джеффриса 4 млрд. лет. Это время и должно считаться возрастом системы Земля — Луна, а следова- тельно, и периодом геологической истории нашей планеты. Наиболее точные результаты дает метод определения возраста пород по их радиоактивности. Радиоактивные элементы распадаются с постоян- ной скоростью. Поэтому, зная количественное содержание радиоактивного элемента и конечных продуктов его распада, можно определить время, в те- чение которого совершался распад. Это время считается возрастом породы. Скорость радиоактивного распада пропорциональна количеству распада- ющегося элемента и выражается формулой (16.1) где N — общее количество атомов распадающихся элементов. Отсюда можно выразить N через начальное количество атомов N0‘. N=Noe~u. (16.2) Период полураспада Т, т. е. время, за которое подвергнется распаду N = атомов, есть 7’ = -^ = -^-. (16.3) А А Количество не распавшихся на данный момент атомов равно: = No — N = No (1- _е (е м — 1). (16. 4) По формуле (16. 4) можно определить t, зная N и Nx. Если радиоактивные элементы проходят несколько стадий распада, например уран — радий — эманация радия, формулы несколько услож- няются, но принцип подсчета возраста породы остается прежним. В табл. 12 приведено время полураспада Т для наиболее важных радиоактивных эле- ментов. Для определения возраста пород используются превращения: 1) в свинцовом методе U288 —> Pbaoe; U236 —> РЬ207; Th232 —» РЬ208. Часто используется более устойчивое по отношению к ошибкам определений отношение JVi (Pb807) _ AT(U83»)(evt-l) . ' ~ JVi(Ppoe) jV(U283)(e«-l) ’ V '
80 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА 2) в аргоновом методе К40 Аг40; 3) в гелиевом методе Ra228 —> Не4; U238 ?-> Не4; Th232 Не4; 4) в кальциевом методе К40 —> Са40. Последний метод для детальных определений непригоден из-за широкого распространения кальция в природе. В табл. 13 приведены результаты определения возраста пород, относящихся к различным геологическим эпо- хам. Эти результаты позволяют установить абсолютную геологическую хронологию. От появления наиболее древних пород архея до начала кем- брийского периода прошло почти в 3 раза больше времени, чем от кембрия до наших дней. Между тем сведения о докембрийском периоде геологиче- ской истории весьма скудны. Следова- тельно, чисто геологическими методами можно исследовать более или менее основательно только последнюю чет- верть периода жизни Земли, анало- гично тому, как этим методам доступ- ны лишь верхние слои земного шара. Из табл. 13 видно, что геологический возраст Земли, считая за этот возраст время существования земной коры, •определяется в 2 млрд, лет (2 • 10® лет). Космогонический возраст Земли должен Таблица 12 Время полураспада важнейших радиоактивных элементов Элемент Символ т, 108 лет Уран-238 .... 92и238 45,0 Уран-235 .... 92и235 7,1 Торий 90Th232 138,2 Калий 19к40 12,5 быть больше геологического. И. Е. Старик, считая весь свинец радиогенным, нашел возраст Земли как планеты равным 3 • 10® лет, а Э. К. Герлинг (1942 г.) уточнил это определение, считая, что частично свинец имеет не- радиоактивное происхождение. Он получил космогонический возраст Земли -от 3,1 до 4 • 10® лет (табл. 14). Аналогичный метод был применен по отно- Таблица 13 Шкала абсолютного геологического летоисчисления Эра Период Абсолютный возраст, млн. лет Кайнозойская Четвертичный Неогеновый | Палеогеновый J 0-1 1—70 Мезозойская Меловой Юрский Триасовый 70—110 110—150 150—185 Палеозойская Пермский Каменноугольный Девонский Силурийский Ордовикский | Кембрийский J 185—225 225—275 275—310 310—390 390—500 Протерозойская — 500—900 Архейская — 900-2000
ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ системе 81 Таблица 14 Абсолютный космогонический возраст Земли Метод определения возраста По свинцу ................................. По свинцу (с учетом нерадиогенного свинца) . . По кальцию................................. По аргону.................................. По эффекту лунных приливов................. Возраст, 10« лет 3,0 3,1—4,0 3,2 3,1—3,5 4,0 Наиболее вероятным следует считать космогонический воз- раст Земли от 3 до 4 млрд. лет. шению к кальцию и аргону в атмосфере. При этом считали, что данные эле- менты имели радиогенное происхождение. § 17. ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ Земля является одной из планет солнечной системы, так что проблема происхождения и развития Земли в значительной степени сводится к про- блемам космогонии солнечной системы в целом. В настоящее время солнеч- ная система выглядит довольно изолированно в межзвездном пространстве. Расстояние до наиболее отдаленной планеты в 10000 раз меньше, чем рас- стояние до ближайшей звезды. Вокруг Солнца* на относительно небольшом от него удалении находятся большие и малые планеты, кометы, метеорные рои, которые сопровождают Солнце в его быстром полете через межзвездное пространство. Правда, эта изолированность Солнца среди звезд лишь отно- сительная. Солнце принадлежит к одному из звездных потоков в гигантской системе Млечного Пути (Галактики) и совершает один оборот в 300 млн. лет вокруг центра тяжести этой звездной системы, так что за время существова- ния Земли солнечная система уже совершила 10—15 обращений в Галак- тике. Все же гораздо более многочисленные и тесные закономерные связи существуют внутри солнечной системы. Эти закономерности имеют прямое отношение к Земле как одной из планет солнечной системы. Вокруг Солнца обращается девять больших планет. Основные данные о них приведены в табл. 15. Все большие планеты обращаются вокруг Солнца в одном и том же направлении по почти круговым орбитам. Некоторое отступление наблю- дается у крайних планет солнечной системы — Меркурия и Плутона, ор- биты которых представляют заметно вытянутые эллипсы с большими эксцен- триситетами. Взаимные наклоны плоскостей орбит очень невелики, опять- таки кроме двух крайних планет системы. Хотя массы планет весьма раз- личны и их отношение достигает 1 : 800 (Меркурий — Юпитер), все они ничтожны по сравнению с Солнцем; в сумме их масса близка к массы Солнца. То же относится и к размерам планет. Большие планеты отчетливо распадаются на три группы. Первую группу составляют планеты Меркурий, Венера, Земля, Марс. Это сравнительно небольшие планеты со средней плотностью 3,8—5,5 г/см,*. Три из них имеют период вращения вокруг оси около 24 ч, вращение же Меркурия затормо- жено приливным действием Солнца подобно тому, как Луна была затормо- жена приливными силами системы Земля — Луна. Меркурий и Венера не имеют спутников. Земля имеет наиболее крупный спутник по сравнению с другими планетами — Луну. Вокруг Марса обращаются близко к его поверхности два небольших спутника. Вторую группу планет образуют 6 заказ 1966.
82 ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА Большие планеты солнечной системы Таблица 15 Планета О S B'S к £ cd о Я и Меркурий . . Венера .... 0,39 0,73 0,24 0,61 0,206 0,007 7,1 3,4 0,39 0,97 0,04 0,81 3,8 4,9 88 суток 10 суток1 — — Земля .... 1,00 1,00 0,017 0,0 1,00 1,00 5,5 23 ч 56 мин 23,5 1'298 Марс 1,53 1,88 0,093 1,8 0,53 0,11 4,0 24 ч 37 мин 25,2 1/192 Юпитер . . . 5,2 11,9 0,048 1,3 10,95 316,94 1,3 9 ч 50 мин— 9 ч 55 мин 3,1 1/15 Сатурн .... 9,5 29,5 0,056 2,5 9,02 94,9 0,7 10 ч 14 мин— 10 ч 38 мин 26,7 1/9 Уран 19,2 84,0 0,047 0,8 4,00 14,66 1,3 10 ч 49 мин 98 1/14 Нептун . . . 30,0 164,7 0,008 1,8 3,92 17,16 1,6 15 ч? 151 1/40 Плутон .... 39,7 249,7 0,247 17,1 0,46 0,9 10,0? ? ? ? 1 По радиолокационный наблюдениям. Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун. Это планеты-гиганты. Плотность их очень мала — от 0,7 до 1,6 г!см,*. Они быстро вращаются вокруг оси с периодом от 9 ч 50 мин до 15 ч и сильно сплюснуты с йолюсов (Сатурн имеет сжатие 1 : 9). Вокруг планет гигантов имеются системы спутников: у Юпитера 12, у Сатурна 10, у Урана 4. Нептун имеет один известный спутник, но воз- можно, что других мы не видим из-за большого расстояния Нептуна до Земли. В третью группу входит Плутон, еще недостаточно хорошо изучен- ный, но явно отличающийся по своей физической характеристике от других планет. Возможно, что за пределами орбиты Нептуна имеются еще неболь- шие планеты, подобные Плутону. Планеты первой (земной) группы имеют внутреннее строение, сходное с внутренним строением Земли. Венера и Марс, вероятно, обладают ядром, в то время как более легкий Меркурий, по-видимому, не имеет ядра и сходен в этом отношении с Луной. У Венеры есть мощная и плотная атмосфера, в которой обнаружено большое количество углекислоты, поверхность пла- неты скрыта от наблюдения сплошным облачным покровом. Марс .обладает разреженной атмосферой, создающей на планете климат, напоминающий земной высокогорный климат; на его поверхности выпадают осадки, по всей вероятности, в форме инея. Меркурий лишен всяких следов атмосферы, потере которой способствовала близость Солнца и малая масса планеты. Совсем другое внутреннее строение имеют планеты второй (юпитеровой) группы. Они обладают мощными метанов о-аммиачными атмосферами. Тем- пература на их поверхности колеблется от —140° С на Юпитере до —229° С на Нептуне. Между тем температура замерзания аммиака —73° С, а кипения и замерзания метана соответственно —164 и —184° С. На всех планетах второй группы аммиак должен находиться в замерзшем состоянии, а на Уране и Нептуне метан также существует уже не как газ, а как жидкое или твердое тело. Метаново-аммиачные оболочки планет группы Юпитера про- стираются на большую глубину, так что эти планеты имеют сравнительно маленькое ядро. Ядра больших планет так же, как и ядро Земли, должны быть металлизированными, так как большие давления и температура спо- собствуют образованию здесь электронного газа. На рис. 30 изображено
ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ 83 внутреннее строение Юпитера по В. Г. Фесенкову и А. Г. Масевич. Давле- ние в центре Юпитера доходит до 85 млн. ат, а плотность составляет 11 г!см?. По другим оценкам плотность ядра Юпитера достигает 17 г! см?, так что аналогия в этом отношении с ядром Земли достаточно близкая. Тем- пература внутри планет-гигантов должна быть значительно выше, чем внутри Земли, и вследствие радиоактивного разогрева может достигать порядка 200 000° С. Внутренняя энергия больших планет много больше, чем у малых типа Земли. Это находит свое выражение в мощной циркуляции метаново-аммиач- ных оболочек планет, наблюдаемой в виде постоянно меняющих свой вид полос и пя- тен на поверхности этих планет. В строе- нии планет и их спутников можно подме- тить сходство. Породы, слагающие лун- ную поверхность, по-видимому, близки к изверженным земным породам. На круп- ных спутниках Юпитера и Сатурна обна- ружены такие же метаново-аммиачные атмосферы, как на поверхности их планет. Плотность некоторых спутников Сатурна (Энцелада, Мимаса, Гипериона) ничтойсна и не превосходит 0,1 г/сл3. За очень не- большими исключениями спутники обра- щаются вокруг планет в том же направле- нии, в котором вращается вся солнечная система. Плоскости орбит спутников, как правило, лишь немного наклонены к эква- ториальной плоскости планеты. В обшир- ной системе спутников Юпитера можно проследить закономерности, делающие эту систему похожей на планетную, в состав которой она целиком входит. То же отно- сится к системе Сатурна. Просматривая расстояния планет от Солнца, легко обнаружить, что между Марсом и Юпитером есть место еще для одной большой планеты. Но ее здесь нет. Взамен большой планеты между Марсом и Юпитером обращается огромное количество малых планет, или астерои- дов. Первый из этих астероидов был открыт 1 января 1801 г.; с тех пор число известных малых планет выросло до 1700. И. И. Путилин оценивал общее число астероидов ярче 20 зв. вел., т. е. таких, которые могут быть рано или поздно обнаружены в крупные телескопы, в 140 000. Только для четырех наиболее крупных астероидов удалось изучить их диаметры; они оказались равными от 193 до 767 км. Оценка диаметра маленьких астерои- дов по их яркости приводит к величинам 1,5 км и менее. Так, поперечник открытой в 1937 г. малой планеты Гермес всего 400 м. Многие астероиды имеют неправильную форму, о чем свидетельствует изменение их блеска. Это настоящие летающие каменные и железные горы и глыбы в межпланет- ном пространстве. Общая масса всех астероидов, в том числе и еще не от- крытых, оценивается величиной порядка 5% массы Земли, т. е. приблизи- тельно равна массе Меркурия и вдвое меньше массы Марса. Некоторые асте- роиды близко подходят к Земле. В. Г. Фесенков считает, что большой Сихотэалинский железный метеорит был крошечным астероидом. Несом- ненно, многие метеориты относятся к кольцу астероидов. 6* Рис. 30. Внутреннее строение Юпи- тера (по В. Г. Фесенкову и А. Г. Масевич). I—ядро (водород и тяжелые элементы); II — промежуточный слой (атомарный во- дород); III — наружный слой (молеку- лярный водород); 1 — плотность; 2 — да- вление.
84 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА Солнце окружено также облаком комет. По современным взглядам кометы представляют собой ледяные глыбы из замерзшего метана и аммиака с большим количеством включенных в лед твердых частиц. Масса каждой кометы ничтожна и в среднем в миллиард раз меньше массы Земли. Многие кометы сопровождают Солнце на большом расстоянии и лишь изредка входят в своем движении по орбите во внутренние области солнечной системы. Часть из них, захваченная притяжением больших планет, особенно Юпи- тера, остается здесь надолго. Число комет должно быть огромно, порядка 1011, однако наблюдаются лишь немногие из них. Общая масса комет при- мерно в 100 раз больше массы Земли и имеет порядок массы Сатурна. Воз- действие солнечного излучения на кометы при их приближении к Солнцу и взаимные столкновения астероидов являются причиной их дальнейшего дробления. В результате этого беспрерывно возникает огромное количество мельчайших каменных и железных метеорных частиц, облако которых заполняет внутренние области Солнечной системы, образуя метеорные по- токи и пылевую линзу зодиакального света вокруг Солнца. Метеорные тела беспрерывно бомбардируют Землю, Луну и другие планеты. Однако вслед- ствие наличия атмосферы лишь наиболее крупные и медленные из них дости- гают поверхности Земли в виде метеоритов. Метеориты доставляют в руки человека обильный космический материал, поступающий из разных областей солнечной системы. Анализ их химического состава в лабораториях приво- дит к представлениям о среднем составе космического вещества солнечной системы. Общее количество выпавшего и собранного метеоритного вещества было недавно подсчитано П. Н. Чирвинским (табл. 16). Всего за период с 1492 по 1950 г. было собрано вещество 608 метеоритов. Из них 563 были каменными, 10 железно-каменными и 35 железными. Однако по весу преоб- ладает железный материал: всего было собрано за это время 36 т железных (в том числе 35 т на месте падения Сихотэалинского метеорита), 3,7 т железно-каменных и 12,3 т каменных метеоритов. Преобладающими элемен- Таблица 16 Средний химический состав метеоритов (в % вес.) Химический состав Элемент по А. Е. Ферс- ману (1928 г.) по П. Н. Чирвинскому (1924 г.) (1950 г )1 Кислород 28,56 32,73 9,73 Железо 37,04 30,27 74,54 Никель 2,96 1,80 4,38 Кобальт 0,06 0,11 0,31 Кремний 14,47 16,79 4,80 Марганец 0,18 0,19 0,04 Кальций 1,38 1,14 0,32 Сера 1,44 1,65 0,53 Алюминий 1,22 1,31 0,36 Натрий 0,52 0,62 0,14 Калий 0,15 0,24 0.03 Фосфор 0,12 0,11 0,24 Хром 0,26 0,28 0,06 Углерод 0,13 0,01 0.30 Магний 11,03 12,75 4,23 Остальные элементы . . 0,48 — —• Сумма . . 100,00 100,00 100,00 1 С учетом Сихотэалинского метеорита.
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 85 тами в метеоритах, как и на Земле, являются железо, кислород, кремний» магний и др. Итак, Земля является частью закономерно построенной солнечной системы. В частности, она сложена преимущественно теми же химическими элементами, что и метеориты, представляющие различные области планет- ной системы. Следовательно, вопросы происхождения и развития Земли должны рассматриваться на фоне космогонии всей солнечной системы. § 18. О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ Проблема происхождения и развития Земли в современной науке является полем для различных гипотез, часто противоречивых и сменяющих друг друга. Это вполне естественно, так как проблема крайне трудна, а для ее решения данных пока еще недостаточно. Однако с течением времени откры- ваются все новые факты и закономерности, а основанные на их учете гипо- тезы все ближе подходят к действительности. Планетная космогония, объясняющая происхождение планет, в том числе и Земли, должна принять во внимание следующие, хорошо известные в настоящее время фактические данные. Распределение масс 1. Большая часть массы солнечной системы сосредоточена в Солнце (749/750). На суммарную массу больших планет приходится почти вся остальная доля. 2. Отношение суммарной массы спутников планет к суммарной массе планет имеет порядок 1:1000, т. е. тот же, что отношение массы всех планет к Солнцу. Только для системы Земля — Луна это отношение увеличивается до 1 : 81 и для систем Юпитера и Сатурна уменьшается до 1 : 3000. 3. Общая масса малых тел солнечной системы (астероидов, комет, метеоров), т. е. раздробленной материи, не организованной в правильно построенные космические тела типа планет и их крупных спутников, соста- вляет величину порядка 1 : 3000 массы Солнца. Орбиты планет 4. Направление обращения всех планет вокруг Солнца одно и то же. В том же направлении обращаются вокруг планет почти все спутники пла- нет и вращаются Солнце и планеты вокруг своей оси. 5. Орбиты всех больших планет лежат почти в одной и той же пло- скости. 6. Их орбиты почти круговые. 7. Расстояния планет от Солнца возрастают закономерно, что прибли- женно выражается правилом Боде — Тициуса. Момент количества движения 8. Почти весь момент количества движения (98%) сосредоточен в пла- нетах солнечной системы. На долю Солнца приходится лишь 2% момента количества движения. Планеты 9. Планеты подразделяются на группы, причем внутренние (типа Земли) невелики по размерам и имеют большую плотность, а внешние (типа Юпи- тера) имеют большие размеры и малую плотность. 10. Большие планеты вращаются более быстро. 11. У четырех больших планет угол наклонения экватора к орбите уменьшается для планет, более близких к Солнцу.
86 ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА Спутники 12. Орбиты спутников почти круговые и для большинства лежат в пло- скости экватора планеты. 13. Физические свойства спутников близки к физическим свойствам планет. Малые тела солнечной системы 14. Астероиды образуют пояс между Марсом и Юпитером, причем подавляющее их большинство движется по почти круговым орбитам в одном направлении с большими планетами, в плоскости, близкой к общей пло- скости планетной системы. 15. Кометы группируются во внешних частях солнечной системы, откуда они по очень вытянутым эллипсам, сильно наклоненным к плоскости эклиптики, изредка попадают во внутренние области солнечной системы. Часть из них захватывается Юпитером и образует семейство короткоперио- дических комет. Ядра комет по составу близки к составу внешних оболочек планет-гигантов типа Юпитера. 16. Метеорная материя, заполняющая внутренние области солнечной системы, обнаруживает, с одной стороны, тесную связь с кометами, а с дру- гой — такую же тесную связь с астероидами. Перечисленные факты были установлены постепенно в течение XVIII— XX столетий, по мере развития астрономии. Некоторые из них, например 1, 4, 5, 6, 7, были уже открыты к началу XVIII в. и послужили базой для создания первых космогонических гипотез. Бюффон (1749 г.) высказал мысль, что материя, образовавшая планеты, была выброшена Солнцем под действием удара упавшей на него кометы. В гипотезе Б ю ф ф о н а существенное значение имеет мысль об образова- нии планет из солнечной материи. Кроме того, эта гипотеза впервые давала возможность оценить возраст Земли цифрой не менее 75 000 лет, что было первой попыткой установить научную хронологию Земли. В 1755 г. Кант сформулировал основные положения небулярной гипотезы, развитые в 1796 г. Лапласом с учетом законов небесной механики. Кант предположил, что солнечная система образовалась из первичного космического облака или туманности (лат. «nebula»). Раскаленная туманность, постепенно остывая, сжималась под действием собственного притяжения. При этом вращение туманности стало более быстрым, так как угловой момент должен был сохра- ниться. Когда вращение достигло такой величины, что центробежная сила на экваторе превысила силу центрального притяжения, от туманности отде- лилось кольцо. Это явление происходило несколько раз. Кольца сжались в планеты, а первичная туманность в современное Солнце. Подобным же образом возникли и системы спутников у планет. Гипотеза Канта — Лапласа была крупным достижением научного познания и философского мышления, в свете которого Земля и «... вся солнечная система предстали, как нечто ставшее во времени» Ч В то же время она была простой и доходчивой, благо- даря чему получила в XIX в. и начале XX в. огромную популярность среди астрономов и геологов. Постепенное охлаждение сгустка горячей солнечной материи, какой первоначально была Земля, объясняло многие стороны гео- логической истории, и гипотеза первичной раскаленной жидкой Земли заняла прочное место в геологии. Однако гипотеза Канта — Лапласа встре- чается с двумя непреодолимыми затруднениями. Она не может объяснить, каким образом 98% момента количества движения выделилось с массой, Энгельс Ф. Диалектика природы. Госполитиздат, 1952, стр. 8.
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 87 составляющей только 0,1 % начальной массы (см. п. 8). Далее, большое раз- реженное кольцо не может собраться в одну планету. Его масса будет рас- сеяна вдоль всего кольца наподобие кольца Сатурна, или соберется в не- сколько мелких тел типа астероидов, или, что наиболее вероятно, рассеется в окружающем пространстве. Поэтому уже в начале XX в. была выяснена несостоятельность гипотезы Канта — Лапласа. При поисках новых решений необходимо было объяснить происхождение большого момента количества движения планет. Естествен- ным предположением было, что этот момент привнесен в солнечную систему извне. Отсюда возникла идея о том, что рождение планет есть следствие какого-то определенного воздействия на Солнце посторонней силы. Такой силой в гипотезах Мультона и Чемберлина, Джинса и Джеффриса является мощная приливная сила, действующая на Солнце со стороны другой звезды при случайном сближении обоих небесных тел на очень короткое расстояние. Особенно полно условия образования планет при таком катастрофиче- ском воздействии другой звезды на Солнце были описаны в космогонической гипотезе Джинса. Два сблизившиеся тела — Солнце и звезда — прошли очень близко друг от друга. На поверхности обеих звезд возникли огромные приливные выступы, из которых были исторгнуты длинные газовые струи. Распадаясь на отдельные сгустки, газовая струя, извергнутая Солнцем, образовала планеты. Гипотеза Джинса сравнительно хорошо объясняет распределение масс планет в функции расстояния от Солнца. Действительно, наиболее крупные планеты Юпитер и Сатурн должны были сформироваться как раз в центральной, наиболее мощной части струи. Во всех катастрофиче- ских приливных гипотезах появились новые по сравнению с гипотезой Канта — Лапласа положения о быстром, скачкообразном процессе рождения планет. Выброшенное вещество быстро остыло и распалось на большие массы достаточной величины, чтобы они сделались ядрами конденсации боль- ших планет, затем на многочисленные частицы малого размера и, наконец, рассеялось в виде разреженного газа. По планетезимальной гипотезе Мультона — Чемберлина большая часть первоначальных частиц была небольшого размера и только с течением времени они объединились в планеты. Остатки первоначальных планетезималей представляют собой метеорные тела. По гипотезам извержения Джинса и Джеффриса почти все веще- ство раскаленной струи сразу же было сконденсировано в планеты. Совре- менные взгляды Юри занимают промежуточное положение между этими точками зрения. Но все эти гипотезы предполагают быстрое охлаждение планетных сгустков, возможность конденсации мелких частиц на более крупных ядрах (аккреции) и отводят незначительную роль первичному теплу солнечной материи в дальнейшей эволюции Солнца и больших планет. Катастрофические космогонические гипотезы приводят к выводу о необы- чайной редкости планетных систем во вселенной. Вероятность близких взаимных прохождений звезд настолько мала, что для каждой звезды в сред- нем такое сближение может наступить только 1 раз в 1017 лет. Если учесть, что возраст солнечной системы не более 1010 лет, то будет понятно, что обра- зование планет у звезд исключительное случайное явление. Однако уже в 1938 г. были открыты темные спутники у некоторых из ближайших звезд с массой, близкой к массе Юпитера. С тех пор количество известных нам звезд с планетами значительно увеличилось. Кроме того, расчеты показали, что никакой механизм выброса не может передать планетам 98% момента количества движения, как это требуется по наблюдениям. Наконец, Н. Н. Парийский, вычисляя возможные траектории выброшенных сгустков, доказал, что орбиты возникших таким путем планет совершенно непохожи на орбиты планет солнечной системы.
88 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА В 1944 г. акад. О. Ю. Шмидт выдвинул и организовал обсуждение и разработку гипотезы происхождения солнечной системы из облака пыли и газа, которое окружало Солнце в прошлом. Космогоническая гипотеза Шмидта получила название метеоритной, так как первоначально ее автор считал, что именно метеорные тела того же типа, что и выпадающие сейчас на Землю метеориты, были тем материалом, который пошел на обра- зование планет. Главная заслуга О. Ю. Шмидта состоит в том, что он коли- чественно показал, как вследствие соударения твердых частиц, движущихся сначала по всевозможным орбитам, происходит процесс осреднения орбит и постепенного их преобразования в почти круговые. Соударения и слипа- ние частиц ведут к росту сгущений и образованию планет. Считая совре- менную метеорную материю в солнечной системе остатками первичного мете- орного облака, материал которого был израсходован на образование пла- нет и их спутников, О. Ю. Шмидт определил возраст солнечной системы. Полученная им цифра (около 7 • 109 лет) не противоречит данным о возрасте Земли (3—4-109 лет). Первичное метеорное облако могло быть захвачено Солнцем в тех обла- стях нашей звездной системы, где Солнце было несколько миллиардов лет назад. Концентрация больших количеств метеорной материи приводила к значительному осреднению первоначальных орбит частиц. Поэтому эксцен- триситет орбит больших планет меньше, чем у малых. Слипавшаяся метеор- ная материя могла образовывать сгустки планет только на определенных расстояниях от Солнца, которые в общем соответствуют правилу Боде — Тициуса. Физические особенности внешних планет и их спутников, а также комет объясняются по Б. Ю. Левину тем, что метан и аммиак могли концен- трироваться только вдали от Солнца, при достаточно низких температурах. Малые тела солнечной системы рассматриваются в гипотезе О. Ю. Шмидта как остатки первичного строительного материала, из которого она создавалась. Гипотеза О. Ю. Шмидта предполагает холодное образование Земли и объяс- няет все термические явления ее геологической истории радиогенным теплом. В этом отношении эта гипотеза развивает мысль В. И. Вернадского, который, исходя из фактов геохимии радиоактивных элементов, считал, что Земля в начале своей истории была холодной. Метеоритная гипотеза О. Ю. Шмидта встретила при своем появлении ряд возражений. Из фактов, которые проти- воречат гипотезе Шмидта, следует упомянуть: 1) ничтожную вероятность захвата Солнцем сколько-нибудь большого пылевого космического облака; 2) структуру современных метеоритов, свидетельствующую, что они прошли стадию развития в недрах какой-то крупной планеты (А. И. Заварицкий, 1951 г.); 3) трудность объяснения концентрической зональности Земли и других планет, которая могла получиться только при гравитационной дифференциации вещества. Если же Солнце не захватывало пылевого облака, первоначально не имеющего к нему отношения, теряет силу простое объяснение метеорной гипотезой п. 8, и это необходимо считать главным затруднением гипотезы. Структура и возраст метеоритов свидетельствуют о том, что вероятнее они произошли из больших планет, чем наоборот. Что касается гравитационной дифференциации первоначально хаотически накопившихся частиц, то в пла- нете, подобной Земле, вследствие огромной вязкости недр она протекает слишком медленно. Поэтому высказываются и другие взгляды, сущность которых является возвратом к идеям эндогенного образования планетной системы, без вмешательства посторонних сил. В. Г. Фесенков допускает образование планет при внезапных перестройках структуры Солнца в ходе его развития под действием внутренних ядерных реакций. По В. Г. Фесен- кову в начале своей эволюции Солнце было более горячей, более массивной и более быстро вращающейся звездой, чем сейчас. При скачкообразном пере-
О ПРОИСХОЖДЕНИЯ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 89 ходе в современную стадию развития Солнце потеряло часть массы и при этом передало оставшуюся часть момента количества движения образовав- шимся планетам. К. П. Станюкович показал, что при нестационарном вы- бросе газа из недр Солнца должно было произойти именно такое перераспре- деление моментов, какое наблюдается в настоящее время. А. И. Лебедин- ский и Л. Э. Гуревич, подтвердившие основные выводы О. Ю. Шмидта об упорядочении движений в пылевом облаке вокруг Солнца, также скло- няются к мнению, что это облако могло быть образовано самим же Сонцем. Как бы ни происходило возникновение первичного облака вокруг Солнца, но если оно задано в виде первоначально беспорядочно движущегося роя, имеющего определенный угловой момент движения относительно Солнца, в силу вступает механизм образования планет, описанный О. Ю. Шмидтом, в чем и состоит крупный положительный вклад его работ в космогонию сол- нечной системы. При сопоставлении различных космогонических гипотез видно, что, несмотря на взаимные противоречия, они представляют последо- вательное развитие определенных идей и объясняют с течением времени все большее количество наблюдаемых фактов. Твердо установленными положениями можно считать относительно' быстрое создание планет (скачок в развитии солнечной системы) и ничтожное влияние первичного тепла в геологической истории Земли. Что касается внутреннего строения Земли, то оно, по-видимому, в общих чертах также сложилось в начальный период существования Земли. Теория дальнейшего развития Земли должна прежде всего объяснить- факты геологической истории, т. е. быть теорией происхождения тектониче- ской структуры земной коры и ее развития. Геотектонические гипотезы не раз создавались на основе анализа геологических явлений, хотя не всегда учитывали физические соображения. Между тем в этой области особенно необходимо тесное сотрудничество геологии с геофизикой. Первые геотектонические гипотезы относятся к середине XVIII в. Замечательные взгляды на происхождение гор, намного опередившие представления того времени, были высказаны М. В. Ломоносовым в сочине- нии «О слоях земных» (1763 г.), где он определенно указывает на внутреннее тепло Земли как на причину тектогенеза: «Есть в сердце земном иное, неиз- меримое могущество, кое по временам заставляет себя чувствовать на поверх- ности и коего следы повсюду явствуют, где дно морское на горах, на дне морском горы видим... Сила, поднявшая такую тягость ничему... приписана быть не может, как господствующему жару в земной утробе...» М. В. Ломо- носов подчеркивает, что непрерывные изменения земной поверхности соста- вляют основное содержание геологической истории: «... перемены произошли на свете не за один раз, но случались в разные времена несчетным множест- вом крат и ныне происходят и едва ли когда перестанут» *. Бюффон, предста- влявший себе историю Земли как ряд этапов, разделенных катастрофиче- скими переворотами (катаклизмами), в своих сочинениях (1749, 1788 гг.) считал, что основные формы земной поверхности возникли под действием мощных течений первобытного океана. Мысли, близкие к идеям М. В. Ломо- носова, были высказаны Геттоном (1785 г.) в его сочинении «Теория Земли», который также считал внутренние силы Земли основной причиной тектогенеза. Однако первой развернутой геотектонической гипотезой была гипотеза контракции, созданная в 30-х годах XIX в. Эли де Бомоном, Дэна и Леконтом, значительно развитая позднее Геймом, Зюссом, Бертраном, Огом и др. Эта гипотеза развивалась на основе тех представлений о проис- хождении Земли, которые давала космогоническая гипотеза Лапласа. Она была господствующей в XIX в. и вместе с небулярной гипотезой происхо- 1 Ломоносов М. В. Избранные философские произведения. Госполитиздат, 1950, стр. 363—441.
90 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА ждения солнечной системы давала хотя и очень схематическое, но целостное представление о развитии Земли после ее возникновения. Сущность кон- тракционной гипотезы состоит в предположении, что первоначально раска- ленная Земля охлаждается, покрывается корой и сжимается. В то время как расплавленное ядро Земли сжимается, твердая кора, сохраняющая по- стоянную поверхность, приспособляется к уменьшающемуся объему ядра и укладывается на нем, сминаясь в складки. Тангенциальное сжатие земной коры является согласно гипотезе контракции основным видом сил, форми- рующих складчатость. Так как тектонические процессы в разных местах Земли происходят различно, сторонники гипотезы контракции ввели пред- ставление о жестких и пластичных участках в неоднородной земной коре. Пластичные зоны сминаются по этим представлениям, как в тисках, жесткими глыбами земной коры. Контракционная гипотеза привела также к развитию объяснений покровов (шарьяжей), к возникновению учения о геосинклиналях и об эпохах горообразования. Все это указывает на поло- жительную роль контракционной гипотезы в выработке и обобщении фунда- ментальных вопросов геотектоники. Контракционную гипотезу разделяли и углубляли многие авторитетные геологи, в том числе А. П. Карпинский, И. В. Мушкетов, А. А. Борисяк и многие другие. Однако так же, как и для космогонической небулярной гипотезы, для контракционной гипотезы на- стало время (начало XX в.), когда она пришла в противоречие с новыми фактами и когда начались поиски новых решений. Наиболее важным воз- ражением против контракционной гипотезы являются выясненная роль радиогенного тепла в термической истории Земли и практическое отсутствие возможных влияний на ее ход со стороны первичного тепла раскаленной Земли. Несомненно, представления об охлаждении и сжатии Земли как об основном направлении ее эволюции несовместимы с этими достаточно хорошо установленными фактами. Кроме того, с точки зрения геологических фактов примат тангенциальных сил, составляющий сущность гипотезы контракции, является весьма сомнительным. Гипотеза изостатического тектогенеза возникла на базе работ Пратта и Эри (1855 г.), но была сформулирована лишь Деттоном (1892 г.) и развита Боуи (1912 г.). Согласно этой гипотезе кора испытывает вертикальные движения, так как она постоянно стремится к гидростатиче- скому равновесию, плавая на подкоровом слое. Такие вертикальные движе- ния могут происходить под действием нагрузки земной коры тяжестью лед- ника или ее разгрузки в процессе эрозии и т. д. Эта гипотеза в свое время явилась некоторым дополнением к контракционной гипотезе, пытаясь объяс- нить вертикальные движения земной коры. В настоящее время изостатиче- ские силы, стремящиеся восстановить нарушенное гидростатическое равнове- сие земной коры, рассматриваются как второстепенные, вспомогательные. Пульсационная гипотеза была высказана американским гео- логом Бачером (1933 г.) и развита в работах советских геологов В. А. Обру- чева и М.А. Усова. Сущность пульсационной гипотезы состоит в предполо- жении, что история развития Земли состоит из взаимно чередующихся периодов ее расширения и сжатия. Эту гипотезу можно считать вариантом контракционной гипотезы. Согласно пульсационной гипотезе в периоды растяжений земная кора утоньшается и преобладают опускания. Механизм сжатия остается тем же, что и в контракционной гипотезе. М. А. Усов и В. А. Обручев вводят понятия об одновременном воздействии на земную кору расширения, которое проявляется в глубинных слоях, и сжатия, которому подвергаются наружные слои. Пульсационная гипотеза носит опи- сательный характер и не имеет физического обоснования. Гипотеза радиоактивных циклов Джоли (1929 г.) исходит из представлений о периодичности геотектонических процессов. По Джоли
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 91 в гранитной коре под континентами накапливается большое количество тепла и за время в 30—50 млн. лет температура под континентами повышается настолько, что базальт плавится. Гранитный слой погружается в расши- рившийся базальт, плотность которого уменьшается, материк погружается. Через трещины в континенте магма поступает наружу, на погрузившихся материках наступает морская трансгрессия. Одновременно кора скользит по расплавленному слою базальта под влиянием притяжения Луны и Солнца, дно океанов заменяет место сдвинувшихся материков. Начинается охлажде- ние базальта сквозь дно океана и морскую воду. Когда базальт застывает, материки вновь поднимаются, наступает регрессия моря и фаза складкооб- разования. Против гипотезы Джоли было высказано много возражений. В частности, указывалось, что базальты имеют точку плавления выше, чем граниты, а не наоборот, как полагал Джоли, что периодический про- цесс нагревания и охлаждения подкорового слоя, описанного в его гипотезе, должен затухнуть и т. д. Заслугой гипотезы Джоли является то, что она выдвинула на первый план радиогенное тепло Земли как основной фактор тектогенеза. Одним из положений гипотеза радиоактивных циклов смыка- лась с гипотезой дрейфа континентов, выдвинутой ранее Веге- нером (1916 г.), но позже решительно отвергнутой большинством исследова- телей. Лишь в самое последнее время идеи Вегенера вновь возродились в связи с получением богатого материала по палеомагнетизму горных пород различного геологического возраста на разных континентах земного шара. В 1930 г. Хаарман предложил гипотезу гравитационного складкообразования. В этой гипотезе вертикальные колебатель- ные движения, которые возникают под влиянием перемещений жидкого •слоя магмы под материками, сопровождаются тангенциальными оползнями осадочных пород под действием силы тяжести. Так как во многих случаях геологические наблюдения показывают, что складка образуется при напол- зании масс вверх, а не при их сползании вниз, то многие геологи не разде- ляют взглядов Хаармана. Волновая гипотеза Беммелена (1933 г.) представляет собой раз- витие идей Хаармана. В земной коре по Беммелену развиваются противо- положные процессы‘нарушения и восстановления равновесия. Нарушение вызывается дифференциацией вещества силикатной оболочки в ходе ее охла- ждения, а восстановление равновесия достигается перемещением масс на глубине. Нетрудно заметить некоторую общность идей Беммелена, М. А. Усова и В. А. Обручева. Следует подчеркнуть, что в этой гипотезе отчетливо проступает мысль о подкоровых перемещениях вещества. Эта идея получила всестороннее развитие в гипотезе подкоровых тече- ний Холмса и Венинг-Мейнеца. Большое преимущество этой гипотезы перед многими другими в том, что она имеет развернутое физическое обосно- вание. В теле Земли должны возникать под действием неравномерного радио- генного разогрева мощные, хотя и очень медленные вязкие течения, период которых намного Превышает время релаксации в промежуточном слое. Рис. 31 показывает распределение конвекционных токов первого порядка, охватывающих всю Землю, какими они были бы для однородной и для реаль- ной Земли. Зона между 200 и 900 км в промежуточном слое, более или менее однородная по своим физическим свойствам, по-видимому, наиболее благо- приятна для циркуляции в нем термических конвективных токов. Помимо циркуляции первого порядка, существуют местные конвекционные токи, которые обусловливают более локальные воздействия на земную кору. Общая идея воздействия конвекционных токов на земную кору показана на рис. 32, на котором можно видеть также (заштрихованные) зоны наиболь- ших напряжений сдвига. Под влиянием этих напряжений совершаются как вертикальные, так и горизонтальные перемещения отдельных блоков земной
92 ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА коры. Геологическая сторона гипотезы конвекционных токов была намечена в более ранних работах Ампферера, Андре, Швиннера, Коссмата. Однако только последнее время (1952 г.) гипотеза приобрела свой современный вид, в котором она является обоснованием одного из возможных механизмов преобразования тепловой радиогенной энергии в энергию горообразования. Астенолитная гипотеза Б. и С. Виллисов (1941 г.) основы- вается на предположении о непосредственном воздействии на земную кору магмы, разогревающейся, плавящейся и расширяющейся под воздействием радиогенного тепла. На рис. 33 показано, как по представлениям авторов гипотезы огромный клуб расплавленной лавы (астенолитного материала} прорвался сквозь земную кору в об- ласть Японских островов и оказал ре- шающее влияние на весь облик этой ча- сти земного шара. Рис. 32. Вертикальное сечение конвек- ционного потока и зоны наибольших напряжений (по Венинг-Мейнецу). Рис. 31. Конвекционные токи в Земле. а — однородная модель Земли; б — модель Земли с ядром. Заштрихованы области континентальной коры. Согласно радиомиграционной гипотезе В. В. Белоусова (1942 г.) причиной колебательных движений является неравномерное рас- пределение радиоактивных элементов в земной коре и в подкоровом слое. Юго-западная Япония Японское море h Базальт Лавление- Растяжение и Вопочение—j^, г,—г.. . ... па почерк- Гранитная магма,^ ” дГ Твердая оболочка РасплаВлённый) ' • а.стёнолйт:-- Тихий океан Баз альт 50 о 50 100км Рис. 33. Тектогенез по астенолитной гипотезе Б. и С. Виллисов. В ходе разогрева и плавления магмы легкие гранитные дифференциаты, обогащенные радиоактивными элементами, всплывают вверх. Происходит вертикальная миграция радиоактивных элементов. В ранний период разви- тия Земли радиоактивные элементы были распределены на значительную глубину, разогрев и горообразование были более интенсивными. Вместе с тем шел процесс расширения Земли. Расширение Земли в ходе геологиче- ской истории, частичное или общее, сейчас признается многими исследова- телями. Вследствие неравномерного распределения радиоактивных элементов в области их накопления и интенсивного расширения вещества кора треска- лась, происходили вулканический взрыв, потеря энергии, охлаждение и образование обширного прогиба. В ходе охлаждения происходили дифферен- циация магмы, подъем гранитов и создание местного очага подкорового разогревания. В этом очаге происходило расширение и в обширной впадине
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 93 (интрагеосинклинали по терминологии В. В. Белоусова) возникало цен- тральное складчатое поднятие, как это показано на рис. 34. Таким образом В. В. Белоусов объясняет инверсии, которые характерны для образования складчатых гор. Позже (1954 г.) В. В. Белоусов вновь рассмотрел общие соображения о причинах тектонических процессов. Он подчеркивает, что дифференциация материала является основой развития Земли. Он отмечает, что механизм дифференциального расслоения пород должен был привести однородную Землю, возникшую как холодное тело, к со- временному состоянию радиальной зональ- ности. Поэтому В. В. Белоусов склоняется к тому, что гравитационная дифференциация является важнейшим фактором эволюции; радиогенному теплу он отводит важное, но вспомогательное место. Общее развитие Зе- мли идет в сторону все большего ее расслое- ния. С дифференциацией вещества Земли связано перераспределение радиоактивных элементов, что ведет к нагреваниям одних участков и охлаждению других. На весь процесс, по мнению В. В. Бе- лоусова, накладывается процесс абсолютного или относительного сжатия земного шара, следствием чего является расширение пло- щади океанов, их наступление на материки. Имеются и другие геотектонические гипотезы. Однако и перечисленных здесь ги- потез достаточно, чтобы судить о состоянии вопроса. Контракционная гипотеза, претен- довавшая на всестороннее обобщение наблю- даемых фактов, рухнула ив настоящее время существует ряд гипотез, отражающих раз- личные стороны геотектонического процесса и часто противоречащих друг другу. Во всех современных гипотезах на первом плане стоит предположение о механизме преобра- зования энергии радиогенного тепла и гра- витационного притяжения в энергию текто- нических процессов. Фазовые превращения или конвекционные токи, охватывающие глу- бочайшие недра земной коры, приводят к геотектоническим процессам в земной коре. Между земной корой и более глубокими слоями оболочки (астеносферы) существует тесная эволюционная связь. Поэтому для познания механизма орогенеза необходимо исследовать процессы, происходящие в глубоких недрах Земли. Геотекто- нические процессы совершаются с известной периодичностью, по всей вероят- ности, постепенно ослабевая во времени. Геологическая жизнь Земли идет направленно, и циклы геотектонических явлений не повторяются, но услож- няются с течением времени. Все эти достижения геотектонической теории представляют несомненный прогресс по сравнению с контракционпой гипо- тезой. Их дальнейшее развитие и углубление в значительной мере зависят от получения геофизикой новых фактов о строении глубоких недр Земли. Рис. 34. Развитие геосинклинали по радиомиграционной гипотезе В. В. Белоусова. 1 — земная кора; 2 — изотермы; 3 — изорады.
ГЛАВА III ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ § 19. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ Гравиметрический метод разведки основан на изучении естественного> поля силы тяжести на земной поверхности. Измерения элементов этого поля позволяют судить о распределении в земной коре масс различной плотности и, следовательно, о глубинном строении изучаемых площадей. Ускорение силы тяжести на земной поверхности g слагается из ускорения притяжения Земли F и центробежного ускорения С вызываемого ее вращением: g = F+C. (19.1} Действие центробежного ускорения может быть достаточно точно рас- считано и исключено. Таким образом, в основе гравиметрического метода раз- ведки лежит изучение гравитационного поля, которое создается силами ньютонианского тяготения. Как известно, две материальные массы и тпа, находящиеся на расстоя- нии г, взаимно притягиваются по закону всемирного тяготения Ньютона: (19.2} где / — гравитационная постоянная, равная 6,67 • 10—8 г~1 • см3-сек~2. Таким образом, две массы по 1 г на расстоянии 1 см притягиваются друг к другу с силой 1/15 000 000 дин. Так как дина равна приблизительно весу 1 мг, то сила ньютонианского тяготения между телами обычных размеров; очень мала и для ее измерения нужны очень чувствительные приборы. О способе определения гравитационной постоянной / рассказано в § 9. Знак минус в (19. 2) соответствует тому, что сила притяжения направлена навстречу направлению г от одной точки к другой. Ускорение притяжения для первой из точек, массу которой обозначим для упрощения через m = т2: 7 = #- (19-3) Это ускорение численно равно самой силе при — 1 и отличается от нее только размерностью. В практике гравиметрической разведки ускорение притяжения часто сокращенно называют силой притяжения или просто притяжением. Ускорение притяжения по аналогии с другими физическими полями может рассматриваться как напряженность гравита- ционного поля. Поместим притягиваемую массу в точке М (£, ц, £), а притягивающую- массу т в точке Р (х, у, z), называемой также полюсом (рис. 35). Тогда про-
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ 95 екции вектора F на оси координат, или компоненты силы притяжения точки т, будут X = Y = -fmX^L, Z = (19.4) Нетрудно доказать, что эти величины — частные производные по осям координат функции V, называемой гравитаци лом или потенциалом притяжения: так что дУ дх или z онным потенциа- дУ 7—dV ду ’ dz Рис. 35. Притяжение точеч- ных масс. F— grad 7. Так как направление осей х, у. произвольно, можно сказать, что производная гра- витационного потенциала V по любому направле- нию s есть компонента ускорения силы притяжения по этому направлению с обратным знаком: F^FcosCKs)--^-. (19.7) Из (19.7) следует физический смысл гравитационного потенциала. Так как dV ~Fads, (19.8) то элементарное приращение гравитационного потенциала в некотором направлении s есть элементарная работа действующей силы притяжения при перемещении единичной массы на бесконечно малое расстояние ds. Обоб- щая' это положение, мы приходим ко второму определению: гравитацион- ный потенциал в некоторой точке пространства есть работа, совершаемая силой притяжения при перемещении под ее действием единичной массы из бесконечности в эту точку. Если притягиваемая масса перемещается нормально к действующим си- лам притяжения, т. е. cos (F, s) — 0, то Fa = 0. Следовательно, dN — 0, откуда находим выражение V= const, (19.9) являющееся уравнением эквипотенциальной поверхности. Эквипотенциальная поверхность совпадает с поверхностью свободной невоз- мущенной жидкости, поэтому называется иначе еще уровенной по- верхностью. В самом деле свободно движущаяся частица жидкости на уровенной поверхности не подвержена действию каких-либо сил и остается в покое. Если притягиваемая точка перемещается по направлению действующей силы притяжения, т. е. cos (F, s) = 1, то Fa достигает максимального воз- можного значения F. Работа, совершаемая силами гравитационного поля или его потен- циала, есть наиболее общее его физическое свойство, из которого получаются и объясняются остальные его характеристики. Гравитационный потенциал обладает свойством аддитивности (склады- ваемости), так что для системы материальных точек * v= t V -^1 ' г{ ‘ (19.10)
96 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Для физического тела произвольной формы гравитационный потенциал может быть получен предельным переходом от суммы дискретных материаль- ных точек к совокупности элементарных масс dm, на которые может быть разбито тело: y = /Jdm_ (19.11) Так как в прямоугольной системе координат элементарная масса dm = ad%dr\dt,, (19.12) где о — объемная плотность или масса в единице объема, то в общем случае V выразится тройным интегралом: (19.13) Рис. 36. Объем- ная, поверхност- ная и линейная плотность. V--/JJJ °d^dt> Нередко физические тела имеют такую форму, когда для расчетов выгодно считать их не имеющими толщины (материальная поверхность) или вытянутыми в материаль- ную линию. Представим себе, что, не изменяя массы, мы сплющим элементарный куб в квадратный листок, стороны которого по-прежнему будут и с?т] (рис. 36). Тогда элементар- ная поверхностная плотность р, сплющенного листка мо- жет быть найдена из соотношения dm = р <#; с/т], (19.14) Точно так же для линейной плотности X при скатывании листка в беско- нечно тонкую материальную линию, имеющую длину d имеем dm — XcZg, X = р. dr] — о dr) d£. (19.15) Для материальной поверхности гравитационный потенциал имеет вид: V = /JJj£^L, (19.16) где dsi и ds2 — ортогональные координаты поверхности S. Для материаль- ной линии V = (19.17) где dl — элементарный отрезок линии. Во всех случаях компоненты действующей силы притяжения являются частными производными потенциала по заданному направлению (19. 7). В гравиметрии большое значение имеют выражения для притяжения сферических тел. Однородный сферический слой (рис. 37) создает потенциал на единичную массу т — 1 в точке Р, равный (19.18) где dS — элемент сферической поверхности. Вычисление интеграла (19. 18) дает существенно различный результат для внешнего и внутреннего положений точки Р. Для внешней точки = (19.19)
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ 97 Рис. 37. Притяжение сфериче- ским слоем внешней точки. (19. 22) где Q — расстояние от полюса Р; М = 4 л /|Л — масса однородного сфери- ческого слоя. Отсюда следует, что однородный сферический слой притягивает внеш- нюю точку так, как если бы вся его масса была сосредоточена в центре слоя. Следовательно, однородный по плотности шар или шар, состоящий из разных по плотности однородных концентрических слоев, притягивает так же, как материальная точка эквивалентной массы, расположенная в его центре. Эта очень важная теорема позволила Ньютону считать, что Земля и Луна, представляющие собой в первом приближении сферические тела, притяги- вают друг друга, как материальные точки, и таким образом доказать закон всемирного тяготения. В самом деле, если земной шар притя- гивает, как материальная точка, то ускоре- ние притяжения на его поверхности g=^~, (19.20) а на расстоянии от Земли до Луны d (19.21) откуда ускорение земного притяжения на расстоянии Луны Это ускорение должно быть равно центростремительному ускорению а Луны на круговой орбите, вызванному ее падением под действием притяже- ния Земли: g =а., 4л2 а----уа" (19. 23) где Т — период обращения Луны вокруг Земли. Когда в 1665 г. Ньютон впервые вычислил g' и сравнил его с а, эти величины разошлись на 16% из-за неточного знания в то время радиуса Земли. Это расхождение было очень велико даже для XVII столетия, и Нью- тон временно отказался от теории, находившейся в таком противоречии с фактом. Только 6 лет спустя после измерения Пикаром дуги меридиана во Франции эта ошибка была исправлена и согласие теории с наблюдениями стало вполне удовлетворительным. Теория всемирного притяжения была доказана. В наши дни закон Ньютона нетрудно проверить по движению искусственных спутников Земли, для которых известны расстояния от центра Земли d и периоды обращения Т, использовав формулы (19. 22) и (19. 23). Внутреннее гравитационное поле однородного сферического слоя резко отличается от внешнего. При внутреннем положении точки Р (q < R) грави- тационный потенциал принимает постоянное значение чг _ 4л/р _jM г~ R ~ R ’ (19. 24) где R — радиус сферического слоя. Отсюда = 0, т. е. внутри однородного сферического слоя отсут- ствуют силы ньютонианского тяготения. 7 заказ 1966-
98 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Для однородной сферы потенциал притяжения вычисляется как предел суммы элементарных потенциалов бесконечно тонких однородных слоев. Гравитационный потенциал сферы для внешней точки У___4 л fc В3 fM е~ з е “ е (19.25) а для внутренней точки Vi = ^nfu(3Rz-Q2). О (19.26) Найдем силы притяжения F, вызываемые однородным шаром вне и вну- три его, а также радиальный градиент притяжения G. Предварительно за- 8F д?у метим, что градиент притяжения Gc = = x-g- , так как согласно 3V (19. 7) Fe = Получим следующие выражения: внутри шара вне шара 4 4 у nfOQ, dQ Gi== n’a „ _ 8Ve. 4 л/о/?8 *e~ 3 e2 r _ 83Ve _ 8 nfoB3 dQ2 3 es (19- 27) Из (19. 27) очевидно, что внешнее и внутреннее поля однородной сферы существенно различаются. Это различие представлено графически на рис. 38. Граничные значения и Ve, Ft и Fe на поверхности сферы совпадают, од- ДГ = —4л/о, нако закон изменения этих величин резко изменяется при переходе через поверх- ность сферы. Что касается градиентов, то они претер- певают разрыв на поверх- ности сферы, численно равный Ge — Gi = 4 л /п, как нетрудно убедиться, подставляя в (19. 27) q=R. Свойства гравитацион- ного поля, продемонстри- рованные здесь на простей- шем случае однородной сферы, обобщаются для произвольного распреде- ления масс в теореме Пуас- сона: (19. 28) частным случаем которой является теорема Лапласа: ч ДГ = 0, о=0. (19.29) Здесь о — плотность среды, в которой помещена притягиваемая точка; Д V — оператор Лапласа, выражаемый в прямоугольной системе координат формулой ДГ = ^ + ^ + ^- (19.30) ох2 1 оу2 OZ2 ' '
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ 99 и имеющий соответственно иные выражения в полярной и цилиндрической системах координат. Теорема Лапласа (19. 29) означает, что гравитационный потенциал во внешнем пространстве является гармонической функцией, для которой также соблюдаются условия непрерывности потенциала и его первых производных. Во внутреннем же пространстве потенциал притяжения не является гармонической функцией. Его вторые производные испытывают скачкообразное изменение на величину 4 л /Аст каждый раз при прохождении притягиваемой точки через границу с разностью плотностей До, как это сле- дует из теоремы Пуассона (19. 28). Основные элементы гравитационного поля — его потенциал, первые и вторые производные. Обычно применяется прямоугольная система координат с осями, направленными: X — на север, Y — на восток, Z — вниз по направлению отвесной линии, так что пло- скость XOY является плоскостью горизонта. В этой системе элементы гравитационного поля выражаются так: о г, 9V т7 одесь Vx — ST J V XX — Ускорения притяжения, сл»/сек2 Вторые производные гравитационного потенциала, 1/сек2 Я2Т7 s д2Т7 Гравитацион- d2V гг o2V ный — ^2» vxz— ИТ. д. потенциал, OXOZ Сл»2/Сек2 Вторые производные VXy = = Vyx и т. д. равны между собой, так как порядок диф- vx Vxx, Vxy, Vxz ференцирования не изменяет У., 17_. Т7 результат. Размерность эле- v У vyy* Vyz ментов гравитационного по- тенциала вытекает из их определения. В то время как гравитационный потен- Vz Kzz циал выражается в обычных единицах системы СГС (эргах), для ускоре- нии притяжения и вторых производных введены специальные единицы измерения, применяемые преимущественш ) в гравиметрии. Единица уско- рения притяжения (см • сек-2) называется г а л (гл) в честь Галилея. Приме- няются также миллигал (мгл), т. е. 1/1000 гл имикрогал (мкгл), составляющий 1/1000 мгл, или 10—6 гл. ] Единица для измерения вторых производных потенциала притяжения имеет размерность сек , называется этвеш и равна 10—9 СГС. Выясним физический смысл элементов гравитационного поля. Гра- витационный потенциал характеризует работу сил гравитационного поля. Первые производные потенциала притяжения — компоненты его ускорения, из которых Vz направлена по действующему направлению силы тяжести, a Vx и Vv являются горизонтальными составляющими притяжения. Вторые производные потенциала имеют более сложный физический смысл. Они раз- деляются на две группы по их отношению к действующему суммарному ускорению силы тяжести g, с которым совмещена ось Z избранной нами системы координат. Производные, содержащие координату Z (Vxz, Vyz, Vzz), характеризуют скорость изменения g по трем осям координат, т. е. являются градиентами силы тяжести. Производные, в которых диф- ференцирование шло только по горизонтальным координатам, дадут нам эле- менты кривизны уровенной поверхности. В каждой заданной точке кривизна уровенной поверхности (К = 1/р), т. е. величина, обратная радиусу той окружности, которая соответствует сечению уровенной поверхности вер- тикальной плоскости, является наибольшей и наименьшей в двух взаимно- перпендикулярных азимутальных направлениях (рис. 39). Вертика льные сечения уровенной поверхности, в которых она имеет наибольшую и наимень- шую кривизну, называются ее главными сечениями. Вторые 7*
100 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ производные потенциала притяжения дают разность кривизны А К и азимуты ф главных сечений, определяемые следующими формулами: Рис. 39. Главное сечение уровен- ной поверхности. А---------------------L = 1 2 Q1 02 g tg2il> = -^, (19.31) Ед = Vw — Vx Величины Vz, Vxz, Vyzt VA и Vxy измеряются при помощи гравиметри- ческой аппаратуры — гравиметров и гравитационных вариометров. Для измерений Vzz в настоящее время ведется разработка специальных вер- тикальных градиентометров. Величины V, Vx и Уу в случае необходимости вычисляют по другим элементам гравитационного поля, доступным для измерений. § 20. СИЛА ТЯЖЕСТИ И ЕЕ ПОТЕНЦИАЛ Сила тяжести есть сумма силы притяжения Земли и центробежной силы инерции. В то время как сила притяжения направлена к центру Земли, центробежная сила инерции располагается параллельно плоскости экватора, Рис. 41. Центробежные силы инерции. перпендикулярно к оси вращения Земли (рис. 40). Центробежная сила из- меняется с широтой, достигая у экватора наибольшего значения и обращаясь в нуль на полюсах, но ее величина повсюду незначительна по сравнению с силой земного притяжения. Поэтому равнодействующая силы притяжения и центробежной силы инерции почти совпадает с первой из них по величине и направлению. Вследствие изменения центробежной силы сила тяжести из- меняет свою величину от экватора к полюсу только на 0,5%. Для определения силы тяжести найдем потенциал центробежных сил инерции. Если тело равномерно вращается вокруг оси Z с постоянной угло- вой скоростью to, то в точке А (х, у, z) на расстоянии Q от оси вращения воз-
СИЛА ТЯЖЕСТИ И ЕЕ ПОТЕНЦИАЛ 10J , никнет радиально направленная центробежная сила инерции (рис. 41), ускорение которой С = со2р. (20.1) Проекции этого ускорения на оси координат будут равны: Сх = а*х, Су = &у, Cz=0. (20.2) Потенциал центробежных сил инерции и = ^(х2 + У2), (20.3) в чем можно убедиться, продифференцировав U по х, у, z и найдя, что г _ dU r dU r _dU х ~ ~ ~дГ г p(Xry,Z) Поэтому потенциал силы тяжести есть । сумма двух потенциалов: \ W = V + U. (20.4) /V / Подставив значения V из (19. 11) и U из / \ /Ч/ \ у (20. 4), найдем Д " W = f f^ + -у-(а:2 + у2). (20.5) Первая задача заключается в отыскании / аналитического выражения для W. Для этого / прежде всего необходимо выразить расстояние / РА = г от полюса Р до притягивающей точки у А через радиус-вецтор R = ОА и полярный угол (ib= <5 РОА) этой точки (рис. 42): Рис- 42, Определение потен- ' циала силы тяжести. /2 = q2 + 7?2 — 2Ярсо8ф. (20.6) Считая, что Q > R, выражение (20. 6) можно разложить в ряд по сте- пеням отношения — : Q L о R , , R2 Г/2 г = е[1— 2 — cosip + -^j , откуда — 1 — 2 — созф eL е т дд ]-1/2 е2 J (20.7) (20. 8) г Таким образом, величина 1/г в формуле (20. 5) может быть заменена рядом со сколь угодно большим числом членов. Если разложить квадратную скобку правой части (20. 8) по биному Ньютона в ряд, то мы получим выра- жение такого вида: 1 1 г е 1-Ьу COS1p + -^-(3cOS2l|> — !)+.• (20. 9) или, пользуясь сферическими функциями, СО (20. 10)
102 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ где, как известно из теории сферических функций, ^0№)==*♦ Л(Ф) = 008ф1 ^2 (4')=-f~cos21);—(20.11) а все последующие члены разложения могут быть найдены по формуле Р"+1 №) = -^Г cos 01>) - Pn-i (W • (20.12) Таким образом, формула (20. 9) может быть записана также в виде Рис. 43. Притяжение сфероидального из- бытка. 1 1 г 0 [*о(я>) 4~А(1>) +-^-Ра(Ф)]. (20.13) Выражения (20. 9) и (20. 13) достаточны для иссле- дования потенциала силы тяжести всей Земли в целом, так как дают аналитические выражения, обеспечива- ющие точность вычисления значений потенциальной функции до 10—4 ее значения. В результате преобразова- ний формулы (20. 5) с учетом (20. 9) или (20.13) получим следующее выражение для потенциала силы тяжести, если даны радиус-вектор (расстояние от центра Земли) и географическая широта <р точки наблюдений: W=^- е I1 + w “ 3 sin2 <₽>+f 4*cos2 ’ (20.14) где М — масса Земли; а — экваториальный радиус Земли; р и q — ве- личины, имеющие специальные значения. !► ► Величина р определяется как масса эквивалентного сфероидального избытка Земли (рис. 43). Так как Земля является сфероидом, то ее момент инерции С относительно оси вращения больше, чем момент инерции А относительно одного из ее экваториальных диаметров. Заменяя сфероидаль- ные избытки Земли, показанные на рис. 43, кольцом с массой р, опре- деляем последнюю из условия ца2 — С — А. (20.15) Отношение q центробежной силы на экваторе к силе тяжести на экваторе приблизительно равно: Q ®2 а® ~7М~ ’ (20.16) Численное значение q близко к х/воо. С достаточной степенью приближения можно считать, что радиус-вектор Q в любой точке земной поверхности не слишком отличается от экваториаль- д2 р3 ного радиуса Земли, и поэтому в (20. 14) можно положить —2 #=»1. Q (L
ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 103 Тогда выражение для потенциала силы тяжести приобретает более простую форму: w=’Г' I1 + &(1-3 sin2 ф)+fcos2 ф] • (20‘17) Из (20. 17) очевидно, что второй и третий члены квадратной скобки в пра- вой части весьма малы по сравнению с единицей. Действительно и у q величины, не достигающие значения 0,002. Поэтому значение формулы (20. 17) может быть выражено следующим положением. Потенциал Земли в первом приближении равен потенциалу материаль- ной точки такой же массы в ее центре. Это приближение получается, если отбросить в правой части (20. 17) оба малых члена. Второе приближение выражено формулой (20. 17), представляющей потенциал силы тяжести на поверхности сфероидальной Земли. При этом второй член в скобке дает влияние на потенциал силы тяжести притяжения сфероидального избытка, а третий выражает потенциал центробежной силы. § 21. ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ Для нахождения фигуры Земли, т. е. геометрической формы уровенной поверхности, совпадающей с уровнем моря, достаточно написать уравнение уровенной поверхности (19. 9) для потенциала силы тяжести: W = const. (21.1) Величина произвольной постоянной в правой части (21. 1) определяется, если положить <р — 0, т. е. вычислить потенциал'силы тяжести для экватора: а 2 J (21.2) Приравняв вследствие равенства W — W9 правые части выражений (20. 17) и (21. 2), получим уравнение, дающее зависимость радиус-вектора р от широты <р и являющееся уравнением геометрической поверхности: С. а С1”3 sin2q>)+-|-cos2<p 2М^ 2 Пользуясь тем, что и -------величины малые: е__ 1+«1+е3 а 14-83+64 ’ (21. 3) (21-4) где через е обозначены малые величины, находим, что •5- 1 + +е2 — е3 — е4. (21.5)
104 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Проведя вычисления, получим р = а(1 — asin2<p), (21.6) где а — некоторая величина, определяемая формулой Но (21. 6) с точностью до малых второго порядка есть уравнение сфе- роида (эллипсоида вращения), имеющего большую полуось а, малую полуось b и сжатие а, определяемые формулой , (21.8) Фигура Земли с точностью до малых второго порядка есть эллипсоид вращения. Если же в формуле (21. 6) пренебречь значением сжатия (а = 298~)’ то мы получим, что в первом приближении фигуру Земли можно считать шаром. Уравнение (21. 6) связывает сжатие Земли с величиной р,, которая не поддается непосредственному измерению. Поэтому эти выражения имеют лишь принципиальное значение и не могут служить для вычисления а. Перейдем к выводу выражения для ускорения силы тяже- сти. Чтобы найти выражение для ускорения силы тяжести g, необходимо dW получить производную ^-, где п — направление нормали к уровенной поверхности. Дифференцируя сперва по радиус-вектору р, а затем по п, по- лучим _ атр _ атр ар & дп 8f> дп‘‘ (21.9) Так как угол между радиус-вектором (направлением на центр Земли) и нормалью к уровенной поверхности (отвесной линией) нигде не превышает 12', то «=« —1 (нормаль и радиус-вектор имеют противоположные напра- вления, что и дает знак минус). Поэтому dW ае g (21.10) Продифференцировав выражение для W (20. 14) и приняв, как и раньше, что квадраты и кубы отношений приближенно равны единице, получим ускорение силы тяжести в следующем виде: ° Q2 [i+4"^ (1—3 sin2 ф) _ зcos2 ф] • (21.11) Так же, как и в выражении для потенциала силы тяжести, второй и тре- тий члены в квадратной скобке — малые величины. Пренебрегая ими, можно легко обнаружить, что сила тяжести на поверхности Земли в самом грубом приближении равна притяжению массы земного шара, сосредоточенной в его центре. Во втором приближении второй член правой части (21. 11) учитывает влияние сфероидальных избытков, т. е. сплюснутости Земли, а третий — дей- ствие центробежных сил инерции. Заменив р его выражением в правой части уравнения (21. 6) и сделав преобразования с точностью до малых величин
ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 105 Таблица 17 Формулы нормальной силы тяжести Автор Год Формулы нормальной силы тяжести - Земля принята за сфероид Гельмерт 1901—1909 - 78,030 (1+0,005302 sin2 ф— 0,00000 7 sin2 2<р) а=1:'298,2 Боуи 1917 978,039 (1 + 0,005294 sin2 ф—0,000007 sin2^) а=1:297,5 Хейсканен 1928 978,049 (1 +0,005289 sin2 ф—0,000007 sin2 2ф) а= 1 :297,1 Хейсканен— Уотила 1957 978,0496 (1+0,0052934 sin2 q>—0,0000059 sin2 2<р) а= 1:297,4 Кассинис1 1930 978,0490 (1+0,0052884 sin2<p—0,0000059 sin2 2<р) а= 1:297,0 Земля принята за трехосный эллипсоид Гельмерт 1915 978,052 [1 +0,005285 sin2 ф—0,0000070 sin2 2<р+ +0,0000118 cos2 <р cos 2(Х+17°)] Хейсканен 1924 978,052 [ 1+0,005285 sin2 ф—0,0000070 sin2 2ф+ +0,000027 со&2ф cos 2 (X—18°)] Хейсканен 1928 978,049 [1 + 0,005293 sin2 ф—0,0000070 sin2 2ф+ +0,000019 cos2 ф cos 2 (X—0°)] Нисканен 1945 978,0468 [1+0,0052978 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф+ +0,0000230 cos2 ф cos 2 (Х+4°)] Жонголович 1952 978,0573 [1 +0,0052682 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф + +0,0000155 cos2 cos 2 (X+6°)l Уотила 1957 978,0516 [ 1 +0,0052910 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф + + 0,0000106 cos® cos 2 (X+6°)] У 1 Формула Кассиниса называется международной.
106 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ второго порядка, получим два уравнения, которые совместно выражают теорему Клер о: % — еа (1 + ₽ sin2 <р), й 5 (21-12) Р = _д_а. Здесь ga — ускорение силы тяжести на экваторе. Теорема Клеро устанавливает зависимость распределения силы тяжести по широте на уровенной поверхности эллипсоида от сжатия Земли. .Она является фундаментальным уравнением геодезической гравиметрии, так'как позволяет определить сжатие земного сфероида из наблюдений силы тяжести. Теорема Клеро иногда записывается в другом виде. Положив в первой строке (21. 12) <р = 90°, можно определить gn, т. е. значение ускорения силы тяжести на полюсе. Отсюда систему уравнений (21. 12) можно заменить такой парой: Р = ^=^- = q-а, (21.13) бЭ откуда (21.14) Для того чтобы определить численное значение коэффициентов ga и р в формуле (21. 12), достаточно измерить силу тяжести в двух точках с раз- личными широтами: gi =ёэ (1 +₽ sin2 фх), (21.15) - g2=gB(l + ₽sin^.z). Система двух уравнений (21. 13) позволяет определить два неизвестных: ga и р. Зная последнюю величину и умея вычислить д по формуле (20. 16), возможно найти а. Однако в действительности, чтобы избежать погрешностей, связанных с местными аномалиями силы тяжести, необходимо использовать возможно большее количество уравнений типа (21. 15),» составляя их для измерений силы тяжести в отдельных точках или осредняя их на некоторой площади, например в пределах зон 10 X 10°. Первое надежное определение постоянных уравнения Клеро было получено только в 1884 г., когда Гель- мерт вычислил их, используя 108 измерений силы тяжести с маятниками. Он получил g0 = 978,00 гл, р = 0,005310. Гельмерт так же, как и последу- ющие исследователи, приводил все наблюдения силы тяжести к уровню моря. Сила тяжести, приведенная к уровню моря и осредненная по формуле (21.12), носит название нормальной и обозначается через у0. Нормальные значения ускорении силы тяже Ф, град Ч>, 0 1 2 3 4 0 978,0300 978,0315 978,0362 978,0441 978,0551 10 978,1855 978,2178 978,2530 978,2910 978,3319 20 978,6337 978,6929 978,7543 978,8182 978,8841 30 979,3213 979,4002 979,4806 979,5625 9786456 40 980,1659 980,2552 980,3450 980,4351 980,5254 50 981,0663 981,1552 981,2435 981,3310 981,4178 60 981,9141 981,9918 982,0679 982,1423 982,2148 70 982,6061 982,6633 982,7180 982,7701 982,8196 80 983,0583 983,0880 ' 983,1146 983,1381 983,1585 90 983,2155
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 107 Выражение для у0 дается в настоящее время с большим числом членов. В некоторых случаях учитываются долготные члены, т. е. фигура уровенной поверхности Земли считается трехосным эллипсоидом. Общий вид формулы нормальной силы тяжести таков: Yo=ga [1 + Р sin2 <p — Pi sin2 2ф + Р2 cos2 ф cos 2 (X — X0)J. (21.16) Здесь Pi и р2 — весьма малые члены, поэтому величину рх предпочитают находить теоретически, а не из наблюдений. Величины gs, р, р2, Хо находят, решая систему многих уравнений с четырьмя (или двумя, если Земля при- нимается за сфероид) неизвестными. Решение ведется по способу наименьших квадратов, т. е. ищутся наивероятнейшие значения неизвестных таким обра- зом, чтобы сумма квадратов остающихся невязок была минимальной. Сводка важнейших формул нормальной силы тяжести, полученных различными авторами, дана в табл. 17. Для сфероида в этой же таблице даны величины полярного сжатия Земли, полученные по теореме Клеро. Последние определения основаны на весьма большом количестве наблю- дений. Так, И. Д. Жонголовичем в его работе использовано около 26 000 измерений силы тяжести. Хейсканен в своей последней монографии (1958 г.) выражает сомнение в целесообразности использования трехосного эллип- соида вследствие неуверенности долготного члена и наличия аномалий, нахо- дящихся в противоречии с теоретическим распределением нормальной силы тяжести по- долготе. Вопреки этому мнению два последние определения (Жонголович, Уотила), обоснованные весьма обширными гравиметрическими наблюдениями, согласуются вполне удовлетворительно. В СССР исполь- зуются формулы нормальной силы тяжести: Гельмерта, 1901 г. (основная); Кассиниса, 1930 г., Жонголовича, 1952 г. В табл. 18 приведены значения нормальной силы тяжести по формуле Гельмерта 1901—1909 гг. § 22. РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ Для того чтобы сравнить наблюденное и нормальное значения силы тяжести, необходимо привести их к одной и той же уровенной поверхности. С этой целью наблюденные значения силы тяжести редуцируют или приводят к уровню моря. Редукция наблюденного значения силы тяжести к уровню моря пред- ставляет проблему более сложную, чем это кажется на первый взгляд. Необ- ходимо исправить значение силы тяжести за высоту и притяжение промежу- Таблицл 18 сти (в гл) по формуле Гельмерта 1901—1909 гг. град 5 6 7 8 9 978,0692 978,3756 978,9521 978,7299 980,6159 981,5034 982,2853 982,8665 983,1759 978,0864 978,4221 979,0222 978,8154 980,7064 981,5882 982,3539 982,9105 983,1901 978,1066 978,4711 979,0942 978,9018 980,7968 981,6716 982,420В 982,9518 983,2013 978,1299 978,5228 979,1682 978,9891 980,8870 981,7538 982,4845 982,9902 983,2092 978,1563 978,5771 979,2439 980,0772 980,9768 981,8346 982,5464 983X1257 983,2139
108 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ точного слоя. Однако положение уровенной поверхности моря внутри при- тягивающего слоя пород земной коры известно лишь приближенно, так как превышения геоида над сфероидом можно оценить лишь довольно грубо. Истинная плотность промежуточного слоя, т. е. слоя, заключенного между дневной поверхностью и уровнем приведения, также известна недостаточно- Поэтому вопрос о редукциях силы тяжести до сих пор обсуждается в грави- метрии. Во всех случаях необходимо вводить поправку за высоту точки, называемую также поправкой в «свободном воздухе», а также ’ поправкой Фая или Гельмерта. Это А —X поправка за различие расстояний от точки |л V. наблюдения до центра Земли, учитывающая ___________I-----убывание силы тяжести с высотой. Пусть. '— точка наблюдения А имеет высоту h над Рис. 44. Определение поправки уровнем моря (рис. 44). Тогда ввиду малости за высоту. h по сравнению с радиусом Земли R можно определить величину поправки, дифферен- цируя зависимость силы тяжести от расстояния до центра Земли (g = ) по расстоянию г и подставляя затем г = Л: &gh=^&R = ^nfocph = ^-h, (22.1) где g0 — ускорение силы тяжести на уровне моря; ст ср — средняя плотность Земли; Д7? = h — приращение расстояния от центра Земли. Подставив в (22. 1) численные значения входящих в него величин, получим &gh:= +0,3086 h. (22.2) В формуле (22. 2) Agh выражено в миллигалах, h — в метрах. При положительных высотах поправка за высоту также положительная. Более точно, принимая во внимание сжатие Земли, поправка за высоту имеет вид: Agh = + 0,3086 (1 + 0,00071 cos 2q>) h. (22.3) Величина в формуле (22. 1) не что иное, как нормальный вертикаль- ный градиент силы тяжести, равный 3086 Е. Вторая поправка, вводимая в наблюденные значения силы тяжести, — поправка за притяжение промежуточного слоя, распо- ложенного между уровенной поверхностью приведения (например, уровнем моря) и дневной поверхностью,, называется также поправкой Буге. Промежуточный слой в первом, наиболее грубом приближении можно счи- тать плоско-параллельным, безграничным и однородным. Притяжение та- кого слоя для точек с положительной высотой h над уровнем моря направлено вниз и по величине равно, как это показано в § 32, 2л /о h. Поэтому по- правка имеет знак минус: Д^=-2я/аЛ=(22.4) Здесь о — плотность промежуточного слоя; о ср — средняя плотность Земли. Заменив множитель 2л/ его численным значением, получим выражение, поправки в миллигалах, если h измеряется в метрах: Ag" = — 0,0418 о/г. (22.5
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 109 Так как для пород земной коры о близко к 2,5 г!смъ, то приблизительно Д£ —0,1 h. Иными словами, промежуточный слой в форме плоско-парал- лельной бесконечной пластины мощностью 10 м, имеющей плотность около 2,5 г!смъ, создает притяжение около 1 мгл. Рельеф местности создает отступления формы промежуточного слоя от плоско-параллельной пластины. Влияние рельефа любой формы уменьшает силу тяжести, как это наглядно видно из рис. 45. Действительно, углубле- ние рельефа означает недостаток массы, уменьшающей силу тяжести. Но Рис. 45. Действие поправки за рельеф. за возвышение, создавая притяжение, которое направлено вверх, также умень- шает силу тяжести. Поэтому поправка зарельеф всегда положительна. Учитывая поправку за рельеф, мы уточняем поправку Буге, так как перехо- дим от идеализированной плоско-параллельной пластины к истинным фор- мам рельефа. Это уточ- нение может быть полу- чено двумя путями. Во-первых, можно вычи- слить поправку за пло- ско-параллельный про- межуточный слой и при- бавить к ней поправку за рельеф. Тогда мы по- лучим усовершен- ствованную по- правку Буге, ча- сто называемую также топографической поправкой: &gt = &g" + &gr- (22.6) Поправка за рельеф уменьшает абсолютное значение отрицательной поправки Ag". Второй способ состоит в непосредственном вычислении поправки от уровня моря. Для вычисления поправки за рельеф или непосредственно топографи- ческой поправки местность вокруг точки наблюдений разбивают радиусами и концентрическими окружностями на кольцевые зоны и радиальные отсеки (рис. 46). Считая, что поверхность каждого сегмента горизонтальна, и сни- мая его среднюю высоту с топографической карты, можно вычислить его влияние' на точку наблюдения, находящуюся в центре концентрических зон. Для этого надо решить задачу о притяжении плоского однородного цилиндрического кольца на точку, находящуюся на его оси. Пусть О — точка наблюдений, h — ее высота над уровнем моря, hx — высота точки над верх- ней поверхностью цилиндрического кольца, гг — его внутренний, а г2 — внешний радиусы (рис. 47). Притяжение со стороны элементарной массы dm на точку О будет или если обозначить через Q — расстоя- ние от точки наблюдений до элементарной массы, а через z — их разность высот. Тогда вертикальная составляющая притяжения элемента массы dm dg f dm r2+z2 cosp = fzdm (r2+22)3/2 * (22. 7) Переходя к цилиндрическим координатам, получим для элементарной массы выражение dm = ordrdzda, (22. 8)
110 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ где а — азимут притягивающей точки относительно пункта наблюдений. Подставив (22. 8) в (22. 7) и проинтегрировав его, получим 2п Л1 га а -I Г Г Г rzdrdzda J J <aPF-= О Л Ti = 2лМ(}/> +G2-yX+rJ -/^+^ + /4+4). (22.9)' Притяжение 1/n доли кольца соответственно в п раз меньше. Сумма влияний, вычисленных со стороны каждого цилиндрического сегмента, об- разует топографическую поправку. Формула (22. 9), позволяющая вычислить топографическую поправку, Рис. 46. Определение влияния рельефа ме- стности. преобразуется в поправку за рельеф, если положить hi = 0. Чтобы избежать трудоем- ких вычислений, для определе- ния поправок за рельеф исполь- зуют номограммы, в которых для каждой кольцевой зоны по ее превышению над точкой на- блюдений можно непосредст- венно получить искомую по- правку за рельеф. При этом плотность промежуточного слоя Рис. 47. Притяжение кольцевого цилиндра. о0 условно принимается равной 2 г! см3. вычислений при другой плотности промежуточного слоя значения поправки должны быть изменены . пропор- ционально отношению о/о0. Такие номограммы вычислены П. И. Лукав- ченко (СССР), Шлейзингером (Германия), Хаммером (США), и др. Образец номограммы для вычисления поправки за рельеф показан на рис, 48. Влия- ние рельефа быстро убывает с расстоянием. Поэтому особенно подробно приходится учитывать влияние рельефа ближних кольцевых зон. Последо- вательные радиусы кольцевых зон идут со все возрастающими интервалами, например 2—10—20—50—100—200—300—500—700—1000 м — 1—2—3— 5—7—10—15—20—30—50—70—100—200—400 км. На больших расстояниях приходится учитывать сферичность Земли, вследствие чего поправки за рельеф от дальних зон могут быть отрицатель^ ными. Величина поправки за рельеф обычно невелика. В условиях рельефа большинства районов Европейской части СССР она обычно не превышает 0,5 мгл. На расстоянии 40 км от точки наблюдений хребет со средней высотой 2 км создает аномалию от 0,2 до 1,0 мгл. Поэтому во многих случаях доста- точно использовать поправку Буге в ее простейшей форме (22. 4). Поправки за высоту и промежуточный слой приводят наблюденную силу тяжести к уровенной поверхности, совпадающей с уровнем моря. Но эта уровенная поверхность не совпадает, как правило, с поверхностью эллипсоида, для которого вычислены нормальные значения силы тяжести и который называется эллипсоидом относимости. Пусть N — превышение геоида над эллипсоидом. Тогда высота точки над эллип- соидом h=h+N. (22.10) Если мы хотим сравнить наблюденную силу тяжести с нормальной, надо привести ее к уровню эллипсоида, для которого вычислены нормальные зна-
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 111 чения силы тяжести. Поэтому в формулах (22. 1) и (22. 4) следовало бы брать не h, a h. Тогда они примут вид: (22.11) ^=-<4T(A+")“i«'-f7rfJV- е2-12» Последние члены в (22. 11) и (22. 12) носят название поправок Брунса или приведения к эллипсоиду. Поправки Брунса могут быть вычислены только при условии зна- ния N, т. е. истинной фигуры геоида. Для разведочных целей поправка Брунса не имеет большого значения, так как высота геоида изменяется плавно, сохраняя почти постоянное значение для обширных площадей. ; Имеются еще способы приведе- ния наблюденной силы тяжести к уровню моря, которые принципи- ально не отличаются от описанных видов поправок, но широкого прак- тического применения не нашли. При обработке результатов гравиме- трических измерений на небольших площадях целесообразно выбрать плоскость приведения не на уровне моря, а на уровне наиболее низкой точки наблюдения, чтобы уменьшить погрешности вычисления поправок за высоту, связанные с неточным знанием истинного вертикального градиента силы тяжести и плотности промежуточного слоя. Зная поправку приведения на- блюденной силы тяжести gH к уров- ню моря, можно сравнить ее испра- вленное значение с нормальным и вы- числить аномалию силы тяжести. Аномалии силы тяжести различаются по характеру вводимой редукции. Аномалия Фая, или ано- малия в свободном воздухе: <7= 2.0 Н 8 метрах h /> Ад8 ^Т .-6 0.3-' -2 0.2-. 0,1 0.05- ’ 0-^0 Л-^0-2 Зоны 1 /> Ад 130т32 &д=0,01мгл h 4 Я7Т- 'Дд -7 h Д юз-, .100 д 90 140 -за 50- *80 20130-- 18120-- \ Ч й -6 5-rt с 30~ 1 и - - 40 3-- 2-’ 'г10^г 2-‘ 8 ~1 6 1-’ -16110^ ,27о- : -tumii- -20 20 4о -и 1 30 И 50^ 5 ”г--г20 8-~ 2-10 10-20 г з . . 0±0 7-50 50-100100-200 Ч 5 в 1 4 8 8 8 9 Число отсеков п Рис. 48. Номограмма для вычисления по- правки за рельеф. go — Yo=£i+ Ag/> — Yo- (22.13) 7 2 О Аномалия Буге может быть вычислена с учетом влияния рельефа или без него. В последнем случае она иногда называется топо- графической аномалией: go — Yo =g* + &gh 4- Ag" — Yo> go — Yo = gH + Ag/> + Ag" 4- Agr — Yo- (22.14) (22.15) Топографическая аномалия силы тяжести (22. 15) таким образом есть не что иное, как усовершенствованная аномалия Буге.
112 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Выясним физический смысл аномалий силы тяжести. Пусть мы вос- пользовались аномалией в свободном воздухе, определенной в точке А на высоте h над уровнем моря (рис. 49, а). Введение поправки за окружа- ющие топографические массы оставляет лишь плоско-параллельный проме- жуто'чный слой HN (рис. 49, б). Вводя поправку за высоту, мы как бы опу- скаем точку наблюдений А на уровень моря в точку А' вместе с аномальными массами М, которые заняли положение М' (рис. 49, в). Промежуточный слой (между уровнями точки и моря) HN весь погружается в земную кору, создавая фиктивную добавочную массу (NH'). Плотность в земной коре как бы удваивается до глубины, равной высоте точки. Введение поправки за высоту создает фиктивные аномальные массы в земной коре. Вследствие этого появляется зависи- Рис. 49. Физический смысл редукций силы тяжести. мость аномалий Фая (go— Yo) от высоты точки на- блюдений, в чем легко убедиться, произведя, на- пример, наблюдения силы тяжести на крутом склоне. Поэтому аномалия Фая непригодна при решении задач о строении земной коры по данным гравиме- трии, т. е. неприемлема для гравиметрической раз- ведки. Ниже показано, что аномалия в свободном воздухе может быть, однако, весьма полезна при оценке изостатического состояния земной коры. Аномалия в свободном воздухе применяется с успехом в геодезической гравиметрии, так как при введении поправки за высоту не нарушается условие неизменности массы Земли, весьма важное при исследовании фи- гуры Земли. Введение поправки за притяжение промежуточного слоя как бы убирает фиктивные избыточные массы, возникшие в земной коре после исправления наблюденного значения силы тяжести за высоту, оставляя при этом дей- ствующие аномальные массы, которые должны быть предметом исследования (рис. 49, г). В зависимости от того, учитывается поправка за рельеф или нет, это может быть сделано с большим или меньшим приближением, но в общем физическая сущность аномалии Буге от этого не меняется. Для гравиметри-. ческой разведки аномалии силы тяжести в редукции Буге являются тем ис- ходным материалом, который позволяет исследовать распределение подзем- ных аномальных масс. Аномалии Буге могут вычисляться с постоянной или переменной плотностью промежуточного слоя. Эта плотность всегда известна лишь приближенно. Поэтому необходимо вычислить аномалию Буге со сред- ней постоянной плотностью промежуточного слоя. Этим достигается одно- родность вычисляемой картины аномалий силы тяжести на значительной площади и избегается необходимость использовать те или иные гипотезы о распределении плотности в промежуточном слое. Учет изменения плот- ности в промежуточном слое целесообразно оставлять до этапа геологической интерпретации, рассматривая распределение плотности в промежуточном слое, как в одном из слоев земной коры. В СССР приняты две стандартные плотности промежуточного слоя: 2,3 г!см3 для равнинных районов и 2,67 г 1см3 для горных (с высотами 1 км и более). Последнее значение плот- ности используют также для общих построений, охватывающих горные и равнинные территории.
ВТОРЫЕ ПРОИЗВОДНЫЕ ПОТЕНЦИАЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ ЦЗ Некоторые особенности возникают при редукции морских наблюдений силы тяжести. Здесь при использовании подводных гравиметров и наблю- дениях на борту подводных лодок поправка за высоту имеет отрицательный знак. Необходимо введение специальной поправки за слой воды, лежащей выше точки наблюдений: AgM=4л foMd, (22.16) где Gm — плотность морской воды, равная 1,03 г/см*', d — глубина погруже- ния прибора. В то же время необходимо учесть недостаток масс, создаваемый слоем морской воды, которая заключена между поверхностью моря и дном океана. Это можно достаточно хорошо сделать путем введения гидротопогра- фической поправки: Agh = 2л fD (оср — Ом), (22.17) где сор — средняя плотность земной коры, принимаемая в этом случае 2,67 г 1см3., а в области распространения под дном океана базальтовой горы 2,80 г!см3‘, D — глубина моря. § 23. НОРМАЛЬНЫЕ И АНОМАЛЬНЫЕ ЗНАЧЕНИЯ ВТОРЫХ ПРОИЗВОДНЫХ ПОТЕНЦИАЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ При изучении силы тяжести вопросам нормального поля и редукции уделяется большое внимание, так как исследуемые значения аномалии силы тяжести невелики по сравнению с нормальными значениями силы тяжести и редукции. Изменение нормальной силы тяжести между полюсом и эквато- ром составляет почти 5200 мгл, редукция за высоту может дойти до 2600 мгл, гидротопографическая редукция не превышает 700 лсалит. д., в то время как аномалии силы тяжести изменяются в пределах около 900 мгл. Гораздо проще обстоит дело со вторыми производными потенциала силы тяжести — горизонтальными градиентами силы тяжести и элементами кривизны уровен- ной поверхности. Редукция за высоту здесь не вводится, так как в условиях сравнительно спокойного рельефа, где только и возможно применение варио- метра, измеряемые величины градиентов и кривизн в пределах ошибок наблюдений не изменяются. Нормальные же значения вторых производных потенциала силы тяжести невелики по сравнению с аномалиями этих величин. Горизонтальный градиент силы тяжести по долготе равен нулю, так как даже в предположении, что Земля представляет собой трехосный эллип- соид, изменения нормальной силы тяжести по долготе ничтожны. Поэтому (И^)о = 0. (23.1) Чтобы найти нормальное значение горизонтального градиента силы тя- жести по широте, необходимо продифференцировать выражение для нормаль- ной силы тяжести (21. 12) по <р: 2ga 0 sin <р cos ф. (23.2) Принимая во внимание, что элемент дуги меридиана в линейной мере dx может быть выражен через радиус Земли Н и элементарное приращение широты d ф: dx=Rdq>, (23.3) получим для нормального значения горизонтального градиента силы тяже- сти выражение ’ (23.4) 8 Заказ 1966.
114 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ или в численном виде (PKaz)0 = 8,16 sin 2<р Е. (23.5> Рис. 50. Нормальные значения W-. Что касается кривизн, то для сфероида главные сечения совпадают с направлением меридиана и первого вертикала (т. е. вертикальной пло- м _ в скости, проходящей с востока на запад). Юлснвя широта Северная широта Поэтому tg2<p0 = — (И^)о = О, (23.6> где = Wvy — Wxx. Разность кривизн главных сечений для сфероида может быть вычислена, если известны его размеры и сжатие: ("Д-Чв-тт)- (23-7> где М и N — радиусы кривизны главных сечений сфероида. В численном виде ° (^д)о = 5,15 (1 + cos 2<р) Е = 10,3cos2<рЕ. (23.8> К Графически нормальные значения WXS! и ГИд изображены на рис. 50. Этот гра- фик дает достаточно точные для практического использования значения вто- рых производных потенциала силы тяжести на различных широтах. Нор- мальное значение Wzz легко получить из формулы (22. 3): (Wzz)0 = 3086 (1 +0,0007 cos 2<р) Е. (23.9) Нормальный вертикальный градиент силы тяжести отличается боль- шой величиной от других вторых производных гравитационного потенциала. В заключение необходимо сделать замечание, одинаково относящееся к аномалиям как силы тяжести, так и вторых производных ее потенциала. Напишем выражения для наблюденного и нормального значений по- тенциала силы тяжести: И+ = 1++^, (23.10) ТГ0 = Го + С7, где U — потенциал центробежных сил инерции, имеющий в обоих случаях одно и то же значение. Вычитая почленно второе равенство (23. 10) из первого, найдем значе- ние аномального потенциала: Wa = WB - Wo = Vh - V0 = Va. (23.11) Это равенство справедливо, как легко видеть, также и для производных потенциала силы тяжести. Таким образом, аномалия потенциала силы тя- жести (ее производных) равна аномалии потенциала ньютонианского притя- жения (ее производных). Это важное положение позволяет всегда рассмат- ривать аномалии силы тяжести и ее вторых производных, как аномалии притяжения и соответственно производных последней.
ВАРИАЦИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 115 Рис. 51. Прилив- ное действие. § 24. ВАРИАЦИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ Сила тяжести на поверхности Земли с течением времени может изме- няться вследствие трех причин: а) изменения положения точки измерений относительно центра Земли, т. е. вследствие изменения высоты точки над уровнем моря; б) изменения расположения притягивающих масс внутри Земли; в) приливного действия космических тел (заметным является влияние Луны и Солнца). Изменения ускорения силы тяжести во времени удобно называть вариациями силы тяжести. Неотектонические дви- жения являются причиной значительных относительных изменений высот отдельных точек. Если высота точки над уровнем моря изменяется на 6 Н метров, то вариация ускорения силы тяжести с24-1» где g0 — сила тяжести на уровне моря; R — радиус Земли; <Тср — средняя плотность Земли; н0 — плотность проме- жуточного слоя. Формула (24. 1) дает возможность предложить метод прецизионной нивелировки с помощью повторных изме- рений силы тяжести на пунктах, взаимные превышения которых взаимно изменяются и между которыми трудно осуществить обычную нивелировку. Изменение относи- тельного превышения точки на 1 м вызовет вариацию 6 g порядка 0,2 мгл, что вполне доступно по точности современным гравиметрам. Внутри Земли должны про- исходить лишь чрезвычайно медленные изменения дислокации масс, тем не менее они, возможно, влияют на значения силы тяжести на земной поверх- ности. Только теперь появляется возможность изучения подобных веко- вых вариаций силы тяжести. Периодические вариации силы тяжести вызываются притя- жением Луны и Солнца (рис. 51). Изменение силы тяжести в точке А, вызван- ное приливными силами, равно разности проекций сил притяжения, при- ложенных к точке А и центру Земли О, на вертикальное направление в точке А: <ь t ( COS Z COS Zi \ /п/ bg = fm —---------, (24.2) \ е е, ) где т — масса Луны или Солнца; Q, Qj — расстояния светила С от центра Земли и от точки наблюдений А; z, — геоцентрическое и топоцентрическое (местное) зенитные расстояния светила. Принимая во внимание, что cos Zj=q cos z — R, (24.3) можно найти t>g = ^ (1-3cos2z+ . ..). (24.4) Вводя горизонтальный экваториальный параллакс р светила sinP = -y- (24.5) и принимая во внимание, что приближенно q — где М — масса Земли, получим окончательно 6 g=g ~м sin3 Р (1—3 cos2 z). (24. 6),
116 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Приливное действие еще больше усиливается тем, что Луна и Солнце вызывают упругий прилив в твердой оболочке Земли, вследствие чего точка А приподнимается, удаляясь от центра Земли приблизительно на 0,25 м (см. § 12). Поднятие точки наблюдений на упругой приливной волне земной коры усиливает приблизительно в 1,2 раза приливное гравитационное дей- ствие, направленное вверх. Наибольшее приливное влияние оказывает Луна. Амплитуда лунного приливного гравитационного действия может доходить до 0,249 мгл, когда Луна находится в зените. Амплитуда солнеч- ного приливного действия составляет 0,096 мгл, так что суммарное влияние Луны и Солнца на силу тяжести составляет 0,345 мгл. Рис. 52. Приливные вариации силы тяжести 1—10 июня 1963 г. (по П. Ф. Шокину). ( V Характер периодических вариаций силы тяжести, являющихся след- ствием приливного действия Луны и Солнца, показан на рис. 52. Учет при- ливного действия на силу тяжести удобнее всего производить по графикам, рассчитанным на несколько лет вперед для каждого дня и часа и различных географических широт [40]. § 25. АБСОЛЮТНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ УСКОРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ Огромное количество измерений силы тяжести выполняется в настоящее время более быстрым, легким и точным относительным методом, так что за- дача' практической гравиметрии сводится к получению разности ускорений силы тяжести между точками наблюдений. Однако вся эта система измере- ний основывается на небольшом количестве высокоточных абсолютных опре- делений ускорений силы тяжести. Абсолютное определение силы тяжести может быть наиболее просто выполнено методом свободного падения тел или при помощи маятников. В основе первого способа лежит известная зависимость пути падающего тела s от времени t: s = (25.1) Для определения g в этом способе надо знать путь, пройденный телом, и время. Маятниковый метод абсолютного определения силы тяжести осно- ван на формуле, связывающей период свободного колебания маятника Т с его длиной I и ускорением силы тяжести g: Т=2л]/Г^- (25-2)
АБСОЛЮТНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ УСКОРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ 117 Здесь надо знать время колебания и длину маятника, чтобы вычислить абсолютную величину ускорения силы тяжести. Первый способ был исполь- зован еще Галилеем, но только в последние годы техника эксперимента улучшилась настолько, что этот способ стал давать вполне удовлетворитель- ные результаты. Маятниковый метод абсолютных определений ускорения силы тяжести долгое время был единственным надежным способом. Физический маятник произвольной формы имеет приведенную длину Z, которая выражается через момент инерции Ко относительно оси качания, расстояние от оси качания до центра тяжести а и массу маятника М следу- ющим образом: (25.3) 1-^ аМ " Если принять во внимание, что момент инерции относительно оси качания Ко может быть выражен через момент инерции относительно центра тяжести К0 = К + аШ (25.4) и обозначить К = к2М, введя таким образом поня- тие о радиусе инерции к, то приведенную длину физического маятника можно записать в следующем виде: Рис. 53. Физический маятник. 1 । *2 1 = а-\------. 1 а (25. 5) Возьмем маятник, который колеблется вокруг некоторой оси О (рис. 53), и перенесем его ось через центр тяжести в точку О' так, чтобы расстояние между обеими осями было равно приведенной длине маятника (00’ = Z). Для О' можем написать аналогично (25. 5) ,, , .Л2 1=1 — а-\ (25. 6) I—а ‘ Но так как из (25. 5) Л2 Г = 1. т---= а, I—а (25.7) то (25.8) Если в физическом маятнике будут найдены такие две оси, при колеба- ниях вокруг которых его периоды равны, то расстояние между этими осями даст приведенную длину маятника. Такой маятник называется оборотным маятником. Он схематически изображен на рис. 53. Измеряя период колеба- ния оборотного маятника и расстояние между его опорными лезвиями, на которых он колеблется, можно найти абсолютное значение ускорения силы тяжести по формуле (25. 9) _ 4 л2 Z ё J2 Для оценки требуемой точности определения I и Т предположим, что абсолютное значение ускорения силы тяжести нам необходимо получить с точностью до 1 мгл, что дает относительную ошибку < 10 6. Лога- рифмируя и дифференцируя (25. 9), найдем Ag = bl 2ДТ g 1 Т (25.10)
118 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Чтобы левая часть этого равенства была меньше 10—6, каждый из членов правой части также должен быть меньше этой величины. При приведенной длине маятника 25 см и полном периоде колебания около 1 сек, как это сле- дует из (25. 2) (обычно в гравиметрии за период принимают половину полного периода, так что Т = 0,5 сек), необходимо добиться измерения I с точностью выше 0,2 мк, а периода Т с точностью до 2 • 10—7 сек. Это очень трудная и сложная задача, особенно в отношении определения длины, если учесть, что длина волны видимого света имеет порядок 0,5 мк. Кроме того, на физи- ческий маятник действуют температура, окружающий воздух и другие фак- торы, что создает необходимость учета всех возможных влияний на маятник и еще более осложняет измерения. Особенно опасны систематические влия- ния, создаваемые упруго-вязкой реакцией опоры при колебаниях маят- ника. Этим объясняется, что произведенные до сих пор абсолютные определе- ния ускорения силы тяжести имеют между собой значительные невязки, которые были обнаружены относительными измерениями разностей силы тя- жести между пунктами абсолютных определений. Сводка фундаментальных абсолютных определений ускорения силы тяжести дана в табл. 19. Таблица 19 Абсолютные определения ускорения силы тяжести Место определения Год определения g. гл g, редуцированное к Потсдаму при помощи относи- тельных опреде- лений, гл Поправка к потсдам- ской системе, мгл Потсдам 1898—1904 981,274 981,274 Вашингтон 1930—1934 980,080 981,254 —20 Теддингтон 1935—1938 981,181 981,259 -15 Ленинград (ВНИИМ) 1954—1956 981,919 981,262 —12 Результаты абсолютных определений, как видно из табл.19, расходятся между собой до 20 мгл, в то время как современные относительные определе- ния силы тяжести имеют точность даже при больших расстояниях между пунктами порядка десятых долей миллигала. Это указывает на необходимость дальнейших абсолютных измерений ускорения силы тяжести. По-видимому, значение силы тяжести в Потсдаме, который в настоящее время является нуль-пунктом большинства гравиметрических сетей Европы и Азии, в том числе и на территории СССР, должно быть уменьшено примерно на 15 мгл. Однако при обсуждении этого вопроса на XI Генеральной ассамблее Между- народного союза геофизики и геодезии в Торонто (1957 г.) решено было воз- держаться от введения каких-либо поправок в принятые значения силы тяжести до получения более точных дополнительных данных. Потсдамское определение было основано на наблюдениях с четырьмя латунными (с периодом около 1 сек) и одним полусекундным маятниками. Призмы, на которых качались маятники, помещали поочередно на маятниках и на неподвижном штативе, причем лучшие результаты дала вторая комби- нация. Наблюдения в Национальном бюро стандартов США в Вашингтоне велись с кварцевыми маятниками. Абсолютные измерения в Теддингтоне (Англия) были выполнены при помощи металлического маятника из специаль- ного сплава, имевшего форму двутавровой балки. Определения силы тяже- сти во Всесоюзном научно-исследовательском институте метрологии в Ленин- граде были выполнены под руководством П. Н. Агалецкого. Он применял
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ 119 три маятника из плавленого кварца с добавочными грузами из латуни с раз- ными приведенными длинами (40, 60 и 75 ел), но с равной массой (4,6 кг). Опорные подушки на маятниках были сделаны из весьма твердого стекла (пирекса); качание производилось на стальных призмах, укрепленных на штативе. Применение маятников различной длины позволило более точно учесть влияние упругих сил подставки. В результате ленинградское опреде- ление, по-видимому, несколько точнее более ранних и имеет среднюю квад- ратическую ошибку менее 1 мгл. Для контроля результатов, полученных с оборотными маятниками, во ВНИИМ был использован также метод свободного падения тел [см. фор- мулу (25.1)]. Этот метод применялся в двух вариантах. В первом из них одно- временно регистрировали несвободное падение камеры, > скользящей вдоль вертикальных проволок, и падение стеклянной пластинки (жезла) внутри падающей камеры. Специальным приспособлением достигалось одновремен- ное автоматическое сбрасывание камеры, которая начинала скользить вдоль проволок, и жезла внутри камеры. Сквозь проволоку и камеру перио- дически пропускали импульсы тока, следовавшие друг за другом в строго определенные, точные промежутки времени. Импульсы оставляли магнитные метки на поверхности проволоки. Эти же импульсы давали вспышки, при помощи которых фотографически регистрировали падение жезла в камере. Измерение проволоки на компараторе, а фотозаписи под микроскопом, давало точное определение расстояний, соответствующих известным момен- там. Сумма расстояний несвободно и свободно падающих тел дает путь, пройденный свободно падающим телом под действием силы тяжести. Пада- ющая камера представляла собой цилиндр длиной 80 см, диаметром 4,5 см, весом около 15 кг, падавший в лестничном пролете здания ВНИИМ с высоты 14 м. Свободно падающий жезл имел вид рамки длиной 15 см с вложенной внутрь стеклянной фотопластинкой. Во втором варианте непосредственно измеряли путь, пройденный жез- лом длиной 1,05 см, падавшим с высоты в 1 ле внутри вакуумной камеры. Камера имела 2,5 ле длины, и давление внутри нее составляло 0,2 мбар. Метод свободного падения тел дал значение ускорения силы тяжести в зда- нии ВНИИМ по первому варианту 981,9215 гл, а по второму — 981,923 гл, что несколько отличается от определения при помощи оборотных маятников (981, 919 гл). Маятниковое определение в Ленинграде пока остается значи- тельно более точным, чем измерения, сделанные там же по методу свобод- ного падения тел. § 26. ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ Период маятника неизменной приведенной длины зависит только от изменений ускорения силы тяжести. В двух точках с ускорением силы тяжести gx и g2 период такого маятника Л = ± . (26.1) < 61 <62 Возведя в квадрат оба равенства и разделив их одно на другое, получим связь между g и Т в следующем простом виде: После несложных преобразований уравнение (26. 2) приобретает вид: Д&1 =g2 . (26.3)
120 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ Если разность значений силы тяжести Ag21 невелика, то при вычислении правой части (26. 3) можно положить gj «=« g2 <=* g, Ti Т, откуда получим Л&1 =# (Ла - = Ц- -Т2) = -^- (26.4) где A^ai — Т2 — 7\. Подставив численное значение g и Т = 0,5 сек, получим Agai = = —4-103 АТ1^. Изменению силы тяжести на 1 мгл соответствует 2,5 десяти- Рис. 54. Четырехмаятниковый прибор. 1 — основание штатива; 2 —рукоятка арретира; 3 и 4— детали отклоняющих рычагов; б — маятник; б — пере- городки между отсеками для отдельных маятников; 7 — верхняя часть колонки, несущая площадки для качания маятников и оптический мостик. миллионных долей (10“7) секун- ды. Поэтому определение перио- дов маятников для относитель- ных измерений должно вестись с точностью до 10—7 сек. Такая точность измерений периода маятников в полевых условиях стала возможной в. 80-х годах XIX в., после того, как Е. И. Паррот в России и Штернек в Австрии сконструи- ровали переносные маятнико- вые приборы, впоследствии усо- вершенствованные другими ис- следователями. Однако до- изобретения радиотелеграфа наблюдения с маятниками про- изводились чрезвычайно долго, так как ход часов, с которыми сравнивался период маятников, проверялся астрономическим путем, по звездам. Когда по- радио стали возможны передачи сигналов времени, техника маятниковых наблюдений упро- стилась, а длительность их рез- ко сократилась до 12 ч вместо прежних нескольких суток. Наиболее широкое распростра- нение маятниковый метод от- носительных определений силы тяжести на суше получил между 1910 и 1940 гг., когда сетью гравиметрических определений с маятниками были покрыты не только сравнительно небольшие по территории европейские страны (Германия, Австро-Венгрия, Италия, Англия), но и огромные терри- тории СССР, США и Индии. Применение относительного маятникового метода позволило впервые получить общую картину гравитационного поля нашей планеты. После изобретения и усовершенствования гравиметров, позволя- ющих более быстро и точно производить относительные определения силы тяжести, применение маятников резко сократилось, но до сих пор не утра*- тило определенного значения. Маятники незаменимы для определения раз- ности силы тяжести (гравиметрической связи) между весьма удаленными пунктами, для создания полигонов с известными значениями силы тяжести, необходимых для определения масштаба шкал (калибровки) гравиметров. До сих пор маятники дают наилучйше результаты при наблюдениях на борту подводных лодок и кораблей. На рис. 54 изображен классический четырех- маятниковый»прибор Штернека с полусекундными маятниками, обычно изго-
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ 121 товляемыми из бронзы или инвара, т. е. сплава железа и никеля с очень небольшим температурным коэффициентом расширения. Преобладающее большинство из 30 тысяч определений силы тяжести, выполненных в XIX и XX вв., сделано прибором такого типа. Современные модели маятниковых приборов нередко имеют кварцевые маятники, иногда с бронзовыми линзами (грузами), иногда стержневого типа. Для достижения большей точности маятниковые приборы обычно изготовляют с двумя, тремя, а чаще с четырьмя маятниками. Рис. 55. Определение периода маятников методом совпадений. Че- тыре синусоиды бликов соответствуют четвертьсекундным сигналам хронометра. Определение периодов маятников производится их сравнением с каким-либо эталоном времени. Ранее для этой цели применяли хронометры, ход которых проверяли не менее трех раз в течение времени наблюдений (за 12 ч). В настоящее время предпочитают пользоваться квар- цевыми часами, т. е. электронным генератором колебаний, частота которога стабилизирована кварцем, или сигналами временного эталона, передавае- мыми по радио. Применяются два метода сравнения периода колебаний маят- ника — визуальный и фотографический. Визуальный метод, или метод совпадений, состоит в том, что наблюдатель в зрительную трубу следит за положением бликов, посылаемых хронометром или другим датчиком времени к маятниковому прибору. Период маятника обычно берется на 0,004— 0,006 сек короче или длиннее полусекунды, так что видимое положение блика все время изменяется (рис. 55). Если блик в некоторый момент времени был замечен наблюдателем на нити, то он вновь вернется туда после того, как пройдет целое число колебаний маятника. Пусть блик вернулся на прежнее положение (на нить) через п сек-, это означает что за прошедшее время полу- секундный маятник сделал 2 п + 1 колебаний в зависимости от того, больше или меньше его период чем 0,5 сек (Т ^0,5 сек). Тогда период маятника получится, если мы прошедшее время разделим на количество колебаний: Т = <26'5> Метод совпадений таким образом, представляет собой своеобразный «нониус времени», что сразу повышает точность определения периода маят- ников. Чтобы получить необходимую точность, прохождение бликов через нить наблюдают по 10 раз и повторяют наблюдения примерно через 60—100 пг
422 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ заканчивая в течение 2 ч одно определение периода. При этом обеспечивается требуемая точность определения периода до 10~7 сек. Более высокую точность можно получить по измерениям фотографической записи колебаний маят- ника. . Полученный неисправленный период маятника То исправляют путем введения ряда поправок. Поправка з а о д часов &Ти достигает 22 —33 мгл, если показания часов в течение суток отличаются на 1 сек от истинного времени. Отсюда требование — знать поправку часов до 0,01 сек. При приеме сигналов времени с удаленных радиостанций приходится даже учитывать скорость распространения радиоволн. При использовании непо- средственно сигналов эталонных часов, передаваемых из государственных институтов мер и стандартов, необходимость введения поправки за ход часов отпадает. Статическая поправка за температуру ДТа особенно велика для бронзовых и латунных маятников: 18—20 мгл на 1° С. При этом приходится учитывать также и температурную инерцию прибора, вводя спе- циальную динамическую температурную поправку ДТе'. Для инварных маятников, сделанных из специального сплава железа с нике- лем, и маятников из плавленого кварца статическая поправка за температуру колеблется от 0 до 3 мгл на 1° С, а динамическая поправка не уводится вовсе. За последние годы маятниковые приборы термостатируются, что значительно улучшает температурный режим. В Доминион Обсерватории (Оттава) для определения сети опорных пунктов Канады применяется прибор, температура в котором контролируется большим количеством термопар, размещенных по всему объему штатива. При наблюдениях с этим прибором температурная поправка не вводится. Барометрическая (точнее аэростатическая) по- правка ДТр, учитывающая потерю веса маятника в воздушной среде, соста- вляет около 0,2 мгл на 1 мбар и легко определяется по показаниям анероида и психрометра. Нередко в маятниковом приборе создается вакуум и баромет- рическая поправка не вводится. Поправка за сокачание Д7\ испра- вляет период маятника за раскачивание штатива. Для уменьшения этой поправки маятники качаются попарно, навстречу друг другу. Если периоды попарно висящих маятников достаточно близки друг другу (в пределах 10—5 сек), то поправка за сокачание невелика и не превышает 5 мгл. Обяза- тельной является поправка за амплитуду ДТа» учитывающая уве- личение периода маятника с увеличением амплитуды его размахов. Так как средняя амплитуда маятников обычно не превышает 30', то эта поправка сд- •ставляет менее 5 мгл. Иногда еще вводят поправку за кривизну лез- вия призмы ДТе, что имеет значение при большой амплитуде колеба- ния маятников в морских условиях, а для инварных маятников, кроме того, поправку за магнитное поле Земли ДТМ. Исправленный период маятников Тс получается по формуле Тс=Т0+ '£>№', (26.6) где 2 ДТ — сумма вводимых поправок. Пример вычисления исправлен- ных периодов инварных маятников приведен в табл. 20. Полученные значения исправленных периодов позволяют вычислить с помощью формулы (26.4) разность силы тяжести в определенном пункте и опорном. Таким образом, постепенно развертывается сеть гравиметрических пунктов I, II и III классов, опирающихся на абсолютные определения силы тяжести. Наиболее многочисленные рядовые пункты III класса имеют сред- нюю квадратическую ошибку ±3легл. По современным требованиям эта ошибка весьма велика. Зато данные маятниковых измерений не содержат
ГРАВИМЕТРЫ 123 Таблица 20 Пример вычисления исправленных периодов маятников Периоды маятника Маятник I III II IV Неисправленный период, сек . . . Поправки (в сек • 10—7): 0,5070721 0,5070774 0,5070615 0,5070620 за ход часов +183 +183 +183 +183 за амплитуду —10 —10 —10 —10 за температуру -63 —И —76 —18 за плотность воздуха +87 +87 +88 +88 за сокачапие 0 +1 0 0 Исправленный период, сек .... 0,5070918 0,5071024 0,5070800 0,5070863 ошибок масштабов и гравиметрические определения с маятниками гораздо меньше страдают от систематических ошибок, чем определения, выполненные гравиметрами, особенно на первых порах применения последних. § 27. ГРАВИМЕТРЫ Динамические гравиметры. Маятниковый прибор относится к довольно обширному классу приборов для измерения силы тяжести — гравиметров. Это был первый по времени динамический гравиметр, т. е. такой прибор, где масса, при помощи которой измеряют ускоре- ние силы тяжести, движется под действием сил гравитационного поля. Исключительно важная роль маятникового метода в гравиметрии объ- ясняется лишь тем, что во второй половине XIX в. и в начале XX в. никакая другая измерительная схема гравиметра не могла быть доведена до необ- ходимой степени точности. Только в 30-х годах Хольвек и Леже во Франции, Г. И. Рудаковский и М. Е. Хейфец в СССР создали еще один дина- мический гравиметр — упругий маятник (рис. 56). В упругом маятнике рабочая масса в виде кварцевого стержня укреплена внизу на слабой плоской пружине. Пружина эта сделана из элинвара — особого стального сплава, упру- гость которого слабо зависит от температуры. Если отклонить маятник от вертикального поло- жения и затем отпустить его, он начнет коле- Рис. 56. Упругий маятник, баться вокруг первоначального положения равно- весия. При этом на маятник действует разность двух противоположных мо- ментов (ускорение силы тяжести и сила, противодействующая упругой силе плоской пружины). Дифференциальное уравнение упругого маятника будет K^S- + (h-Mga)^0, III (27.1) где К — момент инерции упругого маятника; М — масса маятника; ф — угол отклонения; h — коэффициент упругости пружины; а — расстояние от оси качания центра тяжести маятника. Вспомнив, что уравнение физиче- ского маятника есть K^-Mga^=Q, (27.2)
124 ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ найдем период колебания упругого маятника: 7, = л]/ К h—Mga = Л KjMa h/Ma—g (27.3) где I — приведенная длина упругого маятника; s — постоянная прибора, зависящая от отношения жесткости пружины к моменту маятника. Величина s выбирается близкой к ускорению силы тяжести g, так, чтобы маятник находился под действием суммарной силы порядка 0,005 g. Период упругого маятника в этом случае составляет примерно 3 сек по сравнению с периодом простых маятников, равным 0,5 сек. Для измерения силы тяжести с ошибкой 1 мгл необходимо знать период упругого маятника с точностью Рис. 57. Струнный гравиметр. до 10—5 сек. Поэтому достаточно сравнить период его колебаний в течение 10 мин с секундомером. Упругие маятники дают ту же точность, что и обычные маятники, при гораздо большей скорости измерений с ними. Обширные съемки с упругими маятниками выполнены в Сибири (СССР), Франции, Северной Африке, на Ближнем Востоке, в Китае, Вьетнаме, на Филип- пинских островах. Однако упругие маят- ники имели ряд недостатков (чувствитель- ность к наклону, изменение параметров прибора при толчках и других воздейст- виях, хрупкость системы), вследствие чего с появлением других, более удобных гра- виметров они вышли из употребления. Идея еще одного динамического прибора — струнного грави- метра — была предложена советскими академиками Л. И. Мандельшта- мом и Н. В. Папалекси также в 30-х годах XX в. Собственная частота ко- лебаний / идеально гибкой струны, имеющей длину I и нагруженной гру- зом М, зависит от ускорения силы тяжести: /=—, (27.4) где X — линейная плотность струны. В 1948 г. Джильберт в Институте геодезии и геофизики Кембриджского университета (Англия) сконструировал струнный гравиметр и применил его для определения силы тяжести на подводных лодках. При этом была по- лучена средняя квадратическая ошибка измерений около ± 2 мгл. В СССР струнный гравиметр создан во Всесоюзном научно-исследовательском ин- ституте геофизических методов разведки (ВНИИгеофизика) под руковод- ством А. М. Лозинской. Схема действия струнного гравиметра показана на рис. 57. Струна осуществлена в виде полоски бериллиевой бронзы прямо- угольного сечения 0,25 X 0,05 мм, длиной- 50 мм и нагружена массой около 100 г. Если через струну АВ пропустить переменный электрический ток с частотой, близкой к частоте струны, последняя будет колебаться в магнит- ном поле постоянного магнита NS. Если изменить частоту тока, питающего струну, его сила будет максимальной при достижении собственной частоты струны, при которой развиваются явления резонанса и происходит наиболь- шее поглощение энергии колеблющейся системой. Частота сравнения подается генератором, стабилизированным кварцем. Демпфирование системы дости- гается помещением медного груза CD в зазоры вспомогательных магнитов
ГРАВИМЕТРЫ 125 ММ. Беря логарифмическую производную от (27. 4), получим зависимость между изменением частоты Д/ и силой тяжести Ag: At __ 1 Ag f 2 g- (27.5) Рис. 58. Газовый гравиметр Ломоносова. Отсюда следует, что для измерения силы тяжести до 1 мгл необходимо измерить частоту струны с относительной точностью 10~6, что при собствен- ной частоте / = 1000 гц составляет 0,001 гц. Эта точность достигается наблю- дениями в течение 2—5 мин. Стабильность нуль-пункта струнного грави- метра весьма высокая, что делает его пригодным для измерений в длительных морских рейсах. Кроме того, электрическая схема струнного гравиметра легко допускает дистанционное измерение силы тяжести, что и было исполь- зовано для производства опытных измерений в скважинах. Статические гравиметры. Наибольшее рас- пространение получили к настоящему времени статические гравиметры — приборы, в которых масса, подвергающаяся действию силы тяжести, находится в состоянии равновесия. Первый ста- тический газовый гравиметр пре- дложен и построен М. В. Ломоносовым в 1753 г. в связи с его попытками обнаружить переме- щения масс внутри Земли при горообразова- тельных движениях. Пусть два замкнутых со- суда А и В соединены между собой U-образной трубкой, в которую налита жидкость (рис. 58). Тогда разность давлений рг и р2 в этих сосудах уравновешивается избытком жидкости в одном из колен трубки: Pi—pz=gQs &h, (27.6) где q — плотность жидкости; S — сечение трубки; Д/г — разность высот жидкости в коленах трубки. Отсюда возможно найти g, считая pj и р2 постоянными величинами. Вся трудность осуществления газового гравиметра состоит в сильной зависи- мости давления газа в сосудах от температуры, определяемого известным газовым уравнением (pV = ВТ). Вследствие этого температурный коэффи- циент газового гравиметра превышает 3800 мгл на 1° С. Естественно, что, хотя идея М. В. Ломоносова была совершенно правильной, в то время он не мог получить каких-либо результатов. Только в 1930 г. Хаальку (Герма- ния) удалось сконструировать газовый гравиметр на принципе Ломоносова. Газовый гравиметр Хаалька состоял из четырех систем описанного типа, причем для уменьшения влияния температуры сосуды были вложены один в другой, а весь прибор помещен в термостат с тающим льдом. Прибор весил около 1 т и им было выполнено несколько рядов измерений на суше с точ- ностью ±1 — 3 мгл