57. Становление геофизики и сейсмологии во втор..


Идея изучения геофизических полей для выяснения глубинной структуры Земли и эндогенных процессов, в ней протекающих, начала реализовываться лишь в середине XIX в.
Магнитометрия явилась первым геофизическим методом, который стал применяться для решения геологических задач, главным образом для поиска залежей магнитных железных руд.
В 1839 г. немецкий математик и физик Гаусс (1777—1855) провел первый математический анализ геомагнитного поля. Он предложил модель геоцентрического диполя, ось которого наклонена на 11,5 градусов к оси вращения Земли; геомагнитные полюса этого диполя по расположению отличаются от географических. В монографии «Общая теория земного магнетизма» К. Гаусс дал теоретическое обоснование изучения вековых вариаций магнитного поля Земли, что привело впоследствии к созданию учения о палеомагнетизме. Изучение главной составляющей напряженности магнитного поля было положено в основу разработки теории стационарного динамо, объясняющей структуру магнитного поля вблизи Земли; и наконец, изучение внутренней и внешней частей геомагнитного поля позволило геофизикам впоследствии применить изученное геомагнитное поле для выяснения внутреннего строения Земли.
К- Гаусс и А. Гумбольдт стали организаторами первых широкомасштабных наблюдений. Под эгидой созданного ими «Магнитного союза» была реализована идея одновременного измерения вариаций магнитного поля Земли; 1882—1883 гг. вошли в историю как дата «Первого полярного года», подобная программа геомагнитных измерений была повторена через 50 лет, в 1932— 1933 гг.— «Второй полярный год», а в 1957—1958 гг. по инициативе Международного геофизического союза был проведен первый Международный геофизический год.
В 1895 г. шведским геофизиком Р. Таленном был изобретен первый прибор для магнитной съемки — магнитометр. В России под руководством В. И. Баумана (1867—1923) в конце XIX столетия магнитная съемка проводилась на Урале в районах Магнитогорска и Тагила. В ходе этих работ были выявлены крупные магнитные аномалии, обусловленные залежами железной руды.
В 1890 г. на заседании Русского географического общества обсуждался вопрос о наличии еще более крупной магнитной аномалии в районе Курска. Аномалия занимала большую площадь и, по мнению исследователей, разгадка ее природы должна была во многом раскрыть тайны земного магнетизма. Была создана специальная магнитная комиссия и, по предложению профессора Московского университета Э. Е. Лейста (1852—1918), намечена программа исследования Курской магнитной аномалии (КМА). В 1898 г. Лейст высказал предположение, что КМА, открытая еще в 1783 г. штурманом, а затем академиком Петербургской АН П. Б. Иноходцевым (1742—1806), связана с крупнейшим скоплением железной пуды. Идея Лейста в свое время не нашла поддержки у геологов Геолкома, тем более что пробуренные тогда скважины не достигли предполагаемой руды.
Другим геофизическим методом, получившим применение уже XIX в., стала гравиметрия. В середине XIX в. английский физик Г. Стокс теоретически обосновал связь аномалий силы тяжести с фигурой Земли, определив тем самым геодезическое направление развития гравиметрии. Вычисленная Стоксом зависимость между неоднородностями рельефа и отклонениями отвеса маятника не всегда подтверждалась данными природных измерений. Измерения силы тяжести, проведенные в Индии у подножия Гималаев и в Андах, дали несколько неожиданный результат: полученные значения оказались значительно меньше тех, которые можно было ожидать при подобном градиенте Изменения рельефа.
Для объяснения этого явления почти одновременно в 1855 г. Появились две гипотезы (рис. 21), выдвинутые одна — английским астрономом Дж. Эри (1801 —1892) и другая — английским священнослужителем Дж. Праттом (1809—1871); последний жил в Калькутте и занимался вопросами физики, математики и астрономии. Обе гипотезы исходили из допущения, что отдельные части земной коры находятся в состоянии равновесия, плавая, в соответствии с законом Архимеда, в подстилающем слое подкоровой оболочки большей плотности. По мнению Эри, блоки, слагающие горные сооружения, состоят из гранитно-осадочного материала. имеют разную высоту, но одинаковую плотность. При этом чем выше горы, тем глубже они опускаются в подкоровый слой, создавая своеобразные «корни» гор. Следовательно, подошва земной коры служит как бы зеркальным отражением рельефа.
Дж. Пратт предложил другую модель, в которой блоки коры имеют разную плотность, причем более низкий рельеф отвечает блокам большей плотности, а высокий — меньшей. Основание блоков находится на одинаковой глубине.
В 1889 г. американский геолог К. Деттон (1841 —1912) подобный процесс компенсации неодинаково» высоты блоков коры назвал изостазией. Разработанная К. Дсттоном теория изостазнц стала широко пспользоваться для объяснения механизма верти-кальных движений земной коры. Сам принцип изостазпн нашел подтверждение в отсутствии крупных гравитационных аномалий, связанных с мощными ледниковыми панцирями Гренландии и Антарктиды, и в восходящих движениях областей Балтийского и Канадского щитов, недавно освободившихся от лозовой нагрузки. Вместе с тем выяснилось, что в природе реализуется как схема Эри (горы — равнины), так и схема Пратта (океаны — континенты) или их комбинация.
Созданный в 1906 г. венгерским геофизиком Р. Этвешем (1848—1919) вариометр обеспечил широкое внедрение гравиметрического метода для решения практических геологических задач.
Третий геофизический метод, также появившийся еще в XIX в. и начавший играть все большую роль в изучении глубоких недр Земли, — сейсмический. Сейсмические явления изучались геологами с самого начала как проявление мгновенных подвижек земной коры, причем высказывались различные предположения об их причинах, изучались последствия. Физики конструировали приборы для регистрации этих подземных толчков. В последней трети XIX в. наука о землетрясениях оформилась в самостоятельную научную дисциплину — сейсмологию, которая ставила перед собой задачу определения потенциальной сейсмической опасности, т. е. сейсмического районирования. Появились термины «эпицентр», «мзосейсты», «гипоцентр»; стали издаваться каталоги землетрясений, которые фиксировались небольшим количеством стационарных сейсмических станций.
18 апреля 1889 г. в Потсдамской геофизической обсерватории сломались магнитометры. Когда стали устанавливать причину поломки, то выяснилось, что время ее совпадает со временем сильного землетрясения, произошедшего в Японии и зафиксированного всеми сейсмическими станциями. Поскольку это показывало, что сейсмические волны прошли значительную толщу земных недр, возникла идея использовать это явление для расшифровки внутреннего строения Земли.
Особую роль в становлении данного направления сейсмологии сыграли исследования немецкого геофизика Э. Вихерта, русского физика Б. Б. Голицына (1862—1916) и английского физика Дж. Милла (1836—1913). Дж.Милл создал теорию сейсмоприемников. В 1895 г. немецкий геофизик Э. Ребер-Павшиц (1861 — 1895) установил в Страсбурге первый современный стационарный сейсмограф. Э. Вихерт разработал теорию прохождения сейсмических волн в реальных средах. Он предложил двухслойную модель Зем ли, первую сейсмическую 'модель ее оболочечного строения.
Особую роль в становлении сейсмологии сыграл Б. Б. Голицын, физик по образованию, он много сделал в области создания теории сейсмометрии, изобрел сейсмограф оригинальной конструкции. Большое внимание Голицын уделял и разработке глубинной модели Земли. Он образно сравнивал землетрясения с факелами, которые «освещают на мгновения внутренность Земли». Голицын выделил слой Земли на глубинах 400—1000 км с особыми сейсмическими свойствами, названный впоследствии «слоем С», или «слоем Голицына», переходным от верхней к нижней мантии. Будучи президентом Международной сейсмической ассоциации (1911 —1916), он в 1912 г. прочитал для начальников сейсмологических станций курс лекций по сейсмометрии, изданный вариант которых считается классическим трудом по сейсмологии, не поте-рявшим значения до настоящего времени.
Таким образом, в конце XIX — начале XX в. были сформированы теоретические основы сейсмологии и начата разработка модели оболочечного строения Земли.

Приложенные файлы

  • docx 8866110
    Размер файла: 20 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий