Методы изучения внутреннего строения Земли

Размещено на http://www.allbest.ru/

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

ИРКУТСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ

Институт недропользования, кафедра прикладная геология

Допускаю к защите

Руководитель Рапацкая Л.А.

ПОЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА

к курсовой работе по дисциплине - Геология и литология

Методы изучения внутреннего строения Земли

Выполнил студент группы ЭОДнкбз-18 ______________ Балко А.М.

Нормоконтроль Рапацкая Л.А.

Курсовой проект защищен с оценкой______________________

Иркутск

2019 г.

Оглавление

Введение

1. Метод полевой геологической съемки

2. Геофизические методы

3. Астрономические и космические методы

4. Методы моделирования

5. Метод актуализма

6. Минералогические и петрографические методы

Использованная литература

Введение

Объектами, которые изучает геология, являются земная кора и литосфера (рис.1). Задачи геологии:

изучение вещественного состава внутренних оболочек Земли;

изучение внутреннего строения Земли;

изучение закономерностей развития литосферы и земной коры;

изучение истории развития жизни на Земле и др.

Рис.1

Методы науки включают как собственно геологические, так и методы сопряженных наук (почвоведения, археологии, гляциологии, геоморфологии и проч.). В числе главных методов можно назвать следующие.

1. Методы полевой геологической съемки

Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены - самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

2. Геофизические методы

Геофизические методы используются для изучения глубинного строения Земли и литосферы.

Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли. (рис.2) Сейсмический метод (от греч. «сейма» - колебание, землетрясение) изучения внутреннего строения Земли основан на наблюдениях за распространением сейсмических волн в ее недрах. Сейсмические волны -это упругие колебания вещества, вызванные землетрясениями или искусственными взрывами.



Рис.2

земля литосфера геологический

Сейсмические волны бывают двух типов - объемные и поверхностные. Объемные волны бывают двух типов продольные и пoперечные.

Продольные сейсмические волны распространяются в любых средах (твердой, жидкой, газообразной). Скорость их распространения в 1,7 раза больше скорости поперечных волн. Поэтому на сейсмограммах они регистрируются раньше, чем поперечные волны, и называются первичными, или волнами Р (от лат. Prima - первые).

Поперечные волны связаны со сдвигом вещества, т. е. с изменением его формы. Эти волны могут проходить только через твердое тело и затухают в жидком и газообразном веществах, ибо два последних не сопротивляются изменению формы. Поскольку на сейсмограммах поперечные волны регистрируются после прохождения продольных волн, то они получили название вторичных, или S-волн (от лат sekundo - вторые).

Скорость распространения продольных волн vр зависит от плотности среды в данной точке с, модуля сжатия Кcж и модуля сдвига мсдв выражается формулой, известной из курса общей физики

(1.1)

 (1.2)

Поскольку в жидких средах модуль сдвига мсдв=0, то это означает, что в них скорость распространения продольных волн равна

(1.3)

а скорость поперечных волн Vs=0. Из этого следует, что поперечные сейсмические волны, в отличие от продольных, могут распространяться только в твердых средах; в жидкостях и газах они затухают.

Поверхностные сейсмические волны. Поверхностные волны (L-волны, от лат. longa-длинные) возникают на границе разнородных сред у поверхности материков и океаническою дна. Они имеют большую длину, чем продольные и поперечные волны, а скорость их меньше. В поверхностных волнах величина смещения максимальна на поверхности и очень быстро (по экспотенциальному закону) убывает с ростом глубины и обратно пропорционально расстоянию от их источника. Длина поверхностных волн - от десятков до многих сотен километров. Поэтому с их помощью изучаются лишь наружные слои Земли толщиной не менее нескольких километров.

Сейсмическая модель внутреннего строения Земли. Первая поверхность скачка скорости продольных и поперечных сейсмических волн находится на глубине в среднем около 60-70 км (верхняя мантия). На этой глубине от земной поверхности скорость распространения продольных волн резко возрастает с 5 до 8 км/с, резко возрастает и скорость поперечных волн - с 1,5 до 4,5 км/с. В следующем слое скорость продольных волн постепенно увеличивается, достигая максимума в 13,6км/с на глубине около 2900 км (верхнее ядро), после чего резко падает до 8,1 км/с, а затем к центру Земли медленно возрастает до 11,3км/с

Скорость поперечных волн в слое от 70 до 2900 км так же, как и скорость продольных волн, постепенно нарастает до 7,5 км/с На глубине 2900км, как и у продольных, она резко снижается, но в отличие от них приближается к нулю.

Резкое изменение скоростей сейсмических волн на глубинах 70 и 2900 км дает основание для выделения в ней трех основных частей, или трех внутренних геосфер наружной (земной коры), промежуточной (мантии) и внутренней (ядра).

На границах сейсмических разделов первого порядка - между земной корой и верхней мантией и между нижней мантией и внешним ядром существенно изменяется и плотность вещества. Так, непосредственно ниже границы Мохо плотность пород значительно выше, чем в земной коре, и составляет 3,4 103 кг/м3 В основании нижней мантии на глубине 2900 км она равна 5,7 103 кг/м3. При переходе от мантии к ядру происходит резкое увеличение плотности до 10 103 кг/м3. Затем плотность повышается до 11,5 кг/м3,а во внутреннем ядре составляет примерно 13 кг/м3.

Внутренние геосферы сильно различаются по толщине, объему и массе. Самой малой по толщине (33 км, или 0,5 % радиуса Земли), массе (5?1022 кг, или 0,8 % массы Земли) и по объему (1,7 1010 км3, или 1,6 % объема Земли) является земная кора, наибольшей по массе (405-1022 кг, или 67,8 %) и объему (89,1 1010 км3, или 82,2 %) - мантия, а по толщине-ядро (3573 км, или 55,2 %). (рис.3)

Гравиметрические методы, изучающие вариации силы тяжести на поверхности Земли, позволяют обнаружить положительные и отрицательные гравитационные аномалии и, следовательно, предполагать наличие определенных видов полезных ископаемых. Палеомагнитный метод изучает ориентировку намагниченных кристаллов в слоях горных пород. Осаждающиеся кристаллы ферромагнитных минералов ориентируются своей длинной осью в соответствии с направлениями силовых линий магнитного поля и знаками намагниченности полюсов Земли.



Рис.3

Метод основан на непостоянстве (инверсии) знака полярности магнитных полюсов. Современные знаки намагниченности полюсов (эпоха Брюнес) Земля приобрела 700 000 лет назад. Предыдущая эпоха обратной намагниченности Матуяма.

3. Астрономические и космические методы

Основаны на изучении метеоритов, приливно-отливных движений литосферы, а также на исследовании других планет и Земли (из космоса). Позволяют глубже понять суть происходящих на Земле и в космосе процессов.

Определение размеров и фигуры (формы) Земли уже на протяжении многих столетий рассматривается в качестве одной из наиболее фундаментальных задач естествознания. В наши дни развитие космических средств и технологий ее решения открывает новые возможности и перспективы изучения фигуры Земли, осуществления мониторинга ее изменений с течением времени, определения фигур других тел Солнечной системы.

Концептуально в качестве фигуры Земли (или иного небесного тела) могут быть выбраны следующие варианты.

1. Геометрическая фигура, ограниченная физической (топографической, гипсометрической) поверхностью Земли, включающей поверхность материков и поверхность Мирового океана. Эта поверхность чрезвычайно нерегулярна, плохо поддается математическому описанию, а также подвержена временным (темпоральным) изменениям.

С целью изучения глобальных особенностей геометрической фигуры и ее изменений вследствие природных и антропогенных процессов физическая поверхность может быть описана моделью, представляющей высоты рельефа над априорно выбранной поверхностью относимости (сферой, эллипсоидом вращения, трехосным эллипсоидом и т. д.) в виде ряда по сферическим функциям координат. Коэффициенты этого ряда вычисляются путем численного интегрирования значений высот рельефа точек физической поверхности, осредненных по элементарным площадкам.

2. Гравитационная фигура, ограниченная уровенной поверхностью потенциала силы тяжести (для Земли - поверхностью геоида), проходящей через нуль-пункт счета высот нивелирной сети. С погрешностью, не превышающей метра, фигура планетарного геоида описывается поверхностью, на акватории Мирового океана совпадающей с невозмущенной поверхностью воды, а под материками проходящей перпендикулярно к направлениям отвесных линий. Фигура планетарного геоида отражает неоднородный характер распределения масс в недрах Земли, по сравнению с ее геометрической фигурой имеет значительно более сглаженную форму и также претерпевает изменения со временем.

Целесообразность изучения фигуры планетарного геоида и ее региональных и локальных фрагментов обоснована не только тем, что большая часть поверхности земного шара покрыта водой, но и тем, что значительная доля классических геодезических измерений связана с направлениями отвесных линий.

В этой связи сразу же необходимо подчеркнуть, что «геодезия не является чисто геометрической наукой, поскольку поле земного тяготения вовлечено во многие геодезические измерения».

В большинстве случаев фигуру планетарного геоида принято описывать моделью, представляющей высоты (превышения) геоида над априорно выбранной фигурой относимости (сферой, эллипсоидом вращения, трехосным эллипсоидом и т. д.) в виде ряда по сферическим функциям координат точек ее поверхности, коэффициенты которого выражаются через безразмерные гармонические коэффициенты {C nm , Snm } разложения в ряд гравитационного потенциала:

(2)

где GM - произведение гравитационной постоянной на полную массу Земли; R - средний радиус Земли; Pnm (sin?) - присоединенная функция Лежандра степени n порядка m.

Напомним, что значения гармонических коэффициентов {C nm , Snm } определяются методами динамической космической геодезии по данным спутниковых наблюдений и наземных гравиметрических измерений.

3. С геофизической точки зрения наилучшей моделью первого приближения для описания внутреннего строения планеты и его темпоральных вариаций является фигура гидростатического равновесия, являющаяся одновременно поверхностью постоянной плотности, постоянного давления и постоянного потенциала силы тяжести. Для Земли фигура равновесия близка к эллипсоиду вращения и совпадает с ним с точностью до первого порядка малой величины его сжатия.

4. Фигура относимости (нормальная фигура), как правило, выбираемая в форме сферы, эллипсоида вращения или трехосного эллипсоида, представляет собой простейшую и потому широко используемую в практике геодезических и гравиметрических работ математическую модель фигуры планетарного геоида. Фигура относимости как модель первого приближения не подвержена изменениям со временем.

Заметим, что каждая из описанных выше фигур может рассматриваться не только в отношении Земли, но и с необходимыми оговорками в отношении любого тела Солнечной системы, обеспечивая тем самым идеологическую общность подходов к изучению такого рода проблем и универсальность методов исследования небесных тел. В то же время, несмотря на специфику методов изучения каждого внеземного объекта, основа их базируется на методологии теории фигуры Земли, важнейшие этапы развития которой полезно в этой связи конспективно напомнить.

Знаменитая монография А. Клеро «Теория фигуры Земли, основанная на началах гидростатики» (1743), заложила основы теории фигуры эллипсоидальной Земли и теории фигур равновесия вращающейся жидкости, частицы которой притягиваются друг к другу согласно Ньютоновскму закону всемирного притяжения. Столетие спустя, опираясь на теорему единственности решения краевых задач теории гравитационного потенциала, Д. Стокс доказал возможность определения внешнего гравитационного поля и гравитационной фигуры Земли без знания распределения плотности земных недр. В роли исходных наблюдательных данных при этом выступают значения силы тяжести, приведенные на уровенную поверхность геопотенциала, целиком охватывающую все гравитирующие массы. Позднее авторитетная теория определения геометрической фигуры физической поверхности Земли по совокупности данных астрономических, геодезических и гравиметрических наблюдений М.С. Молоденского позволила освободиться от необходимости внесения этих редукций, оперируя лишь данными измерений, выполненных на физической поверхности Земли.

Следует отметить в этой связи, что основополагающие работы Стокса и Молоденского на многие десятилетия определили независимое друг от друга развитие геодезии, занятой изучением геометрической и гравитационной фигур Земли, и геофизики, предметом интересов которой является внутреннее строение Земли и происходящие в теле планеты геодинамические процессы различной природы.

Развитие космических методов и технологий повлекли за собой не только изменение источников и диверсификацию видов используемой наблюдательной информации, но и кардинальные изменения сложившихся представлений классической теории фигуры Земли, обусловленные возможностями изучения каждой из перечисленных выше фигур спутниковыми методами. Достигаемая при этом прецизионная точность геодезических измерений открывает перспективы обнаружения геодинамических эффектов, следствием чего становится актуализация объединения интересов различных наук о Земле.

Решающее влияние на изучение геометрической фигуры физической поверхности Земли оказало широкое распространение методов определения координат точек земной поверхности относительно спутников созвездий глобальных навигационных спутниковых систем (ГНСС) ГЛОНАСС/GPS. Затруднительное с точки зрения классической геодезии определение пространственного положения точек физической поверхности Земли, а тем самым геометрической фигуры, в наши дни оказалось легко достижимым благодаря спутниковому позиционированию. Важно подчеркнуть, что точность полученных данных позволяет в настоящее время исследовать динамику геометрической фигуры Земли как в глобальном масштабе, так и в пределах отдельных регионов.

Не менее впечатляющим оказывается вклад методов спутникового позиционирования в изучение гравитационной фигуры регионального геоида/квазигеоида и ее геодинамических изменений с течением времени. Как известно, в классических разделах теоретической геодезии определение фигуры геоида осуществляется путем решения смешанной (третьей) краевой задачи теории потенциала. Роль экспериментально полученных величин при этом играют аномалии силы тяжести g , называемые смешанными, поскольку они представляют собой разности измеренных и вычисленных (нормальных) значений силы тяжести, относящихся к различным, отличающимся по высоте над поверхностью эллипсоида точкам опущенной на него нормали. В настоящее время геодезические высоты, определяемые методом ГНСС-позиционирования, позволяют использовать так называемые «чистые» аномалии силы тяжести д g , измеряемая и вычисляемая компоненты которых относятся к одной и той же точке P физической поверхности Земли. В этом случае классическая геодезическая краевая задача из смешанной краевой задачи со свободной границей (краевой поверхностью) преобразуется в краевую задачу Нейманна с фиксированной границей, в роли которой выступает определяемая методом спутникового позиционирования физическая поверхность Земли. На практике задача детального и оперативного изучения региональной фигуры геоида/квазигеоида и ее геодинамических изменений в настоящее время решается методом ГНСС-нивелирования, основанным на определении аномалий высоты ж (превышений квазигеоида над эллипсоидом относимости) как разности геодезической H и нормальной h высот точки P: ж ( P ) ? H ( P ) ? h ( P) . При этом геодезическую высоту пункта P получают методом спутникового позиционирования, а нормальную высоту h - методом геометрического нивелирования. Из приведенной выше формулы следует, что, располагая точными региональными картами значений аномалий высот, воз-можно, вычисляя нормальную высоту h (P ) ? H (P ) ? ж (P) , заменить трудоемкую процедуру традиционного геометрического нивелирования менее затратной процедурой спутникового позиционирования. Понятно, что применение указанного подхода в основе своей содержит постулат об отсутствии изменений со временем фигуры квазигеоида на исследуемой территории, поскольку потребитель ГНСС оперирует только геометрическими величинами, в то время как геометрическое нивелирование связано одновременно и с уровенной, и с физической поверхностями гравитационной и геометрической фигур Земли соответственно.

В то же время изучение глобального гравитационного поля Земли (то есть гравитационной ее фигуры), прежде основывавшееся исключительно на наземных гравиметрических измерениях, благодаря развитию динамических методов космической геодезии трансформировалось в оценку численных значений параметров моделей геопотенциала, выполняемую по наблюдениям за эволюцией орбит искусственных спутников Земли.

Классическая схема определения параметров гравитационного поля небесного тела опирается на интегрирование дифференциальных уравнений возмущенного движения искусственного спутника этого тела. Однако, как показывает опыт, следуя традиционной методике, не удается построить подробные многопараметрические модели потенциала силы притяжения, детально описывающие аномальную структуру поля, что вынуждает обращаться к методам, не связанным со сглаживающей процедурой интегрирования по времени.

Наиболее перспективными с этой точки зрения оказываются так называемые дифференциальные методы спутниковых измерений в системах с изменяемой геометрией расположения элементов, использующие искусственный спутник в качестве пробной массы, слежение за движением которой доставляет необходимые сведения о структуре внешнего гравитационного поля исследуемого небесного тела. Речь идет о бортовых измерениях вторых производных гравитационного потенциала методом спутниковой градиентометрии (SGG - Satellite Gravity Gradiometry) и бортовых измерениях характеристик относительного движения двух или более спутников методом межспутникового слежения (SST - Satellite-to-Satellite Tracking). Спутники при этом могут обращаться либо по низ-ким орбитам (как в коорбитальном варианте, так и по близким некомпланарным орбитам), либо по разновысоким орбитам. Перечисленные виды бортовых измерительных данных отличаются беспрецедентной точностью и высокой чувствительностью к влиянию региональных и локальных аномалий поля, что открывает возможности оперативного определения параметров потенциала в широком диапазоне частот, а также изучения динамики фигуры Земли и акватории Мирового океана.

Результаты реализуемых в настоящее время в околоземном пространстве космических проектов CHAMP и GRACE наглядно демонстрируют эффективность применения метода межспутникового слежения для оперативного получения высокоточных данных о структуре гравитационного поля Земли, в особенности в области низких и средних частот. К моменту подготовки настоящей статьи по результатам программ CHAMP и GRACE построен ряд моделей гравитационного поля Земли (как чисто спутниковых, так и с привлечением на-земных гравиметрических данных и результатов лазерной локации ИСЗ), обеспечивающих разрешение подробностей фигуры геоида с простиранием от 100 и более километров. Большего разрешения предполагается достичь благодаря работе запущенного 17 марта 2009 г. низкоорбитального ИСЗ GOCE, оснащенного бортовым градиентометром, предназначенным для выполнения высоко-точных измерений вторых производных гравитационного потенциала.

Рассматривая программы межспутникового слежения и спутниковой градиентометрии, отметим, что ключевую роль в каждом из этих проектов играет высокоточное позиционирование низкоорбитального спутника посредством привязки к созвездию спутников системы GPS. Ранее нами было показано, что применение дифференциальных спутниковых методов предъявляет весьма строгие требования к точности положений и скоростей элементов спутниковой системы. В частности, на низких спутниковых высотах необходима метровая и даже субметровая точность позиционирования инструмента, недостижимая при использовании традиционных способов навигации космических аппаратов.

Столь высокие требования могут быть удовлетворены лишь посредством высокоточной привязки спутников CHAMP, GRACE и GOCE к спутникам ГНСС, обеспечивающей ошибку позиционирования на уровне первых сантиметров. Тем самым ГНСС ГЛОНАСС/GPS, представляющие собой одно из важнейших технических достижений конца прошлого столетия, оказываются непосредственно интегрированными не только в навигацию и геодезию, но и в гравиметрию, геофизику и другие науки о Земле. Заметим, что вследствие отсутствия аналогичных систем вблизи Луны и Марса проблема высокоточного текущего позиционирования их искусственных спутников остается одним из наиболее значительных препятствий на пути детального изучения гравитационных полей этих планет дифференциальными спутниковыми методами.

в то же время потребность в разработке перспективных программ, использующих технологии межспутникового слежения и спутниковой градиентометрии для изучения Луны и других планет земной группы, отличающихся сложным внутренним строением и плотностной стратификацией недр, представляется, на наш взгляд, не менее настоятельной, чем для исследования Земли. Дело в том, что при построении многопараметрических моделей геопотенциала традиционно широко привлекаются результаты наземной гравиметрической съемки и спутниковой альтиметрии акватории Мирового океана. Альтернативой такого рода данным для других небесных тел могут быть лишь данные дифференциальных спутниковых измерений.

Как уже отмечалось выше, чрезвычайно важным достижением современной космической геодезии стали высокая точность и оперативность получения наблюдательных данных, позволяющие выявлять геодинамические изменения геометрической и гравитационной фигур Земли. Напомним в этой связи, что предмет геодинамики состоит в изучении эволюции пространственно-временной структуры поверхности Земли, ее физических полей и геосфер. Практическое значение исследований такого рода состоит в обеспечении возможностей прогнозирования медленных (эволюционных) и быстрых (катастрофических) изменений топографии физической и геоидальной поверхностей, необходимых для обеспечения безопасной жизнедеятельности и устойчивого развития территории. Подчеркнем, что возрастание интереса к геодинамическим исследованиям стимулирует усиление интегративных тенденций наук о Земле и требует применения комплексного совместного изучения фигуры, гравитационного поля и внутреннего строения Земли.

С учетом особенностей современного состояния и ближайших перспектив космических исследований Земли, Луны и других тел Солнечной системы основная задача планетной геодезии может быть сформулирована как определение фигур и внешнего гравитационного поля небесных тел по данным разнородных измерений, выполненных в различных точках пространства. Нет сомнений в том, что богатейший арсенал методов определения фигуры Земли, топографии рельефа ее поверхности и структуры внешнего гравитационного поля, накопленный геодезией за многие десятилетия, должен быть с максимальной эффективностью использован для изучения планет и их спутников. Столь же очевидно, что методы решения этой задачи должны отличаться возможно большей универсальностью с точки зрения как диверсификации видов и источников получения наблюдательной информации, так и применения их к небесным телам, значительно различающимся по размерам, массам, форме, рельефу поверхности и внутреннему строению.

Принципу универсальности в геодезии в максимальной степени удовлетворяет интегративный подход, в течение последних десятилетий развиваемый рядом отечественных и зарубежных исследователей. Важнейшим принципом интегративного подхода является совместная обработка (уравнивание) всех измерительных данных в рамках единой вычислительной модели.

Основанием для совместного уравнивания разнородных наблюдательных данных в планетной геодезии является тот факт, что результат L любого измерения в общем случае представляет собой нелинейный функционал на потенциале силы тяжести W:

(3)

где X ? Ek - вектор положения одной или нескольких точек, участвующих в измерении L, Ek - эвклидово пространство размерности k, W = V + щ22 ( X 2 + Y 2 ) ,

V ? H , V - потенциал ньютоновской силы притяжения во внешнем пространстве, H - гильбертово пространство гармонических функций. Согласно (3) функционал F отображает произведение пространств Ek и H в пространство E1 действительных чисел (на числовую ось): F : Ek ? H > L ? E1.

Однократный характер дистанционных спутниковых измерений предполагает использование модельных представлений потенциала, вследствие чего (3) возможно переписать в виде:

(4)

Тогда неизбежное на практике усечение ряда (1) максимальным значением N индекса степени n обеспечивает возможность проведения всех дальнейших вы-числительных процедур в конечномерном пространстве векторов.

Вводя в рассмотрение темпоральные изменения фигуры и гравитационного поля Земли, уравнение наблюдений (3) возможно переписать в форме:

 (5)

где L(t) - зависящий от времени результат наблюдения; X (a,t) - зависящий от времени вектор положения одной или нескольких участвующих в наблюдении точек; a - постоянный во времени вектор параметров априорно устанавливаемой модели изменения вектора X со временем; W (X (a ,t ),b,t) - зависящий от времени потенциал силы тяжести; b - постоянный во времени вектор априорно устанавливаемой модели изменения потенциала силы тяжести со временем.

Благодаря возрастанию полетной активности и широкому внедрению новейших информационных технологий получения и обработки наблюдательных данных в настоящее время достигнуты значительные успехи в изучении и картографировании поверхностей Меркурия, Венеры, Луны, Марса, спутников планет-гигантов, ряда астероидов, что позволяет исследовать их фигуры как в планетарном, так и в региональном масштабах. Распространение сферы интересов наук о Земле на иные тела Солнечной системы формирует основу для интеграции всех смежных дисциплин в рамках общей планетологии, объединяющей планетную геодезию, планетную гравиметрию, планетную картографию и планетную геологию. Становление этого комплексного научного направления, актуализируемое постановкой новых амбициозных задач исследования и грядущего освоения планет (создание долговременной лунной базы, пилотируемые полеты на астероиды, поиск внеземных ресурсов, экспедиция на Марс и др.), заставляет задуматься о необходимости подготовки в классических университетах специалистов указанного профиля, например, в рамках соответствующей программы междисциплинарной магистратуры.

Подчеркнем в этой связи, что в Казанском университете сложились давние и богатые традиции геодезических, гравиметрических и планетных исследований. Работы последних лет в этом направлении связаны с разработкой универсальных методов и алгоритмов определения параметров моделей гравитационных полей небесных тел по данным дифференциальных измерений в спутниковых системах с изменяемой геометрией расположения элементов с целью поиска оптимальных орбитальных конфигураций искусственных спутников Луны и Марса и условий проведения измерений, обеспечивающих максимальную точность оценивания параметров поля. Не менее важным направлением исследований геодезистов Казанского университета является применение спутниковых технологий для изучения геометрической фигуры и фигуры квазигеоида, а также их геодинамических изменений со временем на территории Республики Татарстан

4. Методы моделирования

Позволяют в лабораторных условиях воспроизводить (и изучать) геологические процессы.

При промышленной оценке месторождений предметное моделирование применяется для изучения технологических свойств руд по лабораторным и полупромышленным пробам. При этом лабораторные установки, имитирующие процесс переработки руды, являются действующими моделями оборудования будущей обогатительной фабрики. Однако ведущую роль в науках о Земле играют различные методы знакового (информационного) моделирования. По характеру информации их можно разделить на словесные, графические и математические.

К словесным моделям можно отнести многочисленные классификации, понятия и определения, которыми изобилуют все геологические дисциплины.

К графическим моделям следует отнести все разнообразные графические геологические документы - карты, планы, разрезы, проекции и т.п., в связи с тем, что они отражают свойства реальных объектов недр упрощенно и приблизительно.

В качестве математических моделей в геологии используются числа и формулы, описывающие взаимосвязи и закономерности изменения свойств геологических образований или параметров геологических процессов.

В последние годы в связи с широким внедрением в практику геологических исследований моделирования на ЭВМ с использованием разнородной геологической информации границы между этими видами моделей становятся в известной степени условными. Картографическая информация с помощью номинальной шкалы измерений переводится в цифровую, а результаты замеров при геохимических и геофизических съемках с помощью графопостроителей или графических дисплеев изображаются в виде карт изолиний.

Типы геолого-математических моделей

По принципу построения математической модели различают статическое и динамическое моделирование.

Статическое моделирование заключается в математическом описании свойств исследуемых объектов по результатам их изучения выборочным методом на основе индуктивного обобщения эмпирических данных.

Динамическое моделирование использует приемы дедуктивного метода, когда свойства конкретных объектов выводятся из общих представлений о его структуре и законах, определяющих его свойства.

В настоящее время в практике геологических исследований применяются главным образом статические модели. Это обусловлено сложностью и разнообразием геологических объектов и трудностью описания геологических процессов даже в самых общих чертах.

Статическое моделирование сводится к:

* преобразованию геологической информации в вид, удобный для анализа;

* выявлению закономерностей в массовых и в известной степени случайных замерах свойств изучаемых объектов;

* математическому описанию выявленных закономерностей (составлению математической модели);

* использованию полученных количественных характеристик для решения конкретных геологических задач - проверки геологических гипотез, выбору методов дальнейшего изучения объекта и т.п.;

* оценке вероятности возможных ошибок в решении поставленной задачи за счет выборочного метода изучения объекта.

Порядок решения геологических задач на основе динамического моделирования иной. Исходя из общих соображений о генезисе изучаемого объекта строится теоретическая математическая модель процесса его образования, учитывающая основные факторы, влияющие на конечный результат этого процесса, то есть на свойства объекта.

Такая модель обычно может быть предложена лишь в самом общем виде, поскольку параметры процесса неизвестны. Эти параметры определяют путем перебора различных вариантов и сравнения теоретических реализации процесса с фактическими свойствами изучаемого объекта, установленными эмпирическим путем. Динамическое моделирование сопряжено с большим объемом довольно сложных вычислений и возможно лишь на базе ЭВМ.

По характеру связи между параметрами и свойствами изучаемых объектов математические модели разделяются на детерминированные и статистические.

Детерминированные модели выражают функциональные связи между аргументом и зависимыми переменными. Они записываются в виде уравнений, в которых определенному значению аргумента соответствует только одно значение переменной. При моделировании геологических объектов детерминированные модели используются редко. Это объясняется тем, что они плохо согласуются с реальными явлениями, в которых функциональные связи сохраняются лишь в узких, весьма ограниченных областях.

Статистическими моделями называются математические выражения, содержащие, по крайней мере, одну случайную компоненту, то есть такую переменную, значение которой нельзя предсказать точно для единичного наблюдения. Их весьма широко используют для целей математического моделирования, поскольку они хорошо учитывают случайные колебания экспериментальных данных.

Многообразие геологических задач и объектов изучения вызвало необходимость использования при геолого-математическом моделировании методов из разных разделов математики: теории вероятностей и математической статистики, теории множеств, теории групп, теории информации, теории графов, теории игр, матричной и векторной алгебры, дифференциальной геометрии и др. При этом одна и та же задача может быть решена разными методами, а в некоторых случаях для решения одной задачи необходимо использовать комплекс методов из разных разделов математики. Это создает определенные трудности при систематизации математических методов, применяемых в геологии.

Вместе с тем по типу решаемых задач, набору используемых для этого математических методов и главным допущениям относительно свойств геологических объектов все геолого-математические модели отчетливо разделяются на две группы.

В первую группу объединяются модели, использующие главным образом математический аппарат теории вероятностей и математической статистики. В них геологические объекты предполагаются внутренне однородными, а изменения их свойств в пространстве - случайными, не зависящими от места замера. Такие модели можно условно назвать статистическими. В зависимости от количества одновременно рассматриваемых свойств они разделяются на одномерные, двумерные и многомерные.

Статистические модели обычно используются для:

* получения по выборочным данным наиболее надежных оценок свойств геологических объектов;

* проверки геологических гипотез;

* выявления и описания зависимостей между свойствами геологических объектов;

* классификации геологических объектов;

* определения объема выборочных данных, необходимого для оценки свойств геологических объектов с заданной точностью.

Во вторую группу можно объединить модели, рассматривающие свойства геологических объектов как пространственные переменные. В этих моделях предполагается, что свойства геологических объектов зависят от координат точки замера, а в изменении этих свойств в пространстве существуют определенные закономерности. При этом, наряду с некоторыми вероятностными методами (случайные функции, временные ряды, дисперсионный анализ), применяются также приемы комбинаторики (полиномы), гармонического анализа, векторной алгебры, дифференциальной геометрии и других разделов математики.

Для изучения пространственных геологических переменных используются приемы как статического, гак и динамического моделирования.

Модели пространственных геологических переменных используются для решения задач, связанных с:

* проверкой гипотез о закономерностях размещения геологических объектов относительно друг друга;

* проверкой гипотез о характере процессов формирования геологических образований;

* выделением аномалий в геологических и геофизических полях;

* классификацией геологических объектов по особенностям их внутреннего строения;

* разработкой приемов интерполяции и экстраполяции при оконтуривании геологических объектов;

* выбором оптимальной густоты и формы сети наблюдений при изучении геологических объектов.

5. Метод актуализма

Актуализм как принцип и как метод исследования в геологии своим появлением в конце 18-го века обязан двум шотландцам - Джеймсу Хаттону (1726-1795) и Чарлзу Ляйеллю (1797-1875). Жизнь каждого из них была богата и многообразна интересами и деятельностью. [J.Hatton, Биографии великих, Ляйелл]. По образованию оба были юристами, по характеру занятий - фермерами, химиками и биологами, строителями каналов и моряками, но по призванию - естествоиспытателями. Общей характерной чертой их подхода к изучению природы была исключительная тщательность отбора наблюдаемых фактов и их описаний.

Тогда все было внове. Сегодня описание несогласного залегания пород заурядное явление. А впервые описание несогласия было выполнено Дж. Хаттоном (и названо его именем) (рис. 4).

Ляйелл впервые выделил новый по генезису класс - метаморфические породы в добавление к водным (осадочным), вулканическим и плутоническим.

На основе наблюдаемых явлений Хаттон, а за ним и Ляйелл (рис. 5), разработали свой подход к объяснению природных явлений - метод актуализма. Суть его состоит в том, что «явления прошлой истории нашей Земли можно объяснять с помощью того, что происходит сегодня» [De Silva, Gosnold, 2007]. Тем самым была создана основа геологии как науки.



Рис. 4. Джеймс Хаттон (1726-1797). Фермер, строитель каналов, естествоиспытатель. Впервые ввел термин актуализм в своей работе «Теория Земли» (1795) и обосновал его применение в геологических исследованиях. Признан «отцом современной геологии»

Главной заслугой Ляйелля было введение понятия геологического (или «глубокого») времени. Ляйелл как и Хаттон строил все свои выводы, исключительно на изучении осадочных пород.

Основываясь на скорости современного осадконакопления, он рассчитал, что для формирования существующих осадочных толщ требуются, по крайней мере, сотни тысяч лет. Этот вывод вел к коренному пересмотру безраздельно господствовавшего в его время библейского представления о создании мира за шесть дней (ирландский архиепископ Джеймс Ушер даже точно указал дату создания мира - 22 октября 4004 года до нашей эры). Считалось, что ископаемые останки живых организмов принадлежат видам, уничтоженным во время Всемирного потопа.

Рис. 5. Чарльз Лайелл (1797-1875). Юрист, естествоиспытатель. Ввел понятие «длительного геологического времени», популяризировал идеи Дж. Хаттона в своей классической книге «Принципы геологии» (1830-1833). Ввел термины палеозой, мезозой и кайнозой и разбивку третичного периода на эоцен, миоцен и плиоцен. Его идеи легли в основу методологии наук о Земле и оказали решающее влияние на Ч. Дарвина при создании его «Происхождения видов».

Хаттон высказал гипотезу о том, что движущей силой геологических процессов является тепло заключенное в недрах планеты. Свидетельством этому служит энергия недр, проявляющаяся в вулканах и горячих источниках. Предполагалось, что внутренние силы Земли существуют с момента зарождения планеты. Заметим, что идея эта была высказана до создания гипотезы Канта-Лапласа о происхождении Земли, в соответствии с которой современный тепловой поток, осуществляемый идущими из глубин флюидами, расходует тепло изначально горячей Земли.

В тех случаях, когда говорят об изменении физических характеристик в ходе истории Земли, речь идет об изменении количественных значений основных физических сил, а не о прекращении действия самих физических факторов. Другими словами, Дж. Хаттон и Ч. Ляйелл показали, что все изменения в геологических процессах происходили под действием тех же факторов, что действуют и в настоящее время.

Джеймс Хаттон считал, что осадконакопление происходит очень медленно, и даже древнейшие породы сложены материалом, представляющим результат разрушения древних континентов. Обратный процесс имеет место, когда выведенные на поверхность породы подвергались эрозии и разрушению. Совокупность этих двух процессов (осадконакопления и эрозии) он назвал «важнейшим геологическим циклом» и полагал, что цикл этот повторяется в ходе истории Земли бесконечное число раз.

Эти положения в корне противоречили безраздельно господствовавшей в этот период в науке теории катастрофизма. Теоретическим ядром катастрофизма явился принцип разграничения действовавших в прошлом сил и законов природы. В отдаленные времена действовали мощные катастрофические силы, прерывавшие спокойное течение геологических и биологических процессов [Aktualismus. Геология]. Идеи катастрофизма, развитые Кювье, Бюффоном, Эли де Бомоном, возникли для объяснения резкой смены ископаемых остатков. Предполагалось, что каждая смена отражает глобальную катастрофу - Всемирный потоп. Как видим, идеи Хаттона категорически этому противоречили.

Идеи Хаттона были развиты Ч. Ляйеллем. Он обобщил все накопившиеся за период после выхода работы Хаттона геологические данные, и блестяще изложил их в своей книге [Lyell Ch., 1830-1832]. Однако, в противоположность Хаттону, Ляйелл считал, что интенсивность геологических процессов была практически постоянна на протяжении всей геологической истории, и отрицал существование эпох интенсификации тектонических и магматических процессов. Эта идея получила название униформизм.

Успех книги Ляйелля был огромен. За период с 1833 по 1875 год вышло 11 изданий. Каждое новое издание пополнялось новыми фактами. Русский перевод двухтомника вышел в 1865 году. Энтузиазм читателей был понятен - метод создавал инструмент для реконструкции событий геологического прошлого. Концепция длительности геологического времени стала основой теории происхождения видов Ч. Дарвина. Она предполагала достаточное длительное время, достаточное для эволюции видов.

Хаттон и Ляйелль дали в руки геологов истинно научный метод интерпретации событий гелогического прошлого. Этот вклад можно приравнять по значимости к работам Ф. Бэкона, создавшего методологию современной науки. Хаттон и Ляйелл считаются «основателями современной геологии».

Двадцатый век принес новый подход к сбору количественных данных о геологических процессах. Современный уровень техники не только расширил технические возможности наблюдений природных явлений, но позволил активно ставить задачи исследований. Одной из главных среди таких задач было получение прямых данных о природе сейсмических границ разделов. Целью исследования стало достижение первого раздела такого рода - границы между корой и мантией Земли (поверхности Мохоровичича), а методом решения - бурение сверхглубоких скважин.

Идея глубокого бурения оказалась настолько актуальной, что в 60-х годах во многих технически развитых странах начались рабочие проекты по её осуществлению (США, СССР, Германия, Япония, Швеция). Задачи ставились различные, как чисто практические (использование энергетических источников Земли, увеличение запасов геотермальной энергии), так и чисто научные. Общим для всех проектов, однако, оставались: достижение поверхности М, очень высокая стоимость, огромные технические сложности исполнения и в перспективе значительный приток данных для использования принципа актуализма на новом уровне. Все эти особенности были заложены и в проекте МОХОЛ [Project Mohole].

«Проект Мохол» осуществлялся под эгидой Национального научного фонда США (NSF). Скважина была заложена в 1961 году, близ острова Гуаделупе, к западу от мексиканского побережья Тихого океана. Глубина моря здесь 3.5 км. Всего было пробурено 5 пробных скважин, самая глубокая из которых достигла 183 метра. Бурение проводилось консорциумом нефтяных компаний с плавучей платформы. В 1965 году NSF рассмотрел итоги бурения и признал их не удовлетворительными. К этому времени было израсходовано более $50 миллионов, и Конгресс США признал дальнейшее финансирование нецелесообразным.

Ценность проекта состояла в разработке техники бурения в океане с плавучих платформ. Уже в следующем, 1966-м, году была начата программа исследования геологии океанического дна со специального судна «Гломар Челленджер». До конца 1970х с него, с использованием спутниковой навигационной системы, было пробурено 624 скважины, которые дали 170 км керна. Данные, полученные в ходе этих рейсов, легли в основу представлений о геологическом строении океанического дна. В 1985 году NSF начал новую программу глубоководного бурения, названную «JOIDES Resolution» в честь судна Джеймса Кука, на котором он совершил свое второе путешествие по Тихому океану.

Организационным решением, обеспечившим развитие глубокого бурения в США, стала концентрация всех усилий в Национальной лаборатории Сандиа (своего рода аналоге лаборатории Лос-Аламос, координировавшей работы по разработке ядерного оружия). Это лучшее подтверждение важности развития глубокого бурения.

В СССР была создана стандартная буровая установка Уралмаш 15000, позволяющая проводить бурение на глубину порядка 15-20 км, и принята программа колонкового бурения серии глубоких скважин в районах с разным геологическим строением. Первая такая скважина - Кольская сверхглубокая - была пробурена в районе Печенги.

Рис. 6. Кольская сверхглубокая скважина. В начальный период бурения (до 7000 метров)

Бурение первой в СССР Кольской сверхглубокой скважины началось в 1970 году и, по советской традиции, было приурочено к политическому юбилею - 100-летию В. И. Ленина. Бурению предшествовало сейсмическое зондирование, были намечены сейсмические границы раздела и выбрана точка наименее глубоко залегающей границы М. Но, как это часто бывает с чисто исследовательскими проектами, он неожиданно дал прямую практическую отдачу. На глубине 1.6-1.8 км было установлена промышленная медно-никелевая минерализация - новый рудный горизонт, что стало большим подспорьем горнометаллургическому комбинату. Более того, на глубине 9450-10500 метров было обнаружено значительное количество таких металлов как золото, серебро, палладий, никель, уран и многих других [Кольская сверхглубокая] (рис. 6).

Рис.7

Первые четыре года до глубины 7 км работы велись с использованием стандартных установок нефтяного бурения. Потом проект был остановлен на год. За это время была выстроена новая вышка, а буровая установка заменена на Уралмаш 15000 (рис. 7).

Проектом бессменно руководил один из его авторов, Д. М. Губерман (рис. 8), а административно курировал министр геологии СССР Е. А. Козловский. Результаты исследованиий не публиковались, они проходили под грифом «секретно». Ситуация изменилась в связи Международным геологическим конгрессом, очередная сессия которого состоялась в Москве в 1984 году.

Как обычно, сессию решено было использовать для демонстрации достижений советской геологии. На выставке Геоэкспо, проходившей в рамках конгресса, был большой стенд, посвященный Кольской сверхглубокой, и, самому главному, - достижению рекордной глубины. Многие делегаты конгресса захотели своими глазами увидеть уникальную буровую на Кольском полуострове и убедиться, что действительно в Союзе достигнута рекордная глубина бурения. Прямо на скважине провели заседание секции конгресса. Фотографии и статьи о Сверхглубокой обошли газеты и журналы почти всех стран мира.

Рис. 8. Губерман Д. М. ( 1929-2011). Один из авторов и бессменный руководитель бурения Кольской сверхглубокой. Из Губерман Давид Миронович.

По свидетельству очевидца, особо пристальный интерес иностранных гостей вызвали буровые коронки. Все ожидали увидеть, что они оснащены алмазным инструментом. Но это были обычные твердосплавные резцы. Одной такой коронки хватало на 6-8 метров проходки, после чего бурение надо было останавливать и коронки менять. Потеря времени на подобные операции во много раз превышала стоимость алмазного инструмента.

Технические трудности были огромны. Отражалось это в соотношении времени собственно проходки и спускоподъемных операций. Количество аварий резко нарастало с глубиной. Начальной точкой многих технических сложностей часто происходило «залипание» бурового снаряда к стенкам скважины. Для устранения аварии следовало придать снаряду дополнительное усилие, превышающее его вес (около 200 тонн). Но при этом зачастую происходил обрыв колонны, потеря турбобура и, главное, надо было начинать бурение заново.

Так поступили и на этот раз, но колонна не сдвинулась. Немного прибавили усилие, и стрелка прибора резко сбавила показания. При последнем подъеме на крюке висел укороченный кусок трубы с неровным нижним краем. Это означало, что в скважине остались не только турбобур, но и 5 км буровых труб. Семь месяцев пытались их достать. Ведь потеряны результаты пятилетней работы! Потом все попытки вернуть утерянное прекратили и начали вновь бурить с глубины 7 км. Типичная сложная авария - обрыв буровой компоновки вместе с частью колонны буровых труб. Основной метод ее ликвидации - создать уступ чуть выше потерянной части и с этого места вести бурение нового обходного ствола. Всего в скважине было пробурено 12 таких обходных стволов; четыре из них протяженностью от 2200 до 5000 м. Цена подобных аварий - годы потерянного труда.

После крупнейшей аварии - "черной даты" 1984 года - снова подошли к глубине 12 км только через 6 лет. В 1990 году достигли максимума 12 262 км при температуре в районе забоя 2200С. После еще нескольких аварий убедились, что глубже не пробиться. Все возможности современной техники исчерпаны. В связи с финансовыми трудностями и прекращением государственного дотирования проект временно был остановлен в 1992 году, а в 2008 году объект был заброшен, оборудование демонтировано, началось разрушение здания (Осадчий, 2002).

Скважина, хотя и не дошла до границы М, дала первые данные о том, что на выделенных по сейсмике горизонтах не происходит смена химического состава коры на предполагаемой границе гранитного и базальтового слоев. Вместо ожидаемой базальтовой коры на глубине 9-12 км были встречены высокопористые трещиноватые породы, насыщенные высокоминерализованными водами.

Итак, началось разрушение этого уникального памятника истории техники человечества, а вид заброшенных руин Кольской сверхглубокой служит пощечиной и прямым оскорблением тем, чьим героическим трудом она была создана. И это происходит как раз в момент, когда ЮНЕСКО объявило рудники Рудных гор и Корнуолла памятниками всемирного культурного наследия. На их базе созданы музеи, ежегодно посещаемые миллионами туристов [Эрлих, 2015]. По оценке Кольского научного центра восстановление скважины обойдется всего в 100 миллионов рублей. Мелочная сумма для такого исторического объекта. Восстановленная скважина могла бы служить базой для подготовки технических кадров бурения на шельфе [Кольская сверхглубокая].

...