Презентация на тему: РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД

РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Определяющие факторы физических свойств пород
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Изоморфизм, примеси
Акцессорные минералы. Флюиды
Кристаллическая структура
Полиморфные переходы
Дефекты кристаллической решетки
Типы дефектов
Дислокации и границы зерен
Макроструктура магматических пород
Скорости упругих волн в минералах
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Метаморфизм
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Пористость, трещиноватость, флюидонасыщенность
Плотность флюидов
Давление
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Температура
Положение тепловой астеносферы
Зависимость плотности от температуры
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Виды магнитной упорядоченности ферромагнетиков
Корреляция между свойствами пород
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
Соотношение плотности и скоростей продольных волн
Зависимость магнитной восприимчивости горных пород от содержания ферромагнитных минералов
Физические свойства горных пород регионального распространения
Плотность и скорости в литосфере
Земная кора
Верхняя мантия
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД
1/38
Средняя оценка: 4.4/5 (всего оценок: 75)
Код скопирован в буфер обмена
Скачать (2156 Кб)
1

Первый слайд презентации: РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД

Региональная геофизика Лекция 2

Изображение слайда
2

Слайд 2: Определяющие факторы физических свойств пород

Эти факторы – химический состав и структура. Химический состав определяется: а) структурой атомов − числом протонов и нейтронов, распределением электронов по оболочкам, зонной электронной структурой; б) молекулярной структурой  типом связей атомов, их силой, направленностью; в) изоморфным замещением и атомами примесей в решетке минералов, акцессорными минералами в горной породе, концентрацией и составом флюидов; Структура горных пород определяется, кроме того: г) кристаллической структурой минералов: плотностью упаковки, симметрией, дефектами; д) минеральным составом, соотношениями зерен; ж) пористостью, содержанием флюидов. 2

Изображение слайда
3

Слайд 3

В региональной геофизике важны свойства: плотность, магнитная восприимчивость, удельное электрическое сопротивление, скорости распространения сейсмических волн. Они в разной степени обусловлены этими факторами. Для каждого из свойств набор определяющих факторов индивидуален. Если некоторые факторы являются общими для разных свойств пород, между этими свойствами обнаруживается корреляционная зависимость. Сами факторы тоже зависимы: атомная структура определяет кристаллическую, они обе во многом определяют макроструктуру горных пород. 3

Изображение слайда
4

Слайд 4

Радиоактивность Структура ядра Плотность Электронная структура Электропроводность Намагниченность Состав ядра  число протонов P (атомный номер), суммарное число протонов P и нейтронов N (массовое число М = P + N ). Обычно N > P. Радиоактивны тяжелые атомы с N >> P (ядра неустойчивы). Радиоактивны некоторые легкие изотопы. Горные породы радиоактивны из-за концентрации в них этих элементов, как акцессорных. Состав ядра как фактор для минералов и горных пород выражается средней атомной массой M а, которая определяет плотность минералов и горных пород, а также влияет на упругие свойства. 4

Изображение слайда
5

Слайд 5

Электронная конфигурация определяет тип магнетизма. Атомы с четным числом электронов по правилу Хунда  антипараллельной ориентировки магнитных моментов электронов  диамагнетики. Они намагничиваются индуктивно, против намагничивающего поля. Атомы с нечетным числом электронов  парамагнетики. Намагниченность имеет ориентационную природу, направление намагниченности  по полю. Парамагнитными также являются переходные металлы с энергетической инверсией электронных оболочек (4 s  3 d в группе железа, 5 s  4 d в группе палладия, 6 s  4 f  5 d в группе платины, вокруг оболочки 5 f у актинидов). Парамагнетики при невысокой температуре приобретают магнитную упорядоченность в виде параллельной ориентации магнитных моментов электронов валентной оболочки (магнитный фазовый переход при температуре Кюри) и становятся ферромагнитными. 5

Изображение слайда
6

Слайд 6

Зонная электронная структура атомов определяет электропроводность веществ. Если валентная зона атома перекрывается разрешенной зоной проводимости, вещество является проводником. У полупроводников между заполненной валентной зоной и пустой зоной проводимости есть неширокая (0,1  5 эВ) запрещенная зона, которая преодолевается электронами при сильном электрическом, тепловом или механическом возбуждении. Диэлектрики имеют широкую (> 5 эВ) запрещенную зону между валентной зоной и зоной проводимости. Элементы (C, N, O, Al, Si, P, S, Cl и др.), входящие во многие соединения, имеют валентные p-электроны, у которых орбитальное квантовое число l = 1, а другие (в частности, переходные металлы группы железа)  d -электроны ( l = 2). Электронные орбитали этих элементов имеют ориентировку, что определяет образование направленных связей с различной энергией по разным осям. Отсюда – анизотропия тензорных свойств (модулей упругости) и векторных (скоростей упругих волн). 6

Изображение слайда
7

Слайд 7

Кристаллическая структура минералов формируется на основе связей: ионной, ковалентной, металлической. Ионная связь сильная, ненаправленная, создает симметричную электронную конфигурацию, организует структуру с высокой симметрией. Ионные кристаллы  почти изотропные по физическим свойствам, обычно диэлектрики, они прозрачны, имеют низкую теплопроводность. Ковалентная связь создается общими для каждой пары атомов электронами (обычно p ). Она направленная ; чем меньше валентных электронов, тем резче выражена направленность. Этим определяется низкая симметрия, анизотропия свойств кристаллов. Чисто ковалентная связь бывает только между одинаковыми атомами. Ковалентные кристаллы часто являются полупроводниками, у них довольно высокая теплопроводность, они непрозрачны для видимого света, твердые, с большими значениями упругих модулей. Металлическая связь образуется нелокализованными на атомах валентными электронами. Металлы пластичны, имеют высокую электропроводность и теплопроводность, не прозрачны. 7

Изображение слайда
8

Слайд 8: Изоморфизм, примеси

Изоморфизм  замещение в кристаллической решетке близких по свойствам атомов. В изоморфных рядах имеют место изменения плотности, модулей упругости, иногда электропроводности и магнитной восприимчивости. Полевые шпаты обнаруживают изоморфизм по Na и К (альбит  ортоклаз) и по комплексам Na + Si и Ca + Al (альбит – анортит). Оливины  изоморфизм по Mg и Fe (форстерит  фаялит). Влияние изоморфизма на физические свойства большинства пород невелико ввиду малых различий кристаллической структуры; в изоморфизме существен состав (атомная масса). Примесные атомы по-разному искажают решетку, находясь в узлах и междуузлиях. Они создают добавочные энергетические уровни в зонной электронной структуре. Увеличивается проводимость минералов  диэлектриков и полупроводников, изменяются поглощающие свойства, цвет минералов, их прочность, упругие свойства, в меньшей мере плотность и магнитные свойства, усиливаются диффузия, теплопроводность. Степень этих изменений зависит от концентрации примесей. 8

Изображение слайда
9

Слайд 9: Акцессорные минералы. Флюиды

Акцессорные минералы – рудные и темноцветные минералы. Они влияют на электрические и магнитные свойства пород, понижают удельное сопротивление и увеличивают магнитную восприимчивость горных пород, так как акцессорными часто являются минералы с переходными металлами. Другие свойства магматических пород: упругие модули, плотность  связаны с концентрацией акцессорных минералов из-за ее обратной зависимости от содержания кремнезема. Насыщенные темноцветными минералами основные породы имеют более высокие значения плотности и скоростей прохождения сейсмических волн. Состав флюидов в поровом пространстве горных пород влияет на удельное сопротивление и диэлектрическую проницаемость. Особенно важна эта зависимость для осадочных пород. Электропроводность определяется минерализацией; диэлектрическая проницаемость различается в зависимости от среды, заполняющей поры: вода, нефть или воздух. 9

Изображение слайда
10

Слайд 10: Кристаллическая структура

Средняя атомная масса Плотность (+) Скорость упругих волн (–) Плотность упаковки Плотность (+) Скорость упругих волн (+) Симметрия структуры Анизотропия скорости Средняя атомная масса горных породы варьирует в небольших пределах  от 20 до 23. По этой причине дифференциация пород по плотности и упругим свойствам не превышает10 %. Реальное разброс плотности и скоростей сейсмических волн от 1,5  2 г/см 3 и 2  3 км/с (пески, песчаники на земной поверхности) до 5,5 г/см 3 и 13,5 км/с (мантия Земли у границы ядра) обусловлен изменением параметров кристаллической структуры. Плотность упаковки увеличивается с давлением (глубиной образования породы). Наиболее плотную упаковку структуры, наибольшие значения плотности и скорости сейсмических волн имеют породы нижней мантии. 10

Изображение слайда
11

Слайд 11: Полиморфные переходы

Большинство фазовых переходов вызывается повышением давления, но его значения на фазовых границах ( и глубина границ ) зависят от температуры. 11

Изображение слайда
12

Слайд 12: Дефекты кристаллической решетки

Тепловые фононы изменяют электропроводность: сопротивление с температурой понижается. Тепловое возбуждение нарушает ориентировку магнитных моментов, и выше точки Кюри ферромагнетики переходят в парамагнитное состояние. Точечные дефекты – вакансии, атомы в междуузлиях решетки. Концентрация дефектов растет с температурой. Они определяют транспортные свойства минералов и горных пород (диффузию, вязкость, температуропроводность, электропроводность). Точечные дефекты изменяют напряженное состояние кристаллов, уменьшая упругие модули. На плотность дефекты влияют мало, так как в больших объемах примерно одинаково число вакансий и атомов в междуузлиях. Дислокации (краевые и винтовые) влияют на механические свойства пород (упругость, пластичность, прочность). Через взаимодействие точечных дефектов с дислокациями проявляется влияние дислокаций на коэффициенты переноса. Например, скорость диффузии по линиям дислокаций может на порядки превышать объемную диффузию. 12

Изображение слайда
13

Слайд 13: Типы дефектов

а ) внедрение, примесный атом в междуузлии; b ) вакансии, краевая дислокация; c ) атом в междуузлии; d ) вакансия; e, f ) примесные атомы в узлах решетки, изоморфное замещение; g ) краевые дислокации; h ) замещение 13

Изображение слайда
14

Слайд 14: Дислокации и границы зерен

14

Изображение слайда
15

Слайд 15: Макроструктура магматических пород

Макроструктура зависит от минерального состава, условий кристаллизации и эволюции. Определяет плотность, упругие и тепловые свойства. Плотность магматических пород 15

Изображение слайда
16

Слайд 16: Скорости упругих волн в минералах

Определяющие факторы скоростей упругих волн в минералах: а) кристаллическая структура  плотность упаковки атомов в решетке, дефекты структуры; б) средняя атомная масса M a. Два типа соотношения скоростей упругих волн и плотности (справедливо для v p и v s ) : 1) v p ~   означает преобладание фактора кристаллической структуры – у большинства минералов; 2) v p ~ 1/   указывает на доминирующую роль средней атомной массы – руды железа, хрома, марганца и др. Минералы с высокой симметрией обычно имеют скорости выше, анизотропию меньше, чем минералы с низкой симметрией. Скорости упругих волн в минералах 16

Изображение слайда
17

Слайд 17

17

Изображение слайда
18

Слайд 18: Метаморфизм

Влияние процессов метаморфизма на физические свойства пород зависит от типа метаморфизма – температуры, давления, состава флюидов и сдвиговых деформаций. Региональный метаморфизм → повышение плотности и упругих модулей пород. Особенно велики изменения в фациях высоких давлений и температур  гранулитовой и эклогитовой. Метасоматоз  серпентинизация гипербазитов (превращение оливинов и пироксенов в гидроокислы) приводит к уменьшению на 10  15 % плотности и скоростей упругих волн и повышению магнитной восприимчивости. Метаморфизм осадочных пород приводит к более значительным изменениям физических свойств. С региональным метаморфизмом песчаников часто связаны железорудные залежи. Железистые кварциты (КМА и др.) имеют высокие значения плотности, магнитной восприимчивости и электропроводности, пропорциональные концентрации железа. 18

Изображение слайда
19

Слайд 19

Горная порода , г/см 3 E, ГПа  , ГПа v P, км/с v P 0,5, км/с v S, км/с Гранит 2,66 68,8 0,19 29,0 5,32 6,37 3,30 Гранодиорит 2,74 74,8 0,18 31,7 5,45 6,16 3,40 Сиенит 2,71 60,4 0,22 24,7 5,05 5,97 3,02 Диорит 2,80 78,6 0,25 31,5 5,80 6,55 3,35 Габбро-норит 2,96 101,5 0,25 40,5 6,45 7,2 3,70 Габбро 3,05 103,5 0,25 41,5 6,38 6,96 3,68 Дунит 3,28 151,6 0,25 60,6 7,45 8,35 4,30 Перидотит 3,29 151,4 0,25 61,4 7,32 8,14 4,32 В таблице видны тесные корреляционные связи ряда параметров между собой. Уравнения регрессии: σ = 1,26 + 0, 27 v p ; v s = 0, 45 + 0,51 v p ; V p 0,5 = 0,995 + 0,97 v p 19

Изображение слайда
20

Слайд 20: Пористость, трещиноватость, флюидонасыщенность

Эти факторы сильно влияют на физические свойства осадочных пород на глубинах до 3  5 км, на свойства магматических и метаморфических пород – лишь в приповерхностных условиях. Пористость и трещиноватость ведут к уменьшению плотности пропорционально пористости K п. В осадочных породах K п достигает 0,2  0,4. Поры в естественном залегании обычно заполнены флюидами. Уменьшаются и скорости упругих волн, но при этом важны геометрия пор, скелета, степень связности пор. Пористость и состав флюидов являются главными факторами, электропроводности горных пород. Этот фактор очень сильный; сопротивление осадочных пород часто не зависит от состава скелета, определяясь только составом и концентрацией флюидов. Главная теплофизическая характеристика горных пород − коэффициент теплопроводности определяется теми же факторами, что плотность и скорость сейсмических волн: кристаллическая структура, пористость, давление и температура. 20

Изображение слайда
21

Слайд 21: Плотность флюидов

Зависимость плотности осадочных пород от пористости. Уравнение регрессии σ = 2, 74 – 2,8 K П, k П = K П  100 % Плотность флюидов в поровом пространстве пород: минерализованные воды 1,0 1,2 г/см 3 ; нефть при разном составе фракций – от 0,5 до 1,0 г/см 3 ; воздух при атмосферном давлении 0,0012 г/см3, природный газ разного состава 0,0006 0,002 г/см 3. На глубине 2 км при Р = 70 МПа плотность газов достигает 0,2 г/см 3. 21

Изображение слайда
22

Слайд 22: Давление

Плотность горных пород при высоких давлениях и температурах зависит от сжимаемости и коэффициента теплового расширения. На рисунках показаны 1) зависимость плотности от давления на примере перидотита и скорости продольных волн по PREM ; 2) зависимость v S разных минералов литосферы и мантии от давления (глубины). 22

Изображение слайда
23

Слайд 23

Значения сжимаемости горных пород в нижней части земной коры находятся в пределах (0,2−5)  10 −12 Па −1. Сжатие решетки не беспредельно; она не выдерживает давления выше критической величины, различной у разных минералов, но всегда зависящей, кроме того, от температуры. При критическом давлении происходит фазовый переход в структуру с более плотной упаковкой. Сжимаемость перидотита в переходной зоне мантии (около 8  10 −12 Па −1 ), больше, чем в верхней мантии над этой зоной и особенно в нижней мантии, где она составляет ~3  10 −12 Па −1. Примерно такие же значения имеют коэффициенты зависимости от давления скорости продольных волн. 23

Изображение слайда
24

Слайд 24: Температура

Тепловое расширение  =    /   T мало зависит от давления и температуры, но обнаруживает зависимость от состава пород − содержания SiO 2. С уменьшением содержания SiO 2 от 70 % в гранитах до 30 % в дуните  уменьшается от 2  10 −6 до 8  10 −6 K −1. Эти различия существенны для континентальной коры. В мантии этот коэффициент около10 −6 K −1. Скорости сейсмических волн в условиях земной коры линейно зависят от температуры (от 0 до 500 o C): v ( T ) = v (0) ( 1   v T ). Значения этих коэффициентов порядка (1  5)  10 −6 K −1 мало зависят от состава пород. Электропроводность пород на большой глубине в земной коре и верхней мантии определяется в основном температурой. Эта зависимость имеет вид  ( T ) =  (0) exp ( E o / 2 kT ). E o разных минералов меняется на 5 порядков, от ~10 −18 Дж у эгирина до ~10 −13 Дж у берилла и серпентина. 24

Изображение слайда
25

Слайд 25: Положение тепловой астеносферы

Изображение слайда
26

Слайд 26: Зависимость плотности от температуры

Коэффициент теплового расширения :  =  /  T почти не зависит от РТ- условий в земной коре, но зависит от состава  содержания SiO 2. При увеличении SiO 2 от 30 % в дуните до 70 % в гранитах  растет от 2  10 – 6 до 8  10 – 6 K – 1. Зависимость  от состава Различия важны для коры, в мантии  изменяется мало  (2 –5)  10 – 5 K – 1. 26

Изображение слайда
27

Слайд 27

Удельное сопротивление мантийных пород при температуре выше солидуса понижается почти на два порядка из-за повышения концентрации расплава. Это используется для изучения структуры астеносферы методом глубинных электромагнитных зондирований. Магнитная восприимчивость основных и ультраосновных пород, составляющих нижнюю часть земной коры и верхнюю мантию, мало меняется с температурой, если она не достигает точки Кюри  температуры перехода ферромагнетика в парамагнитное состояние с резким уменьшением магнитной восприимчивости  и намагниченности J. Для пород, намагничивающихся по ферромагнитному типу, характерна высокая температура Кюри Т с. Магнетит  главный ферромагнитный минерал земной коры имеет Т с = 578  С. Температура Кюри ультрабазитов мантии (железо входит в решетки оливина и пироксенов) составляет 300  600  С. 27

Изображение слайда
28

Слайд 28: Виды магнитной упорядоченности ферромагнетиков

Направления магнитных моментов атомов в кристаллической решетке: а) собственно ферромагнетики, б) антиферромагнетики, б) ферримагнетики (ферриты), в, г) слабые ферромагнетики. Доменная макроструктура Домены в ферромагнетиках: а) в слабом поле; б) в сильном поле; в) доменная стенка 28

Изображение слайда
29

Слайд 29: Корреляция между свойствами пород

Неопределенность значений физических свойств пород по причинам вариаций состава, структуры каждого типа пород, условий их залегания приводит к неоднозначности геологического истолкования результатов геофизических методов. Поэтому необходимо комплексирование геофизических методов в региональных задачах. Для обоснования комплексирования требуется выявить взаимосвязи между разными физическими свойствами горных пород. Это достигается сопоставлением определяющих факторов или корреляционным анализом эмпирических данных. Между какими-то двумя свойствами в данном классе пород может быть установлена корреляция в форме уравнения регрессии. В других случаях корреляция отсутствует, но некоторые геологические тела могут быть выделены по двум и более физическим свойствам. 29

Изображение слайда
30

Слайд 30

Плотность и упругие свойства определяются кристаллической структурой минералов. Поэтому эти свойства довольно тесно связаны, если нет больших различий по средней атомной массе. Электропроводность зависит от концентрации и минерализации флюидов в порах. Другие свойства с этим не связаны. Поэтому удельное сопротивление не корреллирует с другими свойствами. Корреляция удельного сопротивления и скоростей сейсмических волн имеет место в глубинных зонах литосферы и мантии в связи с температурой. Общее для всех пород уравнение регрессии связывает плотность и скорость продольных волн. Уравнение  = a ( Ma ) + b vP называется уравнением Берча. Свободный член a зависит от средней атомной массы M a, а она для большинства горных пород мало отличается от значений 21  22, возрастая в случаях повышения содержания железа. 30

Изображение слайда
31

Слайд 31

Значения коэффициентов уравнения Берча обнаруживают некоторый разброс. Это не мешает использовать его для построения плотностных моделей региональных геологических разрезов по данным о скорости продольных волн. Латеральные вариации плотности и скоростей сейсмических волн в отдельных слоях невелики, и их оценка лежит за пределами возможностей этого метода. Фактические соотношения между плотностью и скоростями сейсмических волн для разных пород показаны на рисунке. Наблюдается хорошая корреляция свойств во всем диапазоне значений. Изменения наклона отмечены для разных пород. Изменения атомной массы приводят к сдвигу линии регрессии. Очевидно, что пересчет скорости в плотность на основании этой корреляции сопряжен с погрешностями. Они могут быть меньше изменений свойств от слоя к слою, но в пределах слоев вариации свойств надежно выявить на этой основе невозможно. 31

Изображение слайда
32

Слайд 32: Соотношение плотности и скоростей продольных волн

Обозначения: точки –данные для пород разных типов, сплошная кривая – аппроксимация Нейфа и Дрейка, пунктир – зависимости для пород с разной атомной массой 32 Соотношение плотности и скоростей продольных волн

Изображение слайда
33

Слайд 33: Зависимость магнитной восприимчивости горных пород от содержания ферромагнитных минералов

33

Изображение слайда
34

Слайд 34: Физические свойства горных пород регионального распространения

Петрофизическая классификация горных пород для региональных задач включает осадочно-вулканогенные (терригенные, карбонатные и траппы) и магматические породы (гранитоиды, средние, основные породы и ультрабазиты). Классы пород , г/см 3 v P, км/с , ед. СИ , Ом  м терригенные 2,3  2,6 3,2–3,8 10 –5 –10 –3 10–10 3 карбонатные 2,6  2,8 4,0–4,8 <10 –5 10 2  10 3 траппы 2,8  2,9 5,8–6,2 10 –2  10 –1 10 3  10 4 гранитоиды 2,5–2,7 5,2–5,8 10 –4  10 –3 10 2  10 4 средние 2,6–2,8 5,7–6,5 10 –3  10 –2 10 2  10 4 основные 2,8–3,0 6,3–7,5 10 –2  10 –1 10 2  10 5 ультрабазиты 3,1–3,3 7,6–8,7 10 –5  10 –1 10 2  10 5 34

Изображение слайда
35

Слайд 35: Плотность и скорости в литосфере

Плотностная и скоростная структура коры и мантии Земли определяется составом горных пород, температурой и давлением. Земная кора состоит из 3-х слоев: К 1  осадочно-вулканогенного, К 2  гранитно-метаморфического, К 3  базальтового; в состав литосферы входит подкоровый слой М 1 – литосферная мантия. Слои Континенты Океаны Н, км , г/см 3 v P, км/с Н, км , г/см 3 v P, км/с К 1 0–20 2,2–2,8 2,5–6,0 0–3 1,5–2,5 1,7–3,8 К 2 0–20 2,5–2,7 3,0–6,0    К 3 0–50 2,8–3,0 6,5–7,3 4–10 2,8–2,9 6,0–7,3 М 1 50  150 3,1–3,4 7,7–8,7 15  100 3,0–3,3 7,8–8,3 35

Изображение слайда
36

Слайд 36: Земная кора

Плотность и скорости упругих волн в коре растут с глубиной из-за изменений состава пород и повышения давления. Роль температуры невелика, но она определяет наличие волноводов на глубинах 15  20 км в активных областях. Осадочный слой имеет толщину от 0 на щитах и в складчатых областях до 20 км в платформенных и предгорных прогибах. Гранитно-метаморфический слой отсутствует в океанах и в части горных областей, под некоторыми платформенными и межгорными прогибами. Нижний слой континентальной коры и почти вся океаническая кора это базальтовый слой. Он отсутствует только на небольших площадях в тех горных областях, где велика мощность гранитного слоя. Раздел Мохо повсеместно выражается скачками скоростей: продольных волн с 6,7  7,2 км/с до 7,8  8,5 км/с, поперечных волн – с 3,7  4,2 км/с до 4,4  5 км/с и скачком плотности на 0,3  0,4 г/см 3. В отдельных районах обнаружена переходная зона от коры к мантии толщиной до 5 км. 36

Изображение слайда
37

Слайд 37: Верхняя мантия

Под континентами и океанами на разных глубинах выделен сейсмический волновод. С ним связано уменьшение удельного сопротивления. Это астеносфера. Она не имеет резких границ и обусловлена частичным плавлением вещества. Под океанами и рифтовыми зонами континентов) в астеносфере возможно разуплотнение верхней мантии на ~ 0,05 г/см 3. Переходная зона между верхней и нижней мантией на глубинах 420  670 км  стратифицированный слой, в котором оливин и пироксены претерпевают полиморфные переходы. На основных фазовых границах (420 и 670 км) плотность и скорость продольных волн скачкообразно возрастают на 5  8 %. Нижняя мантия под разделом 670 км имеет плотность 4,40 г/см 3, скорость продольных волн v P 10,75 км/с. К основанию нижней мантии из-за адиабатического сжатия ее плотность возрастает до 5,6 г/см 3, а скорости v P до 13,7 км/с. 37

Изображение слайда
38

Последний слайд презентации: РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД

38

Изображение слайда