VI FESTIWAL NAUKI Warszawa, września 2002 Jak zajrzeć do wnętrz Ziemi? Monika Wilde-Piórko, Aleksandra Grymin, Elżbieta Zalewska

Transkrypt

1 VI FESTIWAL NAUKI Warszawa, września 2002 Jak zajrzeć do wnętrz Ziemi? Monika Wilde-Piórko, Aleksandra Grymin, Elżbieta Zalewska Instytut Geofizyki, Uniwersytet Warszawski ul. Pasteura 7, Warszawa 1. Jak zajrzeć do wnętrza Ziemi? Jak zajrzeć do wnętrza Ziemi? Z jakich skał, minerałów jest zbudowana nasza planeta? Jest to pytanie, której nurtuje człowieka od bardzo dawna. Bezpośrednio możemy zbadać tylko warstwy przypowierzchniowe: w odkrywkach geologicznych, skały które w trakcie procesów tektonicznych zostały wyniesione na powierzchnię lub dzięki wierceniom geologicznym. Najgłębsze wiercenia dochodzą jednak do około 10 km w głąb, a na powierzchni możemy obserwować skały wyniesione nawet z głębokości 80 km, ale co jest głębiej? Nie mając możliwości zajrzeć bezpośrednio do wnętrza Ziemi, zostają nam tylko metody pośrednie. Na początku XX wieku zauważono, że fale sejsmiczne generowane w czasie trzęsień ziemi niosą informację o jej budowie. Na podstawie czasów przejścia przez Ziemię fal sejsmicznych i ich amplitud rejestrowanych na powierzchni możemy próbować odtwarzać rozkłady prędkości fal we wnętrzu Ziemi, a co za tym idzie własności materiału, z którego jest zbudowana. 2. Rodzaje fal sejsmicznych Wyróżniamy dwa typy fal sejsmicznych: fale objętościowe, rozchodzące się wewnątrz Ziemi: - podłużne (w sejsmologii nazywane falami P) - cząsteczki ośrodka drgają wzdłuż kierunku rozchodzenia się fali, modelem fal podłużnych może być ściskana i rozciągana sprężyna, - poprzeczne (w sejsmologii nazywane falami S) - cząsteczki ośrodka drgają poprzecznie do kierunku rozchodzenia się fali, modelem fal poprzecznych może być sznur, na którym generowane są fale poprzez ruch ręki w kierunku prostopadłym do kierunku napięcia sznura,

2 fale powierzchniowe, rozchodzące się po powierzchni Ziemi są najbardziej katastrofalne w skutkach. 3. Prędkości fal P we wnętrzu Ziemi Prędkości fal P we wnętrzu Ziemi przyjmują następujące wartości: skorupa: około km/s, płaszcz: około km/s, jądro zewnętrzne: około km/s jądro wewnętrzne: około 11.3 km/s. Prędkości fal S są około dwa razy mniejsze. 4. Odbicie i załamanie fal na granicy sejsmicznej v1<v2

3 v1>v2 W ośrodku jednorodnym fala rozchodzi się bez przeszkód z pewną stałą prędkością, która zależy od rodzaju materiału, z którego zbudowany jest ośrodek. Co się dzieje gdy fala pada na granice, która oddziela dwa ośrodki jednorodne o różnych prędkościach rozchodzenia się fal (tj. zbudowanych z różnych materiałów)? Część energii niesionej przez falę odbija się, a część przechodzi do drugiego ośrodka. Powstaje fala odbita i fala załamana. Kąt padania fali jest równy kątowi odbicia (prawo odbicia). Kąt załamania jest określony przez prawo Snelliusa, które mówi, że stosunek sinusa kąta padania do prędkości fali w ośrodku 1 jest taki sam jak stosunek sinusa kąta załamania do prędkości fali w ośrodku 2. Z prawa Snelliusa wynika, że jeżeli fala przechodzi z ośrodka o mniejszej prędkości do ośrodka o większej prędkości to kąt załamania będzie większy niż kąt padania fali. W przypadku, gdy fala pada z ośrodka o większej prędkości do ośrodka o mniejszej prędkości kąt załamania będzie mniejszy niż kąt padania. 5. Rozchodzenie się fal sejsmicznych w ośrodku o budowie warstwowej Wyobraźmy sobie prosty model ośrodka o budowie warstwowej, prędkości fal P zmieniają się skokowo od 2.8 km/s do 8.1 km/s. Przy powierzchni Ziemi umieszczamy źródło fal sejsmicznych, a na powierzchni wzdłuż pewnej linii - profilu - rozstawiamy stacje sejsmiczne. Odpalamy źródło, które generuje fale sejsmiczne. Ponieważ prędkość fal rośnie z głębokością, kąt załamania fali przy padaniu na granicę sejsmiczną jest większy niż kąt padania, więc fale po pewnym czasie dotrą do powierzchni, gdzie wywołają przemieszczenie gruntu, które następnie zostanie zarejestrowane przez stacje sejsmiczne.

4 6. Sejsmogram zapis, który rejestruje stacja sejsmiczna Zapis zarejestrowany przez stacje sejsmiczną nazywa się sejsmogramem. Zapis ten będzie miał różny charakter w zależność od budowy ośrodka, w którym rozchodzą się fale oraz od odległości odbiornika od źródła fal. Na rysunku pokazana jest pionowa składowa prędkości przemieszczenia gruntu zarejestrowana przez stacje znajdującą się w odległości 50 km od źródła fal na obszarze południowo-zachodniej Polski. Widać wyraźny moment przyjścia pierwszej fali, a następne zarejestrowane prędkości przemieszczeń gruntu są związane z przychodzeniem kolejnych fal rozchodzących się w skorupie i górnym płaszczu. 7. Hodograf fal sejsmicznych W celu interpretacji zapisów stacji - sejsmogramów - rysuje się hodografy fal sejsmicznych. Hodograf jest wykresem zależności czasu przyjścia fali do stacji w funkcji odległości źródłostacja. Na hodografie powyżej widzimy zależność czasów przyjścia od odległości dla fal Pg rozchodzących się w skorupie, fal Pn rozchodzących się w górnym płaszczu, fal PmP - odbitych od granicy Moho - granicy między skorupą a płaszczem. 8. Eksperymenty sejsmiczne Znając czasy przyjścia poszczególnych fal możemy próbować odtwarzać rozkład prędkości w ośrodku, a co za tym idzie określić materiał, z którego jest on zbudowany. W celu zbadania

5 budowy Ziemi przeprowadza się eksperymenty sejsmiczne. Mamy dwa typy eksperymentów sejsmicznych: pasywne, w których źródłem fal sejsmicznych są naturalne trzęsienia ziemi. Zaletą tego typu eksperymentów jest ich niski koszty, źródła fal sejsmicznych mamy za darmo, a w przypadku silnych trzęsień ziemi fale penetrują całą Ziemię. Wadą ich jest to, że nie mamy wpływu na rozkład źródeł, są rozmieszczone nieregularnie, niekoniecznie tam gdzie chcemy oraz to, że nie jesteśmy w stanie określić precyzyjnie ich lokalizacji i czasu wystąpienia, aktywne, w których źródła są generowane sztucznie przez człowieka: np. przez odpalenie ładunku trotylu, wibratory, strzelanie sprzężonym powietrzem, wybuchy jądrowe. Zaletą tego typu eksperymentów jest możliwość wyboru lokalizacji źródła oraz precyzyjnie znany czas jego odpalenia. Wadą jest duży koszt oraz to, że ze względu na ograniczoną siłę źródeł sztucznych zwykle fale nie penetrują głębiej niż do 150 km. 9. Planowanie eksperymentu aktywnego Przy planowaniu eksperymentu aktywnego przede wszystkim należy wybrać obszar, który chcemy zbadać, tam gdzie spodziewamy się występowania ciekawych jednostek tektonicznych, poznanie budowy których pozwoli nam coś powiedzieć o historii tworzenia się danego obszaru. Oczywiście nie bez znaczenia jest fakty jakimi środkami dysponujemy do przeprowadzenia eksperymentu: ile możemy zgromadzić stacji sejsmicznych i ile zorganizować punktów strzałowych. Gdy posiadamy już tę wiedzę, możemy przystąpić do wyznaczenia lokalizacji profili sejsmicznych, wzdłuż których wyznaczone będą punkty strzałowe i rejestrować będą stacje sejsmiczne. Oczywiście musimy wybrać takie miejsca, gdzie odpalenie punktów strzałowych nie spowoduje żadnych szkód oraz takiej lokalizacji stacji sejsmicznych gdzie są najlepsze warunki do rejestracji - nie ma dużego szumu związanego z działalnością człowieka. Na obszarze Polski wzdłuż linii Koszalin-Lublin znajduje się strefa kontaktu (szew transeuropejski) pomiędzy starą platformą wschodnioeuropejską, gdzie znajdowane skały krystaliczne są wieku rzędu 1000 mln lat i starsze, i młodą platformą paleozoiczną o wieku 400 mln lat. Niezwykle ciekawe jest zbadanie jak różni się budowa tych dwóch jednostek tektonicznych i jak wygląda strefa przejścia między nimi.

6 10. POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 W 1997 i 2000 roku między innymi na obszarze Polski zostały przeprowadzone dwa największe na świecie eksperymenty aktywne: POLONAISE 97 i CELEBRATION Eksperyment POLONAISE 97 został przeprowadzony w maju 1997 roku, wykorzystano około 600 sejsmometrów do zarejestrowania 63 strzałów wzdłuż pięciu profili. Łączna długość profili wyniosła w przybliżeniu 2000 kilometrów, zaś najdłuższy profil (P4) miał ponad 800 kilometrów. Prace polowe trwały dwa tygodnie. Do rozmieszczenia i detonacji ładunków wybuchowych wynajęto piętnaście dwudziesto-osobowych grup, natomiast obsługą sprzętu zajmowało się trzydzieści dwu, trój-osobowych grup. Dokładność rozmieszczenia ładunków i stacji zapewniał system GPS, który synchronizował także czas detonacji. Eksperyment CELEBRATION 2000 został przeprowadzony w czerwcu 2000 roku. Całkowita długość profili wyniosła około 8900 kilometrów, a odległość pomiędzy stacjami wzdłuż profili 2,8 lub 5,6 kilometra. Do zarejestrowania 147 strzałów użyto 1230 sejsmometrów. Średnia masa ładunków wynosiła około 500 kg, a najlżejsze ważyły 90 kg. Najsilniejszy wybuch zafundowali Rosjanie odpalając około 15 ton. Prace polowe trwały trzy tygodnie. W eksperymentach POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 wzięli udział naukowcy i technicy z 15 krajów: Polski, USA, Kanady, Danii, Czech, Słowacji, Węgier, Austrii, Niemiec, Litwy, Białorusi, Rosji, Finlandii, Szwecji i Turcji.

7 11. Stacje sejsmiczne i centrum dowodzenia Stacje sejsmiczne, które rejestrowały w czasie eksperymentu POLONAISE 97. A to najnowocześniejsze stacje sejsmiczne, wielkości butelki Coca-Coli, rejestrujące w czasie CELEBRATION 2000.

8 Jedno z centrów dowodzenia w czasie eksperymentu CELEBRATION 2000 w Krakowie. Tuż przed wyjazdem w pole, krótkie szkolenie jak instalować stacje i jak je zabezpieczać przed zniszczeniem. 12. Obróbka zarejestrowanych danych Po wykonaniu prac polowych przychodzi czas na bardzo żmudną pracę jaką jest stworzenie bazy danych. Trzeba zebrać i zapisać wszystkie dane zarejestrowane przez stacje w jednym formacie oraz zebrać informacje o współrzędnych stacji i punktów strzałowych. Przygotowanie baz danych dla każdego z eksperymentów trwało około 6 miesięcy, a zebrane dane (sejsmogramy) w przypadku POLONAISE 97 zajęły 10 GB, a w przypadku CELEBRATION GB.

9 13. Sekcje sejsmiczne - profil P1 i P3 W celu interpretacji danych rysuje się sekcje sejsmiczne sejsmogramy zarejestrowane wzdłuż profilu przez poszczególne stacje w zależności od ich odległości od punktu strzałowego. Powyżej przedstawione są przykładowe sekcje sejsmiczne zarejestrowane na profilu P1 i P3 w czasie eksperymentu POLONAISE 97. Profil P1 leży na platformie paleozoiczne, a profil P3 na platformie prekambryjskiej. Widać, że fale Pn rozchodzące się pod granicą Moho w górnym płaszczu na platformie paleozoicznej pojawiają się już w odległości około 100 km od punktu strzałowego podczas gdy na platformie prekambryjskiej przy tych odległościach cały czas obserwujemy fale Pg rozchodzące się w skorupie. Sugeruje to, że miąższość skorupy ziemskiej na obszarze platformy prekambryjskiej jest znacznie większa niż w przypadku platformy paleozoicznej. profil CEL05 i CEL09

10 Tak wyglądają przykładowe sekcje sejsmiczne zarejestrowane w czasie eksperymentu CELEBRATION 2000 na profilach CEL05 na Węgrzech i CEL09 w Czechach. Fale Pn na obszarze Czech pojawiają się od około 200 km, podczas gdy na Węgrzech już od około 100 km, a różnica w czasie przyjścia tych fal dla tych dwóch obszarów wynosi prawie 2 sekundy, co również wskazuje na wyraźne zróżnicowanie w grubości skorupy na tych obszarach. profil CEL12 i CEL13 Ciekawe zjawisko zaobserwowano na profilu CEL12, który przechodzi przez Karpaty. Energia sejsmiczna zarejestrowana przez stacje zanika w odległości około 50 km od punktu strzałowego umiejscowionego w południowo-wschodniej Polsce. Pierwsze podejrzenie było, że punkt strzałowy został źle wykonany, ale sekcja sejsmiczna dla tego samego strzału na profilu CEL13 biegnącego na północ jest bardzo dobra. Widać z tego wyraźnie, że to struktura Karpat powoduje barierę, która nie przepuszcza energii sejsmicznej. 14. Interpretacja danych tomografia sejsmiczna Zebrane sekcje można poddać bardziej szczegółowej interpretacji, tak aby otrzymać na ich podstawie rozkłady prędkości fal sejsmicznych z głębokością. Jedną z zastosowanych metod jest tomografia sejsmiczna, która korzysta z czasów pierwszych wstąpień fal sejsmicznych. Rysunek przedstawia czasy pierwszych wstąpień zebrane wzdłuż profilu P4, idącego przez platformę prekambryjską, strefę kontaktu - szew transeuropejski, na platformę paleozoiczną. Różnica w czas pierwszych wstąpień pomiędzy strefą szwu transeuropejskiego a platformą paleozoiczną wynosi ponad 3 sekundy. Zaletą tomografii sejsmicznej jest jej obiektywność - rozkład prędkości jest liczony przez algorytm na podstawie czasów pierwszych wstąpień, wadą jest, że otrzymany model ma ciągły rozkład prędkości - algorytm nie uwzględnia istnienia granic sejsmicznych.

11 Model skorupy - prędkości fal podłużnych (P) otrzymane przy pomocy tomografii sejsmicznej wzdłuż profilu P4 zmienią się drastycznie: grubość skorupy zmienia się od 30 km na platformie paleozoicznej do 45 km na platformie prekambryjskiej. W strefie szwu transeuropejskiego obserwujemy bardzo niskie prędkości fal P (mniejsze niż 6 km/s) aż do głębokości 20 km, co sugeruje, że zalegają tam mocno zmetamorfizowane skały osadowe a nie skały krystaliczne, których prędkości fal P są większe niż 6.0 km/s i zwykle są spodziewane na tych głębokościach. 15. Interpretacja danych metoda promieniowa Inną metodą interpretacji danych sejsmicznych jest modelowanie dwuwymiarowe metodą prób i błędów przy wykorzystaniu metody promieniowej. W metodzie promieniowej wykorzystuje się nie tylko czasy pierwszych wstąpień, ale również fale odbitej od poszczególnych granic sejsmicznych. Zaletą tej metody jest możliwość uwzględnienia w modelu granic sejsmicznych, wadą jest natomiast jej subiektywność i czasochłonność - modelowanie metodą prób i błędów, tak aby jak najlepiej dopasować hodografy obserwowane do hodografów teoretycznych policzonych dla teoretycznych modeli skorupy i górnego płaszcza.

12 Tak jak dla profilu P4, widzimy dużą różnicę w budowie skorupy platformy paleozoicznej i prekambryjskiej. Wzdłuż profilu P1 na platformie paleozoicznej grubość skorupy wynosi około 30 km, podczas gdy na platformie prekambryjskiej dochodzi aż do 45 km. Prędkości fal P w skorupie platformy paleozoicznej są zdecydowanie niższe niż dla platformy prekambryjskiej, a w górnym płaszczy zdecydowanie wyższe. 16. Interpretacja danych 3D tomografia komputerowa Poprzednia interpretacja danych obejmowała tylko modelowanie dwuwymiarowe wzdłuż profili sejsmicznych. W czasie eksperymentów rejestracje nie były jednak tylko prowadzone wzdłuż profili, dany strzał rejestrowały również stacje z profili sąsiednich. Właśnie te rejestracje poprzeczne umożliwiły zastosowanie tomografii sejsmicznej do poznania trójwymiarowej budowy skorupy i górnego płaszcza Ziemi. Na rysunku przedstawiona jest sieć rejestracji poprzecznych w północno-wschodniej Polsce, niebieskim kwadratem zaznaczony jest modelowany obszar. Rysunki przedstawiają dwuwymiarowe cięcia na głębokości 1, 3, 5, 7, 10, 15, 20 km. Widać wyraźnie, że w centralnej części rysunku zaznacza się obszar o podwyższonych prędkościach fal P, który nie jest już widoczny na głębokości 15 km. Ciało to jest związane z intruzją kętrzyńską i było też widoczne na dwuwymiarowym profilu P5, nie można było jednak zbadać jego wymiarów przestrzennych.

13 17. Podsumowanie Głównym celem przeprowadzonych eksperymentów POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 jest stworzenie trójwymiarowego modelu struktury skorupy i górnego płaszcza Ziemi badanego obszaru. Posłuży on do rozbudowy geodynamicznego modelu tektonicznej ewolucji obszaru Europy Centralnej oraz może stanowić podstawę do dalszych szczegółowych badań geofizycznych i geologicznych, np. w poszukiwaniach złóż surowców naturalnych. Źródła: 1. strona internetowa: 2. Czuba W., Grad M., Luosto U., Motuza G., Nasedkin V. & POLONAISE P5 Working Group, Crustal structure of the East European Craton along the POLONAISE 97 P5 profile, Acta Geophysica Polonica, Vol. XLIX, No. 2, Halliday D., Resnik R., Fizyka dla studentów nauk przyrodniczych i technicznych. 4. Guterch A., Grad M., Thybo H., Keller G.R.. & Miller K., Seismic Experiment Spreads Across Poland, EOS, Vol. 79, No. 26, 302, Guterch A., Grad M., Thybo H., Keller G.R. & The POLONAISE Working Group, POLONISE 97 - an international seismic experiment between Precambrian and Variscan Europe in Poland, Tectonophysics, Vol. 314, Guterch A., Grad M. & Keller G.R., Seismologists Celebrate The New Millennium with an Experiment in Central Europe, EOS, Vol. 82, No. 54, 529, Jensen S.L., Janik T., Thybo H. & POLONAISE Profile P1 Working Group, Seismic structure of the Palaeozoic Platform along POLONAISE 97 profile P1 in northwestern Poland, Tectonophysics, Vol. 314, Środa P. & POLOANISE Profile P3 Working Group, P- and S- wave velocity model of the southwestern margin of the Precambrian East European Craton, Tectonophysics, Vol. 314, Środa P., Czuba W., Grad M., Gaczyński E., Guterch A. & POLONAISE Working Group, Three-dimensional seismic modeling of the crustal structure in TESZ region based on POLOANISE 97 data, Tectonophysics, w druku.