Электронная библиотека диссертаций и авторефератов России
dslib.net
Библиотека диссертаций
Навигация
Каталог диссертаций России
Англоязычные диссертации
Диссертации бесплатно
Предстоящие защиты
Рецензии на автореферат
Отчисления авторам
Мой кабинет
Заказы: забрать, оплатить
Мой личный счет
Мой профиль
Мой авторский профиль
Подписки на рассылки



расширенный поиск

Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Раевский Сергей Николаевич

Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса
<
Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса
>

Диссертация - 480 руб., доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Автореферат - бесплатно, доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Раевский Сергей Николаевич. Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса: диссертация ... кандидата физико-математических наук: 25.00.10 / Раевский Сергей Николаевич;[Место защиты: Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт физики Земли им.О.Ю.Шмидта Российской академии наук].- Москва, 2015.- 147 с.

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1. Теоретические основы сейсмических и гравитационных методов, применяемых для изучения планетных недр 15

1.1. Сходство и различие применения геофизических методов для зондирования Земли, Луны и Марса 15

1.2 Моделирование 17

1.2.1 Моделирование распределения плотности в недрах планеты 17

1.2.2 Моделирование распределения сейсмических скоростей 18

1.3. Сейсмические данные 20

1.3.1. Объемные волны 20

1.3.2. Метод собственных колебаний 22

1.3.3. Поверхностные волны 25

1.4. Данные гравитационного поля 27

1.4.1. Гравитационные моменты 27

1.4.2. Числа Лява 27

Глава 2. История вопроса и задачи сейсмического эксперимента на Марсе 29

2.1.История сейсмических экспериментов на Марсе 29

2.2. Данные наблюдений и сейсмические модели Марса

2.3. Теоретические оценки возможности проведения сейсмического эксперимента на Марсе 38

2.3.1. Данные о сейсмичности Марса 38

2.3.2. Затухание, рассеяние и сейсмический шум на Марсе 40

2.4. Задачи сейсмического эксперимента на Марсе 43

2.5 Выводы 47

Глава 3. Разработка программного обеспечения для расчета времен пробега прямых P, S, отраженных от ядра PcP, ScS и проходящих через ядро PKP объемных волн и оценки амплитуды волнового пакета Р и S волн 49

3.1. Теоретические основы 49

3.2. Методика расчета 55

3.3. Проверка точности вычислений времен пробега сейсмических волн программным продуктом ВЭРА 65

3.3.1. Сравнение с результатами работы [Okal and Anderson, 1978] 65

3.3.2. Сравнение с результатами расчетов по программе TTBox 65

3.4 Выводы 73

Глава 4. Диагностические возможности объемных волн и собственных колебаний для зондирования недр Марса 74

4.1. Тестовая модель внутреннего строения Марса 76

4.2. Объемные волны 78

4.2.1. Годограф 78

4.2.2. Амплитуды P- и SH-волн 86

4.3. Поверхностные волны (дисперсионные кривые) 89

4.4. Спектр собственных колебаний Марса 91

4.5 Выводы 91

Глава 5. Зондирование Луны по данным гравитационного поля и методом собственных колебаний 97

5.1. История вопроса исследования Луны геофизическими методами 97

5.2. Современные модели внутреннего строения Луны 103 5.2.1. Петролого-геохимические модели 103

5.2.2. Сейсмические модели 106

5.3. Спектр собственных колебаний Луны 108

Выводы к п. 5.3 118

5.4. О согласовании моделей внутреннего строения Луны с данными гравитационного поля 120

Выводы к п. 5.4. 125

Заключение 130

Приложение 1. Основные публикации и доклады автора по теме диссертации 131

Список литературы 133

Моделирование распределения сейсмических скоростей

Проблемы изучения внутреннего строения Земли, планет и Луны, их эволюции тесно взаимосвязаны. С одной стороны, исследование процессов, происходящих (и происходивших) на Земле невозможно рассматривать без привлечения данных о других планетах и спутниках; с другой стороны, при изучении других планет наши исследования опираются на знания, полученные для Земли. Недра Земли служат в качестве отправной точки при исследовании недр других планет. Непосредственное проникновение в глубокие недра планет, также как и в недра Земли, невозможно. Геофизические данные (сейсмические, гравитационные, магнитные) являются косвенными, и для понимания свойств планетных недр (как Земли, так и других планет) необходимо эти данные подвергать теоретическому анализу. О Земле нам известно намного больше, чем о других планетах. Сейсмология внесла существенный вклад в развитие представлений о внутреннем строении Земли. Наши знания о внутреннем строении других планет можно сравнить с представлением о внутреннем строении Земли до регистрации сейсмических волн и собственных колебаний. Сейсмология планет – направление геофизики, возникшее в эпоху космических исследований и выхода за пределы орбиты Земли. Физика планет земной группы и твердых спутников мало чем отличается от физики Земли, также как и методы их исследования. Разница заключается в том, что эти исследования не всегда доступны для других планет, а в случае их реализации, они намного более дорогостоящие.

В случае Луны мы имеем возможность использовать целый ряд таких же геофизических методов, которые применяются для изучения внутреннего строения Земли. Это анализ химического состава поверхности по образцам лунного грунта, доставленным на Землю, измерение профиля внутренней электропроводности по отклику Луны на внешние электромагнитные возмущения, что позволило найти профиль температуры в ее недрах. В результате анализа возмущений космического аппарата, обращающегося вокруг Луны, и регистрации ее собственных движений с помощью лазерного измерения расстояния до уголковых отражателей, установленных на ее поверхности, проведены детальные измерения гравитационного поля, моментов инерции и чисел Лява k2 Луны. Для Луны выполнены также геофизические измерения, как определение теплового потока и сейсмические наблюдения.

В Солнечной системе Луна является единственным космическим телом, кроме Земли, для которого были получены сейсмические данные. Полученные данные анализируются до сих пор с применением новейших методов обработки. Это позволило выделить отраженные от ядра волны и определить радиус ядра Луны, обнаружить твердое внутреннее ядро Луны, и построить новые сейсмические модели. Однако сейсмические данные не дают определенной информации о центральной области Луны Сейсмические модели лунных недр (профили скоростей продольных VP и поперечных VS волн), предложенные разными авторами на основе анализа лунных сейсмограмм, заметно различаются.

После Луны из планетных тел земной группы наибольшее число наблюдательных данных имеется о внутреннем строении Марса. В настоящее время построение моделей внутреннего строения Марса основывается на данных геохимического анализа, результатов изучения поведения материалов при высоких давлениях и температуре, информации о гравитационном поле планеты: моменте инерции и данных по приливам (числе Лява k2). Несмотря на существенный прогресс за последние годы в данных о гравитационном поле планеты, которые используются как граничные условия при отборе моделей, остаются неопределенности в распределении плотности и скоростей сейсмических волн, а также толщины коры, глубины фазовых переходов и радиуса ядра планеты. Задачей марсианской сейсмологии является коррекция имеющихся моделей внутреннего строения.

Построение моделей внутреннего строения - это наука моделирования, использующая математические построения для обобщения и предсказания величин, которые могут быть измерены. Основные методы, используемые для диагностики планетных недр - это данные гравитационного поля, измерение теплового потока и магнитного поля. При этом принимаются во внимание геологические характеристики поверхности, которые могут отражать следы процессов, происходивших в недрах планеты в прошлом. Но источником наиболее детальной информации о недрах планеты является сейсмология.

Следует отметить различие в определении р(г) для Земли и для других планет. Знание сейсмического параметра Ф (/) для Земли позволило с помощью уравнения Адамса - Вильямсона и значения момента инерции Земли определить распределение плотности р(/) , давления Р(/) и ускорения силы тяжести g(/), т.е. построить модель Земли, и таким образом определить уравнение состояния земного вещества p = p( ), используя только геофизические данные. В случае планет величина Ф не известна, и необходимо знать уравнение состояния вещества.

Основой для построения моделей планетных недр является предполагаемый первичный состав Солнечной системы. Информацию о поведении вещества при давлениях и температурах, характерных для планетных недр, дают экспериментальные термодинамические данные. Особенно большую роль играют исследования поведения вещества при высоких давлениях. В настоящее время в лабораторных экспериментах перекрыт диапазон давлений, соответствующих недрам Земли.

Теоретические оценки возможности проведения сейсмического эксперимента на Марсе

Во всех процитированных выше работах, в которых строились модели внутреннего строения Марса, речь шла об упругих моделях. В них не учитывался эффект неупругости, который приводит к частотной зависимости упругих моделей, в первую очередь модуля сдвига ]i. С этим эффектом в земной сейсмологии столкнулись в середине 70х годов прошлого века. Модели внутреннего строения Марса являются упругими, а значение к2 содержит как упругую, так и неупругую составляющие. Чтобы получить новое ограничение на упругую модель внутреннего строения планеты необходимо из числа к2 выделить упругую часть, именно к2 [Yoder et al., 2003]. Вопрос о разделении числа Лява к2 на упругую и неупругую составляющие подробно рассмотрен в работе [Жарков, Гудкова, 2005].

Область значений числа Лява свидетельствует в пользу жидкого ядра Марса (см. [Yoder et al., 2003]), но она еще недостаточно определена, чтобы сделать вывод о радиусе ядра Марса. Отметим, что в настоящее время число Лява к2 является единственным значением, полученным из наблюдений, позволяющим наложить ограничение на физическое состояние ядра Марса. Предположение о том, что у Марса жидкое ядро был сделан ранее в работах [Lognonn, Mosser, 1993; Zharkov, Gudkova, 1993, 1997] на основе сравнения значений диссипативных факторов мантии Марса для моделей с жидким и твердым ядром. В настоящее время решение вопроса о наличии у Марса твердого внутреннего ядра находится за пределами наблюдательных возможностей.

В ближайшие годы будет определен Чандлеровский период [Konopliv et al., 2006, 2011]. Определение Чандлеровского периода из наблюдений позволило бы, также как это произошло после работы [Yoder et al., 2003], продвинуться в понимании внутреннего строения Марса [Жарков, Гудкова, 2005].

На Рис.2.2 показано упругое число Лява k2s в зависимости от радиуса ядра для ряда моделей Марса, построенных в работе [Zharkov et al., 2009]. Модели Марса с меньшей плотностью ядра и, соответственно, его большим радиусом имеют большие значения чисел Лява. Радиус ядра Марса, определяемый по разбросу допустимых значений k2s , лежит в интервале 1700-1850 км, т.е. составляет 45-55% от среднего радиуса планеты. Определение размера ядра имеет большое значение для уточнения структуры внутреннего строения и понимания эволюции планеты. Первое – это позволяет судить о наличие или отсутствие перовскитового слоя в современной мантии. Переход от шпинеля к перовскиту, который характеризует переход от верхней мантии к нижней мантии и который может иметь место на Марсе расположен (если имеется) чуть выше границы ядра. Моделирование предполагает, что этот переход, наличие которого в Марсе дискутируется, важен не только для возможности образования плюмов и связанного с ними поверхностного вулканизма, но также для эволюции ядра и магнитного поля. Определение наличия или отсутствия твердого внутреннего ядра по сейсмическим данным наложило бы сильное ограничение на модели эволюции ядер планет земной группы. Определив радиус ядра, можно будет подтвердить или опровергнуть наличие перовскитового слоя. Знание массы планеты и момента инерции совместно со знанием радиуса ядра позволят наложить ограничения на содержание легких элементов в ядре (возможно серы, водорода, а также примеси кислорода, углерода и кремния), наличие которых предполагается по теории образования планет. Поэтому определение размера ядра – ключевая задача сейсмологии.

Важной задачей физики недр Марса является определение содержания железа в его мантии, то есть значение параметра Fe# (или Mg#) (Mg# = 1 - Fe#) . Рис. 2.2. Упругое число Лява k2s в зависимости от радиуса ядра (а) и момента инерции ядра Cядро/MR02 (б) для ряда моделей Марса [Zharkov et al., 2009] с толщиной коры 50 км (черные кружки ) и 100 км (белые кружки ). Горизонтальные линии показывают полосу допустимых значений k2s (сплошные линии – данные из [Konopliv et al., 2011], пунктирные линии – из [Konopliv et al., 2006]). От содержания железа почти не зависит объемный модуль сжатия К, но существенно зависит модуль сдвига \х. Железистое число мантии Fe# является варьируемым параметром при построении моделей внутреннего строения: 0.20 -0.30 [Dreibus, Wnke,1985; Sanloup et al., 1999, Gudkova, Zharkov, 2004]; 0.10 - 0.40 [Mocquet et al, 1996]; 0.10 - 0.45 [Rivoldini et al, 2011]. При содержании железа 0.20, ширина переходной зоны составляет 50 -100 км, в отличие от Земли, для которой толщина переходной зоны составляет около 10 км. Из-за того, что давление в Марсе нарастает в три раза медленнее, чем на Земле, то и граница переходной зоны для Марса в три раза шире, чем для Земли. Поэтому отражения от мантийных неоднородностях в Марсе, скорее всего, будут менее выражены, чем на Земле, и они могут быть обнаружены только на длинных периодах, когда длина волны намного больше чем ширина переходной зоны, т.е. для частот ниже 0.05-0.1 Гц [Lognonn, Johnson, 2007] и эти фазы, возможно, смогут быть зарегистрированы только при очень сильных марсотрясениях. Можно предположить, что как и для Луны, большая часть информации о мантии Марса, будет получена из времен пробега Р- и S-волн, а также от фаз, отраженных от ядра и поверхности (РКР, РсР, ScS, РР и др.).

У нас нет прямых доказательств сейсмической активности Марса, в настоящее время можно полагаться только на теоретические оценки. По уровню тектонической активности Марс занимает промежуточное положение между Луной и Землей, и соответственно, сейсмичность Марса больше, чем у Луны, но меньше, чем у Земли. Считается, что марсианская сейсмичность имеет тектоническое происхождение [Golombek et al., 1992; Wilkins and Schultz, 2002]. Тектонические структуры на Марсе расположены, в основном, в районе поднятия Фарсида, огромного плато вулканического происхождения. Успех сейсмического эксперимента зависит от естественной сейсмичности и вероятности метеоритных ударов о поверхность планеты. Теоретические оценки сейсмичности приведены в работах [Phillips, Grimm, 1991; Solomon et al, 1991; Golombek et al, 1992, 2002; Knapmeyer et al, 2006].

Филлипс и Гримм [Phillips, Grimm, 1991], и Соломон и др. [Solomon et al, 1991] в своих оценках предполагали, что марсотрясения связаны с термоупругими напряжениями при охлаждении литосферы. Литосфера Марса очень мощная, толщиной в несколько сотен километров [Жарков и др., 1991; Phillips et al, 2008]. По оценкам полученным в этих работах, в год можно ожидать более 10 событий с сейсмическим моментом более чем 1016 Н м, и более 250 событий с сейсмическим моментом больше чем 1014 Н м. Несколько (2-3) марсотрясений в год могут иметь сейсмический момент более чем 1017 Н м. Марсотрясения с моментом 1018 Н м, по оценкам [Phillips and Grimm, 1991], принимают за верхний предел сейсмической активности планеты. Эти оценки сейсмичности согласуются с оценками в [Golombek et al, 1992, 2002], которые определяли сейсмичность Марса по разломам, видимым на его поверхности. Оценки сейсмичности были прокалиброваны по аналогичным расчетам для Луны. Они заключили, что Марс является сейсмически активной планетой.

Проверка точности вычислений времен пробега сейсмических волн программным продуктом ВЭРА

Результаты расчетов прямых P, S, отраженных от ядра PcP, ScS и проходящих через ядро PKP объемных волн как функции эпицентрального расстояния для источника на заданной глубине для модели AR из работы [Okal and Anderson, 1978] по программе ВЭРА сравнивались с результатами, приведенными авторами модели в работе [Okal and Anderson, 1978]. В сейсмической модели AR жидкое ядро имеет радиус 1695 км, толщина коры - 50 км. Сейсмический источник брался на поверхности.

Относительная разница значений времен пробега P и S волн для модели AR, полученных по программе ВЭРА и табличными значениями из работы [Okal and Anderson, 1978] представлена на Рис.3.7. Как видно из рисунка, максимальное расхождение составляет 0.08%, что является хорошим результатом.

Такие же расчеты были проведены для PcP и ScS фаз. Результат вычислений показан на Рис. 3.8. Для большинства эпицентральных расстояний относительная разница времен пробега PcP и ScS фаз составляет 0.05-0.07%.

Рисунок 3.9 показывает различие для фазы, прошедшей через ядро - PKP фазы. Как видно, эта разница также не превосходит 0.07%.

Исходя из полученных результатов, можно сказать, что для модели AR расчет по программе ВЭРА совпадает с затабулированными значениями времен пробега сейсмических волн в работе [Okal and Anderson, 1978].

Результаты расчетов по программе ВЭРА сравнивалась с результатами расчетов по программе TTBox, созданной Мартином Кнэпмэйером [Knapmeyer, 2004]. Программное обеспечение TTBox также написано на языке Matlab и предназначено для расчетов времен пробега сейсмических волн. Точность Рис. 3.7. Относительная разница значений времен пробега P и S фаз сейсмических волн, рассчитанных для модели AR из работы [Okal, Anderson, 1978]: по программе ВЭРА и затабулированными значениями из [Okal, Anderson, 1978]. Сплошная линия – для P-волны, пунктирная линия - для S-волны. Рис. 3.8. Относительная разница времен пробега PсP и ScS фаз сейсмических волн, рассчитанных для модели AR из работы [Okal, Anderson, 1978]: по программе ВЭРА и затабулированными значениями из [Okal, Anderson, 1978]. Сплошная линия – для PcP-волны, пунктирная линия – для ScS-волны. Рис. 3.9. Относительная разница значений времен пробега PKP фазы, рассчитанная для модели AR из работы [Okal, Anderson, 1978]: по программе ВЭРА и затабулированными значениями из [Okal, Anderson, 1978]. программы TTBox была продемонстрирована на примере модели внутреннего строения Земли IASP [Knapmeyer, 2005].

Важным отличием программы TTBox от ВЭРА является метод вычислений. В программе TTBox для расчетов времен пробега сейсмических волн используется переход от сферических координат к декартовым. При выполнении данного перехода формулы для расчета времени пробега и эпицентрального расстояния (3.1) и (3.2) упрощаются. Однако, при использовании данного преобразования требуется разбивать используемую сейсмическую модель планеты на огромное количество подслоев, особенно в зоне нижней мантии и ядра. Это связано с тем, что для перехода от сферических координат к декартовым используются следующие формулы [Mller, 1977]: где h - глубина, r - исходный радиус, Vf - сейсмическая скорость в декартовых координатах, Vs - сейсмическая скорость в сферических координатах, R - радиус планеты.

Как видно из формул (3.16, 3.17), в областях близких к ядру планеты (r стремится к 0) происходит большое искажение значений глубины и скорости. Кнэпмайер [Knapmeyer, 2004; 2005] в документации программы указывает на этот изъян и предупреждает о необходимости более тщательного разбиения сейсмической модели на слои при использовании TTbox. В TTbox также напрямую не был задан расчет волн с углом выхода 900.

Ниже приводятся результаты тестирования программы ВЭРА по программе TTbox [Knapmeyer, 2004; 2005]. Сравнение проводилось для сейсмической модели A [Sohl, Spohn, 1997]. Сейсмический источник на глубине 10 км. Количество слоев в исходном файле сейсмической модели равно 50. Относительная разница времен пробега P и S волн, рассчитанных программой ВЭРА и программой TTbox показана на Рис. 3.10. Как видно из Рис. 3.10, максимальная разница достигается при эпицентральном расстоянии, равном 60 градусов. На эпицентральнвх расстояниях от 20 до 80 градусов волны начинают проходить через несколько сейсмических границ модели Марса. Для PcP и ScS фаз, которые не имеют преломлений в годографе из-за наличия сейсмических границ, разница времен пробега показана на Рис.3.11.

Большая разница времен пробега сейсмических волн, рассчитанных по программе ВЭРА и TTBox, как будет показано ниже, - результат недостаточного количества заданных слоев в сейсмической модели для TTBox. Как было отмечено выше, в TTBox при переходе в декартовы координаты и использовании интерполяции для получения времен пробега сейсмических волн на заданном эпицентральном расстоянии требуется введение значительного числа слоев. Поэтому для входного файла сейсмической модели с малым количеством слоев получится большая ошибка при использовании программного пакета TTBox.

При увеличении количества слоев в исходном файле сейсмической модели до 4220 для расчетов по программе TTBox, вычисления занимали много времени (около 8 часов), а полученные результаты были ближе к значениям, полученным по программе ВЭРА. Как видно из Рис.3.12 и Рис. 3.13, относительная разность значений времен пробега P, S, PcP, ScS фаз сейсмических волн, рассчитанных по программе ВЭРА и TTBox, сократилась до 0,008%, что является очень хорошим результатом.

Для PKP волн сравнение результатов не производилось из-за большой ошибки при их расчете в TTBox. Результаты сравнения рассчитанных значений для P,S, PcP, ScS фаз продемонстрировали хорошую точность программного обеспечения ВЭРА. Плюсом программы ВЭРА является также меньшее время, затрачиваемое для вычислений при получении той же точности расчетов, что и по программному пакету TTBox. Следует также отметить, что для расчетов

Поверхностные волны (дисперсионные кривые)

Значительный успех в изучении лунного ядра был достигнут в работе [Williams et al., 2001], в которой на основе лазерного зондирования (Lunar Laser Ranging) Луны изучалось влияние диссипативных эффектов на вращение Луны и движение по орбите. Авторам работы удалось разделить источники диссипации, которые действуют на приливы в теле Луны от Земли (и Солнца), от диссипации на границе ядро-мантия из-за того, что скорость вращения жидкого ядра отличается от вращения твердой мантии. В итоге они пришли к выводу, что наилучшее объяснение полученных данных должно быть связано с взаимодействием на топографической границе между твердой мантией и жидким или частично расплавленным ядром. Впервые были получены указания, что все лунное ядро жидкое, или жидкой является его заметная часть. Максимальные значения радиуса флюидного ядра Луны составляют 352 км для железного ядра и 374 км для эвтектического Fe-FeS-ядра. Масса ядра находится в интервале 1.8-2.3% от массы Луны. В принципе возможны четыре модели лунного ядра: (1) жидкое Fe-ядро; (2) тонкая флюидная Fe-оболочка, окружающая твердое внутреннее Fe-ядро; (3) жидкое Fe-FeS-ядро; (4) тонкая флюидная Fe-FeS-оболочка, окружающая твердое внутреннее чисто железное ядро [Williams et al., 2001].

Космические эксперименты «Lunar Prospector» с помощью магнитометра и электронного рефлектометра позволили проанализировать данные, полученные при прохождении Луны через хвост магнитосферы Земли, и оценить размеры ядра [Hood et al., 1999]. Полагая, что наведенное магнитное поле полностью вызвано электрическим током на поверхности проводящего металлического ядра, радиус ядра оценен в 340±90 км. Гравитационные и сейсмические данные также дают достаточно жесткие ограничения на размеры ядра. Расчеты, проведенные на основе совместного обращения данных по скоростям сейсмических волн, моменту инерции и массе Луны методом Монте-Карло [Konopliv et al., 1998; Kuskov, Kronrod, 1998b; Khan et al., 2007; Кронрод, Кусков, 2011], позволяют оценить радиус металлического (вероятно, железо-сульфидного) ядра в пределах 250-450 км ( 2-3% от массы Луны), что хорошо согласуется с независимыми оценками [Hood et al., 1999; Williams et al., 2001; Garcia et al., 2011; Weber et al., 2011]. Эти оценки в целом соответствуют друг другу, и такое совпадение вряд ли можно считать случайным, учитывая абсолютную независимость геофизических и геохимических подходов и данных.

В Солнечной системе Луна является единственным космическим телом, кроме Земли, для которого были получены сейсмические данные. Первые сейсмические эксперименты на Луне проводились в 1969 г. космическим аппаратом «Аполлон-11». Затем сейсмические станции устанавливались экспедициями «Аполлон-12,-14,-15,-16 и –17». В результате были построены первые модели Луны по сейсмическим данным [Latham et al., 1973; Toksz et al., 1974; Nakamura et al., 1974; Bills, Ferrari, 1977; Goins et al., 1981; Nakamura, 1983]. Данные сейсмических исследований указали на сложное внутреннее строение Луны. Оказалось, что наш естественный спутник имеет небольшое ядро; мантию, причем нижняя часть мантии характеризуется заметными диссипативными свойствами и, возможно, находится в частично расплавленном состоянии; и мощную кору толщиной 40-60 км на видимой стороне и несколько большую на обратной. В последующих работах [Khan et al., 2000; Lognonne et al., 2003; Chenet et al., 2006] значения толщины коры были уменьшены (до 30-45 км). В работе [Vinnik et al., 2001] был выполнен новый анализ строения коры в месте посадки космического аппарата «Аполлон-12». Авторы подтвердили, в принципе, референсную модель коры полученную [Toksz et al.,1974] и [Goins et al., 1981], и улучшили значения VP, Vs и в верхнем слое толщиной 1 км. Однако сейсмические данные не дают определенной информации о центральной области Луны [Lognonn, 2005; Lognonn, Johnson, 2007]. Полученные в ходе миссии Аполлон сейсмические данные ученые анализируют до сих пор. Повторная обработка сейсмических событий, зарегистрированных станциями «Аполлон» в начале 70-х годов [Khan et al., 2000; Lognonn, 2005; Gagnepain-Beyneix et al, 2006; Khan et al, 2007; Garcia et al, 2011; Weber et al, 2011], показала, что в верхней мантии (до глубин порядка 300-500 км) скорости сейсмических волн совпадают практически во всех моделях и согласуются с данными предшественников [Goins et al., 1981; Nakamura,1983]. В нижней мантии (ниже 500-750 км) все оценки скоростей P-, S-волн даны с большими погрешностями: ±0.1-0.3 км/с [Lognonn, 2005; Gagnepain-Beyneix et al, 2006].

В работах [Garcia et al, 2011] и [Weber et al., 2011] посредством суммирования сейсмических записей и накопления слабого сигнала был заново проведен анализ лунных сейсмограмм, с учетом поиска фаз отраженных от ядра волн и впервые получена оценка радиуса ядра сейсмическими методами. Несмотря на то, что разрешающая способность сейсмических источников недостаточна для надежного выявления структуры ядра, авторы этих работ впервые оценили радиус лунного ядра сейсмическими методами. В работе [Garcia et al, 2011] на этой основе и с использованием упрощенных линейных соотношений между скоростью и плотностью (уравнение Берча), а также в предположении адиабатического сжатия гомогенного материала без фазовых переходов радиус преимущественно жидкого ядра Луны составляет 380 ± 40 км и имеет среднюю плотность р = 5200 ± 1000 кг/м3. Вебер и др. [Weber et al. 2011] пришли к следующему выводу: жидкое внешнее Fe-S ядро Луны, содержащее 6 мас. % серы, радиусом 330+20 км имеет твердую сердцевину радиусом 240+10 км, содержащую большое количество железа, кроме того, часть лунной мантии (около 150 км) на границе с ядром находится в частично расплавленном состоянии. Оценочные значения р = 5100 кг/м3 и VP для жидкого ядра приняты из экспериментов по уравнению состояния Fe-S расплавов. Можно видеть, что в пределах погрешности оценки радиуса ядра в обеих работах [Garcia et al, 2011; Weber et al., 2011] совпадают. Наличие внутреннего ядра и его размер ранее предсказывались исходя из термодинамических соображений [Wieсzorek et al, 2006].

Тем не менее сейсмические модели лунных недр (профили скоростей продольных VP и поперечных Vs волн), предложенные разными авторами на основе анализа лунных сейсмограмм, заметно различаются. Это можно объяснить нечеткими определениями первых вступлений S волн на сейсмограммах из-за слабости сигнала и сильным рассеянием в низкоскоростной с высоким значением диссипативного фактора Q верхней части коры. При построении скоростных моделей значительные систематические ошибки вносят горизонтальные неоднородности в районах расположения сейсмических станций. Сильная неоднородность наружного слоя коры толщиной 15-20 км, которая приводит к многократному отражению и рассеянию объемных сейсмических волн, затрудняет интерпретацию их прихода. Таким образом, вопросы о скорости распространения сейсмических волн в недрах планеты и о наличии возможных границ их скачкообразного изменения в лунной мантии и радиус ядра все еще остаются не вполне определенными.

Похожие диссертации на Применение геофизических методов для исследования недр Луны и Марса