<< tagasi

MAA SFÄÄRILINE EHITUS JA SELLE UURIMINE
 

Arusaamade kujunemine Maad moodustavate kivimite tihedusest ja tema sisemuse kontsentrilisest ehitusest:

a) maa massi arvutustest (1798) leiti et Maa keskmine tihedus on 5517 kg/ m³

b) sellest järeldati, et kivimite tihedus Maa sees peab olema tunduvalt suurem kui Maa pinnal asuvate graniitide ning settekivimitel (2.5-2.8 g/cm³).

c) arvestades tiheduse ühtlast suurenemist Maa tsentri suunas leiti, et tihedus peaks seal olema umbkaudu 10-12 g/cm³ ( tegelik umbes 13 g/cm³ ),

d) Arusaam ühtlasest tiheduse muutumise gradiendist Maa sisemuses muutub 19. saj lõpus. Siis jõuti maavärinate uurimise tulemusel arusaamadele, et kivimite tiheduse muutus Maa sisemuses ei ole ühtlane, vaid muutub teatavatel sügavustel hüppeliselt.

e) Tõdeti, et mistahes suure maavärina poolt tekitatud seismilised lained läbivad kogu Maakera ja neid võib uurida maakera mistahes punktis. Sündis uus teadusharu seismoloogia
 

SEISMOLOOGIA JA SEISMIKA ALUSED

Seismika tugineb seismiliste lainete leviku uurimisele Maa sisemuses, s.t. nende käitumise uurimist ning levikukiiruste mõõtmist.
 

Meetodi füüsikaline sisu: 

Seismiline impulss - tekitatakse plahvatuse, suruõhu kahuri, maavärina, tuumakatsetuse, maapinnale tagumisega jne. Impulss tekitab seismilise lainetuse (energiat kandvate elastsete deformatsioonide lainelise leviku Maa sisemuses). Erinevate seismiliste impulsside allikad tekitavad erineva sagedusribaga seismilist lainetust. Ainult tugevate maavärinate ja tuumaplahvatuste tagajärjel tekkinud madalsageduslik lainetus on piisavalt võimas et läbida Maad.

Seismiliste lainetel eristatakse kahte tüüpi: ruumi e. keha ja pinnalained (s.o. Maa sees ja Maa pinnal levivad lained).

Pinnalained ei levi Maa sisemuses, kuid seda teevad ruumilained. Ruumilained jaotatakse omakorda kaheks liigiks - P (piki) ja S (risti) lained. 

• P-lainete puhul toimub kivimosakeste võnkumine samas sihis leviva laine suunaga. 
• S-lainete puhul toimub osakeste võnkumine risti laine levikusuunale.  

P-lained vaadeldakse kui keha mahu ja S-lained kui keha kuju muutusega seotud deformatsioone. Seetõttu ei levi S-lained vedelas keskkonnas (vedeliku kuju muutmisel ilma, et muutuks vedeliku ruumala ei teki elastseid deformatsioone).

Ruumilainete leviku kiirus Maa sisemuses sõltub otseselt keskkonna omadustest, eelkõige tihedusest mis on määratletud seal esinevate kivimite ja mineraalidega, nende faasiliste olekute ning kristallstruktuuriga. Need omadused otseses sõltuvuses Maasisese temperatuuri ja rõhu muutustest. P-lained kiiremad kui S lained s.t. jõuavad enne sesmograafini.

Enamikel juhtudel toimub kivimi tiheduse suurenemisega ka seismiliste lainete levikukiiruse suurenemine (üheks märkimisväärseks erandiks on sool mille tihedus on väike kuid seismiliste lainete levikukiirus on suur). Siit järeldub et Maa sügavuse suurenedes reeglina seismiliste lainete levikukiirused Vp ja Vs suurenevad. Seismiliste lainete allika ümber tekib sellest sfääriliselt eemalduv seismiliste lainetuse front mis kannab endas seismilist energiat. Seismiliste lainete leviku kiiruste ja seaduspärasuste uurimisel opereeritakse seismilise lainetuse kiirega (nagu valguslainetuse puhul).

Juhul kui Maa sisemus oleks ühtlane, s.t. Maa oleks homogeenne keskkond, siis seismilise lainetuse kiired leviksid sirgjooneliselt läbi Maa. Kuna Maa ei ole homogeenne, siis seismiline lainetus (lainekiir) muudab maasisese keskkonna muutuste piiril suunda e. murdub ja osa seismilisest energiast peegeldub tagasi maapinnale (kiir peegeldub tagasi).

Nagu igasuguse elektromagnetilise lainetuse puhul kehtivad ka seismilise lainetusele lainete leviku üldised seaduspärasused: 

1) kiire langemisnurk on võrdne tema peegeldumisnurgaga, mis võimaldab arvutada peegeldunud kihi sügavuse; 

2) langenud ja murdunud nurga siinuste suhe võrdub nende kiiruste suhtega - Snell´i seadus: sin i₁/sini₂ = V₁/V₂ 

Maa sügavuse suurenedes toimub ka pidev geostaatilise rõhu suurenemine, mis suurendab kivimite tihedust. Selle tulemusena muudab seismiline lainetus vaatamata isegi teravatele keskkonna muutuste puudumisele pidevalt (kaarjalt) oma leviku suunda, s.t. seismilne laine levib sellises keskkonnas piki koolutatud või painutatud kõverat trajektoori.

Eri tüüpi seismiliste lainete levikukiiruste mõõtmine võimaldab ehitada seismiliste lainete ajalise kulgemise graafikut laine allikast ning määrata seega maavärina asukohta. Tuginedes P ja S lainete saabumisaegade vahele arvutatakse allika kaugus ja asukoht leitakse graafiliselt
 
 

MAA SFÄÄRILINE EHITUS

Tuginedes seismiliste P- ja S-lainete peegeldumise ning murdumisomaduste seadustele on paljude maavärinate andmeid ära kasutades välja töötatud Maa sisemise sfäärilise ehituse mudel, mis tugineb eeldusel, ets eismiliste lainete kiiruste muutused on tingitud Maa sisemuse kivimite keemilise või mineraloogilise koostise, kivimite kristallstruktuuri muutustest (rõhu ja temperatuuri suurenemisel muutub mineraalide pakindus e. aatomid paigutuvad tihedamalt), kivimite faasi muutustest (osalisest ülessulamise astmest).

Seismiliste lainete leviku hüppeliste kiirustemuutuste tasemeid (vööndeid) nimetatakse seismilisteks katkestuspindadeks

Maa sisemuses eristub kolm kõrgemat järku seismilist katkestustaset, mis liigestavad Maa sisemuse kolmeks põhivööndiks - maakooreks, vahevööks ja tuumaks.
 

Need pinnad on:

a) 3-70 km sügavusel paiknev Moho (serbia seismoloogi Mohorovicici järgi) piir mis on maakoore ja vahevöö piiriks,

b) vahevöö ja tuuma piir 2900 km sügavusel ning

c) märkimisväärne piir 5200 km sügavusel mis jaotab tuuma välimiseks ja sisemiseks tuumaks
 

Väiksemad kuid väga olulised seismiliste lainete levikukiiruse muutused tulevad ilmsiks veel vahevöö ülemises osas 50-200 km, 410 km ja 660 km sügavustel

Eelpool toodud põhiliste seismiliste katkestuspindade järgi eraldatakse Maa sisemuses välja järgnevad olulisemad sfäärid:
 

MAAKOOR - Maa välimine alt Moho pinnaga piiritletud sfäär, paksus kõigub 3 kilomeetrist ookeanide, kuni 70 km kontinentide all. Tõenäoliselt tegemist selge litoloogilise piiriga kus toimub järsk üleminek aluselistelt kivimitelt (basaldid+gabrod) ultraaluselisteks kivimiteks (valdavalt peridodiit). Eristatakse kontinentaalset ja ookeanilist tüüpi maakoort.

MAAKOORE EHITUS

Maakera kõige välimine sfäär on eraldatud Moho piiriga kus Vp tõuseb järsult (5-7 km/s kuni >8 km/s). Maakoore paksus kõigub 3 km ookeanide keskahelike all kuni 70-90 km kõrgmäestike all. Koostise, ehituse kui ka arenguloo poolest jaotub maakoor selgelt kaheks eri tüübiks - ookeaniliseks ja kontinentaalseks maakooreks. Paljud eraldavad ka peamiselt ookeanide ning kontinentide kokkupuutealadel esinevat üleminekulisest maakoore tüüpi.
 

ookeaniline maakoor - esineb peamiselt ookeanide all, paksus kõigib 3-10 km piires, keskmine 7 km. Moodustub ookeanide keskahelikes ookeanipõhja avanemisel kus osa ülessulanud vahevöö ainest (ultraaluselistest kivimitest peridodiitdest) pressitakse avanevatesse riftivöönditesse ja nende äärealadele. Koosneb kahest selgest kihist .- peal õhuke setteline kiht, mille alla jääb peamiselt aluselistest kivimitest koosnev basaltne (tegelikult basalt-gabroidne) kiht. Basaltse kihi ehitust on uuritud nn. ofioliitsetes kivimites s.o. ookeanipõhja kivimites mis subduktsiooni või ka põrkuvate kontinentide vööndites on kantud maapinnale. Basaltses kihis eristatakse nelja väiksemat kihti:

1) padilaavad mis tekivad aluselise laava jõudmisel ookeani põhja,

2) basaltsete daikide kiht (inglise k. sheet dikes), mis jõudmata ookeani pinnale on surutud rifti alla tekkinud vertikaallõhedesse.

3) massiivne gabro (basaldi süvakivimiline analoog) kiht magmakambri põhjas. Ookeaniline koor tekib ookeani keskahelikes ja vajub läbi astenosfääri ning sukeldub vahevöösse subduktsioonivööndites. Tekib, areneb ja hävib ookeanide avanemise ning ookeanide sulgumise tsükli e. Wilsoni tsükli kestel. Vanim ookeaniline koor tänapäeval on <200 milj aasta. Kõrge räni ja magneesiumi sisalduse tõttu kasutatakse ookeanilise koore puhul ka terminit sima. Ei allu kergelt plastilistele deformatsiooonidele (erinevalt kontinentaalsest).
 

kontinentaalne maakoor - kontinentide alune maakoore tüüp, keskmine paksus ~40 km. (kõigub 25-90 km piires). Lisaks settekivimite kompleksile ning basalt-gabroidsele kihile jääb kontinentaalse koores nende vahele veel nn. graniitne (tegelikult granodioriitnne s.o. happelistest (SiO₂ >60%) ja keskmistest kivimitest koosnev kiht). Selge basaltse ning graniitse osa eraldumine viitab selle koore tüübi diferentsatsioonile Maa varajases arengus mil ta oli palju kuumem. (enamus kontinentaalses koore elemente on Arhaikumi vanusega 3.8-2.5 miljardit aastat). Esialgsed graniitsed kontinentaalne koore üksikud plokid ei saanud palju kergema erikaalu tõttu sukelduda tagasi vahevöösse. Nende pideval liitumisel (peamiselt arhaikumis) moodustusid alul proto e. algkontinendid, mis hiljem liitusid kontinentideks tänapäeva mõistes. Proterosoikumis ja Fanerosoikumis see protsess aeglustus tunduvalt ning toimus peamiselt subduktsioonivööndite lähedal paiknevates vulkaanilistes vööndites. Seega on kontinentaalne koor mosaiikselt kokku pandud erineva vanusega plokkidest ning võrreldes ookeanilisega koorega on ta väga vana. Ja kuna ta sisaldab palju rohkem kvartsi (SiO₂), mineraal mis allub plastilistele deformatsioonidele suhtelistel madalatel temperatuuridel, käitub ta haprast ookeanilisest koorest erinevalt, alludes kergemini plastilistele deformatsioonidele.

LITOSFÄÄR - hõlmab maakoore ja vahevöö kõige ülemise osa, s.o. habraste deformatsioonide vööndi mis reageerib pingetele kui terviklik tahke ja jäik keha. Selles sfääris kaotavad kivimid temale rakendatava pingete tulemusena nidususe (sidususe) ja purunevad. See sfäär on tükeldatud laamadeks e. plaatideks, olles aluseks laamtektoonilisele kontseptsioonile. Selle paksus varieerub 50-300 km piires. Mõnedel autorite arvates ulatub kuni 150 km sügavuseni.
 

ASTENOSFÄÄR - (tuleneb kreeka k. stenos - tugevus, kõvadus, a aga muudab selle sisu - kõvaduse puudumine). Litosfääri alune, osaliselt ülessulanud kivimitega valdavalt tahkete kivimite vöönd (kuna S lained läbivad seda ala) mis temale pikaaegsete pingete (10-100 milj. aastad) rakendamisel ei kaota nidusust, s.t ei purune nagu litosfääri laam vaid käitub nagu viskoosne voolav aines ja hakkab voolama v. roomama. Lühiajalistel pingete rakendamisel ta käitub aga kui tahke elastne keha (juhib seismilisi laineid). Analoogseks näiteks on vanade majade aknaklaasid mis aja jooksul on häguseks muutunud ja alt paksenenud klaasile mõjuva pikaajalise ning pideva gravitatsioonijõu tulemusel.

Astenosfääri piiritlemine

Ülemine piir ja LVZ (inglise k. low velocity zone) - astenosfääri ülemine piir ühtib LVZ vööndi e. nn. seismiliste lainete leviku aeglaste kiiruste vööndiga. LVZ on selge ookeanide all ulatudes 150 km sügavusele. LVZ on ebaselge kontinentide all, mistõttu mõni arvab et seda seal polegi. Oletatakse et kivimid LVZ ´s on suurenenud rõhu ja temperatuuri tõttu lähedal nende sulamistäpile s.t. osaliselt ülessulanud (see aeglustab Vp ja Vs väärtust).

Alumise piiri määratlemine paljuski problemaatiline ning vaieldav. Sõltub sellest kui sügavale usutakse ulatuvat kivimite võimet viskoosselt voolata ning vahetada soojusenergiat konvektsiooni teel (ainese liikumise teel soojusenergia edasikanne). Osa paigutavad selle piiri 440 km, teised 660 km sügavusele asuvale seismilisele katkestuspinnale (alumise ning ülemise vahevöö piirile). Mõningad arvavad et selget reoloogilist piiri (tahkete kehade voolamisepiiri) alumise ning ülemise vahevöö vahel ei ole mingit alust tõmmata ja astenosfäär hõlmab kogu vahevöö.

LVZ ja astenosfääri ülaosa osaline ülessulavus ja habraste deformatsioonide kadumine neile avaldatava pikaajalise surve tulemusena, mistõttu nad muutuvad voolamisvõimeliseks, seletavad ära paljusid asju laamtektoonikas:

a) see on tõenäone tsoon kus genereeritakse magmat,

b) LVZ on tsoon kus litosfäär lõhutakse laamadeks ja voolamisvõimelised kivimid võivad moodustada nn. määrdekihi litosfääri laamade liikumiseks,

c) sellese tsooni subdukteeruv e. sukelduv litosfääri laam vajub läbi osaliselt ülessulanud ja jäikuse kaotanud astenosfääri vahevöösse.
 

VAHEVÖÖ on koore tuuma vahele jääv Maa sfäär (3-90 km ning 2900 km sügavusintervallides). Piiratud ülevalt Moho pinnaga kus Vp 5-7 km/s tõuseb selgelt üle 8 km/s, ning altpoolt vahevöö ja tuuma piiriga (Vp langeb järsult 13 km/s kuni 8 km/s ja S-lained ei levi vedela välistuuma tõttu). Oletatavasti koosneb peamiselt ultraaluselistest kivimitest, peamiseks tüübiks on peridotiit (Fe ja Mg silikaatidest oliviinist ja pürokseenidest koosnevad kivimid). Seismiline tomograafia (seismiliste lainete levikukiiruse uurimine maakoores ja vahevöös kui kolmemõõtmelises ruumis (3D) kus seismilise kiiruse väärtus esitatakse sõltuvalt vahevöö või koore tiheduse ning koostise muutustega.

Vahevõõ jaguneb kaheks osaks:

ÜLEMINE VAHEVÖÖ - hõlmab litosfääri alaosa ja astenosfääri Moho pinnast kuni 660 km seismilise katkestuspinnani. 400 ja 660 km (660 km piiril asuvad ka sügavaimad maavärinate fookused) asuvad seismilised katkestused on tõenäoliselt tingitud kivimite mineraal struktuursete (aatomite pakinduste) muutustega e. vastavalt oliviini muutumisega kõrgenenud rõhu tingimustes vadsleiidiks (wadsleyite) ja spinelli muutumisega perovskiidiks ning magnesiovusiidiiks.
 

ALUMINE VAHEVÖÖ E. MESOSFÄÄR - 660 km kuni 2900 km. Vp ja Vs tõusevad kogu selle tsooni piires ühtlaselt koos geostaatilise rõhu pideva kasvuga. 200 km enne tuuma ja vahevöö piiri toimub kivimite tiheduse ja seismiliste lainete levikukiiruse kasvu järsk vähenemine. Seda tsooni nimetatakse D´´ kihiks (nimi on pandud seismiliste lainete järgi mida kasutati selle tsooni avastamisel). Arvatakse et selles kihis genereeritakse vahevöö alaosast tõusvad ülessulanud magma hiidtilgad (diapiirid v. pluumid)
 

MAA TUUM - Maa sfäär 2900 km sügavusest kuni Maa tsentrisse. Ülemisel piiril Vp langeb 13 km/s kuni 8 km/s ja S lained sellest edasi ei levi. 5200 km sügavusel eraldub selge seismiline sise ja välistuuma piir. Kuna S-lained tuumas ei levi ja Maa taha tekivad nii S ja P lainete varjatud tsoonid viitab see selgelt tuuma välimise vöö vedelale olekule. Põhiliselt meteoriitsetele, seismilistele ning Maa tiheduse andmetele tuginedes võib väita et Maa tuumas on ülekaalus metallilised elemendid, põhiliselt raud, tõenäoliselt veel nikkel, veidike väävlit, hapnikku, räni). Tuuma jaguneb:

VÄLISTUUM - 2900- 5200 km. Tuuma ja vahevöö piiril toimub seismiliste P-lainete levikukiiruse järsk langus ja S-lained enam edasi ei levi. Seismilisest allikast tekib Maa teisele poole (alates 103°) S-lainete varju ala, mistõttu arvatakse et välimine tuum on vedelas olekus.

SISETUUM - 5200 km sügavusest kuni Maa keskpunkti. Juhib S-lained kuid väga aeglaselt mistõttu arvatakse et on lähedal aine ülessulamis temperatuurile.
 

Üldised Vp, Vs , ja T muutumise tendentsid Maa sisemuses

1) Tiheduse ja kiiruse tõus on pidev, v.a. ekstreemsed hüpped välise tuuma faasi muutustest tingituna

2) Selge kiiruse gradiendi vähenemise tendents ilmneb kahes lõigus need on LVZ ja D´´ kihi piirkonnas.

3) LVZ ja D´´ tsoonid langevad kokku selgete temperatuurigradiendi tõusualadega

4) LVZ ja D´´ tsoonid tähtsad laamtektoonilisest seisukohast - esimeses kihis toimub litosfääri lõhustumine laamadeks, teine produtseerib vahevöö sügavusest kerkivaid diapiire e. pluume.

Igor Tuuling