Физика земли (стр. 3 )

(4.25)

Что составляет около 5% от величины полного теплового Земли, равного 6,3·10-2 Вт/м2.

7.  Приливное трение Луны дает приращение тепловой энергии

(4.26)

и теплового потока

, (4.27)

т. е. около 9 % теплового потока Земли.

Lo = 384440км – среднее расстояние от Земли до Луны;

– масса Земли, кг;

f = 6.67·10-11м3/кг·с2 – гравитационная постоянная.

Приращение тепловой энергии из-за приливного трения Луны можно вычислить по другой формуле:

(4.28)

Существуют и другие источники тепла: энергия фазовых превращений, самопроизвольного деления ядер, космического излучения, химических реакций, тектонических процессов (землетрясения).

8.  Процесс гравитационной дифференциации вещества Земли: Земля сначала была однородной затем, в процессе разогрева недр, произошло её расслоение, в результате которого образовалось плотное ядро и менее плотная оболочка.

(4.29)

9.  Энергия, выделяемая в результате химических реакций и полиморфических превращений (полиморфизм – свойство некоторых веществ существовать в нескольких кристаллических (агрегатных) состояниях. Например: углерод, графит, алмаз ).

10.  Энергия процессов, ведущих к изменению структуры электронных оболочек.

Земной шар, имея раскаленное ядро с температурой около 40000С, выдает тепла на поверхность Земли в 5000 раз меньше чем Солнце.

Температура внутри Земли.

О температуре глубоких слоев Земли судят, в основном, по её магматической деятельности, (магма – полный или частичный расплав горных пород Земли).

При этом необходимо решить две задачи:

1.  Определить глубины первичных источников питания вулканов.

2.  Определить температуру в очаге вулкана.

Первая задача решается сравнительно просто по сейсмическим данным. Поскольку через жидкую магму Ps не проходят, то на поверхности Земли образуется область сейсмической тени. По этому признаку обнаружили глубину очагов ряда вулканов: Ключевской (Камчатка) – около 60 км при линейных размерах 25-35 км, на Гаваях – высота 60-80 км. По температуре излившейся лавы можно судить или из непосредственных измерений, что весьма сложно, или по температуре плавления пород в лабораторных условиях, что не точно.

1.  Прямые измерения дают tлав(С ).

Однако, при этом необходимо учесть потерю тепла: 1 – через стенки жерла вулкана, 2 – охлаждение через радиацию и нагревание воздуха, 3 – за счет выделения газов и их адиабатического расширения, нагревания при химических реакциях.

Основным источником тепла является реакция 2Н+О=Н2О. Если считать, что практически вся вода магмы получена т. о., то разогрев будет приблизительно на +1000С. Потеря через стенки жерла дает -1000С. Потеря через поверхность мала: охлаждение за счет расширения газов дает приблизительно 3500С на последних 5 км подъема.

(4.30)

рo и To – начальные параметры. Для Н2О

, (4.31)

V – объем водяного пара.

С учетом этих потерь t˚ С в очаге вулкана должна быть (1100 – 1300˚С). По точкам плавления вещества, для глубины около 100 км получают t = 1300˚С, что хорошо согласуется с данным прямых измерений.

2.  По электропроводимости æ

æ = æ1 æ

Для верхней мантии æ1 = 0,1 ом-1·см-1; ε1 = 2,0 э. в.

Данные об электропроводности верхних (от 100 до 400 км) слоев земной коры дают t = 1000 – 1400˚С.

3.  По данным адиабатического градиента

(4.33)

где р – давление, α – коэффициент объемного расширения, Ср – теплоемкость, ρ – плотность пород (вещества).

При α = 4·10-5град-1, Ср = 0,3кал/(г·градус), получим Т=13000С.

4.  Температура в мантии на глубинах от 50 и ниже определяют в н. в. по результатам испытания образцов горных пород в лабораторных условиях при высоких давлениях P и температурах t, присущих изучаемым глубинам.

5.  Применяют также аналитические методы, основанные на зависимости различных физических параметров (скорости, плотности, давления) от температуры.

В н. в. для Земли приняты следующие значения температуры:

на 100 км – 1100 – 1300˚С; 400 км – ˚С; 2900 км – ˚С; 5000 км – 5000˚С.

2  Лекция №6

3  Внутреннее строение Земли по данным сейсмологии

Прямые сведения о внутреннем строении Земли можно получить с глубин немногим больших 10 км. Кольская сверхглубокая скважина, проектная глубина которой 14 км, пробурена до 12066 м.

Исследования показали, что давление в толще пород, лежащих вблизи ствола скважины, возрастает по сложной зависимости от глубины и горно – геологических условий. Резкое повышение давления отмечено на глубине 3 км, а на отметке 8 км оно заметно падает.

Кольская сверхглубокая скважина опровергла устоявшееся представление о распределении температуры в недрах Земли. Предполагалось, что в районе скважины увеличение температуры с глубинной незначительно. Например, ожидали, что на отметке 7 км температура достигнет 50 градусов С, а на отметке 10 км – около 100 градусов С. В действительности до глубины в 3 км температура росла как и предполагалось, на 1 градус С через каждые 100 м. Однако ниже температура стала возрастать на 2,5 градуса С каждые 100 м и на уровне 10 км достигла 180 градусов С. По мнению теплофизиков, основным источником тепла, поступающего наверх, следует считать мантию. Радиоактивный распад, идущий в горных породах, пересеченных скважиной, дает лишь незначительную добавку.

В настоящее время бурение скважины прекращено. Она стала лабораторией, в которой проводятся испытания новых приборов и методов геолого – геофизических, геохимических и гидрогеологических исследований, а также наблюдения за температурным режимом и физико – химическими процессами, протекающими в земной коре.

Поэтому недра нашей планеты в настоящее время изучают с помощью косвенных (геофизических) методов. К ним относятся: сейсмический, гравиметрический, магнитный, термический, электрический, ядерный и другие.

Самым результативным из названных методов является первый – сейсмический.

Он разработан на базе науки о землетрясениях – сейсмологии. (С греческого «сейсмос» – движение, «логос» – учение). В основе его лежит закономерность распространения сейсмических колебаний в толще Земли.

Одной из основных физических констант, имеющей наибольшее значение для геофизики является упругость.

Упругость характеризует свойство веществ сопротивляться изменению их формы и объема (для твердых тел) или только объема (для жидкостей и газов) под действием механических напряжений, что обуславливается возрастанием внутренней энергии вещества.

Силы, действующие внутри тела и препятствующие деформации, называются упругими. При прекращении действия внешней силы тело восстанавливает свои первоначальные размеры и форму.

Зависимость между внешней силой и деформацией – прямо пропорциональная, т. е. подчиняется закону Гука.

Существует два вида деформаций: объема и формы. Примером первой является всестороннее сжатие или растяжение тела (куба) силами, направление которых перпендикулярно граням. При этом все частицы тела в одинаковое число раз сближаются и удаляются друг от друга (рис.)

Примером деформации формы является сдвиг, который является результатом действия равных, но противоположно направленных сил, которые приложены по касательным к противоположным граням куба. При этом куб превращается в Ромб.

Деформации объема и формы, возникающие вследствие разрядки напряжений в земной коре, выражаются в одновременном смещении частиц среды по всевозможным направлениям. А поскольку частицы среды жестко связаны между собой деформации передаются на значительные расстояния.

Распространяющиеся т. о. деформации называются упругими или сейсмическими волнами.

В волне, которая несет деформацию объема, частицы среды смещаются вдоль направления распространения волны, образуя зоны сжатия и разряжения. Эта волна называется продольной (Р) (от латинского «прима» - первая). Часть энергии Р – волн, выходя из недр Земли, передается в атмосферу в виде звуковых волн, которые воспринимаются людьми при частоте f > 15 Гц (подземный гул).

В волне, которая несет деформацию формы, смещение частиц происходит поперек направления распространения волны. Частицы как бы скользят относительно друг друга по плоскостям, перпендикулярным направлению движения волны. Эти волны называются поперечными (S) (от латинского «Secundus» – вторая)

Р и S – волны еще называют объемными (V). Кроме V – волн существуют волны, которые распространяются только вдоль земной поверхности – поверхностные волны. Они подобны ряби, расходящейся по глади озера. Различают поверхностные волны Лява и Релея.

Скорости распространения Р и S – волн зависят от упругих свойств среды и вычисляются по формулам.

, км/с, , (6.1)

где ρ – плотность вещества среды, кг/м­3

К – модуль всестороннего сжатия, Па

µ - модуль сдвига,

Коэффициент К определяется как коэффициент пропорциональности изменения объема V и приложенной силы F:

Модуль сдвига определяется как отношение потенциального (касательного) скалывающего напряжения (S) к угловой деформации (сдвигу)(γ):

. (6.2)

Для жидкостей газообразных сред µ = 0, Поэтому VS = 0, VP2 = K/ρ.

Продольные волны распространяются всюду. Их скорость изменяется в широких пределах от 0.26 км/с – в газах до 18.0 км/с в алмазе (С). Для воды VP =1.43 км/с, лёд 3.3 км/с, известняк – (3.2 – 5.5. км/с).

Скорость поперечных волн изменяется от 1.7 км/с (лёд), до 5.7 км/с – (Оливин Mg2SiO4 – глубинная горная порода).

VS > VP в 1.7 раза.

Скорость волн Релея меньше чем Лява (десятки и сотни секунд). Амплитуды V волн убывают обратно пропорционально расстоянию (r), а поверхностных (обратно пропорционально ).

3.1  Основные параметры упругих тел

3.2  Формулы для их вычисления и размерность

1.  Скорость продольных волн – км/с

2.  Скорость поперечных волн S км/с

3.  Модуль Юнга (Е), Па*) – характеризует способность тела сопротивляться деформации растяжения или сжатия

P – нормальное растяжение

l – длина образца

Δ l – удлинение в процессе растяжения

ρ=1.66·ω·ma, кг/м3

ω=1/Ra

4.  Коэффициент поперечного сжатия – σп (коэффициент Пуассона) – равен абсолютному значению отношения относительной поперечной деформации тела к относительной продольной деформации.

5.  Модуль сдвига – μ (или G), Па – определяет способность тел сопротивляться изменению формы при сохранении их объёма

μ=r/α, где r – касательное напряжение

α – угол сдвига

,

где ρ – плотность тела, кг/м3

6.  Константы Ламе – μ и λ, Па

7.  Модуль всестороннего сжатия k, Па (или объемного расширения)

k=ρ·(p2 – 4/3 S2)

____________________________________________________________________________________________________________________________________

1 Па (Паскаль) = H/м2 = кг/м·с2

1 бар = 103 мбар = 106 мкбар = 106 дин/см2 = 105 Па

Ra – атомный радиус вещества, 1·10-10, м

ma – атомная масса вещества

ω – плотность упаковки – количество атомов в единице объема вещества, ω·1021, м3

8.  Связь р и ρ для кристаллических пород.

VP=VPo[ℓ 0.5(6-2.6)]+KT

=5.45 км/с

kТ=±0.5 км/с – текстурно-структурный коэффициент

9.  Зависимость υ от Н для осадочных пород

υp=υpmax-( υpmax - υpmin)e-0.45H

υpmax – скорость при глубине Н

υpmin – скорость для неуплотненной породы (Н=0)

υpmax и υpmin для осадочных пород даны в таблице III.13, с.98 в справочнике «Физические свойства ГП и ПИ»

10.  Жесткость – способность тела или конструкции сопротивляться образованию деформации. Жесткость определяется численно как произведение модуля упругости Е (модуль Юнга) при растяжении, сжатии изгибе или G (при сдвиге и кручении) на ту или иную геометрическую характеристику поперечного сечения элемента:

Е*F – при растяжении или сжатии

Е* – при изгибе

G*F – при сдвиге,

где F – площадь поперечного сечения

– осевой момент инерции.

(Б. С.Э., т.9, изд. 3, 1972 г., с181)

Каротаж (франц. Carrotage) – исследование горных пород в буровых скважинах геофизическими методами (сейсмический, гравиметрический, магнитный, электрический) с целью изучения геологического разреза и поиска полезных ископаемых.

11.  Напряжением (σ) называется физическая величина численно равная упругой силе Fупр, приходящейся на единицу площади S сечения тела.

Упругие колебания (сейсмические волны) могут вызываться искусственно: являются следованием разрядки напряжений в земной коре. Подземные толчки и колебания земной поверхности называются землетрясением (подробнее см лекцию №1).

Объем среды, в котором происходит разрядка напряжений в земной коре, называется очагом землетрясения. Проекция центра очага землетрясения на поверхность Земли называется эпицентром землетрясения.

Если бы V упругих волн в Земле были постоянными, то сейсмические лучи были бы прямыми. В этом случае время пробега (t) сейсмической волны от Э до с/с, расположенной на эпицентральном расстоянии (∆), определилось бы формулой
(6.3)

Определив моменты прихода волн (t) и эпицентральные расстояния (∆), строят графики зависимости t = f (∆), которые называются ГОДОГРАФАМИ.

Если на трех и более с/с зафиксировано время прихода колебания, то можно определить прямой засечкой координаты эпицентра землетрясения.

Зная скорость и время распространения волны в изучаемой среде можно вычислить глубину до отражающей границы (здесь работают законы оптической физики) и её угол наклона, т. е. (H и α).

Получим уравнение годографа сейсмической (отраженной) волны. Для этого представим границу раздела 2х сред плоской, наклонённой под углом α к горизонту, а перекрывающую среду – однородной, h - глубина очага, S – точка выхода сейсмической волны с координатой ХS. Время пробега волны из точки О в точку S равно

(6.4)

V – скорость с/волны.

Преобразуем выражение (4)

Для чего продлим луч М, S и нормаль ON до их пересечения в точке ОI. Прямоугольные треугольники ONM и NOIM равны, т. к. у них общий катет NM. Исходя из равенства сторон OM и OIM заменим ломаный путь OMS путем OIS.

Точка OI называется мнимым пунктом взрыва. Тогда

(6.5)

Длина пути

(6.6)

По малости α → cos2α = 1, тогда с учетом (6.6)→(6.5) примет вид

(6.7)

Преобразуем (6.7) к виду

(6.8)

Это уравнение гиперболы (секущая плоскость параллельна оси конуса) – уравнение годографа отраженной волны. Годограф отсекает на оси временной отрезок t0.

. (6.9)

Сняв по годографу t0 и зная V в покрывающей толще можно определить глубину h до отражающей границы.

Из ∆ OMOI ; . (6.10)

Минимум годографа всегда сдвинут по направлению восстания отражающей границы. Чем больше α, тем больше Хm.

Графический способ определения h и α будет рассмотрен на практических занятиях.

Результаты изучения особенностей распространения V – волн в Земле позволили разделить её на следующие зоны.

1. Земная кора (слой А) – самый верхний твердый слой планеты отделен от нижележащих геосфер поверхностью Мохоровичича или («Мохо», или «М»), названной в честь Югославского геофизика (), который изучая годографы V-волн от землетрясений на Балканах (Кроатское землетрясение, 8 октября 1909 г), обнаружил резкое увеличение скоростей V - волн. Этот факт говорил о том, что V – волны пересекли какую - то границу раздела сред, резко отличающихся по плотности. В честь первооткрывателя она была названа именем автора. Впоследствии гр. «М» была обнаружена всюду на земном шаре.

Глубина до «М» изменняется от 5 – 15 км на океанах, до 30-40 км на равнинных участках материков и до 50 – 70 км в горных областях (т. н. «корни гор») M = 33 км.

Плотность горных пород, слагающих земную кору ρ=2.5 – 3.3 г/см3 . = 2.67 г/см3.

Скачкообразное изменение Vp от 6.8 до 8.1 км/с и Vs от 3.7 до 4.4 км/с учёные объясняют изменением химического состава вещества земной коры и его плотности. Есть мнение (Ф. Стейси «ФЗ», стр.118 и 250), что земная кора – продукт химической дифференциации мантии : она имеет вулканическое происхождение, а Земля, на ранней стадии своего развития, состояла только из мантии и ядра. Масса земной коры = 5х1022 кг, что составляет 0.8% от массы Земли.

2. С з. к. = 33 км начинается Мантия, которая простирается до глубины 2900 км. Она делится на три слоя: верхнюю (В) от 33 до 410 км, среднюю (С) – от 410 до 1000 км и нижнюю (D) – от 1000 до 2900 км.

Граница раздела между В и С фиксируется резким возрастанием скорости Vp от 7.9 до 9.0 км/с и Vs от 4.5 до 5.0 м/с.

В результате изучения особенностей распределения объемных волн было установлено, что в слое В, непосредственно под границей Мохоровичича, скорости объемных волн растут, но на глубинах 100 – 120 км под континентами и 50 – 60 км под океанами отмечается слабое уменьшение скоростей V – волн. С глубин около 250 км – под океанами и 400 км – под материками скорости V – волн снова начинают расти.

Область пониженных скоростей сейсмических волн была названа АСТЕНОСФЕРОЙ (греч. «astenos» - слабый ).

Опыты по изучению состояний горных пород при высоких р и toC, близких к астеносферным, показывает, что вещество там находится в аморфном состоянии (близком к расплавленному). Предполагают, что в астеносфере находятся очаги вулканов.

Они образуются вероятно там, где по каким – либо причинам понижается давление или температура, что приводит к расплавлению вещества и образованию магмы. Существование отдельных очагов магмы в астеносфере доказано особенностями прохождения поперечных волн. Причем градиент скорости Vs > Vp, уменьшение скорости V – волн.

Средняя мантия (слой С или слой Голицина) расположена в интервале 410 – 1000 км и отделяется от нижней. «σ» вещества слоя С > 4 г/см3. Скорости V - волн возрастают от 8.97 до 11.4 км/с для Vp и от 4.96 км/с до 7.3 км/с для Vs (подробнее стр 17 – 19).

Нижняя мантия (слой DI) начинается примерно с h = 1000 км и прослеживается до h = 2900 км. Скорости Vp от 11.4 до 13.6 км/с, Vs от 6.4 до 7.8 км/с.

В основаниии DI по резкому снижению скоростей V – волн от 13.6 до 8.1 км/с для Vp и от 7.8 до 0 км/с для VS выделяют переходящую оболочку – слой DII на глубинах от 2700 – 2900 км. Плотность вещества мантии непрерывно растет от 3.3 до 5.2 г/см3. На границе между мантией и ядром, где давление достигает ~1.3х106 атмосфер, «σ» скачком увеличавается с 5.2 до 9.4 г/см3.

Немного следует сказать и об истории обнаружения нижней границы мантии.

(См хороший рисунок в книге «Вращение Земли» стр. 72)

См. хороший рис. в книге «Вращение Земли» стр. 72

В начале двадцатого столетия было обнаружено, что S – волны не регистрируются станциями, удаленными от эпицентра А землетрясения больше чем на 12 тыс км (107o), а P – волны в промежутке от 11о) до 16000 км (142о). Далее 16000 км Р – волны снова появляются. Эти особенности распространения P и S волн были обнаружены в 1914 г. Бено Гутенбергом. Они указывают на существование на глубине около 2900 км ядра, в котором Vp уменьшается примерно с 13 до 8 км/с, а Vs от 7.4 до 0 км/с.

А этот факт можно было объяснить или средой менее плотной, что маловероятно, или наличием вещества в агрегатном состоянии, при котором жесткость его μ = 0, т. е. в жидком состоянии.

В связи с этим Р – волны при переходе от мантии к ядру изгибаются к центру, в то время как невходящие Р – волны в ядро распространяются прямо. Поэтому лучи Р – волн касающиеся ядра, выходят на поверхность Земли на А1=11700км (105о), а лучи проходящие через ядро - на А2=16000км (142о) от эпицентра А землетрясения. Между точками 1-2 образуется зона тени.

Вывод о существовании в недрах Земли Жидкого Ядра – (внешнее ядро) подтверждается и другими явлениями: деформацией Земли под действием приливных сил, особенностями движения полюсов Земли, а также нутация оси вращения Земли с Т=24h. При твердом ядре нутации бы не было.

На долю мантии приходится 83 % объема Земли и почти 67% её массы: 405х1025 т.

Внешнее ядро (слой Е) расположено между 2900 – 5000 км. Помимо резкого увеличения «σ» на границе мантия – ядро здесь, как я уже говорил, отмечено резкое снижение скорости V – волн, а также появлением высокой электропроводности (как обнаружили?)

Внутри этого слоя VP растет от 8.0 до 10.5 км/с, а плотность от 9.4 до 11.5 г/см3. Как уже отмечалось, вещество слоя Е находится в жидком состоянии (подробно см. реферат стр 20-23). Его объем 15.16%, масса 29.8% от массы Земли.

Переходная оболочка (слой F), находящаяся в интервале глубин ~ км характеризуется некоторым увеличением VP (до 10.4 км/с). Теоретические исследования показывают, что для роста скорости Р- волн вещество в этом нижележащем слое должно быть в твердом состоянии.

Внутреннее ядро (зона G). Занимает центральную область Земли. Его R=1250 км, V=0.7%, масса ~1.2% от массы Земли. На границе зоны G скорость Vp=11.2 км/с и возрастает до 11.4 км/с к центру, т. е. вещество ядра находится в твёрдом состоянии, но, по-видимому, близком к плавлению. Плотность вещества достигает 12.3 г/см3 и более. По другим источникам – 16 г/см3 и 13, а давление 3.5х106 атмосфер.

Такие условия в н. в. создают в лабораторных условиях в течении 1х10-6с с помощью взрывов.

Современные данные о внутреннем строении Земли позволяют сравнить её с вращающимся толстостенным шаром (кора и мантия) с внутренней полостью, заполненной жидкостью (внешнее ядро), в которой плавает сравнительно небольшое шарообразное твёрдое субъядро.

В центре системы внутреннее ядро удерживается силами Ньютоновского тяготения. Оно может вращаться иначе, чем мантия. По существующим представлениям, именно благодаря этому эффекту (динамо – механизм) возникает геомагнитное поле Земли, которому будет посвящена следующая лекция.

Лекция №7

Землетрясения. Физика процесса. Интенсивность. Шкалы.

Внешняя оболочка Земли (литосфера) состоит из нескольких крупных тектонических блоков – пластин, которые называются плитами. Границами плит являются области срединно – океанических хребтов, окраины островных дуг и глубоководных желобов. Каждая плита «уходит» на глубину > 80км.

В результате неравномерного радиоактивного разогрева вещества мантии происходит его перераспределение из областей с высокой температурой в более холодные (из областей срединно – океанических хребтов в сторону от их осей).

Блоки литосферы, лежащие на веществе мантии, перемещаются относительно друг друга по поверхности размягченных пород (астеносферы).

В краевых частях каждой плиты, в месте их соприкосновения с другими плитами, горные породы оказываются под действием больших деформирующих (тектонических) сил, которые приводят к крупным геологическим преобразованиям(горообразование, катастрофическим явлениям – землетрясениям).

Землетрясение – колебание земной поверхности в результате подземных толчков. Что же вызывает эти толчки – колебания земной поверхности. Рассмотрим физику этого процесса.

В результате перемещения блоков океаническая плита начинает подвигаться («подныривать») под континентальную плиту. При этом океаническая плита начинает изгибаться. Когда деформация достигает критической величины, на границе между континентальной корой островов и океанической происходит проскальзывание, в результате чего океаническая кора рывком возвращается в прежнее положение, т. е. поднимается.

При средней скорости подвигания 5 см в год и периодами между землетрясениями в 100лет, получается, что величина проскальзывания будет равна 5 метров.

Вся жесткая тихоокеанская плита подвигается под континентальную.

Область, в которой происходит мгновенная разрядка тектонических напряжений называется гипоцентром. Проекция гипоцентра на земную поверхность называется эпицентром землетрясения.

Землетрясения принято подразделять на три группы. По глубине положения ГЦ их очага: обыкновенные (мелкофокусные или нормальные) – до 70км, промежуточные – от 70 до 300км, глубокие – от 300 до 700км.

Гипоцентры глубокофокусных землетрясений располагаются на некоторой, уходящей вниз, плоскости, наклоненной в сторону континента. Эти плоскости названы зонами Беньофа(американский ученый).

Глубины очагов увеличивается в направлении к континенту. Наибольшая их глубина (около 500км) зафиксирована вблизи тихоокеанского побережья Азии.

Для возникновения упругих волн необходимо, чтобы разрыв произошел достаточно мгновенно (резко), а значит, материал должен быть хрупким.

На больших же глубинах вещество мантии находится в размягченном состоянии под влиянием высоких температуры и давления, т. е. хрупкости у вещества мантии нет. Чтобы хрупкость сохранялась нужно, чтобы породы быстро не нагревались.

Эта зона может оставаться достаточно холодной, если она постоянно снабжается новым холодным материалом, виде опускающейся литосферной плиты.

На это обстоятельство впервые (в 1969г) специально указал Д. Мак – Кензи. Он рассчитал, что, если холодная плита толщиной 70-100км погружается в мантию со скоростью несколько см в год(5-7см), средняя часть плиты может оставаться холодной до глубины 600-700км, т. е. до уровня очагов самых глубоких землетрясений.

Для классификации землетрясений по их интенсивности в очаге Ч. Рихтер(американский сейсмолог) предложил в 1935 году шкалу Магнитуд (М).

Магнитуда землетрясения – условная величина, характеризующая общую энергию упругих колебаний (Е), вызванных землетрясением или взрывом, пропорциональна lg энергии землетрясения.

Она определяется как десятичный lg амплитуды наибольшего колебания и может быть вычислена по формуле Бота:

М= lg(A/T) + f(Δh)+C,

где А – амплитуда смещения почвы в микрометрах(1*10-6м) – для поверхностных волн.

Т – преобладающий период, в сек.

T = 2R/ υ * sin(Δ/2)

f(Δh) – эмпирическая калибровочная функция, дающая ход изменения А/Т в зависимости от Δ - эпицентрального расстояния(измеряемое углом, который образуется радиусами, проведенными из центра Земли через очаг землетрясения(G) – гипоцентр и через сейсмостанцию(СП));

h – глубина очага, км;

c – станционная поправка(учитывает условие установки регистрирующей аппаратуры).

Между энергией землетрясения (Е) и его магнитудой (М) существует ряд зависимостей, лучшей из которых считается формула, полученная Гутенбергом и Рихтером

lg E = 9.4+2.14M -0.054 M2.

При М=8,7 по шкале Рихтера(самое сильное землетрясение за последнее время Ассамское, 1952г), получил Е = 5*1024 эрг. (1 эрг = 10 Дж; Дж = Н*м = Вт*с =(кг*м2)/с. 4,1868Дж = 1 калории(кал)).

Это составляет 0,05% от полного количества тепла, теряемого за год всей Землей 1028 эрг, т. е. 1,5 мк. кал/см2 * с = (1*10-6 кал * 4,1868)/104 м2 /с = 6,28*10-10 Вт/м2.

Для сравнения силы сотрясений на поверхности Земли было предложено несколько шкал, по которым интенсивность сотрясений оценивается полуколичественным способом в баллах. В нашей стране применяется международная шкала MSK-64(по начальным буквам фамилий ее создателей , В. Шпонхойера, В. Карника и ее году принятия) – ГОСТ 6249-52.

По шкале MSK-64 землетрясения по интенсивности их проявления на поверхности подразделяются на 12 баллов(I-XII).

I –IV бала – слабые: при III балльном земные колебания отмечаются немногими людьми и только в помещении.

V-VII бал – сильные: при V баллах – качаются висячие предметы. Ощущается всеми людьми толчки в помещениях. При VI появляются повреждения в зданиях.

VIII-XII бал – сильнейшие: при VIII бал серьезные повреждения в зданиях с обрушениями. Люди впадают в состояние испуга и паники. При X бал.- всеобщее разрушение зданий, нарушение поверхности почвы. Интенсивность землетрясения оценивается:

J = 6 lg a +0.5,

где а – ускорение движения почвы, в см/с2.

Шкала магнитуд М и шкала интенсивностей J в баллах независимы. Они описывают разные стороны проявления землетрясений.

Шкала J дает оценки качественного характера – силу разрушений на поверхности Земли, а шкала М – количественную характеристику землетрясения – его общую энергию.

При одной и той же (М) но при разных глубинах (h) очага будут разные интенсивности землетрясения (J) в баллах.

Для неглубоких землетрясений существует корреляционная зависимость между М и J.

М = 0.67 * Jmax + 1.7 lg h -1.4.

По шкале магнитуд Рихтера возрастанию магнитуды на единицу соответствует 30 кратное увеличение сейсмической энергии (Е). Сейсмическая энергия, выделяемая при землетрясении с М=8 составляет 1*1025 эрг.(107 эрг = 0,239кал), что равно энергии 10 тыс атомных бомб, подобных сброшенных на Хиросиму*. Землетрясения с М > 7,5 называются сильнейшими (великими) все они мелкофокусные и чаще всего возникают в Циркумтихоокеанском сейсмическом поясе.

Чуйское землетрясение «Горный Алтай»

1.  UT = 11h 33m 23,3s

2.  Магнитуда по шкале Рихтера 7,5

3.  Координаты эпицентра: = 50, 04 С. Ш.; λ = 88, 07В. Д. в долине реки Чуя, в перемычке между Чуйской и Курайской впадинами.

*) При взрыве от бомбы в Хиросиме высвободилось 1014 Дж энергии с магнитудой почти 6. Последнее землетрясение М=9 единиц, т. е. почти 1020 Дж. Это почти 106 хиросимских бомб.

Хотя огромное большинство землетрясений связанно с основными тектоническими процессами в глубинах Земли – имеются и другие причины их возникновения. Различают землетрясения тектонические, вулканические, денудационные (обвальные), глубинные, а также искусственные, являющиеся результатом деятельности человека – обрушение огромных горных выработок – шахт, штолен; ядерные взрывы и т. п. Причиной землетрясений могут быть и падения на Землю крупных метеоритов, болидов.

4  Лекция №8

Внутреннее строение Земли по гравиметрическим данным.

Из курса гравиметрии известно, что Земля неплохо изучена в гравиметрическом отношении: ~60% её поверхности покрыта гравиметрической съемкой.

Из 64800 одноградусных трапеций, на которые разбита поверхность Земли, в северном полушарии имеют значения «g» 25978 трапеций из 32400, что составляет 80%, а в южном – 13428, т. е. только 41%. Наиболее изучены территории Европы, США, Канады, Австралии. На территорию России составлена гравиметрическая карта в редукции Буге в масштабе 1: – (∆gБ).

Применение гравиметрического метода основано на том, что А. С.Т., освобожденные от действия масс наружного рельефа (аномалии Буге) зависит только от притяжения внутренних возмущающих масс. Чем плотнее породы и больше объём их вмещающий, а также – меньше глубина их залегания, тем больше гравитационные аномалии и наоборот.

Аномалия силы тяжести редукции Буге – разность между измеренным значением силы тяжести «g» и его теоретическим (нормальным) – «γ» на физической поверхности Земли.

, (8.1)

, (8.2)

где γ0 – нормальное значение силы тяжести на поверхности эллипсоида.

мГал. (8.3)