Викулин А.В. Физика Земли и геодинамика

Подождите немного. Документ загружается.

Отмечено, что эффект от землетрясения, сравнимого с чилийским 20.05.1960, М

9,5, в настоящее время может быть зарегистрирован современными высокоточными

частоты f

ch 1

и f

ch 2

мной оси (рис. 2.2). Конечно,

и Земля, в свою очередь, создает моменты такой же величины и противоположного

направления, действующие соответственно на Солнце и на Луну. Момент, действующий

на Лун

трии.

нный

по спутниковым данным (рис. 2.4), по форме мало отличается

т элл

ах 1/310 – 1/178. До наблюдений искусственных

путников для сжатия обычно использовалось значение 1/297,3, найденное Джеффрисом с

шибкой около 1/300 этой величины по материалам гравиметрических измерений на

оверхности Земли. Наблюдения орбит искусственных спутников дают величину 1/298,25

точностью 1/3

измерениями координат полюса, выполняемыми Международной службой широты. Это

позволяет исследовать «динамику» изменения траектории движения полюса планеты с

помощью сейсмотектонических данных.

4. Полученные данные позволили сформулировать гипотезу, согласно которой

взаимосвязь солнечной активности и других космических факторов с

сейсмотектоническим процессом не является «прямой», а

обеспечивается перекачкой

нергии годовой компоненты прецессии полюса в чандлеровскиеэ

Проведенный анализ показывает, что Землю, состоящую из блоков и плит,

действительно нельзя рассматривать как жесткое тело, более реалистичным

приближением в течени геологических отрезков времени следует рассматривать

гидродинамическое приближение. При этом и вращение Земли и прецессии ее полюса

следует рассматривать как такие процессы, посредством которых явления, протекающие

внутри Земли, могут обмениваться

энергией (взаимодействовать) с явлениями,

определяющими внешнюю жизнь планеты – ее гравитационную и ротационную

(торсионную) взаимосвязь с другими телами солнечной системы и Галактики.

Геоид по спутниковым данным. Квазигеоид [Стейси,1972, с. 60-65]

Выше было показано, что на экваториальное вздутие Земли действуют моменты,

создаваемые Солнцем и Луной и вызывающие прецессию зе

у, оказывает заметное

влияние на ее орбиту. Аналогичным образом экваториальное

вздутие воздействует на движение искусственных спутников Земли. Масса

искусственных спутников мала и поэтому не оказывает заметного влияния на движение

Земли. В то же время орбиты спутников изменяются, и их изменение дает наиболее

точные сведения о крупномасштабных отклонениях Земли от сферической симме

Геоид, построе

о ипсоида. Эти отклонения в 1000, а может быть и более раз меньше сжатия

эллипсоида. Тем не менее, их можно обнаружить, прослеживая изменения элементов

спутниковых рбит.

Изучение орбит искусственных спутников Земли значительно расширило наши

знания о глобальной структуре гравитационного поля Земли и, кроме того

, позволило в 30

раз повысить точность определения сжатия. Экваториальное вздутие Земли заметно

влияет на орбиту движения спутника. Если спутник движется к северо-востоку и

пересекает экватор в северном направлении, то точка пересечения его орбиты с экватором

будет постепенно смещаться к западу (рис. 2.5 а). Скорость перемещения орбиты к западу

позволяет вычислить сжатие.

Сжатие для Земли постоянной плотности, вычисленное Ньютоном, равно 1/230.

Французская геодезическая экспедиция XVIII века в результате своих измерений

получила значения, находящиеся в предел

0000.

Рис. 2.4. Мировая карта высот квазигеоида, м 1:5000000 [Демьянов, Назарова и др. 1996].

ази Легенда: Карта построена по значениям высот кв геоида для регулярной сетки с шагом

по широте и долготе, полученным по аномалиям силы тяжести для трапеций 1

и систематизированные в ЦНИИГАиК,

снимал

я орбит

искусс

о е ч

вариаций

гравитационного поля и геоида в пределах расстояний менее 2000 км.

Один из наиболее известных вы геодезии» состоит в том, что

Земля имеет «грушевидную» форму. В действительности же

отклонения геоида от

5 б), в то время как

квато в т .

х1

в области с R

≈ 500 км и по модели гравитационного поля Земли ЦНИИГАиК ГАО-94 – в более дальних зонах.

Аномалии силы тяжести для трапеций 1

х1

, собранные

ись с гравиметрических карт масштаба 1:1000000 – 1:5000000. Модель ГПЗ ЦНИИГиК

(ГАО-94), содержащая сферические гармоники разложения аномалий силы тяжести до 180-го

порядка, получена с использованием результатов совместного уравнивания гравиметрических

(наземных и морских) и спутниковых (орбитальных и альтиметрических) данных. Средняя

квадратичная погрешность высот квазигеоида на карте составляет ± 1,3-1,5 м.

Условные обозначения: Крестами обозначены максимальные высоты квазигеоида:

большими крестами наибольшие превышения высот – до 60-75 м, малыми – до 42-45 м.

Минимальные высоты квазигеоида, также отчетливо видимые по сгущению изолиний, особо не

выделялись. Область с наибольшим минимумом высоты квазигеоида до –(75-90) м расположена в

Индийском океане. «Система» из трех минимумов высоты квазигеоида меньшей амплитуды

располагается

вблизи Североамериканского континента: в Карибском море до –(45-60) м и в

Тихом океане до -45 м, и в пределах его северной части до -45 м.

Уклонение геоида от сфероида (референц-эллипсоида) лучше всего можно

определить по вариациям гравитационного поля на поверхности Земли. Получаемая в

результате поверхность называется квазигеоидом (рис. 2.4). Наблюдени

твенных спутников Земли позволили значительно усовершенствовать эти

определения. Подобные наблюдения доставляют нам более точные данные о вариациях

гравитационн го поля для боле обширных районов, ем

измерения, выполняемые в

настоящее время на поверхности Земли. Вместе с тем гравиметрические наблюдения на

поверхности все еще остаются наилучшим способом изучения локальных

водов «спутниковой

сфероида, создающие грушевидность, меньше 20 м (рис. 2.

э риальное вздутие Земли пре ышае а – с = 21,385 км

Северный полюс

+10

-10

метры

-30

Южный полюс

Экватор

-3

-1

-30

-10

метры

-3

-1

+10

Рис. 2.5. а – экваториальное вздутие Земли заставляет поворачиваться к западу орбиту

движущегося в восточном направлении искусственного спутника. По скорости поворота орбиты

ычисл

едположении, что Земля симметрична относительно

к материками

о м

наложены на идеально

лоист

ца в высотах между поднятиями и впадинами на

наводит на мысль, что особенности формы геоида либо определяются

убже пластичного слоя в верхней

висят от различий в плотности, поддерживаемых динамически (благодаря

в яется сжатие Земли. b – высота геоида (сплошная кривая) относительно сфероида со

сжатием 1/298,25 (пунктирная линия) в пр

полярной оси. Вертикальный и горизонтальный масштабы не выдержаны [Ботт,1974; с. 13].

Интересно, что расположение поднятий и впадин поверхности геоида не связано с

строением земной оры ( и океанами). Это один из самых поразительных

результатов, п казывающих, что существует компенсация асс (изостазия) в

континентальных масштабах. Если бы материки были просто

с ую эллипсоидальную Землю, то наблюдалась бы четкая связь формы геоида

очертаниями материков, и разни

поверхности геоида была бы в 10 раз большей. Отсутствие связи между формой геоида и

материками

различиями плотности в глубоких частях мантии (гл

мантии, существование которого, как

полагают, обеспечивает изостатическое равновесие),

либо за

конвекции). В последнем случае неоднородности в распределении плотности, скорее

всего, располагаются в верхней мантии.

Земля как 3-осный эллипсоид [Стейси, 1972, с. 37, 60-65]

Принимая, что распределение плотности известно из сейсмических данных, и

допуская, что на всех глубинах существует гидростатическое равновесие, можно

ернут ее фигуру

точностью до первого порядка дана Джеффрисом,

в ься к задаче о фигуре Земли и, пользуясь этими результатами, рассчитать

равновесия.

Гидростатическая теория с

который показал, что динамическое сжатие поверхности

можно выразить через

полярный момент инерции С следующим образом:

)

−+

. (2.21)

этой формуле q, как и выше, равно отношению центробежной силы к притяжению на

кваторе:

~104678,3

−

⋅==

. (2.22)

Однако, формула (2.21) недостаточна для того, чтобы по ней можно было

становить различие между сжатием по гидростатической теории и наблюдаемым

жатием. Поправка к (2.21) была получена численно с использованием данных о

аспределении плотности в Земле. Проведенные вычисления позволили для величины

инамического сжатия Земли получить значение:

7,299/1=

. (2.23)

Видно, что различие между сжатием

и динамическим сжатием

несомненно:

емля сжата примерно на 0,5% сильнее, чем следует из гидростатической теории.

Отклонение от условий гидростатического равновесия означает, что в мантии

уществуют касательные напряжения, поддерживаемые статически и динамически. Их

еличина должна быть порядка 10

дин/см.

«Избыточное» сжатие не так уж и велико. Если в разложении потенциала силы

яжести рассматривать только члены второго порядка и вычесть «равновесное» сжатие, то

емля оказывается трехосным эллипсоидом с главными моментами инерции A

> B

> C

ричем (С

- A

)/(B

- A

) ≈ 2. Если такое тело вращается, то на его форму накладывается

здутие, вызванное вращением. Если тело неидеально упругое (т.е. может течь), то

здутие принимает равновесную (гидростатическую) форму, накладывающуюся на

сходное сжатие. При этом тело поворачивается так, что ось наибольшего исходного

(неравновесного) момента и

нные данные

показывают, что Земля может рассматриваться с позиций

тео ри ст ят

олее экзотические, чем дыни и патиссоны Ляпунова-Пуанкаре, геологические

нерции совпадает с осью вращения.

Получе

гидродинамической рии. П этом самым е ественным наход свое место в теории

фигуры равновесия и сфероиды Маклорена-Клеро, и трехосные эллипсоиды Якоби, и

грушевидные формы Ляпунова–Пуанкаре. Вращение Земли и пр цессии ее полюса при

этом могут рассматриваться как такие процессы, которые позвол ют «перекачивать»

энергию вращения

Земли и энергию ее взаимодействия с другими космическими телами

солнечной системы и Галактики в энергию « нутренних» процессов и наоборот.

Очевидно, можно ожидать, что найдут свое место в теории фигур равновесия и

другие, б

образования и геофизические явления, такие как вихревые, спиральные и др.

еские структуры и геофизические процессы. Роль ротационных явлгеологич ений и

орсионных полей при этом, очевидно, должна быть определяющей.

М. Внутренне строение Земли. М.: Мир. 1974. 376 с.

Чандлеровское колебание полюса и

сейсот

к-

Камчат

емьянов Г.В., Назарова Н.Г., Майоров А.Н., Таранов В.А. Мировая карта высот

квазиге

вновесия. М. – Ижевск: Инстиут

компью

Калининградский ГУ, 2000. 448 с.

оплавский А.А., Соловьев В.Н. Гипотеза о макросейсмическом дефекте,

порождающем землетрясения // Проблемы сейсмичности Дальнего Востока.

Петропавловск-Камчатский: КОМСП ГС РАН.. 2000. С. 235-242.

Литература

Ботт

Бровар В.В., Магницкий В.А., Шимберев Б.П. Теория фигуры

Земли. М.:

Геодезиздат, 1961. 256 с.

Бровар В.В., Юркина М.И. Михаил Сергеевич Молоденский, жизнь и творчество //

М.С. Молоденский. Избранные труды. М.: Наука, 2001. С. 3-24.

Буллен К.Е. Плотность Земли. М.: Мир, 1978. 444 с.

Викулин А.В., Кролевец А.Н.

ектонический процесс // Геология и геофизика. 2001.

Т. 42. № 6. С. 996-1009.

Вихри в геологических процессах / Ред. А.В. Викулин. Петропавловс

ский: ИВГиГ ДВО РАН, 2004. 297 с.

Геодезия. Картография. Геоинформатика. Кадастр. Энциклопедия. Т. 1. / Ред. А.В.

Бородко, В.П. Савиных. М.: Геодезкартиздат, 2008а. 496 с.

Геодезия. Картография. Геоинформатика. Кадастр. Энциклопедия. Т. 2. / Ред. А.В.

Бородко, .П. Савиных. М.: Геодезкартиздат, 2008

б. 464 с.

Грушинский Н.П. Теория фигуры Земли. М.: Наука, 1976. 512 с.

Гутенберг Б. Физика земных недр. М.: Изд-во Иностр. лит-ры, 1963. 264 с.

оида. М.: ЦНИИГAиК, 1996.

Жарков В.Н., Трубицын В.

П. Физика планетных недр. М.: Наука, 1980. 448 с.

Жарков В.Н., Трубицын В.П., Самсоненко Л.В. Физика Земли и планет. Фигуры и

внутреннее строение. М.: Наука, 1971. 384 с.

Клеро А. Теория фигуры Земли, основанная на началах гидростатики. М.: Изд-во

АН СССР, 1947.

Кондратьев Б.П. Теория потенциала и фигуры

ра

терных исследований, 2003. 624 с.

Кузнецов В.В. Введение в физику горячей Земли. Петропавловск-Камчатский: Изд-

во КамГУ им. Витуса Беринга, 2008. 367 с.

Ламб Г

. Гидродинамика. М.: Гостехиздат 1947. 928 с.

Ли Сы-гуан. Вихревые структуры Северо-Западного Китая. М.-Л.:

Госгеолтехиздат, 1958. 100 с.

Ляпунов А.М. Общая задача об устойчивости движения. Череповец: Изд-во

«Меркурий-ПРЕСС». 2000. 254 с.

Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. М.: Недра, 1965. 380 с.

Магницкий В.А. Внутреннее строение

и физика Земли / Ред. А.О. Глико. М.: Наука,

2006. 390 с.

Молоденский М.С. Избранные труды. Гравитационное поле. Фигура и внутреннее

строение Земли. М.: Наука, 2001. 569 с.

Молоденский М.С., Еромеев В.Ф., Юркина М.П. Методы изучения внешнего

гравитационного поля и фигуры Земли // Тр. «ЦНИИГАиК». 1960. Вып. 131. 250 с.

Орленок В

.В. Основы геофизики. Калининград:

Пуанкаре А. Фигуры равновесия жидкой массы. Ижевск: НИЦ «Регулярная и

хаотичная динамика». 2000. 208 с.

Ротационные процессы в геологии и физике / Ред. Е.Е. Милановский. М.: ДомКнига,

2007. 528 с.

тейси Ф. Физика Земли. М.: Мир, 1972. 344 сС

Таблицы физических величин. Справочник / Ред. И.К. Кикоин. М.: Атомиздат, 1976.

1008 с.

Тверитинова Т.Ю., Викулин А.В. Геологические и геофизические признаки вихревых

структур в геологической среде

// Вестник КРАУНЦ. Серия Науки о Земле. 2005. № 5. С.

59-77.

Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика. Геологические приложения физики

сплошных -х . , сред. В 2 частях. Т 1. М.: Мир 1985. 376 с.

Трухин В .И., Показеев К.В., Куницын В.Е. Общая и экологическая геофизика. М.:

Физматлит, 2005. 576 с.

Хаин В.Е., Короновский Н.В.

Планета Земля от ядра до ионосферы. Учебное

пособие. М.: КДУ, 2007. 244 с.

Т еШимберев Б.П. еория фигуры З мли. М.: Недра 1975. 432 с.

Эверден Дж.Ф. О чем говорят параметры фигуры Земли ,298.1=

С/Ма

=0,333? //

Физика Земли. 1997. № 2. С. 85-94.

Vikulin A.V., Krolevets A.N. Seismotectonic processes and the Chandler oscillation // Acta

Geoph. Pol. 2002. V. 50. # 3. P. 395-411.

3. ФИЗИКА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

Определение науки сейсмологии. Классификация землетрясений по

происхождению, глубине очага и силе. Способы оценки интенсивности землетрясений,

шкала MSK-64. Географическое распределение, главные пояса сейсмичности.

Прогнозирование землетрясений, сейсмическое районирование и сейсмостойкое

строительство. Землетрясение, его очаг, гипоцентр, эпицентр, изосейсты. Теория

упругой отдачи. Другие теории очага землетрясений. Энергия землетрясений,

магнитуда, сейсмический момент. Ротационная упругая модель сейсмического

процесса.

Определение науки сейсмологии. Классификация землетрясений по происхождению,

глубине очага и силе. Географическое распределение землетрясений

Сейсмология – это наука, изучающая особенности распределения землетрясений,

процессов, протекающих в их очагах, и распространение упругих волн в недрах Земли. В

перечне наук о Земле наиболее тесно сейсмология «граничит» с тектоникой и физикой

недр Земли.

Под землетрясением или трясением Земли обычно подразумевается трясение

земной поверхности. В сейсмологии под землетрясением понимают не

только трясение

земной поверхности, но и процесс разрушения, нарушения сплошности Земли в некоторой

области - области очага землетрясения, в пределах которой потенциальная упругая

энергия, запасенная в недрах планеты, переходит в кинетическую энергию колебаний,

уносимую из очага сейсмическими волнами.

В развитии мировой сейсмологии наша страна занимает видное место. Русский

академик Б.Б.

Голицын является одним из основателей сейсмологии как точной науки.

Задолго до создания сейсмологии в 1757 г. М.В. Ломоносов указывал, что

землетрясение есть следствие процессов, происходящих внутри Земли и связанных с

горообразованием и изменениями в глубинных горных породах. И.В. Мушкетов А.П.

Орлов ставили и опубликовали в 1893 г. «Каталог

землетрясений Российской империи»,

которы

дна из таких станций начала свою работу в Петропавловске-Камчатском в 1915 г.,

удален

льшей и меньшей степени страдают.

емлетрясения происходят вследствие движения земной коры (тектонические

землетрясе оползней

(денудационны

те взрывов,

сооружения значительных сооружений (плотин и появления водоемов) и разработки

со

й стимулировал разработку Особой комиссией при Императорском Русском

географическом обществе программы наблюдений за землетрясениями и, как следствие,

начало создания сети сейсмических станций на территории России [Мушкетов, Орлов,

1893].

ном в то время от научных центров на

максимально возможное расстояние. Первый

наблюдатель А.А.Пурин в 1917 г. в Петропавловске-Камчатском опубликовал брошюру

«О землетрясениях на Камчатке и их регистрация» [Пурин, 1917]. Всего в России в 1915 г.

насчитывалось 15 сейсмических станций, что составляло около ¼ всех сейсмических

станций мира. Российские станции были оснащены лучшими в то время сейсмографами,

сконструированными Б.Б.

Голицыным [Голицын, 1960].

Землетрясения – грозное явление природы. Достаточно сказать, что от

землетрясений на планете, в среднем, из каждых 8000 человек один погибает и примерно

десять - в бо

ния), извержения вулканов (вулканические землетрясения), обвалов и

е землетрясения) и деятельности человека – в

результа

месторождений (наведенная сейсмичность). Всем этим типам землетрясений присущи как

общие черты – излучение сейсмических волн разной интенсивности, так и отличия. Ниже

мы будем касаться только землетрясений, происходящих в земных недрах в результате

движения слагающих их блоков и плит – тектонических землетрясений.

Основные географические закономерности распределения землетрясений планеты

можно видеть из данных, представленных на рис. 3.1. Видно, что землетрясения, как

правил , происходят вдоль границ тектонических плит; десять крупнейших плит планет

предст

авлены на этом рисунке. Плиты перемещаются относительно друг друга по

поверхности подстилающих их более мягких пород.

Рис. 3.1 Карта мира, показывающая расположение основных тектонических плит, а также

летрясений. 3 – зоны субдукции (подвига). 4 – напряжение

оказываются под действием больших деформирующих (тектонических)

ения и столкновения плит, и именно там

происходят

ся Тихоокеанский (окраина Тихого океана) и

, протягивающийся от Индонезии в Индийском океане,

ерез , Турцию, Средиземное море до Азорских островов в

пояса, в пределах которых выделяется примерно 80-

неты.

о землетрясения происходят в пределах

тонког я, простирающегося под Камчатку под углом примерно 45

. Отметим, что на

Камчат я с глубиной гипоцентра до 600-700 км.

Примером

окальной зоны Южной Камчатки (рис.

в Охотском море на расстоянии около

400 км Петропавловска-Камчатского (рис. 3.2а), в

котором землетрясение ощущалось

с инте ьной шкале MSK-64, гипоцентр – на глубине Н =

630 км (рис. 3.2б).

места недавних землетрясений, вулканических извержений. Эпицентра землетрясений обозначены

мелкими точками, вулканы – крупными точками.

1- вулканы. 2 – зоны зем

движения плит. 5 – зоны разрастания дна вдоль океанических хребтов, смещенные

трансформными разломами. 6 – зоны столкновения плит.

В краевых частях каждой плиты, там, где она соприкасается с другими плитами,

горные породы

сил, вызывающих в них физические и даже химические изменения. Именно на краях плит

геологические структуры Земли подвергаются наибольшему воздействию сил,

возникающих в результате движ

самые крупные геологические преобразования.

К наиболее активным относят

Альпийско-Гиммалайский (пояс

ч Тибет, Среднюю Азию

Атлантическом океане) сейсмические

85% и 10-15% всей сейсмической энергии пла

Распределение землетрясений

по глубинам гипоцентров можно видеть на

сейсмических разрезах (рис. 3.2а, б), построенных по сейсмическим данным, полу енным

на Камчатке [Гусев, Шумилина, 1976]. Видно, чт

о сло

ке и Курилах происходят землетрясени

такого глубокого сильного (М = 7,5) землетрясения является событие,

происшедшее 5 июля 2008 г. в пределах сейсмоф

3.2). Эпицентр этого землетрясения располагался

от г.

нсивностью 3-4 балла по 12-балл

Берингово

море

о.Медный

о.Беринга

М О Р Е

Т И Х И Й О К Е А Н

О Х О Т С К О Е

156

162 168

50 050100

- ов К А

156

162

П К А М Ч А

4’

5’

6’

7’

8’

9’

10’

11’

12’

км

a’

’б

; 2 – ось глубоководного желоба; 3 – секторы и осевые линии, по которым

построе

писанного распределения для Курило-Камчатской зоны и по

максим в и по «углам наклона» сейсмофокальной зоны,

которы

мерике и в районе дуги Тонга – Кермадек.

ь в конце XIX – начале ХХ

веков: опе, шкала Меркали (12 балльная) в США

и шкала Японского метеорологического общества JMA (Japan Meteorological Agency, 10

Рис. 3.2.а Схема расположения разрезов сейсмоактивного блока по данным за 1964-1972

гг. 1 – вулканы

ны разрезы рис.3.2б. Крестом обозначен эпицентр глубокого (Н = 630 км) землетрясения

5.07.08 с М = 7,5.

Для других участков тихоокеанского пояса распределение землетрясений по

глубинам отличаются от о

альным значениям гипоцентро

е изменяются от 20-30

до 70-80

. Сильные глубокие землетрясения происходят

чрезвычайно редко. Такие события инструментально отмечены пока только у берегов

Боливии в Южной А

Принято называть землетрясения с глубинами очагов до 30-50 км – коровыми, с

глубинами в диапазоне 30 – 300 км – промежуточными и с глубинами больше 300 км –

глубокими.

Способы оценки интенсивности колебаний при землетрясениях:

макросейсмические шкалы и 12-балльная шкала MSK-64

Для классификации землетрясений по интенсивности были разработаны

макрос лы появилисейсмические шкалы. Первые такие шка

шкалы Росси-Фореля (10 балльная) в Евр

балльная) в Японии. В России принята 12 балльная шкала MSK – 64, которая является

близкой шкале Меркали [Медведев, 1968].

4’

5’

6’

7’

8’

9’

10’10

11’

12’

Разрезы 7+8+9

Разрезы 10+11+12

б’

а’

25 25 10 км

Рис. 3.2.б. Разрезы сейсмоактивного блока. а – вертикальные разрезы по секторам; б –

совмещенные разрезы. 1 – очаги землетрясений с К

≥

11; 2 – очаги землетрясений с К = 9 ÷ 10; 3 –

граница сейсмоактивного блока по землетрясениям с К > 11; 4 – границы по землетрясениям с К

9; 5 – линии, отделяющие справа налево 25, 50,75% землетрясений с К 11; 6 – ось

глубоководного желоба; 7 – вулканы; 8 – гипотетический магмати еский очаг Авачинского

вулкана; К – эне

ргетический класс землетрясения. Крестом обозначен гипоцентр глубокого (Н =

630 км) 7.08 с М = 7,5. землетрясения 5.0