ПЕРЕЛІК ДИСЦИПЛІН:
  • Адміністративне право
  • Арбітражний процес
  • Архітектура
  • Астрологія
  • Астрономія
  • Банківська справа
  • Безпека життєдіяльності
  • Біографії
  • Біологія
  • Біологія і хімія
  • Ботаніка та сільське гос-во
  • Бухгалтерський облік і аудит
  • Валютні відносини
  • Ветеринарія
  • Військова кафедра
  • Географія
  • Геодезія
  • Геологія
  • Етика
  • Держава і право
  • Цивільне право і процес
  • Діловодство
  • Гроші та кредит
  • Природничі науки
  • Журналістика
  • Екологія
  • Видавнича справа та поліграфія
  • Інвестиції
  • Іноземна мова
  • Інформатика
  • Інформатика, програмування
  • Історичні особистості
  • Історія
  • Історія техніки
  • Кибернетика
  • Комунікації і зв'язок
  • Комп'ютерні науки
  • Косметологія
  • Короткий зміст творів
  • Криміналістика
  • Кримінологія
  • Криптология
  • Кулінарія
  • Культура і мистецтво
  • Культурологія
  • Російська література
  • Література і російська мова
  • Логіка
  • Логістика
  • Маркетинг
  • Математика
  • Медицина, здоров'я
  • Медичні науки
  • Міжнародне публічне право
  • Міжнародне приватне право
  • Міжнародні відносини
  • Менеджмент
  • Металургія
  • Москвоведение
  • Мовознавство
  • Музика
  • Муніципальне право
  • Податки, оподаткування
  •  
    Бесплатные рефераты
     

     

     

     

     

     

         
     
    Головні рушійні сили землетрусів, дрейфу континентів і горотворення. Прогнозування землетрусів і спускові сили
         

     

    Географія

    Головні рушійні сили землетрусів, дрейфу континентів і горотворення. Прогнозування землетрусів і спускові сили.

    Шумілов В.М.

    Анотація: Розкривається природа сил, які породжують дрейф континентів (літосферних плит), землетрусу, горотворення, підняття-опускання ділянок земної кори. Даються оцінки параметрів мантійних конвекційних потоків і напружень в земній корі, породжуються ними. Пропонується концепція і модель короткострокового прогнозування землетрусів. Пропонується легко реалізована і економічно вигідна система оперативного оповіщення про вже поширюються сейсмічних хвилях та хвилях цунамі від тільки що стався землетрусу.

    Main quake and continent drift driving forces and mounting generation (orogeny). Quake forecasting and trigger forces.

    V. Shumilov

    Abstract: Discovered is the nature of forces that generate continent's (lithosphere slabs ') drift, quakes, mounting generation (orogeny), the earth's crust uplifting/subsidence. Mantle convection flows and earth's crust tensions, generated by them, are estimated. The short-term quake forecasting conception and model are suggested. The notification system for coming seismic and tsunami waves that have generated by just having place quake is proposed. The system is profitable and can be easily put into practice.

    До досі немає повного розуміння і теорії таких явищ, як дрейф континентів (літосферних плит), землетруси, горотворення, підйом-опускання земної поверхні, виверження вулканів. Хоча в багатьох роботах досить докладно висвітлено ті чи інші сторони цих процесів, але цільної схеми, що дозволяє пояснити рушійні сили і механізми цих процесів, немає. Тому й не вирішена до Досі проблема прогнозування землетрусів, що стає все більш актуальною (у зв'язку із зростанням народонаселення).

    В справжній роботі виявляються ці сили і механізми. Грунтуючись на наявних результати вимірів, зроблена оцінка параметрів мантійних потоків і сил, з якими вони діють на земну кору. Ці сили цілком достатні для горотворення (з землетрусами) в результаті видавлювання земної кори на кордоні стискаючих плит у вигляді гірських хребтів. Показано, що саме порівняно малі, але швидко мінливі спускові сили (атмосферний тиск і припливи) визначають момент приходу землетрусу. Тому знання поточних напруг земної кори і облік прогнозу погоди та припливів робить можливим прогнозування землетрусів. Запропоновано варіант створення простої, надійної та ефективної (без помилкових спрацьовувань) системи виявлення хвиль цунамі в океані і сейсмічних хвиль на поверхні суші від щойно відбулися землетрусів та намічені шляхи створення системи прогнозування землетрусів.

    Рушійні сили.

    Першопричиною таких явищ, як землетруси, дрейф континентів, горотворення, виверження вулканів, врешті-решт, є тепло земних надр. Видається кілька основних механізмів перетворення цього тепла в механічну енергію, перетворює земну поверхню:

    А) за рахунок зменшення радіуса (і площі поверхні) планети внаслідок мілліардолетнего зменшення середньої температури надр Землі.

    Б) зміна плавучості земної кори (більш легкої та тугоплавкої, ніж мантія) при збільшення з часом її середньої товщини, а також при різному зміну товщини сусідніх ділянок кори при її контакті з різними частинами мантійних конвекційних потоків.

    В) захоплення твердою, плаває в мантії кори в'язкими мантійних конвекційними потоками викликає дрейф континентів і горотворення.

    Тут перераховані тільки головні (на нашу думку) механізми виникнення рушійних сил тектонічних процесів. Інші сили або набагато менше, або виникають внаслідок дії вже перерахованих сил в різних умовах, і не можуть бути порушені в рамках короткої роботи.

    А) Середня температура надр нашої планети за рахунок відводу внутрішнього тепла через земну поверхню в космос (з геотермічних градієнтом близько 30 ° С/км) повільно, але неухильно знижується незалежно від природи тепла внутрішніх областей Землі, будь це залишкове тепло давніх процесів, або тепло, генерується і сьогодні радіаційними розпаду. Наприклад, генерація тепла за рахунок розпаду урану U235 знижується удвічі кожні 0.7 млрд. років (період напіврозпаду U235). Падіння середньої температури надр нашої планети, скажімо, на 100 ° С, призводить до скорочення лінійних розмірів (діаметру), обсягу і площі поверхні планети. Площа поверхні жорсткою "нестисливої" земної кори при цьому змушена зменшитися приблизно на 1 млн. км2, хоча обсяг речовини кори залишається майже незмінним (оскільки температура поверхні планети (кори) практично не змінилася при зменшенні температури надр). Тому "зайва" частина речовини, що залишилася незмінною за обсягом кори (вимушеної зменшити свою поверхню - вона не може висіти в повітрі над злегка що зменшилася планетою) видавлюється у вигляді гір загальним обсягом близько першим млн. км3 за час охолодження надр Землі на 100 ° С ([2], стр. 232) в процесі, здавалося б, нікчемного зменшення розмірів планети. Лінійний коефіцієнт температурного розширення речовини надр Землі прийнятий рівним k = 0.0001 * (1/1 ° С).

    Відзначимо, що обсяг гір, що утворюються внаслідок зменшення розмірів Землі (обумовленого зменшенням середньої температури надр), дуже малий в порівнянні зі швидкостями ерозійних процесів і з можливостями двох інших механізмів, описуваних нижче.

    Б) Судячи з концентрації теплогенеруючих радіоактивних речовин у земній корі (концентрація відома з вимірів) і по інструментально знайденої незмінності темпу зростання температури у міру поглиблення в тверду кору ([1]), температура з глибиною зростає так швидко, що з-за високої температури нижче поверхні Мохо речовина повинна перебувати вже не в твердому, а в рідкому стані ([2]). Вище поверхні М глибинне тепло передається за рахунок теплопровідності у твердій середовищі (з великим тепловим опором і термоградіентом), а нижче (з центральних областей Землі до поверхні М) -- більш ефективним шляхом переносу тепла конвекційними потоками в рідкій магмі (нехай навіть в дуже вузький, малорухомої). Тому на поверхні М можливий перехід речовини з рідкого стану в твердий (кристалізація більш легких і тугоплавких складових магми на нижній поверхні кори) і зміна, внаслідок цього, плавучості кори. Швидкість підйому денній поверхні за рахунок цього може досягати часткою та одиниць міліметрів на рік для кори товщиною близько 30-50 км (для менш товстої кори швидкість підйому може бути вище). Швидкість підйому верхньої поверхні кори, що плаває в мантії, дорівнює швидкості збільшення товщини кори, помноженої на відношення різниці щільності речовини мантії і кори і щільності речовини мантії (dмант - dкори)/dмант. Максимальна швидкість зміни товщини кори (швидкість кристалізації речовини мантії на нижній поверхні кори) може бути обчислена, виходячи із знання теплового потоку через кору та теплоти кристалізації для випадку, коли знизу тепло абсолютно не підводиться, так що наверх через кору відводиться тільки тепло кристалізації [2]. Насправді ж, швидкості підйому - занурення кори багато нижче - швидкість кристалізації далека від максимальної - наверх проводиться і тепло кристалізації, і тепло, що підходить до нижньої поверхні кори з глибин. При нерівномірному підйомі різних ділянок кори в ній виникають величезні напруги вигину і вертикального зсуву, розряджаються в моменти перевищення межі міцності порід кори (з землетрусами [2]). Підйом-опускання кори за рахунок зміни її товщини забезпечує також повільне збільшення-зменшення її висоти над рівнем моря за великі проміжки часу, а також відновлення деякої частини обсягу материкової кори, якого вона втрачає в процесі ерозії.

    Мільярди років тому на нижній поверхні більш тонкої тоді кори (потік глибинного тепла і геотермічний градієнт були набагато більше) кристалізувалися найбільш тугоплавкі і легкі складові тодішньої магми, в результаті чого утворилася гранітна кора (нинішні материки). При цьому за рахунок вимивання з складу магми більш легких складових її складу злегка змінився. Так що в наступний час на нижній поверхні кори з магми кристалізувалися вже не граніти, а більш важкі базальти повільно змінюється складу (в залежності від часу їх утворення).

    В) Чи можемо обчислити величину сили в'язкого тертя, з якою конвекційний мантійних потік захоплює (тягне) плаваючу на його поверхні кору і змушує її повільно переміщатися разом з ним - дрейфувати. Для цього нам доведеться прийняти деяку модель потоку.

    Зрозуміло, що вільна поверхня нев'язки рідини в полі сили тяжіння, наприклад, води в океані, практично горизонтальна - інакше рідина відразу ж стече зверху вниз, і поверхня стане горизонтальною. Поверхня води в океані є Еквіпотенціальна (потенціал гравітаційного поля на ній всюди однаковий) і утворює геоїд. Точно також стає горизонтальною і поверхня в'язкої рідини, довгий час залишається тільки під дією сили тяжіння, без інших впливів.

    Якщо на поверхні цієї рідини плаває шар легшого речовини, то, в Відповідно до закону Архімеда, горизонтальним буде наведений рівень поверхні Lp = Lm + Hk * (dk/dm). У розглянутому нами випадку на поверхні мантії плаває більш легка тверда земна кора (з товщею води над її океанічної частиною). Тому для кожної локальної області земної поверхні ми обчислимо висоту приведеного рівня мантійних речовини, співпадаючу, в середньому, з висотою вільної поверхні мантії (яку вона мала б за відсутності плаваючого на ній шару). При цьому можливі локальні відхилення через міцності кори:

    Lp = Lm + Hk * (dk/dm) + Hокеана * (dводи/dm).

    Тут Lp - висота приведеного рівня, Lm - висота рівня мант. речовини, dm -- щільність мантії (3.3 г/см3), Hk - товщина кори, dk - щільність кори (2.8 г/см3), Hокеана - глибина океану, dводи - щільність води (1.0 г/см3).

    Обчислюючи наведені рівні для багатьох географічних точок, ми відразу ж побачимо, що поверхню приведеного рівня далеко не горизонтальна - так для нас виявляться розташування й інтенсивність конвекційних потоків у вузький мантії під наведеної поверхнею.

    Дійсно, глибина океану в околицях серединно-океанічних хребтів (підняттів) становить близько 2-3 км. Товщина кори тут, за даними різних авторів, становить не більше 5 км (швидше, менше). Так що висота приведеного рівня магми в області серединно-океанічних хребтів становить порядку - 2150 м (для 2 км) і - 2850 м (для 3 км).

    Висота приведеного рівня в зоні Маріанської западини дорівнює -8424 м (вважаємо товщину кори тут 5 км).

    Товщина кори під Гімалаями за різними даними складає 70 - 90 км. Приймемо, що середня висота земної поверхні тут складає близько 4 км. Тоді висота приведеного рівня мантійних речовини для району Гімалайських гір складає від -6.6 км до -9.64 км для прийнятих значень щільності кори і мантії. Звичайно, дійсні щільності і товщини можуть відрізнятися від прийнятих нами, але уточнення їх значень не змінить суті наших висновків, а тільки уточнить рельєф приведеного рівня.

    Чим зумовлене таке відміну поверхні приведеного рівня від горизонтальної? Воно утворюється з-за течії дуже в'язкої рідини - мантії. Її наведена поверхню просто не встигає стати рівноважної горизонтальній, оскільки рівновагу безперервно порушується за рахунок підйому з глибин більш гарячого і тому легшого речовини. Прагнучи до рівноваги, в'язке мантійних речовина повільно тече під земною корою від височин до низин, від місця підйому до місця опускання мантійних речовини, і остигає по ходу руху під корою за рахунок її теплопровідності. Так і утворюється в мантії самоузгоджений квазістаціонарних конвекційний потік. Причому різниця висот наведеної поверхні (над висхідної і спадної частинами потоку) і є рушійною силою конвекційного потоку в в'язкої мантійних рідини. Якби мантійних рідина мала вільну поверхню, ця поверхня співпадала б з обчисленої нами наведеної поверхнею, і виглядала б вона як сукупність підняттів над висхідними потоками і западин над спадними.

    При це підняття поверхні приведеного рівня будуть мати горизонтальні, майже плоскі вершини, оскільки на вершині висхідного потоку і температура вище, і тиск менше (в'язкість мантійних речовини залежить від температури і тиску). Тому в'язкість мантійних речовини тут менше, і поверхня приведеного рівня практично горизонтальна на порівняно великій ділянці (майже як у води). А в зоні занурення в'язкість мантійних речовини набагато вище - там і температура нижче, і тиск вище. Тому в зоні занурення в'язкість мантійних рідини може бути така велика, що мантійних речовина в ході свого занурення не буде встигати плавно приймати рівноважну форму, в результаті чого в зоні спадного мантійних конвекційного потоку можливі глибинні землетрусу зі швидким руйнуванням занадто твердою, крихкою рідини, не встигає в ході занурення приймати рівноважну форму. Вірніше, при пластичних деформаціях - глибинних землетрусах буде вирівнюватися квазіупругая деформація стискання аморфного (дуже в'язкого рідкого) речовини мантії в різних напрямках.

    мантійних конвекційні потоки самосогласованни і тому стійкі і по конфігурації і за швидкостями в масштабах мільйонів і мільярдів років. Для зміни їх конфігурації необхідно змінити геометрію перешкод і розміщення джерел та стоків тепла. Якщо швидкість потоку занадто мала, тепло не встигає приділятися, речовина перегрівається, розширюється, збільшується перепад висот, збільшується швидкість руху і теплопереноса. Якщо ж швидкість занадто велика, температура вирівнюється, зменшується перепад висот, потік сповільнюється.

    Порівнюючи отримані висоти приведеного рівня, бачимо, що найбільшу висоту наведена поверхня має в околицях серединно-океанічних піднять, де великий потік глибинного тепла. Тобто, тут піднімається трохи більше гарячий висхідний потік мантійних речовини. Звідси і починається рух утворюється тут з рідкої мантії твердої кори (і поки ще дуже тонкої в цьому місці) в обидві сторони від лінії спредінга. Такий же результат дають прямі геодезичні вимірювання та палеомагнітние дослідження. А найнижчі висоти наведеної поверхні ми виявляємо в зонах сходження літосферних плит (в зонах найглибших западин і найвищих гір). Зрозуміло, що достатня міцність величезних ділянок кори може вносити свої корективи.

    Поверхня приведеного рівня корелює з формою геоїд - кілометрам відхилень приведеного рівня від середнього вгору відповідають десятки метрів відхилення геоїд (рівня моря) від поверхні еліпсоїда вниз. Це добре видно при зіставленні карт руху плит літосфери, ізоліній геоїд і глибин-висот. Бажано додати карту товщини кори. Кореляція обумовлена тим, що в зоні висхідного потоку рівний по висоті стовп більш гарячого мантійних речовини має меншу щільність, ніж такий самий стовп менш гарячого речовини в зоні низхідного потоку. Тому поверхня однакового гравітаційного потенціалу (геоїд) в зоні висхідного потоку розташована трохи нижче, ніж у зоні низхідного потоку.

    Ми можемо оцінити деякі параметри мантійних конвекційних потоків. Вертикальні стовпи мантійних речовини під наведеними поверхнями в зоні висхідного і спадного потоків від поверхні до низу шару конвекції мають приблизно рівні ваги (і маси). Тому по товщині шару конвекції H і по різниці висот приведеного рівня H можна обчислити різниця температур T у висхідній та низхідній частинах потоку, поставивши за значенням коефіцієнта температурного розширення: T =  H /(H * k) = 7500м/(2 800 000м * 0.00001/1 ° С) 270 ° С. Тут H = 2 800 000 м - товщина конвекційного шару, k = 0.00001/1 ° С - лінійний коефіцієнт температурного розширення.

    Виходячи з теплоємності мантійних речовини (для базальту СQ 660 ккал/(кубіч.метр * градус З)), величини теплового потоку (Q = 800-8000 ккал/(рік * м2)) і тільки що обчисленої різниці температур (270 ° С) в висхідної і спадної частинах потоку, можна обчислити швидкість V мантійних конвекційного потоку, що доставляє тепло з глибин до кори (яке і спостерігається як потік глибинного тепла через поверхню кори).

    Q = (СQ * Т) * V; V = Q/(Т * СQ) = 800-8000 (ккал/(рік * м2))/(270 * 660) = 5-50 мм/рік.

    Прийнявши, що горизонтальне перетин конвекційного потоку на 1/3 висхідне, на 1/3 спадний, на 1/3 нерухоме, отримаємо швидкість потоку від 15 мм/год до 150 мм/рік, що приблизно збігається зі швидкістю зміщення плит літосфери в ході спредінга. Для більш точного визначення швидкості конвекційного мантійних потоку потрібно уточнити вихідні параметри і геометричну конфігурацію цього потоку.

    Відзначимо, що з метою більш наочного розкриття механізму роботи мантійних конвекційних потоків і вузького захоплення ними літосферних плит (що приводить до їх дрейфу) ми залишаємо за рамками розгляду взаємно компенсує адіабатичне зниження-підвищення температури при зниженні-підвищенні тиску у висхідних -- низхідних частинах цих потоків і інші деталі процесів, фіксуючись на головне. Підкреслимо, що рух плит літосфери зумовлена саме тим, що мантійні потоки захоплюють, тягнуть їх. Адже якщо б плити зісковзували по похилій поверхні наведеної випереджаючими темпами (у порівнянні з потоком), то вони досить швидко заповнили б і зовсім ліквідували западину на цій наведеної поверхні.

    Силу в'язкого тертя, що діє з боку рухається в'язкої магми на ділянку твердої кори шириною W = 1м, розташований на похилій і нижній частинах поверхні наведеного рівня (зусилля передається і по твердій корі від більш високо розташованих ділянок до всіх нижчого рівня), можна легко підрахувати, спираючись тільки на геометрію наведеної поверхні. А не на невідоме поки значення в'язкості мантійних речовини. Це можливо, оскільки у формі наведеної поверхні і проявляються в'язкі властивості рухається мантійних речовини. Причому може виявитися, що величина в'язкості підкорових магми на різних глибинах і в різних частинах конвекційного потоку різна (в'язкість залежить від температури і тиску, тобто, глибини розташування поверхні розділу М). Про в'язкості магми під корою можна буде судити за формою поверхні наведеного рівня. Ці уточнення можна буде зробити після більш точного визначення форми поверхні приведеного рівня:

    Розглянемо малюнок, на якому зображений профіль похилої частини наведеної поверхні мантійних конвекційного потоку. Тут вплив уявного важкого верхнього трикутника (з щільністю мантії d) компенсує вертикальну і горизонтальну складові сили, що діє на кору з боку нижележащий магми. Насправді ж, горизонтальна складова (з якою кора захоплюється що рухається магмою) компенсується не дія уявного трикутника, а реакцією жорсткої кори справа. Просто ця реакція кори еквівалентна впливу уявного трикутника, а його легко підрахувати. У результаті захоплення кори в'язким потоком в більшій частині жорсткої кори (майже повсюдно, за винятком вершини купола та інших особливих точок, скажімо в околицях розриву або щілини в корі) виникає напруга стиснення, яке можна легко підрахувати.

    F = g * D * W * ( H) 2

    Правильність цього виразу підтверджується вже тим, що точно таке ж вираження ми маємо для сили, що діє на бічну стінку прямокутного судини, наповненого рідиною до висоти H.

    В відповідно до отриманого виразом для горизонтального стиску в зоні низхідного потоку (під Гімалаями, вважаючи лінію стиснення паралельної лінії спредінга) маємо: F = * 9.8 (м/сек2) * 3300 (кг/м3) * 1м * (7 500 м) 2 = 91 * 1010 н.

    Ця горизонтальна сила прикладена перпендикулярно до вертикальної смузі, січної тверду кору від верху до низу. Тоді на кожен 1м2 перетину кори (товщиною 90 км) у середньому припадає сила 1 * 107 н (= 100кгС/см2). Це приблизно 1/20 межі міцності монолітного граніту в найкращих умовах (200 МПА для одноосьового стиснення при звичайній температурі). Але це в середньому. На практиці ж, і міцність порід через дефекти менше навіть при низькій температурі (у верхніх шарах кори), і ефективна товщина кори менше, і перепад висот наведених рівнів може бути більше. Крім того, велика частина перетину кори має високу температуру, від чого її міцність істотно зменшується. Так що ефективні напруги одноосьового (в напрямку від висхідного потоку до низхідному) стиснення у твердій корі над спадними частинами в'язкого конвекційного потоку цілком достатні для перевищення межі міцності порід, що складають кору, і видавлювання у цих зонах з кори гір (в моменти землетрусів).

    Якщо напруги стиснення недостатні для подолання межі міцності, то пластичні деформації не відбувається, просто кора кілька напружена - пружно деформована. Якщо ж стиснення таке велике, що перевищується межа міцності, то в результаті чергового землетрусу з вогнищем в деякій точці (швидкої пластичної деформації) уздовж лінії стиснення, що проходить через вогнище землетрусу, напруга стискання розрядиться. Тоді як у прилеглих областях (навколо цієї лінії) напругу стиснення стрибком зростає (з-за деякого зсуву кори як цілого), внаслідок чого може мати місце таке явище, як форшокі і афтершоков. Аналогічна картина спостерігається не тільки при стисненні сусідніх плит кори, але і при їх відносному зсуві.

    Середній темп генерації гір на всій Землі за рахунок їх видавлювання із зони стиснення складає: V = Довжина зростаючих гір (= 60000км) * видавлюється частина товщини кори (= 1/6Н = 5км) * Швидкість зближення плит (= 2см/год) V 6 кубічних кілометрів на рік на всій Землі.

    Видавлювання гір на кордоні плит.

    Причому поперечний переріз видавлюємо гірського хребта (S = * B * h) збільшується, в середньому, з постійною швидкістю (для Гімалаїв S = (1/6Н = 15км) * (= 2см/год) 300 м2 на рік). Звідси випливає висновок, що висота гір h (за інших рівних умов) змінюється набагато швидше у низьких гір (коли ширина підстави гірського хребта B мала). Якщо для Гімалаїв ми приймемо ширину зони гірського хребта, що зазнає підняття в даний час, що дорівнює 60 км, то отримаємо швидкість росту висоти гір у цій зоні піднімається близько 1 см/рік, або 1 метр за 100 років (без урахування їх руйнування). Відзначимо також, що, маючи дані про швидкість зближення плит, про швидкості збільшення висоти гір, знаючи товщину кори і перетин гірського хребта, легко побачити, яка частина товщини кори видавлюється у вигляді гір вгору (чи дійсно 1/6?), а яка - у вигляді коренів гір униз під час зближення плит.

    Висота гір зростає до межі, обумовленого міцністю порід (R 200 МПА для одноосьового стиснення граніту і базальту без дефектів) і силою тяжіння g на планеті. При перевищенні цієї межі починає видавлюватися новий гірський хребет, майже паралельний попереднього - генерується ціла гірська провінція. З цієї причини висота гір на Землі (h) ні за яких умов не може бути більше 14.8 км 2 * 7.4 км (200 МПА> (g * D * h) = (9.8 * 2800 * 7400)). Коефіцієнт 2 з'являється через те, що гори не паралелепіпеди, а, скоріше, що лежать на бічній грані трикутні призми з перетином S = * B * h. Оскільки реально висота гір від підніжжя до вершини (а не над рівнем моря) не перевищують 5 км, ми повинні зробити висновок, що ефективна міцність порід кори, принаймні, втричі менше взятої з довідника (для бездефектного зразка).

    Те Тобто, з-за різних дефектів в тілі гір, а також з-за додаткового опору (понад долаємо літостатіческого тиску видавлюємо гір) при їх видавлюванні з кори, гори на Землі ніколи не досягають максимально можливої висоти (відповідної міцності бездефектні порід). Навіть під водою, де частина тиску гори компенсується тиском води. До речі, з цієї причини підводні гори можуть мати трохи більшу крутість і висоту, ніж гори на суші. Ще більшу висоту можуть мати гори на небесних тілах з меншою, ніж на Землі, силою тяжіння. Так, конусоподібна (а не призматична!) гора Олімп на Марсі має висоту близько 24 км.

    Відзначимо, що при видавлюванні з материкової кори гір площа самої материкової плити (того освіти, яку ми сьогодні бачимо як материкову плиту) з часом злегка зменшується. Це зауваження дозволяє точніше побачити баланс площ материків і океанів у відносно близькому геологічному минулому.

    В далекому минулому ж потоки глибинного тепла були в K разів більше нинішніх, конвекційні потоки були більш інтенсивними, а кора була в K разів тонше [2]. Оскільки безпосередньо під тонкою корою і тиск було менше, і температура вище, магма безпосередньо під корою в той час була менш в'язкою. Менш в'язка магма захоплювала кору з меншою силою. Тому в зонах низхідних мантійних потоків в ті часи не розвивалися такі величезні зусилля, як у даний час, тобто в'язке захоплення кори магмою в ті часи було недостатньо сильним для інтенсивного горотворення в цих зонах (для пластичної деформації кори). Кора над спадними потоками при відносно малому тиску під нею і тоді була досить товстою, щоб витримати відносно слабкий стиснення. Над спадними потоками температура вже злегка охололого мантійних потоку була мінімальною, тому найбільш тугоплавкі речовини зі складу мантії кристалізувалися тут на нижній поверхні кори більше інтенсивно, ніж у зоні висхідного потоку. Рівновага наступало через зменшення швидкості відводу тепла (в тому числі, тепла кристалізації) через більш товсту кору. Скажімо, для теплового потоку, більшого, ніж сьогодні, в 10 разів, товщина кори становила 5 км. У підсумку приходимо до висновку, що за часів більш інтенсивних потоків тепла з глибин планети інтенсивність тектонічних процесів була набагато нижче нинішньої через набагато меншої в'язкості магми безпосередньо під тонкою корою.

    Пряму аналогію, що підтверджує наші висновки, ми бачимо в Північному Льодовитому океані. Площа тутешніх льодів порівнянна з площами літосферних плит, швидкості течій, захоплювали льоди, набагато більше швидкостей стародавніх мантійних потоків. В'язкість води лише трохи менше в'язкості рідкої магми під тонкою стародавньої корою (і високотемпературної магми з нинішніх вулканів), і на багато порядків менше в'язкості нинішньої мантії. Тому й не спостерігаємо ми в Північному Льодовитому океані багатокілометрові крижані гори, але зате спостерігаємо тороси висотою в кілька метрів, для утворення яких тільки й вистачило сил стиснення в льодових полях, захоплюємося водними та повітряними течіями (до того ж, часто тороси утворюються лише після розгону крижаних полів на відкритій воді при закритті тріщини), хоча товщина і міцність льоду в тисячі разів менше товщини і міцності кори.

    Прогнозування.

    Оскільки пластична деформація кори (землетрус) відбувається в момент перевищення межі міцності порід кори результуючої (сумарною) силою, то можливий прогноз часу землетрусу - часу перевищення цієї межі. Для обчислення прогнозу землетрусу необхідно знати: а) поточні напруги, б) поточний межа міцності, в) прогноз зміни напружень, г) прогноз зміни міцності.

    Вплив повільно мінливих головних рушійних сил, що створюють переважну частину (майже 100%) механічного напруги, може бути досить легко враховано (хоча б шляхом екстраполяції). А ось вплив набагато менших, але набагато швидше мінливих за величиною спускових сил має враховуватися окремо. Саме швидко мінливі спускові сили (головні з них - сили атмосферного тиску і припливні сили в залежності від фази Місяця) визначають прихід землетрусу з точністю до років, днів, годин і хвилин. Тоді як набагато більші, але повільно мінливі головні рушійні сили визначають час приходу землетрусу з епіцентром в заданому місці з точністю до століть і тисячоліть.

    Для сильних землетрусів проміжок часу між двома землетрусами з епіцентром в одному і тому ж місці становить сотні й тисячі років. За цей час механічне напруження в корі внаслідок дії головних сил монотонно виростає від залишкової напруги (що залишається від попередньої розрядки -- землетрусу) практично до межі міцності. За цей час приливні (і інші) сили встигають змінитися від щоденного мінімуму до максимуму сотні тисяч разів. І хоча амплітуда їх зміни в сотні разів менше амплітуди головних сил, абсолютні швидкості їх зміни в тисячі разів більше швидкостей наростання головних сил. Тому саме швидко змінюється добавка до головних сил (сума спускових сил) встигає зробити останнє зусилля, що призводить до перевищення межі міцності (представляє собою останню краплю, що переповнює чашу).

    Приливні сили змінюються від мінімуму до максимуму двічі на добу (з повним циклом зміни амплітуди в місяця). Але, всупереч поширеній думці, вони є не єдиною спусковий силою. Більш того, вони не є навіть головною спусковий силою (особливо в високих широтах, де припливи малі). Про це говорить зіставлення фаз Місяця і моментів приходу землетрусів.

    На сектори молодика та повного місяця (коли припливи максимальні) доводиться в різних вибірках 56% - 65% землетрусів, тоді як на сектори перший і третій чверті Місяця (рівні за тривалістю молодиків і повного місяця) припадає, відповідно, 44% - 35% [2]. Ці цифри (65% для катастрофічних землетрусів) говорять про безсумнівну кореляції часу землетрусу і фази Місяця. Але з цих самих цифр видно також, що існують і інші,?? е менше дієві спускові сили.

    За нашу думку, головною спусковий силою є швидко змінюється сила атмосферного тиску. Дійсно, цілком можлива зміна атмосферного тиску на 3% (23 мм р. ст.) за своєю дією на земну кору еквівалентно появи або зникнення на величезній ділянці земної поверхні шару води товщиною в 30 см, або гранітного шару товщиною в 10 см. І такі зміни відбуваються за одиниці годин! Тоді як зміна головних сил на таку саму величину відбувається за сотні років (100 мм = сотні років * 1 мм/рік, [2]). Тому в короткостроковому прогнозі землетрусів, крім знання поточних напруг і межі міцності, вирішальну роль повинен грати прогноз погоди в частині розподілу атмосферного тиску по земній поверхні разом з урахуванням фази припливу. Зрозуміло, що підвищений атмосферний тиск над ділянкою кори, який опуститься в результаті землетрусу вниз, і знижений над піднімається ділянкою буде сприяти приходу землетрусу. Точно так само землетрус може бути спровоковано додаткової горизонтальної силою тертя повітряних потоків - вітрів у потрібних напрямках. Саме впливом атмосферних явищ може бути пояснена спостерігається кореляція частоти землетрусів та активності Сонця - активізація Сонця викликає активізацію атмосферних явищ на Землі (збільшення амплітуди перепадів тиску), які і провокують більшу кількість землетрусів.

    Але для остаточного докази дієвості сил атмосферного тиску необхідно провести детальний аналіз рішень великих землетрусів і глобальних синоптичних карт на моменти цих землетрусів. А також синоптичних карт на моменти почав вивержень різних вулканів (оскільки виверження вулкану є приватним, досить рідкісним, випадком плавного, повільно протікає землетруси - пластичної деформації земної кори з витискуванням магми з замкнутого обсягу магматичного осередку).

    Відзначимо, що для частих, малих за величиною землетрусів, що відбуваються в дуже тонкій корі в зоні спредінга, буде інша статистика залежності моментів землетрусів від фаз Місяця і перепадів атмосферного тиску. Це обумовлено тим, що тут швидкості зміни величин головних рушійних сил порівнянні зі швидкостями зміни приливних сил і сил атмосферного тиску. Дійсно, в зонах спредінга (загальною довжиною в 60 000 км) відбувається до 100 000 дрібних землетрусів на рік, або 170 землетрусів на рік на 100 км лінії спредінга, або 6.5 землетрусів на такому відрізку за час циклу приливних сил ( місяця).

    Для побудови системи прогнозування руйнівних землетрусів необхідно задатися якоюсь моделлю процесу підготовки та початку землетрусу. Наочна механічна модель землетрусу (яка легко перетворюється в розрахункову математичну) може бути представлена наступним чином:

    Нехай на шорсткою столі лежить брусок (книга), що має масу M і давить на поверхню столу з силою своєї ваги P = M * g. На нього через довгу пружину з малим коефіцієнтом жорсткості k (динамометр, або просто довгу тонку гумку) діє гак лебідки (тверда рука!), який рухається з постійною, причому дуже мало

         
     
         
    Реферат Банк
     
    Рефераты
     
    Бесплатные рефераты
     

     

     

     

     

     

     

     
     
     
      Все права защищены. Reff.net.ua - українські реферати !