MIGRACJA POLA MAGNETYCZNEGO I GEOMAGNETYCZNEGO ZIEMI

Północna igła kompasu jest przyciągana przez południowy biegun geomagnetyczny. Dlatego biegun
północny geograficzny to południowy magnetyczny.
Współrzędne: 80°N 72°W
Geomagnetyczny północny jest na płk południowej, 80°S 108°E

Magnetyczny południowy występuje na 85°N i 130°W
Magnetyczny północny występuje na 63°S i ok. 138°E

Bieguny ulegają ciągłym przemieszczeniom. Biegun magnetyczny średnio przemieszcza się o 15km na
rok.

Biegun magnetyczny to biegun całkowitego pola magnetycznego Ziemi, geomagnetyczny biegun to
biegun dipolowego pola magnetycznego Ziemi. Biegun całkowitego pola magnetycznego Ziemi
migruje dużo szybciej od bieguna dipolowego (sztabkowego hipotetycznego magnesu
umieszczonego we wnętrzu Ziemi), co wiąże się z koniecznością korekcji ustawień komputerów
pokładowych np. w samolotach.
Najsilniejsze pole magnetyczne panuje w okolicach biegunów, najsłabsze w okolicach równika.

Pochodzenie pola magnetycznego Ziemi - nie może być wynikiem namagnesowania wnętrza Ziemi,
gdyż magnesy tracą swe właściwości powyżej temp. Curie, która dla np.. Magnetytu wynosi 578°C
Przypuszcza się, że ziemskie pole magnetyczne jest generowane przez konwekcję płynnego metalu w
obrębie jądra zewnętrznego Ziemi, które z kolei przemieszcza się względem płaszcza.

Ciepło Ziemi

Stopień geotermiczny -

ilość metrów wgłąb Ziemi, wraz z którymi temp. wzrasta o 1°C. Wartość tego

stopnia jest bezpośrednio uzależniona od budowy geologicznej obszaru, szczególnie od obecności
ognisk magmowych.
Niski stopień geotermiczny oznacza szybki wzrost temperatury. Znaleźć go można na przykład na
obszarach młodego wulkanizmu. Duży stopień geotermiczny obserwowany jest na starych
platformach.
Np. w okolicach Budapesztu stopień geotermiczny to 15m, a na mazurach 95m.
Średnia wartość stopnia geotermicznego na kuli Ziemskiej to 33m

Wzrost temperatury nie jest stały względem głębokości, gdyż gdyby rosła cały czas tak samo,
temperatura w jądrze Ziemi byłaby zbyt duża i Ziemia występowałaby w formie gazu. Temp. byłaby
dwukrotnie większa niż szacowana temp. Jądra Ziemi (nie przekraczająca 6000*C
W skorupie ziemskiej na 1 km obserwujemy wzrost temp. o ok 15*C. Jest to największy gradient
(najszybszy wzrost temp. w obrębie całej kuli ziemskiej.
Najwięcej pierwiastków radioaktywnych jest zgromadzonych w granitoidach, które występują
głównie w obrębie kontynentów, przez co temp. rośnie szybciej.

Strumień cieplny Ziemi -

ilość energii przepływająca przez jednostkę powierzchni w jednostce czasu.

Jednostką strumienia cieplnego Ziemi jest HFU. 1HFU = 0,042 W/m

2

.

Wartość strumienia cieplnego

zależy od przewodnictwa cieplnego skał (generalnie są one kiepskimi przewodnikami) największe
wartości strumienia cieplnego skał są obserwowane w strefach aktywności wulkanicznej (najmniej
zastygłych skał).

Wartość HFU w skałach paleozoicznych to ok. 0,05 W/m

2

, a w skałach archaicznych dużo mniejsza.

28.11.2012

28 listopada 2012
15:02

Geo fiz - wykłady Strona 1

Masa i gęstość Ziemi

Wg. Parawa Newtona siła przyciągania dwóch dowolnych mas punktowych jest wprost
proporcjonalna do ich lioczynu i odwrotnie proporcjonalna do odległości między nimi.
F = G (m

1

x m

2

) / r

2

II prawo Newtona mówi, że wartość przyspieszenia jest wprost proporcjonalna do siły przyłożonej i
odwrotnie proporcjonalna do masy

a= F/m

, po przekształceniu F=ma

W przypadku spadających ciał przyspieszenie a odpowiada przyspieszeniu ziemskiemu

F=mg

Wartość siły ciężkości zmienia się wraz z wysokością (im wyżej, tym mniejsze) i zależy też od
szerokości geograficznej.
Siła ciężkości jest uzależniona też od siły odśrodkowej, która zmienia się wraz z szerokością
geograficzną.
Największa wartość siły odśrodkowej występuje na równiku, na biegunach wynosi 0.
Siła ciężkości jest zarazem siłą grawitacyjną Ziemi,

F=mg=G[(m

obiektu

m

Ziemi

)/r

Ziemi

2

]

Po przekształceniu:

M

ziemi

=g(r

ziemi

)

2

/G

Wartość przyspieszenia ziemskiego (g) można obliczyć ze wzoru na wahadło:

T=2π *

ඥ࢒/ࢍ

=>g= 4π

2

/T

2

Wartość stałej grawitacji (G) można wyznaczyć eksperymentalnie

G = 6,67*10

-8

gm/cm

2

/g

-2

Czyli z taką siłą przyciągają się ciała o masie 1g, gdy odległość między nimi wynosi 1cm

Do obliczania masy Ziemi wykorzystano wartość przysp. ziemskiego na 45*szerokości geograficznej,
na poziomie morza
a = 981 cm/s

2

Przy takiej wartości przyspieszenia ziemskiego masa Ziemi wynosi
5973 tryliony ton, co można zapisać jako 5,973*10

24

kg

Dzieląc masę Ziemi przez jej objętość otrzymujemy średnią gęstość, wynoszącą 5 515 kg/m

3

= 5,515

g/cm

3

Średnia gęstość skał na kontynentach wynosi 2,7 g/cm

3

Z tego względu można wnioskować, że we wnętrzu ziemi muszą występować skały, których gęstość
będzie dużo większa niż 5,5 g/cm

3

Gdyby Ziemia była wewnątrz jednorodna, to wartość siły ciężkości zależałaby jedynie od szerokości
geograficznej oraz wysokości nad poziomem morza. Taki teoretyczny rozkład wartości pola siły
ciężkości obliczony dla powierzchni elipsoidy nosi nazwę pola normalnego.

W badaniach geofizycznych przyjmuje się za kształt Ziemi geoidę, czyli powierzchnię odpowiadającą
średniemu poziomowi wód. Od XVIII w. model geoidy stosowano w praktyce podczas prac
kartograficznych. Podczas opracowywania map za punkt odniesienia wykorzystywano położenie
gwiazd (określenie północy) oraz określenie piony za pomocą wahadła na sznurku. Stąd wiadomo, że
w każdym miejscu, gdzie wykonywano tę mapę, wykorzystywano model geoidy, choć nieświadomie.

Pierre Bouguer w 1749 roku

podczas tworzenia mapy miał problemy z dopasowaniem jej do map

powstałych wcześniej, przez co ogłosił komunikat, w którym stwierdził, że przyczyną otrzymantych
zniekształceń jest grawitacyjne oddziaływanie pobliskich gór, które sprawiały, że nie mógł ustanowić

Geo fiz - wykłady Strona 2

zniekształceń jest grawitacyjne oddziaływanie pobliskich gór, które sprawiały, że nie mógł ustanowić
pionu (wahadełko odchylało się w stronę masywu gór)

To samo zjawisko w 1850 roku stwierdził naczelny geodeta Indii George Everest, który zauważył, że
mapy, które konstruował na obszarze Indii nie pasują do map, które tworzone były teoretycznie i
dopasowywane do modelu elipsoidy obrotowej, gdyż wahadło u stóp Himalajów było odchylone od
teoretycznie obliczonej wartości o 5min. Stąd uznano, że wyniki pomiarów są odmienne od danych
otrzymanych teoretycznie, wykorzystujących kształt elipsoidy obrotowej, a różnice te zostały
określone mianem dodatnich i ujemnych anomalii grawitacyjnych. Wartośc anomalii jest równa
różnicy między rzeczywistą wartością przyspieszenia Ziemskiego, a wartością teoretyczną dla pola
normalnego (elipsoidy)

Pojęcie anomalii wolnopowietrznej

nie uwzględnia masy skał, które są zwarte między punktem

pomiaru, a średnim poziomem morza. Im dalej od środka Ziemi, tym wartość przyspieszenia
ziemskiego jest mniejsza, dlatego mierząc przyspieszenie ziemskie punktu, trzeba zwrócić uwagę na
odległość od środka Ziemi (wys n.p.m.) oraz wartość gęstości skał między średnim poziomem morza,
a punktem, na jakim się znajdujemy - Poprawka Bougera

Wartość anomalii jest mierzona w miligalach, 1 mGal = 10

-5

m/s

2

Jeżeli wartość zmierzonej w ten sposób wartość różnicy wartości g jest >0, to anomalia ma charakter
dodatni

i na odwrót.

Tam, gdzie pole jest większe, geoida wybrzusza się ku górze, maksymalna wartość wybrzuszenia
geoidy wynosi 85m, nad anomaliami ujemnymi geoida tworzy wgłębienia o maksymalnej wartości
106m.
Anomalie te są efektem niejednorodnej gęstości skał we wnętrzu Ziemi.
Na przykład tam, gdzie są diapiry solne, mamy do czynienia z anomaliami ujemnymi. Z silnymi
anomaliami dodatnimi mamy do czynienia z gęstszymi skałami (np. różne żyły magnetytów w
granitoidach)

Zróżnicowanie pola grawitacyjnego Ziemi (bez poprawki Bougera)

http://www.nasa.gov/centers/jpl/news/grace-20071212_prt.htm

Po uwzględnieniu poprawki Bougera na obszarach górskich występują zazwyczaj anomalie ujemne, a
nad morzami mają one charakter lekko dodatni lub siła ciężkości jest normalna. Stąd wniosek =
kontynenty zbudowane są ze skał lżejszych, a dna oceanów ze skał cięższych. W efekcie, dla
zachowania równowagi kontynenty są podniesione średnio 126m n.p.m., a dna oceanów obniżone

Geo fiz - wykłady Strona 3

zachowania równowagi kontynenty są podniesione średnio 126m n.p.m., a dna oceanów obniżone
średnio o -3,8 km n.p.m. Tylko 29% lądu występuje powyżej 1km n.p.m. i tylko 13% powyżej 2km
n.p.m.

Clarence Dutton -

uznał, że wnętrze Ziemi wykazuje własności cieczy, podlegającej prawu

Archimedesa (na cało całkowicie, lub częściowo zanurzone w płynie działa siła pływu skierowana ku
górze. Ciało będzie się utrzymywać na powierzchni płynu, gdy siła wyporu zrównoważy siłę
grawitacji. Stan ten nazywamy stanem równowagi hydrostatycznej.

Stan równowagi hydrostatycznej nazwano izostazją. gr. iso - równy; stasis - położenie
Kry (płyty) litosfery w stosunku do podłoża znajdują się w stanie równowagi hydrostatycznej na tej
samej zasadzie, co lód w wodzie, czy drewno w wodzie.
Wartość zanurzenia określa wzór:

r = hd

1

/(d

2

- d

1

)

h - wysokość gór, d

1

- ich gęstość, d

2

- gęstość podłoża

Jeśli izostazja zostanie zaburzona przez dodanie lub odjęcie obciążenia, to wówczas
powierzchnia Ziemi (jej kra) wykonuje ruch, którego celem jest ponowne uzyskanie
równowagi. Nazywane jest to ruchem izostatycznym.

Wyspa Fremount, Wielkie Jezioro Słone (USA). Na brzegu występują tarasy, które
powstały w momencie, gdy następowały skokowe odciążenia, spowodowane
ustępowaniem lodowca.

-

Północne wybrzeża Norwegii, Svalbard - ten sam proces

-

Przykłady geograficzne:

FALE SEJSMICZNE
Fale sejsmiczne mogą być spowodowane naturalnie (nagłe rozerwanie mas skalnych) lub w
sposób sztuczny, za pomocą materiałów wybuchowych, urządzeń wibracyjnych.

Sprężystość (elastyczność) to zdolność powracania ciała do pierwotnego stanu, po odjęciu
czynnika odkształcającego (siły).

Opór przeciw zmianom objętości (ściśliwość) => zmienia się objętość, ale nie zmienia
kształt ciała

•

Opór przeciw zmianom kształtu (sztywność) => zmienia się kształt, ale nie zmienia
objętość

•

Można wyróznić:

Miejsce, z którego rozchodzą się fale sejsmiczne to hipocentrum, z którego roznoszą się one
promieniście we wszystkich kierunkach. Miejsce na powierzchni Ziemi, położone
bezpośrednio nad hipocentrum to epicentrum. Wyznaczane jest one za pomocą izosejst,
czyli linii łączących punkty o jednakowym uderzeniu (jednakowej sprężystości ośrodka).
Przebieg izosejst zależy od budowy geologicznej okolicy (nigdy nie są to koła)

Fale podłużne [P] , ang. primary - polegają na rozszerzaniu i kurczeniu się w kierunku
rozchodzenia się fali - fale zagęszczeniowo-rozrzedzeniowe

-

Fale poprzeczne [S], ang. secondary, shake - cząstki drgają prostopadle do kierunku
propagacji (rozchodzenia się) fali. Zmieniają kształt ośrodka. Fala świetlna ma
własności fali poprzecznej. Fale poprzeczne podlegają polaryzacji (drgania mogą być
sprowadzone do jednej płaszczyzny)

-

Rodzaje fal sejsmicznych:

Fale przestrzenne (ang. body waves) - rozchodzące się promieniście od ośrodka,
należą do nich fale P i S

a)

Ze względu na miejsce rozchodzenia się fali rozróżnia się:

Geo fiz - wykłady Strona 4

należą do nich fale P i S
Fale powierzchniowe (ang. surface waves) - rozchodzą się na granicy dwóch ośrodków
o różnej gęstości

b)

Fale Rayleigha [R

] ruch cząstek odbywa się po elipsie ustawionej wzdłuż kierunku

rozchodzenia się fali (jak woda p wrzuceniu kamienia)

-

Fale Love'a [L] -

stanowią odpowiednik fal poprzednich poziomo spolaryzowanych. Ruch

cząstek przypomina ruch węża. Długość fal powierzchniowych dochodzi do 100km, przy
amplitudzie kilku cm.

-

Geo fiz - wykłady Strona 5