Sformułować prawo Titiusa-Bodego.
Analizując wielkości orbit kolejnych planet Układu Słonecznego (US) w roku 1766 Jan Titius z Wittenbergii
zauważył iż w miarę oddalania od Słońca długości średnic orbit kolejnych planet tworzą dosyć regularny ciąg liczb.
Średnicą nazwano tu wielką oś orbity eliptycznej, połowa jej nazywana jest Średnią Odległością (ŚO) planety od
Słońca. Spostrzeżenie Titiusa dotyczyło znanych wówczas planet: Merkurego, Wenus, Ziemi, Marsa, Jowisza i
Saturna. Starając wyrazić to liczbowo Titius dopasował do zaobserwowanych wielkości zgrabny ciąg, którego
pierwszymi dwoma wyrazami są: 0 i 3 a każdy następny powstaje przez podwojenie poprzedniego. Kiedy wyrazy tak
powstałego ciągu: {0, 3, 6, 12, 24, 48, 96, 192,...} zwiększy się o 4 i podzieli przez 10, to otrzymane liczby: { 0.4, 0.7,
1.0, 1.6, 2.8, 5.2, 10.0, 19.6...} z niezłą dokładnością +5% określają w Jednostkach Astronomicznych średnie odległości
planet od Słońca. Wyjątkiem był brak orbity planety odpowiadającej N=5-temu wyrazowi ciągu. Prawo Titiusa
opublikował w roku 1772 (jako własne) berlińczyk Jan Bode. Przyjęło się nazywać je Prawem Titiusa-Bodego (T-B).
Prawo T-B można zapisać: a =ð 0,4 +ð 0,3*2K gdzie "a"=pół wielkiej osi elipsy orbity wyrażone w Jednostkach
Astronomicznych a "K" przyjmuje kolejno wielkości: , 0, 1, 2, 3, ...
Podać zasadę działania absolutny grawimetr balistyczny (Grawimetr absolutny balistyczny FG-5)
Aparatura działa na zasadzie rejestracji czasu i drogi swobodnego pionowego spadku próbnika w wysokiej próżni.
Posiada laserowy interferometr Michelsona. OsiÄ…gana precyzja to 2,5*10-8 m/s2, czyli 2,5 mikrogala. Jest to
urządzenie przenośne. Urządzenie służy do bezwzględnych wyznaczeń natężenia siły ciężkości Ziemi. Rejestracja
wskazań instrumentu pozwala na śledzenia zmian w czasie przyspieszenia ziemskiego i określania wartości tego
parametru w miejscach badań geodynamicznych i na stanowiskach podstawowej sieci grawimetrycznej kraju oraz
w międzynarodowych kampaniach kalibracyjnych, organizowanych przez Międzynarodowe Biuro Grawimetryczne
International Association of Geodesy.
Sformułować izostatyczną koncepcję Airy'ego wraz z elementami antykorzeni.
Według niego wszystkie bloki skał na Ziemi mają mniej więcej taką samą gęstość (2,73 g/cm3). Ów bloki skorupy
pływają po półpłynnej astenosferze, i są w niej zanurzone w te sposób, iż im wyższy blok tym głębiej jest on zanurzony
(proporcjonalnie) W zwiÄ…zku z tym pod kontynentami sÄ… tzw. korzenie skorupy, a pod morzami  antykorzenie
skorupy. Airy założył także iż na pewnej głębokości musi występować wyrównanie ciśnień (poziom kompensacji).
Naciski na tych głębokościach są jednakowe we wszystkich kierunkach, a stan materii jest lepko  plastyczny. Teorie
Airy ego zmodyfikowali: Heiskanen i Veining.
Podać zasadę działania i pomiar magnetometrem protonowym.
Służy do pomiaru całkowitego wektora indukcji magnet. Ziemi  T. Zbudowany jest pojemnika z cieczą, otoczonego
solenoidem (cewką). Jeśli w cewce otaczającej pojemnik z cieczą popłynie wysokie napięcie, to spolaryzuje ono
elektrony znajdujące się w ów cieczy zgodnie z kierunkiem przyłożonego pola, zaczną one krążyć i zarazem
precesować. Zgodnie z warunkiem Larmara: natężenie pola magnet. jets wprost proporcjonalne do Hz precesji.
Jak, kiedy i w jakich warunkach można zmierzyć powierzchniową gęstość strumienia cieplnego. Podać wzór.
Strumień ciepła  jest to ilość ciepła przechodząca przez przekrój poprzeczny w jednostce czasu. Im skała starsza tym
gorzej przewodzi ciepło. Dowód: najmniejsze wartości strumienia w pobliżu ryftu. Jak można wyznaczyć gęstość
strumienia cieplnego:1. W warunkach ustalonej równowagi cieplnej (stacjonarnego strumienia ciepła lambda). 2 W
warunkach nieustalonej równowagi cieplnej (niestacjonarny przepływ ciepła). 3 Halosymetryczna (wyznaczanie
lambda).
Podać równanie wykładnicze rozpadu promieniotwórczego i podać, na jakiej podstawie można określić wiek
minerału.Prawo rozpadu naturalnego  to zależność określająca szybkość ubywania pierwotnej masy substancji
zbudowanej z jednego rodzaju cząstek, która ulega naturalnemu, spontanicznemu rozpadowi. Prawo ma zastosowanie
w rozpadzie promieniotwórczym ciał, ale w ogólności dotyczy wielu procesów fizycznych. Prawo to głosi, że jeśli
prawdopodobieństwo rozpadu cząstek tworzących substancję jest dla każdej z nich jednakowe i niezależne oraz nie
zmienia się w czasie trwania procesu rozpadu, to ubytek masy substancji w niewielkim odcinku czasu można wyrazić
wzorem: dm =ð -ðlðmdt Po scaÅ‚kowaniu: m(t) =ð m0e-ðlðt gdzie:m - masa substancji ulegajÄ…cej rozpadowi, - staÅ‚a rozpadu
charakterystyczna dla danego izotopu lub substancji,t - czas,m0 - masa poczÄ…tkowa substancji w momencie t = 0m(t) -
masa substancji w czasie t. W prawie rozpadu naturalnego w miejsce masy można używać inne wielkości mierzące
ilość rozpadającego się czynnika, np. liczbę cząstek. Prawo rozpadu naturalnego ma zastosowanie do cząstek
elementarnych, jąder atomowych i substratów reakcji chemicznych, które zachodzą zgodnie z kinetyką pierwszego
rzędu. Prawo rozpadu naturalnego zastosowane do opisu zachowania izotopów promieniotwórczych znane jest jako
prawo rozpadu promieniotwórczego lub prawo przemian promieniotwórczych a samo równanie jako równanie rozpadu
promieniotwórczego. Prawo to jest matematycznie identyczne z prawami opisującymi wiele innych procesów w
fizycznych np.: stygnięcie ciała opisuje wówczas zmianę temperatury (prawo stygnięcia), rozładowanie kondensatora -
ładunek elektryczny q(t) na okładkach kondensatora.
Rozpisać równanie izochrony rubidowo-strontowej. Datowanie rubidowo-strontowe - metoda datowanie
bezwzględnego ze względu na bardzo długi czas rozpadu izotopu rubidu (wynosi on około 48,6 mld lat) W tej
metodzie Rb87 zamienia się w Sr87. Metoda ta jest użyteczna do datowania skał magmowych i osadowych o wieku
ponad 100 mln lat. Metoda rubidowo-strontowa. Metoda ta została wprowadzona pod koniec lat 30 dwudziestego
wieku i nadaje się do datowania minerałów zawierających rubid. Zawarty w minerale izotop Rb rozpada sie przez
rozpady Beta w wyniku czego powstaje izotop strontu Sr. Wiek próbki można obliczyć na podstawie wzoru:
Na czym polega lokalizacja ogniska wstrzasu metoda fal P? istota metody, rownania stacyjne dla osrodka
jednorodnego i izotropowego. Uzasadnij konieczna liczbe stacji (ktore zarejestrowały wstrzas), do
zlokalizowania hipocentrum wstrzasu. Polega na rejestracji czasu wejścia fali podłużnej P na poszczególne stacje
pomiarowe. Fala P zawsze przychodzi jako pierwsza. Jest to najdokładniejsza metoda wyznaczania epi i hipocentrum.
X-stacje sejsmiczne; t- czas przyjścia fali pomiarowej do każdej stacji, to- czas w ognisku. Nalezy wyznaczyć
współrzędne epicentrum xo,yo. Układamy to w układ równań, jeśli znamy prędkość- są 3 niewiadome w postaci
płaskiej, a 4 w postaci przestrzennej. Aby rozwiązać układ równań należy mieć 4 równania w przypadku płaskim, a 5 w
przestrzennym. Są to równania z kilkoma rozwiązaniami wiec musimy mieć wiekszą liczbe równań.
Czym jest intensywność-natężenie trzęsienia Ziemi, od czego zależą szkody? Jaki sens fizyczny ma pojęcie
intensywności wstrząsu od czego zależą zniszczenia obiektów w wyniku dochodzących fal sejsmicznych
Energię wyzwalaną w trakcie trzęsienia ziemi wyraża się w stopniach magnitudy. Magnituda równa 0 lub ujemna
(stosowana do oznaczania tzw. "mikrowstrząsów", rejestrowanych tylko przez bardzo czułe przyrządy) oznacza
wibracje rejestrowane tylko przez aparaturę pomiarową, zaś magnituda równa 9,5 (wartość magnitudy najsilniejszego,
udokumentowanego instrumentalnie trzęsienia ziemi) powoduje zmiany w otaczającym krajobrazie. Sejsmolodzy
powątpiewają w istnienie trzęsień ziemi o magnitudzie większej niż 10, jednak teoretycznie wszystkie skale pomiarowe
zjawisk sejsmicznych (np. logarytmiczna skala Richtera) to skale otwarte. Należy przy tym zaznaczyć, że każdy
kolejny stopień magnitudy jest mierzony, jako dziesięciokrotnie większy od poprzedniego, ale faktycznie: każdy
kolejny stopień niesie ze sobą w przybliżeniu 31-krotny wzrost energii.Do pomiaru intensywności drgań gruntu służy
natomiast szereg skal - dawniej opierających się na sondażach, wykonywanych na grupie osób dotkniętych konkretnym
trzęsieniem ziemi, obecnie zaś na wynikach pomiarów przyspieszenia gruntu zmierzonego w trakcie wstrząsów. Do
najpopularniejszych skal należy zmodyfikowana skala Mercallego - Mercallego-Cancaniego-Sieberga (MCS). W skali
tej stopień I oznacza wibracje rejestrowane wyłącznie przez aparaturę pomiarową, a stopień XII - wstrząsy powodujące
zmiany w otaczającym krajobrazie.Fale sejsmiczne rozchodzące się z hipocentrum docierają najprędzej do powierzchni
Ziemi w miejscu położonym bezpośrednio nad ogniskiem. Miejsce to zwiemy epicentrum. Im dalej od epicentrum, tym
póz
niej dobiegają drgania i tym są one słabsze. Dlatego największe zniszczenia występują w najbliższym jego
sąsiedztwie, tzw. Obszarze epicentralnym, w którym także najsilniej zaznacza się działania fal długich. Te ostatnie
przedstawiają fale wtórne, wzbudzone na powierzchni ziemi przez fale podłużne i poprzeczne; powodują one
największe wychylenia gruntu i tym samym - zniszczenia. Rozmiary obszaru epicentralnego zależą od wielkości
trzęsienia ziemi i od głębokości ogniska. Skutki trzęsienia ziemi zalezą od siły wstrząsów, głębokości, na której
powstają oraz od rodzaju skał na powierzchni ziemi. Grunt może pękać, unosić się i zapadać. W obszarach górzystych
mogą powstać lawiny i osuwiska, nawet na łagodnych stokach gliniaste gleby mogą zacząć pełznąć na podobieństwo -
płynnej lawy. Trzęsienie ziemi trwa na ogół nie dłużej niż kilka sekund, ale niektóre trwają minutę lub dłużej.
Trzęsienie ziemi w San Francisco w 1906 roku trwało np.. 40 sekund, podczas gdy trzęsienie ziemi, które nawiedziło
Alaskę 24 stycznia 1964 roku wstrząs sało ziemią ponad 7 minut, z tego przez 3 minuty ze szczególnie niszczącą siłą.
Często głównemu wstrząsowi towarzyszą tzw. Wstrząsy potomne, z których każdy kolejny jest słabszy od
poprzedniego. WstrzÄ…sy potomne powstajÄ… wskutek przemieszczania siÄ™ mas skalnych, dopasowujÄ…cych siÄ™ do stanu
nowej równowagi. Mogą one powodować katastrofalne zniszczenia nieobliczalne w skutkach. W 1985 roku zostało
zniszczone centrum stolicy Meksyku w następnie trzęsienia ziemi ocenianego w skali Mercalliego na 11 stopni.
Następnie wystąpił wstrząs potomny w sile 10 stopni, a obrócił on w ruinę jeszcze większą część miasta.
Wymień nieciągłości według Preliminary Reference Earth Model (Dziewoński, Anderson).Wstępne odniesienia
Ziemia modelu: Region: Rdzeń wewnętrzny, Rdzeń zewnętrzna D '', Dolny płaszcz, Strefa przejściowa, Strefa niskiej
prędkości, POKRYWA, skorupa, ocean. Wstępne odniesienia modelu Ziemi (PREM) jest jednowymiarowy model
reprezentujące średnie właściwości Ziemi jako funkcję promienia planetarnego. To obejmuje tablicę właściwości
Ziemi, w tym właściwości sprężyste, tłumienie, gęstość, ciśnienie i wagę, w funkcji promienia planetarnego. PREM
jest powszechnie stosowany jako baza dla tomografii sejsmicznych i pokrewnych modelach globalnych geofizycznych.
Zawiera on anelastic dyspersji i anizotropię, a zatem jest zależny od częstotliwości i poprzecznie izotropowe górnego
płaszcza. PREM został opracowany przez Adama M. Dziewoński i Don L. Anderson, w odpowiedzi na wytyczne
"standardowym modelu komisji Ziemi" Międzynarodowego Stowarzyszenia Geodezji (IAG) i Międzynarodowego
Stowarzyszenia Sejsmologii i Fizyki Wnętrza Ziemi (IASPEI). [1] Inne modele referencyjne Ziemia to
IASPE91.Streszczenie Duży zestaw danych składa się z około 1000 normalnych okresów trybie 500 podsumowanie
podróży obserwacji czasowych, 100 normalnych wartości q Tryb, masy i momentu bezwładności zostały odwrócone,
aby uzyskać promieniowy rozkład właściwościach elastycznych, wartości Q i gęstości wnętrza Ziemi.Zestaw danych
zostaÅ‚ uzupeÅ‚niony specjalnym badaniu 12 lat danych faz ISC, który dawaÅ‚ dodatkowe 1,75 × 106 obserwacji w czasie
podróży do fal P i S. W celu uzyskania satysfakcjonującego porozumienia z całego zbioru danych zostaliśmy
zobowiązani do uwzględnienia anelastic dyspersji.Wprowadzenie poprzecznej izotropii do 220 km zewnętrznych
płaszcza było wymagane w celu zaspokojenia toroidalne krótszy okres podstawowy i tryby kuliste. Ten anizotropii
również poprawić dopasowanie do większego zbioru danych. Prędkości poziome i pionowe w górnym płaszczu różnią
się o 2-4%, zarówno dla fal P i S.Płaszcz poniżej 220 km nie musi być anizotropowe. Fale płaszcz Rayleigh są
zaskakująco wrażliwe na kompresyjne prędkości w górnym płaszczu. Wysokie prędkości Sn, niskie prędkości PN i
wyraz
ne strefy niskiej prędkości to cechy większości globalnych modeli inwersji, które są tłumione gdy anizotropii jest
dozwolone w inwersji.
Co to pas kupiera i gdzie siÄ™ znajduje?
Pas Kuipera, zwany też pasem Edgewortha-Kuipera  obszar Układu Słonecznego rozciągający się za orbitą Neptuna,
od 30 do około 50 j.a. od Słońca. Jest podobny do pasa planetoid, ale o wiele większy: 20 razy szerszy i 20 200 razy
bardziej masywny. Podobnie jak pas planetoid, zawiera wiele małych obiektów, będących pozostałościami po procesie
formowania się Układu Słonecznego. Krążą w nim co najmniej trzy planety karłowate: Pluton, Haumea i Makemake. O
ile pas planetoid składa się głównie z obiektów skalnych i metalowych, większość obiektów Pasa Kuipera jest
zbudowanych z zestalonych prostych związków, takich jak metan, amoniak i woda.
Co to jest anomalia magnetyczna i od czego zależy kształt i wielkość anomalii?Anomalia magnetyczna  lokalne
różnice między ziemskim polem magnetycznym w danym miejscu a jego wartością teoretyczną, wyliczonymi na
podstawie położenia biegunów magnetycznych na Ziemi. Ze względu na wielkość obszarów dzieli się je na
kontynentalne, regionalne i lokalne. Anomalie kontynentalne są obszarowo największe, najsilniejsza 
wschodnioazjatycka  obejmuje obszar niemal całej Azji. Jej największa wartość sięga 30% natężenia pola średniego.
Występowanie tych anomalii wiąże się z funkcjonowaniem głównego czynnika wytwarzającego ziemskie pole
magnetyczne. Anomalie regionalne obejmują mniejsze obszary, ich występowanie wiąże się z pokładami skał i
minerałów o mniejszym zasięgu i zalegających płycej.Za anomalie lokalne uznaje się te których obszar zawiera się w
granicach od stu do kilku tysiÄ™cy km². WystÄ™pujÄ…ce w nich zmiany pola magnetycznego zazwyczaj nie przekraczajÄ…
10%. Anomalie te wiążą się z występowaniem dużych pokładów minerałów magnetycznych na znacznych (ponad
1km) głębokościach. W niektórych publikacjach występuje podział na anomalie kontynentalne i lokalne.Występowanie
anomalii lokalnych związane jest najczęściej ze złożami minerałów magnetycznych, np. magnetytu (rudy żelaza). Tego
typu anomalie występują między innymi w okolicach Kiruny (Szwecja) i Kurska (Rosja, tzw. kurska anomalia
magnetyczna) oraz w Polsce w Krzemiance (okolice Suwałk). Mniejsze anomalie związane są z występowaniem skał
zasadowych lub ultrazasadowych.
Co to są anomalie magnetyczne moduły wektora T? od czego zależy wartość anomalii magnetycznej ,,delta" T
Miarą anomalii w danym punkcie na pow. Ziemi jest różnica pomiędzy zmienioną wartością i kierunkiem mierzonego
w tym punkcie wektora ziemskiego pola magnetycznego a wartością normalną wyliczoną na podstawie położenia
biegunów magnetycznych. Obraz anomalii jest sumą wszystkich pól magnetycznych wytworzonych przez
niejednorodne namagnesowanie skał górnych warstw skorupy ziemskiej. Dzielą się na: regionalne i lokalne Zależy od:
*obecności minerałów ferromagnetycznych w kompleksach skał budujących skorupę w tym miejscu, *od obecności
skał magmowych zawierających ferromagnetyki , *obecności osadowych kompleksów złóż rudnych, *od spękania,
wzajemnego przesuwania części podłoża krystalicznego zbud ze skał metamorficznych lub intruzyjnych.
Co to anomalia grawimetryczna i od czego zależy kształt i wielkość anomalii? Anomalia grawimetryczna, różnica
pomiędzy rzeczywistą, występującą na danym terenie siłą ciężkości a jej wartością teoretyczną. Wywołana jest
nierównomiernym rozmieszczeniem mas skalnych we wnętrzu Ziemi i na jej powierzchni. W wysokich górach można
zauważyć zwiększenie przyspieszenia ciała swobodnie spadającego. Analiza anomalii grawimetrycznej pozwala
wykryć we wnętrzu Ziemi złoża lekkich lub ciężkich minerałów.
Na czym polega metoda fal S P (na zerówce) na czym polega metoda fali P (na I terminie) ???
Geofizyczna i geologiczna interpreatcja granicy MOHO Nieciągłość Mohorovi%0ńicia (nieciągłość Moho)  termin
geologiczny, oznaczający granicę pomiędzy skorupą i płaszczem Ziemi. Jest to kilkusetmetrowej grubości warstwa
przejściowa. Leży na różnych głębokościach, pod oceanami średnio na głębokości 5-8 km, natomiast pod kontynentami
znacznie głębiej  około 35 km. Pod wysokimi górami (np. Himalajami) może leżeć nawet na głębokościach do 80
km.Odkryta została w 1909 roku przez Andriję Mohorovi%0ńicia, chorwackiego meteorologa i sejsmologa, który
zauważył skokową zmianę prędkości fal sejsmicznych na tej właśnie głębokości od ok. 7 km/s do nieco powyżej 8
km/s.Warunki panujące w skałach w tej strefie są znane dzięki odsłonięciom sekwencji ofiolitowej - skał powstałych
na dnie oceanu. Do tej pory żadne wiercenia nie dotarły do nieciągłości Moho. Najgłębszy odwiert na lądzie sięga
ponad 12 km pod powierzchnię (SG-3 na Półwyspie Kolskim), a na oceanie  2111 metrów (Statek JOIDES
Resolution, odwiert 504B, wschodni Pacyfik) pod jego dnem. Na początku drugiej połowy XX wieku istniała
propozycja wywiercenia otworu w dnie oceanu, który sięgałby do tej nieciągłości (tzw. Projekt MOHOLE), ale z
powodu braku środków zaniechano jego realizacji w 1967 r.W ostatnich latach do strefy nieciągłości i do górnego
płaszcza chcą się przewiercić Japończycy przy pomocy kosztującego 540 mln dolarów statku badawczego "Chikyu".
Statek ten może wykonać odwierty do głębokości 10 km przy maksymalnej głębokości dna oceanu 2500 m. Dotarcie
do strefy Moho jest dla japońskich naukowców sprawą kluczową, gdyż pozwala zweryfikować teorie na temat budowy
płaszcza ziemskiego i w konsekwencji lepiej zrozumieć mechanizm powstawania trzęsień ziemi.
Zależność albo różnice między strumieniem cieplnym a gęstością strumienia cieplnego
Strumień ciepła  prędkość przepływu ciepła. Może być wyrażony przez stosunek elementarnej ilości ciepła dQ do
czasu trwania wymiany tej ilości ciepła dt (czasu trwania przepływu elementarnej ilości ciepła), czyli jest to pochodna
po czasie ilości ciepła przepływającego przez przekrój poprzeczny przegrody. Wyraża się wzorem. Jego jednostką jest
wat. Jednostka jest taka sama, jak w przypadku mocy cieplnej. Jednak są to różne pojęcia, gdyż moc cieplna dotyczy
z
ródła ciepła, podczas gdy strumień  jego przepływu. Strumień cieplny a jego gęstość. Strumień ciepła, tak jak ciepło,
jest wielkością skalarną, jednak odniesienie strumienia ciepła do jednostki pola powierzchni S (ściśle zorientowanej w
przestrzeni) wyraża wektor q zwany gęstością strumienia ciepła gdzie S jest wektorem powierzchni o zwrocie zgodnym
z kierunkiem przepływu ciepła. Jednostką gęstości strumienia jest wat na metr kwadratowy. Gęstość strumienia ciepła
q jest to wektor o module równym stosunkowi elementarnego strumienia ciepła dQi elementarnego pola powierzchni
dA, prostopadłej do kierunku przepływu ciepła, przez którą ten strumień przepływa. Jest skierowany zgodnie ze
spadkiem temperatury, prostopadle do powierzchni izotermicznej.
Co to jest izochrona ogólnie i bardziej szczegółowo izochrona Th-Pb (na zerówce) i Rb-Sr (na I terminie)
napisać wzór i kiedy się stosuje te izochrony?Izochrona  linia na mapie łącząca punkty, w których występuje to
samo zjawisko w tym samym czasie. Innymi słowy izochrony wyznaczają obszary o jednakowej osiągalności
czasowej. Miarą stosowaną są same jednostki czasu, jak minuty, godziny, dni. Niższy gradient izochroniczny wskazuje
na większą szybkość ruchu danego zjawiska, wyższy odwrotnie. Szybkość do obliczeń izochron może być: a)
rzeczywista - spotykamy siÄ™ z niÄ… we wszystkich rodzajach komunikacji regularnej np. kolejowej, autobusowej. Åšrodki
lokomocji poruszają się zgodnie z rozkładem jazdy i można przewidzieć, w jakim czasie zostanie osiągnięty cel
podróży. b) teoretyczna - pojęcie to pojawia się przy korzystaniu z indywidualnych środków lokomocji: pieszo,
rowerów, samochodów.
Co to jest izochrona 87Rb-87Sr i jak można ja wyznaczyć
Metoda ta zakłada stały początkowy stosunek izotopów Sr dla różnych minerałów w skale, wiek można wyznaczyć bez
jakichkolwiek założeń. Wartość wskazuje czy próbka pochodzi z przetopionej skały czy ze skał głębinowych.
Problemy: Rb i Sr są mobilne, łatwo wymywane ze skały i nie występują we wszystkich rodzajach skał (wapieniach ,
skałach ultrazasadowych). Metody tej nie można stosować do skał młodych ze względu na duży błąd. Izochrona Sm -
Nd.
Rozpad izotopów i co to systemie zamkniętym i kiedy jest szczególnie ważny albo stosowany Datowanie
izotopowe (radiodatowanie)  metody datowania próbek, oparte na zjawisku rozpadu promieniotwórczego, stosowane
głównie w naukach geologicznych i archeologicznych. Pierwszy raz opracowana przez Willarda Libby'ego. Metody
oparte są na określeniu proporcji pomiędzy pierwotną zawartością danego izotopu promieniotwórczego a obecną
zawartością tego izotopu w próbce. Proporcja ta zależna jest wyłącznie od czasu rozpadu. Warunkiem
metodologicznym jest utrzymanie układu zamkniętego w czasie trwania rozpadu (z wyjątkiem metody radiowęglowej).
Pierwotną zawartość izotopu oblicza się poprzez zsumowanie produktu jego rozpadu (stałego izotopu radiogenicznego)
oraz reszty nierozpadniętego izotopu promieniotwórczego. Do metod datowania izotopowego zalicza się m.in.:
datowanie radiowęglowe, datowanie uranowo-torowe, datowanie potasowo-argonowe (postas-40 i argon-40),
datowanie rubidowo-strontowe (rubid-87 i stront-87), datowanie ołowiowe, datowanie renowo-osmowe (ren-187 i
osm-187).
Kiedy i dlaczego w datowaniu bezwzglednym skal musimy przyjmowac zalozenie o "systemie zamkniety"
(wyjasnic na podstawie prawa rozpadu)??? Prawo rozkładu-ilość izotopu macierzyrego maleje wraz z upływem
czasu,
Prawo Willego: wzór i chyba od czego zależy? zależność z porowatością efektywną Porowatość efektywna
(aktywna, czynna, odkryta) to zawartość porów, które łączą się z sobą i z zewnętrzną powierzchnią skały, pozwalająca
na ruch cieczy poprzez ośrodek efektywną (aktywna, czynna, odkryta) to zawartość porów, które łączą się z sobą i z
zewnętrzną powierzchnią skały (czyli porów otwartych), pozwalająca na ruch cieczy poprzez ośrodek.
Jakieś prawo Bricha albo Bircha ale nie pamiętam dokładnie PRAWO BIRCHA. Birch stwierdza przy wysokich
ciśnieniach (do 1GPa), że prędkość zależy od: gęstości i średniej masy atomowej.
Różnice albo podobieństwa między magnitudą a energią sejsmiczną???Magnituda (łac. magnitudo "wielkość" od
magnus)  parametr stosowany w pomiarach wielkości trzęsienia ziemi, wprowadzony w 1935 roku przez Charlesa
Richtera wraz z opracowaniem przez niego  skali magnitud , nazwanej póz
niej skalÄ… Richtera. Obliczanie
magnitudyWielkość ta była definiowana jako logarytm największej amplitudy drgań gruntu mierzonej w mikronach,
zarejestrowanych przez sejsmograf Wooda-Andersona położony w odległości stu kilometrów od epicentrum trzęsienia.
Tak dokładna definicja umożliwiała łatwe porównywanie wstrząsów sejsmicznych w różnych miejscach kuli
ziemskiej.W 1970 r. japoński geofizyk, HirM
Kanamori, zmodyfikował sposób obliczania magnitudy, aby nadawała się
ona do określania energii najsilniejszych wstrząsów i nie była zależna od przestarzałego sejsmografu.Obecnie
magnituda obliczana jest na podstawie wartości momentu sejsmicznego, lecz w przedziale mierzonym przez skalę
Richtera jest z nią porównywalna.
Co to magnituda i coś o skali wstrząsów było, chyba chodziło o jednostki o to jak wzrasta i kolejne stopnie o ile
są większe od poprzednich Energię wyzwalaną w trakcie trzęsienia ziemi wyraża się w stopniach magnitudy.
Magnituda równa 0 lub ujemna (stosowana do oznaczania tzw. "mikrowstrząsów", rejestrowanych tylko przez bardzo
czułe przyrządy) oznacza wibracje rejestrowane tylko przez aparaturę pomiarową, zaś magnituda równa 9,5 (wartość
magnitudy najsilniejszego, udokumentowanego instrumentalnie trzęsienia ziemi) powoduje zmiany w otaczającym
krajobrazie. Sejsmolodzy powątpiewają w istnienie trzęsień ziemi o magnitudzie większej niż 10, jednak teoretycznie
wszystkie skale pomiarowe zjawisk sejsmicznych (np. logarytmiczna skala Richtera) to skale otwarte. Należy przy tym
zaznaczyć, że każdy kolejny stopień magnitudy jest mierzony, jako dziesięciokrotnie większy od poprzedniego, ale
faktycznie: każdy kolejny stopień niesie ze sobą w przybliżeniu 31-krotny wzrost energii. Do pomiaru intensywności
drgań gruntu służy natomiast szereg skal - dawniej opierających się na sondażach, wykonywanych na grupie osób
dotkniętych konkretnym trzęsieniem ziemi, obecnie zaś na wynikach pomiarów przyspieszenia gruntu zmierzonego w
trakcie wstrząsów. Do najpopularniejszych skal należy zmodyfikowana skala Mercallego - Mercallego-Cancaniego-
Sieberga (MCS). W skali tej stopień I oznacza wibracje rejestrowane wyłącznie przez aparaturę pomiarową, a stopień
XII - wstrzÄ…sy powodujÄ…ce zmiany w otaczajÄ…cym krajobrazie.
Magnituda liczbowa miara wielkości trzęsienia ziemi, oparta na wielkości wydzielonej energii. Jest to miara wielkości
trzęsienia ziemi, bazująca na danych instrumentalnych opracowana w 1935 r. przez Ch. F. Richtera do sklasyfikowania
lokalnych wstrząsów kalifornijskich. Opracowana przez niego  skala magnitud została póz
niej nazwana skalÄ…
Richtera. Oznaczanie siły trzęsień ziemi i intensywności drgań gruntu. Energię wyzwalaną w trakcie trzęsienia ziemi
wyraża się w stopniach magnitudy. Magnituda równa 0 lub ujemna (stosowana do oznaczania tzw. "mikrowstrząsów",
rejestrowanych tylko przez bardzo czułe przyrządy) oznacza wibracje rejestrowane tylko przez aparaturę pomiarową,
zaś magnituda równa 9,5 (wartość magnitudy najsilniejszego, udokumentowanego instrumentalnie trzęsienia ziemi)
powoduje zmiany w otaczającym krajobrazie. Sejsmolodzy powątpiewają w istnienie trzęsień ziemi o magnitudzie
większej niż 10, jednak teoretycznie wszystkie skale pomiarowe zjawisk sejsmicznych (np. logarytmiczna skala
Richtera) to skale otwarte. Należy przy tym zaznaczyć, że każdy kolejny stopień magnitudy jest mierzony, jako
dziesięciokrotnie większy od poprzedniego, ale faktycznie: każdy kolejny stopień niesie ze sobą w przybliżeniu 31-
krotny wzrost energii.Do pomiaru intensywności drgań gruntu służy natomiast szereg skal - dawniej opierających się
na sondażach, wykonywanych na grupie osób dotkniętych konkretnym trzęsieniem ziemi, obecnie zaś na wynikach
pomiarów przyspieszenia gruntu zmierzonego w trakcie wstrząsów. Do najpopularniejszych skal należy
zmodyfikowana skala Mercallego - Mercallego-Cancaniego-Sieberga (MCS). W skali tej stopień I oznacza wibracje
rejestrowane wyłącznie przez aparaturę pomiarową, a stopień XII - wstrząsy powodujące zmiany w otaczającym
krajobrazie.
Skutki trzęsień ziemi i jak im zapobiegać albo obniżać ich skutki1. Jak możemy zapobiegać trzęsieniom
ziemi?*przewidywanie potencjalnych skutków trzęsień ziemi w obszarach zurbanizowanych*zaprojektowanie,
wybudowanie oraz utrzymanie konstrukcji w zgodzie z wymaganiami odnoszącymi się do oceny szkodliwości drgań
przekazywanych przez podłoże na budynków*polega na odpowiednim projektowaniu konstrukcji obiektów
budowlanych, tak aby były one zdolne przenieść siły powstałe podczas trzęsień ziemi.*zastosowanie technologii
kontroli wibracji *w rejonach zagrożonych trzęsieniami ziemi istotną rolę odgrywa zagospodarowanie przestrzenne
oraz określenie warunków technicznych dla obiektów zlokalizowanych w tych strefach;ogranicza się tam stawianie
budowli, które mogłyby wywołać poważne wtórne skutki zagrożenia (zakłady chemiczne, elektrownie atomowe itp.).2.
Skutki trzęsień ziemi. *ofiary śmiertelne wśród ludności*pozbawienie ludności dachu nad głową*szkody budowlane
(pękające mury, rysy na budynkach)*szkody gospodarcze (pękają rurociągi, gną się szyny kolejowe)*zmiany w
ukształtowaniu powierzchni ziemi wywołane przez trzęsienie ziemi obrywy, osuwiska mogą prowadzić do zmiany sieci
hydrograficznej;powodujÄ… powstawanie fal tsunami.
Powstanie systemu sloecznego Powstanie i ewolucja Układu Słonecznego rozpoczęły się 4,6 miliarda lat temu, gdy na
skutek grawitacyjnego zapadnięcia się jednej z części niestabilnego obłoku molekularnego rozpoczął się proces
formowania Słońca i innych gwiazd. Większość zapadającej się masy z tej części obłoku zebrała się pośrodku, tworząc
Słońce, podczas gdy reszta spłaszczyła się, formując dysk protoplanetarny, z którego następnie powstały planety,
księżyce, planety karłowate i pozostałe małe ciała Układu Słonecznego.
Geoida - sens fizyczny i definicja Geoida- to powierzchnia ekwipotencjalna potencjału siły ciężkości, która pokrywa
się ze średnim poziomem mórz i oceanów, Geoida  bryła, której powierzchnia w każdym miejscu jest prostopadła do
pionu wyznaczonego przez siłę ciężkości. Geoida jest teoretyczną powierzchnią, na której potencjał siły ciężkości
Ziemi jest stały, równy potencjałowi siły ciężkości na średnim poziomie mórz otwartych i przedłużoną umownie pod
powierzchnią lądów. Ponieważ zawiera ona lustro wody w morzach i oceanach, dodatkowo określana jest jako Geoida
Zerowa. Jako powierzchnia ekwipotencjalna, geoida w każdym swym punkcie jest prostopadła do kierunku siły
ciężkości (lokalnego pionu). Pojęcie wprowadził w 1873 roku niemiecki matematyk Johann Benedict Listing.Ponieważ
71% powierzchni Ziemi stanowią oceany, najbardziej reprezentatywne przybliżenie figury Ziemi stanowi geoida.
Jednak pod lądami przebieg geoidy jest skomplikowany ze względu na bardzo urozmaicony rozkład przestrzenny
gÄ™stoÅ›ci, głównie w przypowierzchniowych warstwach skorupy ziemskiej. Henri Poincaré wykazaÅ‚, że jest niemożliwe
wyrażenie w sposób ścisły równania geoidy na obszarze lądów i oceanów jedną funkcją analityczną.Przebieg geoidy
jest efektem równowagi pewnych sił, jest ona zatem powierzchnią dynamiczną, stale ulegającą pewnym okresowym
zmianom. W praktyce korzysta się z modelu geoidy, czyli zbioru liczb będących wartościami wysokości geoidy w
węzłach siatki geograficznej.
Koncepcja rownowagi Airy'ego i Pratt'a Koncepcja równowagi izostatycznej Airy ego. Według niego wszystkie
3
bloki skał na Ziemi mają mniej więcej taką samą gęstość (2,73 g/cm ). Ów bloki skorupy pływają po półpłynnej
astenosferze, i są w niej zanurzone w ten sposób, iż im wyższy blok tym głębiej jest on zanurzony (proporcjonalnie) W
związku z tym pod kontynentami są tzw. korzenie skorupy, a pod morzami  antykorzenie skorupy. Airy założył także
iż na pewnej głębokości musi występować wyrównanie ciśnień (poziom kompensacji). Naciski na tych głębokościach
sÄ… jednakowe we wszystkich kierunkach, a stan materii jest lepko  plastyczny. Teorie Airy ego zmodyfikowali:
Heiskanen i Veining. Zarówno hipoteza Pratta, jak i hipoteza Airy'ego przyjmują istnienie głębokości, na której panuje
równowaga hydrostatyczna. Poziom wyrównania izostatycznego, czyli poziom jednakowego ciśnienia działającego na
jednostkę powierzchni, w koncepcji Pratta to linia, nad którą znajdują się bloki o różnej gęstości. Bloki o niskiej
gęstości odpowiadają wzniesieniom na powierzchni.
Interpretacje ilosciowe i jakosciowe w grawimetrii Sondowanie oporu:Interpretacja:1. Interpretacja ilościowa-
polega na analizie wydzielonej anomalii w powiązaniu z budową geologiczną rejonu badań. Zadaniem interpretacji
ilościowej jest określenie kształtów, rozmiarów, głębokości i innych parametrów interesujących nas obiektów
geologicznych.2. Interpretacja jakościowa- pozwala uzyskać dane co do lokalizacji struktur zaburzających, polega na
opisie związków anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je w świetle geologicznych
warunków ich wystepowania.
Niejednoznacznosć interpretacji ilościowej w grawimetrii + możliwość jej ograniczenia Występuje w tej analizie
zbyt dużo niewiadomych, dlatego aby ograniczyć ich ilość stosuje się zakres zmienności. Przyjmuje się za znane:
kształt ciała zaburzającego (po dopasowaniu do wzorca), zasięg głębokościowy ciała, znana jest najcześciej różnica
gęstości. W ten sposób można ograniczyć się do kilku alternatyw. Dla potwierdzenia stosuje się inne metody.
Rysunek i opis wektora ziemskiej indukcji magnetycznej
Ziemska indukcja magnetyczna (B) jest to podstawowa wielkość charakteryzująca pole magnetyczne Ziemii. Jednostką
B jest tesla 1T=Wb"m-2=104 Gs (gaus). Pole ziemskie jest na tyle słabe, że jego wartość i jej zmiany podaje się zwykle
w nanoteslach 1 nT= 10-9 T.
Prostokątny, prawoskrętny układ współrzędnych( na półkuli północnej):
- wektor natężenia pola magnetycznego.
OX -składowa północna X, skierowana zgodnie z południkiem
geograficznym ku północy (N).
OY- składowa wschodnia Y skierowana zgodnie z równoleżnikiem
na wschód (E).
OZ - składowa pionowa Z skierowana pinowo w dół.
H  rzut poziomy wektora natęrzenia .
D  deklinacja magnetyczna (pomiędzy H a X)
I  inklinacja magnetyczna (pomiędzy H a T)
Ziemskie pole magnetyczne  pole magnetyczne występujące
naturalnie wewnątrz i wokół Ziemi. Odpowiada ono w przybliżeniu
polu dipola magnetycznego z jednym biegunem geomagnetycznym
w pobliżu geograficznego bieguna północnego i z drugim biegunem
geomagnetycznym w pobliżu bieguna południowego. Linia łącząca
bieguny geomagnetyczne tworzy z osiÄ… obrotu Ziemi kÄ…t 9,98°[1].
Pole magnetyczne rozciąga się na kilkadziesiąt tysięcy kilometrów od Ziemi, a obszar w którym ono występuje
nazywa siÄ™ ziemskÄ… magnetosferÄ….
Podstawy fizyczne badan paleomagnetycznychPaleomagnetyzm  magnetyczne właściwości każdej skały ziemskiej
zawierającej minerały ferromagnetyczne. W trakcie powstawania skał (wylewnych lub osadowych) utrwala
siÄ™ ziemskie pole magnetyczne istniejÄ…ce w danym momencie  azymut (deklinacja) i inklinacja bieguna
magnetycznego. Magnetyzacja szczątkowa zależy też od natężenia pola magnetycznego w momencie powstawania
skały. Na podstawie badań paleomagnetycznych określa się miejsce i czas powstawania skał. W historii Ziemi
wyróżnia się epoki paleomagnetyczne o normalnej i odwróconej polarności biegunów magnetycznych (patrz 
Przebiegunowanie Ziemi). Dzięki paleomagnetyzmowi udowodniono różne rozmieszczenie w przeszłości
geologicznej lądów i mórz  wędrówkę kontynentów i bieguna magnetycznego Ziemi (patrz Tektonika płyt).
Paleomagnetyzm jest dziedziną geomagnetyzmu zajmującą się badaniem pola magnetycznego w przeszłości. Metoda
paleomagnetyczna opiera się na fakcie, że powstające skały (zarówno wylewne, jak i osadowe) ulegają trwałemu
namagnesowaniu w momencie zastygania lub sedymentacji w sposób zgodny z panującym w danym czasie polem
magnetycznym; namagnesowanie to pozostaje pomimo zmian kierunku zewnętrznego pola magnetycznego. Badając
skały w miejscu ich narastania, można określić kierunek pola magnetycznego w przeszłości.
Prawo rozpadu promieniotworczego (sens fizyczny i jak wykorzystuje sie je do okreslania wieku bezwzglednego)
Prawo rozpadu promieniotwórczego.Rozpad promieniotwórczy, to zachodząca samorzutnie przemiana jądrowa: alfa,
beta lub gamma w wyniku której następuje emisja odpowiednio cząstki alfa, elektronu bądz
pozytonu lub
promieniowania elektromagnetycznego (fotonu). Samorzutny charakter rozpadów promieniotwórczych oznacza, że
rozpad danego jądra nie jest powodowany żadnymi czynnikami zewnętrznymi i nie zależy jego wcześniejszych losów.
To, czy w danym momencie czasu nastąpi rozpad danego jądra możemy opisać jedynie z pomocą pojęć statystycznych
określając prawdopodobieństwo takiego rozpadu. Rozpady poszczególnych jąder następują niezależnie od
siebie. Liczba jąder, które ulegną rozpadowi w krótkim przedziale czasu proporcjonalna jest do liczby jąder N i do
lð
długości przedziału czasu, dt gdzie jest współczynnikiem proporcjonalności zwanym stałą rozpadu. Znak minus we
wzorze oznacza, że liczba jąder ulegających rozpadowi dN, odejmuje się od liczby jąder N. Dzieląc obie strony tego
wzoru przez N uzyskujemy równanie różniczkowe, które można łatwo scałkować gdzie C jest stałą całkowania.
Oznaczając przez N0 liczbę jąder w chwili początkowej tj. dla t=0 możemy wyznaczyć stałą
całkowania: Liczba jąder, które nie rozpadły się w czasie t wynosi więcWzór (14.3.6) wyraża prawo
N(0) =ð N0 ®ð C =ð N0
rozpadu promieniotwórczego - podstawowe prawo przemian jądrowych. Liczba jąder, które uległy rozpadowi w
czasie t wynosi. Åšredni czas życia jÄ…dra promieniotwórczego równy jest odwrotnoÅ›ci staÅ‚ej rozpadu: tð =ð 1/ lð Czas, w
tð
którym rozpadowi ulega połowa początkowej liczby jąder nazywany jest czasem połowicznego zaniku. Czas ten
wyznaczyć można ze związku. Liczba rozpadów zachodzących w jednostce czasu w z
ródle promieniotwórczym nosi
nazwę aktywności A. Aktywność z
ródła określona jest więc jako stosunek liczby rozpadów w danym przedziale czasu
do wielkości tego przedziału, patrz wzór. Jednostką aktywności jest bekerel (Bq). Jeden bekerel, to aktywność z
ródła,
w którym zachodzi jeden rozpad na sekundę. Zanik aktywności z
ródła określony jest przez prawo rozpadu
promieniotwórczego.
Od czego zalezy opor skały Opór elektryczny skał zależy od następujących czynników:- skład mineralny skały,
- struktura i tekstura,- temperatura i ciśnienie,- stopień nasycenia por,- stosunki hydrogeologiczne i geochemiczne,
- wiek skał, ich geneza, rozwój i historia środowiska geologicznego.
Jaki sens fizyczny ma pojecie magnitudy wstrzasu? co oznacza ML= -3 ?
- pojęcie empiryczne, jest to skala względna, logarytmiczna, która polega na porównywaniu z wzorcem. Ml=log
Am/Ao. Ludzie odczuwają magnitudy większe od 2,5 w tej skali a największe magnitudy nie przekraczają 9. obecnie
def. Magnitudy jest uogólniona: M=log a/T + f(delta,h) + Cs +Cr
Jest kilka skal magnitud: - dla fal objętościowych, magnituda lokalna, dla fal powierzchniowych.
M=loga +c1log delta +c2, c1,c2- stała. Magnituda jest liniowo powiązana z energią sejsmiczną log epsylon=a+bMl
magnit wstrzasu  3=loga/ao, Qmax/Qo=10^-3
Na czym polega interpretacja sondowan oporu Sondowanie oporu:Interpretacja:1. Interpretacja ilościowa- polega na
analizie wydzielonej anomalii w powiązaniu z budową geologiczną rejonu badań. Zadaniem interpretacji ilościowej
jest określenie kształtów, rozmiarów, głębokości i innych parametrów interesujących nas obiektów geologicznych.2.
Interpretacja jakościowa- pozwala uzyskać dane co do lokalizacji struktur zaburzających, polega na opisie związków
anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je w świetle geologicznych warunków ich
wystepowania.Wygodną interpretację otrzymujemy, gdy spełnione są warunki:- quasi horyzontalne zaleganie warstw o
stałej wartości oporu elektrycznego,- mała zmienność pionowa i pozioma przypowierzchniowych utworów
geologicznych,- brak dużych i częstych niejednorodności opornościowych w osadach najwyżej położonych,-
zachowanie na obszarze badań znacznej ciągłości warstw,- brak przewarstwień o bardzo dużym oporze,
uniemożliwiającym badanie niżej ległego ośrodka skalnego.Sondowanie oporu:Zwane również pionowym
sondowaniem oporu. Jest metodą rozpoznania następstwa warstw oraz ich miąższości w przekroju pionowym pod
wybranym punktem na powierzchni ziemi wykorzystując zróżnicowanie oporów właściwych tych warstw. Wzrastająca
w procesie sondowania rozpiętość obwodu zasilającego (elektrody AB) powoduje, że obejmuje on coraz głębsze
warstwy. Zmiany oporu wskazują na następstwo warstw. Bezpośrednio mierzonymi wielkościami są: natężenie prądu I
DðV
w obwodzie AB, spadek potencjału w obwodzie pomiarowym MN oraz wymiary całego układu pomiarowego (K-
współczynnik geometryczny układu pomiarowego). Na ich podstawie oblicza się tzw. opór pozorny (opór pozornie
jednorodnego ośrodka skalnego).
Co musi zawierac prognoza trzesien ziemiPrognoza musi zawierać parametry:a) naukowe: ocena miejsca, czas, skalę
(wielkość, energia, magnituda lub moment sejsmiczny) trzęsienia ziemi wraz z określonymi błędami [bez tego nie ma
prognozy!]b) praktyczne: prognoza zagrożenia (hazardu) sejsmicznego  statystycznie realizowana i wykorzystywana,
musi być z wyprzedzeniem!Z notatek Agnieszki Kochanowskiej: Nie da się prognozować trzęsień ziemi. Nie ma
zjawiska, które pozwoliłoby na skuteczne prognozowanie; nie ma prekursorów. Jak zmienimy definicję prognozy, to
będziemy mogli prognozować trzęsienia ziemi *widziałam jeszcze jeden rozdział w książce  jak doczytam to Wam
podeślę, bo trochę tego było. Jednak w innych notatkach jest:Prognozowanie fizyczne opiera się na obserwacji i
wyznaczaniu pewnych oznak poprzedzających trzęsienie ziemi:- tzw. for szoki  wstrząsy poprzedzające trzęsienie
główne,- anomalie pola magnetycznego i siły ciężkości oraz zwiększona zawartość niektórych związków w wodach
wgłębnych (m.in. radonu),- zmiany oporu, przewodności elektrycznej skały,- zmiany poziomu wód wgłębnych oraz
wydatków w otworach naftowych. Właśnie nieznajomość warunków dostatecznych czyni prognozowanie zjawisk
sejsmicznych zadaniem niezwykle trudnym. Niejasna sÄ… procesy fizyczne i mechanizmy samej inicjacji rozrywu mas
skalnych związanych z powstawaniem trzęsienia ziemi. Przez długi e okresy w ogóle się go nie obserwuje. Siła tarcia
utrzymuje płyty w bezruchu. Kiedy naprężenia stają się większe niż wytrzymałość skał następuje gwałtowne pęknięcie
- trzęsienie ziemi uruchamiające płyty. Nikt nie potrafi przewidzieć dokładnie kiedy może nastąpić trzęsienie ziemi.
Skrupulatne opracowywanie map i monitoring aktywności sejsmicznej umożliwiają naukowcom określenie stref
zagrożenia i częstości występowania wstrząsów sejsmicznych. kilka wielkich trzęsień ziemi grzecznie zapowiedziało
swoje nadejście w postaci serii drobnych wstrząsów.
Hodografy fal odbitych i zalamanych
a) Hodografem fali refleksyjnej jest hiperbola.b) Krzywizna hodografu jest funkcją prędkości i głębokości do granicy
odbijającej. c) hę!hodograf jest bardziej płaski.Vę! hodograf jest bardziej płaski.
Zadania i cele glebokich sondowan POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000
W 1997 i 2000 roku między innymi na obszarze Polski zostały przeprowadzone dwa
największe na świecie eksperymenty aktywne: POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000.
Eksperyment POLONAISE 97 został przeprowadzony w maju 1997 roku, wykorzystano
około 600 sejsmometrów do zarejestrowania 63 strzałów wzdłuż pięciu profili. A
Ä…czna
długość profili wyniosła w przybliżeniu 2000 kilometrów, zaś najdłuższy profil (P4) miał
ponad 800 kilometrów. Prace polowe trwały dwa tygodnie. Do rozmieszczenia i detonacji
ładunków wybuchowych wynajęto piętnaście dwudziesto-osobowych grup, natomiast obsługą
sprzętu zajmowało się trzydzieści dwu, trój-osobowych grup. Dokładność rozmieszczenia
ładunków i stacji zapewniał system GPS, który synchronizował także czas detonacji.
Eksperyment CELEBRATION 2000 został przeprowadzony w czerwcu 2000 roku.
Całkowita długość profili wyniosła około 8900 kilometrów, a odległość pomiędzy stacjami
wzdłuż profili 2,8 lub 5,6 kilometra. Do zarejestrowania 147 strzałów użyto 1230
sejsmometrów. Średnia masa ładunków wynosiła około 500 kg, a najlżejsze ważyły 90 kg.
Najsilniejszy wybuch zafundowali Rosjanie odpalając około 15 ton. Prace polowe trwały trzy
tygodnie. W eksperymentach POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 wzięli udział naukowcy i
technicy z 15 krajów: Polski, USA, Kanady, Danii, Czech, Słowacji, Węgier, Austrii, Niemiec, Litwy, Białorusi, Rosji,
Finlandii, Szwecji i Turcji.
Pętla Histerezy Histereza  w naukach przyrodniczych, zjawisko zależności aktualnego stanu układu od stanów w
poprzedzających chwilach. Inaczej  opóz
nienie w reakcji na czynnik zewnętrzny. Zjawisko odkrył i nazwał James
Alfred Ewing w roku 1890. Termin ten zapożyczony został także przez nauki społeczne. Najbardziej znane przypadki
histerezy występują w materiałach magnetycznych, głównie w ferromagnetycznych, gdzie namagnesowanie następuje
dopiero po pewnym wzroście zewnętrznego pola magnetycznego. Histereza występuje także w układach
mechanicznych (materiały elastyczne, mięśnie) oraz w procesie adsorpcji. Na wykresie dwóch zależnych od siebie
wielkości, zjawisko histerezy ukazuje się najczęściej jako pętla. W przypadku braku histerezy wykres jest pojedynczym
łukiem krzywej (w szczególności odcinkiem dla materiałów liniowych). Tzw. histereza kapilarna dotyczy izoterm
adsorpcji na materiałach porowatych posiadających pory w kształcie otwartych obustronnie cylindrów lub butelek i
oznacza inny przebieg adsorpcji (przy podwyższaniu ciśnienia adsorbatu) i desorpcji (przy obniżaniu ciśnienia).
Zjawisko to jest wykorzystywane m.in. do badania struktury porowatych ciał stałych. W urządzeniach, w których
następuje wielokrotne magnesowanie (np. rdzenie transformatorów), histereza postrzegana jest jako problem, ponieważ
jej pole powierzchni jest proporcjonalne do strat energii podczas jednego cyklu przemagnesowania. W takich
sytuacjach, poprzez odpowiedni skład chemiczny, obróbkę plastyczną i obróbkę termiczną dąży się do minimalizacji
jej powierzchni. Najlepsze materiały magnetycznie miękkie mogą posiadać koercję nawet mniejszą niż 0,1 A/m (np.
kobaltowa amorficzna taśma magnetyczna). Substancje wykazujące histerezę (materiały magnetycznie półtwarde) są
wykorzystywane do zapisu informacji w twardych dyskach, dyskietkach, taśmach magnetycznych, kartach
kredytowych itp. Po namagnesowaniu fragmentu materiału półtwardego i usunięciu pola magnesującego materiał taki
pozostaje namagnesowany. Namagnesowanie to jest zależne (prawie proporcjonalnie) od natężenia pola
magnesujÄ…cego, co jest wykorzystywane w analogowych systemach zapisu dz
więku i obrazu. W systemach cyfrowych
magnesuje się ferromagnetyk do nasycenia, zmiana stanu na przeciwny oznacza zmianę sygnału. Sygnał koduje się
zazwyczaj czasem między kolejnymi przemagnesowaniami. W materiałach magnetycznie półtwardych powierzchnia
pętli histerezy jest optymalizowana jako kompromis pomiędzy ilością energii zgromadzonej w magnetyku a łatwością
jego przemagnesowania (łatwością odczytu/zapisu informacji). Wartości stosowanych koercji materiałów
magnetycznie półtwardych są pośrednie pomiędzy materiałami miękkimi i twardymi (jednak bardziej w kierunku
materiałów twardych  stąd też nazwa półtwarde). W materiałach magnetycznie twardych (czyli w magnesach
trwałych) parametrem najważniejszym jest ilość zgromadzonej energii magnetycznej, toteż dąży się do osiągnięcia
maksymalnej szerokość pÄ™tli histerezy. Parametrem charakterystycznym każdego magnesu jest wartość (B·H)max, którÄ…
wylicza się jako wartość maksymalną iloczynu BH z fragmentu histerezy leżącego w drugiej ćwiartce układu osi
współrzędnych (tzw. krzywa odmagnesowania). W najnowszych materiałach magnetycznie twardych wartość koercji
może osiągać nawet powyżej 20 MA/m. Histereza kąta zwilżania Kąt zwilżania cieczy postępującej wzdłuż
powierzchni przekracza wartość kąta zwilżania cieczy cofającej się na tej powierzchni. Efekt ten można zauważyć
poprzez obserwację kropel na szybie okiennej lub powierzchniach pochyłych. Różnica tych kątów nazywana jest
histerezÄ… kÄ…ta zwilżania, która potrafi być caÅ‚kiem duża, aż do 50° dla wody na powierzchniach minerałów. Efekt ten
ma duże znaczenie w procesach nakładania powłok. Histereza jest ogólnie przypisywana powierzchniom
chropowatym, niejednorodnym, zanieczyszczeniom roztworu adsorbującymi się na powierzchni, pęcznieniu,
reorganizacji lub zmianie powierzchni przez rozpuszczalnik. Miejscowe nachylenie chropowatej powierzchni lub
miejscowe różnice w energiach międzyfazowych na powierzchniach niejednorodnych mogą powodować różnice kąta
zwilżania. Nie jest do końca pewnym, jak w innych zjawiskach histeretycznych (jak w magnetyzmie), czy histereza
kąta zwilżania może zostać opisana poprzez nieodwracalne przejścia lub  skoki pomiędzy domenami stanów
równowagowych. Histereza przemiany fazowej ciało stałe-cieczHistereza występuje w przemianach fazowych kiedy
temperatury topnienia i krzepniÄ™cia sÄ… różne. Na przykÅ‚ad, agar topi siÄ™ w temperaturze ok 85 °C, a krzepnie w zakresie
od 32 do 40 °C[2]. Oznacza to, że agar stopiony przy temperaturze 85 °C pozostaje w stanie ciekÅ‚ym do temperatury
40 °C. StÄ…d też, od temperatury 40 do 85 °C, zależnie od stanu wyjÅ›ciowego, agar może być w postaci ciekÅ‚ej lub
stałej. Histereza sprężysta Histereza sprężysta  wykres w kształcie pętli zależności odkształcenia ciała stałego od
naprężenia; przejaw tarcia wewnętrznego i rozpraszania energii na skutek rozciągania i ściskania sprężystego ciała
stałego w nie w pełni odwracalnym procesie. Alternatywne stany stabilne W ekologii efekt histerezy występuje przy
przechodzeniu między dwoma stanami ekosystemu określanymi jako alternatywne stany stabilne. Przykładem jest stan
ekologiczny żyznych jezior (mezotroficznych i eutroficznych), zwłaszcza płytkich. Przy umiarkowanej żyzności na
roślinność takich jezior składają się głównie makrofity, utrudniając uwalnianie biogenów z osadów do toni wodnej,
przez co biomasa fitoplanktonu jest umiarkowana, a woda przezroczysta. Przy wzroście żyzności albo zaburzeniu
struktury zbiorowisk makrofitów, ilość biogenów w toni wodnej wzrasta, przez co zwiększa się udział fitoplanktonu i
mętność wody, co  zacieniając dno  utrudnia rozwój makrofitów. Po przejściu ze stanu czystej wody (dominacja
makrofitów) do stanu mętnej wody (dominacja fitoplanktonu) obniżenie żyzności nie powoduje automatycznego
powrotu do stanu poprzedniego. Następuje to dopiero po znacznym obniżeniu żyzności, a proces przechodzenia między
oboma stanami wyrażony jest krzywą histerezy. Histereza poza naukami przyrodniczymi. Termin histereza został z
nauk przyrodniczych zapożyczony także do nauk społecznych. Stąd wziął się makroekonomiczny termin histerezy na
rynku pracy - oznaczający wpływ zjawisk występujących w przeszłości na długookresową równowagę rynku pracy.
Hubbla Prawo Prawo Hubble a jest podstawowym prawem kosmologii obserwacyjnej, wiążącym odległości galaktyk
r z ich tzw. prędkościami ucieczki v (których miarą jest przesunięcie ku czerwieni z). Prawo to określa, iż te dwie
wielkoÅ›ci sÄ… do siebie proporcjonalne, a staÅ‚Ä… proporcjonalnoÅ›ci jest staÅ‚a Hubble a H0: v =ð H0rv Istnienie takiej
proporcjonalnoÅ›ci przewidziaÅ‚ w 1927 roku Georges Lemaître (Annals of the Scientific Society of Brussels, 47, 49), a
wykazał jako pierwszy Edwin Hubble w roku 1929. Dokonał on pomiaru odległości do sześciu galaktyk w Grupie
Lokalnej przy użyciu cefeid jako świec standardowych, a następnie rozszerzył próbkę do 18 galaktyk, sięgając
odległości gromady Virgo i wybierając jako świece najjaśniejsze gwiazdy w galaktykach. Zależność Hubble a jest
prawdziwa dla galaktyk (ściślej: gromad) odpowiednio nam bliskich, lecz na tyle dalekich, że nie są już powiązane
grawitacyjnie z Drogą Mleczną i ogólniej z Grupą Lokalną.Prawo Hubble a jest matematyczną interpretacją
astronomicznego zjawiska, potocznie określanego jako  ucieczka galaktyk , a objawiającego się tym, że światło niemal
wszystkich galaktyk jest przesunięte ku czerwieni. Im większa odległość do danej galaktyki, tym przesunięcie jej
widma ku dłuższym falom jest większe. Przez analogię z prawem Dopplera można stwierdzić oddalanie się dowolnej
galaktyki względem pozostałych. Wnioskuje się na tej podstawie, że musiały dawniej znajdować się  w jednym
miejscu (bardzo blisko siebie), a ruch wszystkich został zapoczątkowany przez Wielki Wybuch. Prawo Hubble a
(obowiązujące lokalnie) można również wywnioskować na gruncie ogólnej teorii względności przy założeniu, iż
Wszechświat jest jednorodny i izotropowy. Ekspansja jest wówczas opisana równaniem Friedmanna. Oprócz efektu
związanego z ruchem galaktyk, zmiana długości fali elektromagnetycznej docierającej z odległości kosmologicznych
jest powodowana również rozszerzaniem się samej przestrzeni.Odstępstwa od prawa Hubble a są związane z tzw.
prędkościami swoistymi galaktyk. W jednorodnie ekspandującym Wszechświecie prawo Hubble a jest liniowe i
interpretowane jako zależne od czasu kosmicznego. Relacja ta teoretycznie jest spełniona przez wszystkich
obserwatorów fundamentalnych, ale w rzeczywistości zależy od wybranego kierunku w przestrzeni.
Anomalie sily ciezkosci Anomalie siły ciężkości przedstawia się na mapie w postaci izoanomalii. Anomalia siły
ciężkości  w geofizyce różnica między zmierzoną (i zredukowaną do poziomu elipsoidy) w danym punkcie siłą
ciężkości a normalną siłą ciężkości na danej szerokości geograficznej. Zwyczajowo mierzona jest w miligalach (mGal),
rzadko stosuje siÄ™ milimetry na sekundÄ™ do kwadratu (mm/s2).
W celu określenia anomalii, należy dla zmierzonej siły ciężkości zastosować szereg poprawek: poprawka
wolnopowietrzna (Faye'a)  sprowadza punkt pomiarowy do poziomu elipsoidy, poprawka na płytę płaskorównoległą 
uwzględnia masy leżące między punktem pomiaru a powierzchnią odniesienia, poprawka topograficzna  uwzględnia
wpływ ukształtowania otaczającego terenu, poprawka lunisolarna  uwzględnia wpływ oddziaływania słońca i
księżyca. Na podstawie anomalii siły ciężkości można określić położenie i kształt niektórych struktur geologicznych.
Obiekty o gęstości wyższej, niż otoczenie (np. rudy) oddziałują dodatnio na siłę ciężkości, natomiast te o gęstości
mniejszej (kawerny, wysady solne)  ujemnie. Należy przy tym zaznaczyć, że nad łańcuchami górskimi anomalie są
ujemne, a nad morzami dodatnie  spowodowane jest to zjawiskiem izostazji. W centralnych Alpach typowa wartość
anomalii wynosi  150 mGal ( 1,5 mm/s2). Anomalie spowodowane dużymi i głęboko zalegającymi strukturami noszą
nazwę anomalii regionalnych i rzadko stanowią obiekt badań  geofizyka stosowana wykorzystuje anomalie lokalne
(należy je oddzielić od anomalii regionalnych na drodze interpretacji jakościowej).
Ogniska wstrzasu izochrony???