Ziemska indukcja magnetyczna jest to podstawowa wielkość charakteryzująca pole magnetyczne Ziemii. Jednostką 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): Pole niedipolowe ziemskiego pola magnetycznego( pole szczątkowe geomagnetyczne) jest to różnica pomiędzy wektorami rzeczywistego pola oraz pola dipolowego będącego pierwszym przybliżeniem pola geomagnetycznego. Składają się na nie anomalie magnetyczne kontynentalne, regionalne i lokalne, związane z budową geologiczną Ziemii.Pole dipolowe i pole anomalii kontynentalnych związane jest z wgłębną budową Ziemii (niejednorodności głębokich warstw Ziemii). Anomalie regionalne związane są z geologicznymi strukturami regionalnymi. Struktury posiadające zwiększone ilości rud żelaza zwiększają wartość natężenia pola magnetycznego np. anomalia kurska ( S od Moskwy) Anomalie magnetyczne lokalne związane z lokalnym występowaniem Fe, np. dajki andezytowe w obrębie osadowego masywu Pienin. Czyli generalnie związane z występowniem ciał o własnościach magnetycznych.Wartości normalne składowej pionowej ziemskiej indukcji magnetycznej Są to wartości mierzone pionowo ( w dół), zgodnie ze składową Z. Są to wartości określone dla pola dipolowego Ziemi. Wartości te ulegają zmianą w czasie oraz przestrzeni. Charakteryzuje się zmianami wiekowymi, rocznymi i dobowymi. Szczególnie ostatnie wpływają na mierzone wartości. Zmiany w przestrzeni zależne są od współrzędnych geograficznych danego punktu. Anomalia magnetyczna składowej Z jest to różnica składowej Z dla badanego obszaru (Zobs) i składowej Z dla pola dipolowego Ziemi (Zu). Wyraża się wzorem:ΔZ=Zobs- ZuAnomalia ze względu na zasię można podzielić na kontynentalne, regionalne i lokalne. Wywołane przez występowanie minerałów para i ferromagnetycznych w formach geologicznych takich jak np. dajki, żyły inne formy skał wylewnych. Serie rudonośne (magnetytu lub innych feromgnetyków)Wartość ΔZ jest zależna od wielkości składowej Zobs mierzonej dla danego obszaru, gdzie może występować anomaliaMagnetometr protonowy wykorzystuje efekt jądrowego rezonansu magnetycznego. W słabym polu magnetycznym moment magnetyczny jądra atomu precesuje wokół kierunku pola z częstotliwością proporcjonalną do wartości natężenia T, określoną równaniem LarmoraWartość całkowitego natężenia pola geomagnetycznego mierzona jest przez określenie częstotliwości swoodnej precesji jąder atomowych, jakimi są protony, w próbce wody lub innego materiału o dużej zawartości wodoru. Momenty magnetyczne protonów są polaryzowane polem powstałym przez przepływ prądu stałego przez zwojnicę nawiniętą na próbkę z wodą. Po wyłączeniu prądu polaryzującego momenty magnetyczne protonów precesują zgodnie wokół ziemskiego pola magnetycznego indukując w drugiej zwojnicy otaczającej próbkę napięcie o częstotliwości precesji. Ruch termiczny dezorientuej protony, tak że spójność gwałtownie zanika. Zanim sygnał zaniknie w tle szumu, zliczana jest liczba sygnałów precesji w ustalonym przedziale czasu określanym częstotliwością wzorcowego generatora kwarcowego. W magnetometrze protonowym polowym dokładność realna wynosi 0,2 nT.Z notatek z zajęć z Pierwołą:Wykorzystuje zjawisko swobodnej precesji protonów w wodzie wypełniającej pojemnik umieszczony w ziemskim polu magnetycznym. Protony zachowują się jak dipole magnetyczne – ustawiają się zgodnie z polem magnetycznym. Przepływ prądu w selenoidzie generuje dodatkowe p. magnetyczne (silniejsze i o wyraźnie innym kierunku niż ziemskie). Protony ustawiają się zgodnie z nowym polem.Wyłączenie sztucznego pola powoduje, że protony wracają do ustawienia zgodnego z polem ziemskim wykonując ruch precesyjny wokół wektora T. Indukcja magnetyczna jest wprost proporcjonalana do częstotliwości precesji (liczba cykli w czasie 1 s)Częstotliwość precesji mierzy elektroniczny układ pomiarowy magnetometru (0,1 nT dokładność)Jak można zmierzyć lub wyznaczyć moduł wektora ziemskiej indukcji magnetycznejMożna zmierzyć za pomocą magnetometru protonowego, bądź innego przyrządu badającego wartość natężenia pola magnetycznego (T) oraz wyznaczyć moduł wektora B. W magnetometrze protonowym Indukcja magnetyczna jest wprost proporcjonalana do częstotliwości precesji (liczba cykli w czasie 1 s)Niejednoznaczność interpretacji ilościowej w magnetometrii na czym polega i jak ją można ograniczyćInterpretacja ilosciowa przedstawia głębokości, rozmiar oraz kształt ciała zaburzającego pole magnetyczne. Często modele powstające z danych parametrów są skomplikowane i niejednoznaczne. Dlatego stosuje się różne warianty modeli teoretycznych dla analizowanych anomalii magnetycznych. Do nich można porównać określone w badaniu parametry.Podstawy fizyczne badań paleomagnetycznych. Podstawą fizyczną badań paleomagnetycznych jest naturalna pozostałość magnetyczna, czyli trwałe namagnesowanie ferromagnetyków, które pozostaje po usunięciuz zewnętrznego pola magnetycznego. Kierunek oraz zwrot wektora indukcji w ferromagnetykach jest taki sam jak kierunek oraz zwrot wektorów pola magnetycznego. Dlatego na podstawie badań ferromagnetyków można określić parametry pozostałości magnetycznych z dawnych okresów geologicznych.Wykorzystanie badań paleomagnetycznych w naukach o Ziemi -analiza przesunięć płyt i ich wieku-wyznaczenie wieku badanych skał-wyznaczenie granic stratygraficznych - inwersje pola magnetycznego Ziemi w różnych epokach geologicznych- wskaźnik warunków powstawania skał-udowadniają słuszność teorii tektoniki płytowej.Uzasadnij dlaczego w oparciu o badania paleomagnetyczne można wyznaczyć miejsce powstania skały i prędkość dryfu płyty lub mikropłytyNa podstawie badań paleomagnetycznych można określić inwersje pola magnetycznego Ziemi w różnych epokach geologicznych. Badanie wielokrotnych inwersji pola geomagnetycznego oraz dokładne datowanie bezwzględnego wieku pozwoliły na wprowadzenie korelacji dla skał różnego typu. Wiemy, że od strefy spreadingu (grzbiety oceaniczne) następuje narastanie skorupy ziemskiej w obie strony od grzbietu. Zatem można określić odległość skały od grzbietu oceanicznego, gdyż po jego obu stronach będzie ta sama pozostałość magnetyczna a tej samej odległości. Stosując korelację na podstawie korelacji inwersji pola geomagnetycznego, można określić wiek skały. Tym samym znając odległość od grzbietu i czas powstania można oznaczyć prędkość dryfu płyty.Wyniki badań magnetycznych w pobliżu ryftów oceanicznych (w punktach)a)Badanie magnetyczne w centrum ryftu pokazuje fragment skorupy złożony ze skał zawierające ferromagnetyki, o określonym namagnesowaniu, zgodnym ze współczesnym polem magnetycznym. b)Badania przeprowadzone w tej samej odległości w lewo i w prawo od ryftu , przedstawiają fragmenty skorupy ziemskiej z ferromagnetykami, posiadającymi pozostałość magnetyczną, których wektory są przeciwnie skierowane do współczesnego pola magnetycznego. c)Wraz ze zwiększającą się odległością w obu kierunkach od ryftu można określić naprzemienny zwrot wektorów namagnesowania ferromagnetyków w następujących po sobie fragmentach skorupy ziemskiej.Podstawowe składowe pola magnetycznego:deklinacja magnetyczna, inklinacja magnetyczna, natężenie pola magnetycznego, X,Y,Z- rzuty T na osie N-S, E-W i pionowe, Hp-składowa pozioma T, Deklinacja-jest to kąt pomiędzy płaszczyzną południka i płaszczyzną pionową, w której leży wektor pola magnetycznego,Inklinacja magnetyczna-jest to kąt pomiędzy wektorem pola magnetycznego i płaszczyzną poziomą. Jeżeli pole jest skierowane w dół to jego inklinacja jets dodatnia, jeżeli w górę- to ujemna,Deklinacja-zmienia się średnio między 20⁰W i 20⁰E,Inklinacja-zmienia się w sposób regularny od +90⁰ do -90⁰,Kawerna magnetyczna- skompresowane pole magnetyczne ziemskie, Dipol magnetyczny-magnez mający dwa bieguny punktowe o natężeniu +q i -q leżące odległości r. Pole magnetyczne to przestrzeń, w której występują oddziaływania magnetyczne. Źródłem pola magnetycznego są poruszające się ładunki elektryczne. Oddziaływania magnetyczne mogą mieć charakter przyciągający (pomiędzy biegunami różnoimiennymi N i S) lub odpychający (pomiędzy biegunami jednoimiennymi N i N oraz S i S).Linie pola magnetycznego wyznaczają hipotetyczne tory, po których poruszałby się pojedynczy biegun magnetyczny N. W miejscach większego zagęszczenia linii oddziaływania magnetyczne są silniejsze. Linie pola magnetycznego, w przeciwieństwie do linii pól: grawitacyjnego i elektrostatycznego, są zawsze zamknięte (zaczynają się na biegunie N, kończą na biegunie S). Ziemia jako magnes – magnetyzm ziemski wiąże się prawdopodobnie z poruszającymi się ładunkami elektrycznymi w gorącym jądrze Ziemi. Znajdują się tam metale w stanie zjonizowanym. Na skutek obrotu Ziemi wokół własnej osi swobodne elektrony i dodatnie jony metali stanowią swoiste prądy wirówDiamagnetyki-deformacja orbit (elektronowe orbity to kołowe obwody elektryczne o R=0, gdzie J=const.) zmienny strumień indukcji zewnętrznego pola magnetycznego indukuje dodatkowy prąd, pole magnetyczne tego prądu ma przeciwny zwrot do pola magnetycznego zewnętrznego,Paramagnetyki-nie skompensowane spiny jądra i spiny elektronów walencyjnych,Spin-moment własny pędu cząstki w układzie. Własne oznacza tu taki, który nie wynika z ruchu innych cząstek lecz z samej natury tej cząstki,Ferromagnetyki-nieskompensowane spiny elektronów lub orbitali 3d i 4f (nie zapełnione elektronami powłoki wewnętrzne).Koercja-natężenie powściągające to takie H_zew.=Hc aby zmiejszyć pozostałość magnetyczną do 0-ra.Histereza magnetyczna-to opóźnianie się zmian wartości namagnesowania J, a tym samym indukcji pola B w stosunku do zmian natężenia zewnętrznego pola magnetycznego H_.namagnesowanie indukcyjne _, J_r-namagnesowanie szczątkowe, J- namagnesowanie próbki.Namagnesowanie szczątkowe próbek skalnych nazywa się naturalną pozostałością magnetyczną. Wymiana ciepła zachodzi na jeden z trzech sposobów:przewodzenie ciepła polega na przekazywaniu energii przez bezładny ruch cząsteczek i ich zderzenia,konwekcja (unoszenie ciepła) na skutek przemieszczania się masy płynu (cieczy lub gazu):naturalna (swobodna) – samoczynny ruch płynu wskutek różnicy gęstości wynikającej z różnicy temperaturywymuszona – ruch płynu wywołany jest czynnikami zewnętrznymi (pompa, wentylator itp.)promieniowanie cieplne polega na przenoszeniu energii przez promieniowanie elektromagnetyczne emitowane w wyniku cieplnego ruchu cząsteczek. Wymiana ciepła przez promieniowanie nie wymaga obecności ośrodka pomiędzy ciałami, między którymi ciepło jest wymieniane, czyli może zachodzić przez próżnię.Ciała w polu magnetycznym-większość ciał, w tym również skały, pod wpływem działania pola magnetycznego nabierają własności magnetycznych. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym umieścimy ciało mające inne niż próżnia własności magnetyczne, wówczas w obrębie tego ciała i w jego sąsiedztwie nastąpi zakłócenie przebiegu linii sił pola magnetycznego. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym przebiega H linii sił przez 1cm² poprzecznego przekroju to przez 1cm² ciała umieszczonego w tym polu przeniknie B linii sił.Różne pozostałości magnetyczne skał:1)Termiczna pozostałość magnetyczna TRM2)Parcjalna termiczna p.m. PTRM(częściowa).3)Izotermiczna p.m.IPM.4)Lepka pozostałość VRM.5) P.m detrytyczna lub przy osadzaniu. DRM.6)Chemiczna lub krystaliczna p.m CRM.7)Inne rodzaje p.m.Domena magnetyczna-obecne w skale minerały magnetyczne występują w formie ziaren różnej wielkości rozproszonych w para lub diamagnetycznej matrycy. Spiny sąsiadujące ze sobą jonów tych minerałów są równoległe bądź antyrównoległe względem siebie. Takie porządkowanie obejmuje setki i tysiące jonów, teoretycznie powinno ono się rozciągać na całą objętość ziarna.Domena-obszar spontanicznego uporządkowania spinów w ferromagnetyku (ferrimagnetyku lub antyferromagnetyku, w którym poniżej temp. Curie wszystkie spiny są ustawione równolegle (antyrównolegle) co jest źródłem makroskopowego namagnesowania.Coluomb-[N](niuton)F-siła,q1-masa magnetyczna jednego bieguna,q2-masę magnetyczną drugiego bieguna magnesu,r-odległość między biegunami Natężenie[A/m](amper na metr)H-natężenie pola magnetycznego,q-masa próbnego bieguna,F-siła Indukcja[T](tesla)B - indukcja pola magnetycznegoH - nateżenie pola magnetycznego, M-bezwzględna przenikalnośc magnetycznePrawo Coulomba mówi, że siła wzajemnego oddziaływania dwóch punktowych ładunków elektrycznych jest wprost proporcjonalna do iloczynu tych ładunków i odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości między nimi. Natężenie pola magnetycznego jest to wielkość wektorowa mająca kierunek i zwrot taki sam jak wektor indukcji magnetycznej. Natężenie pola magnetycznego nie zależy od właściwości magnetycznych środowiska.Indukcja-wartością indukcji magnetycznej B nazywamy stosunek wartości siły działającej na cząstkę naładowaną ładunkiem q i poruszającą się prostopadle do kierunku linii pola, do iloczynu wartości bezwzględnej ładunku cząstki i jej szybkości.Pozostałość magnetyczna - zjawiskiem będącym podstawą paleomagnetyzmu jest zdolność pewnych skał do uzyskiwania pozostałości magnetycznej o kierunku pola działającego na skałę w czasie jej powstawania. Naturalna pozostałość magnetyczna- skały zawierające minerały magnetyczne w czasie swojej historii geologicznej uzyskują pozostałość magnetyczną którą nazwano naturalną pozostałością magnetyczną składającą się z: składowej pierwotnej (powstałej w czasie jej powstawania), składowych wtórnych (powstałej w czasie jej historii geologicznej- w wyniku działania różnych czynników fizykochemicznych: gorące roztwory, wysokie temperatury, utlenianie, obecne pole magnetyczne itp.)Właściwości magnetyczne skał- Informacje o polu geomagnetycznym w dawnych epokach geologicznych są zachowane przez skały zawierające minerały magnetyczne (np. tytanomagnetyty, hemoilmenity, tytanomaghemity, wodorotlenki żelaza)Ferrimagnetyki- Zawierają jony żelaza dwu- i trójwartościowego ułożone w dwóch regularnych podsieciach, tak że wektory momentów magnetycznych obu podsieci są antyrównoległe i nie są równej wartości stąd wypadkowy moment magnetyczny ≠ 0 Nieskompresowane antyferromagnetyki- wartości momentów magnetycznych są równe ale nie równoległe (nachylone pod pwenym kątem)Co to jest siła ciężkości. Co to jest wartość normalna siły ciężkości i jakim ulega ona zmianom. Uzasadnij dlaczegoSiła ciężkości – siła, z jaką Ziemia przyciąga dane ciało. Ciężar ciała jest wypadkową siły oddziaływania grawitacyjnego ciała z Ziemią i siły odśrodkowej związanej z ruchem obrotowym Ziemi. Na powierzchni Ziemi ciężar ciała jest skierowany pionowo w dół i określa go zależność: P=mg, gdzie: m - masa ciała, g – przyspieszenie ziemskie. Pojęcie normalnej siły ciężkości zrodziło się przy wyznaczaniu parametrów geoidy. Normalna siła ciężkości dotyczy pola siły ciężkości na powierzchni geoidy. Może ona ulegać zmianom, gdyż pojęcie geoidy jest wieloznaczne – można wykazać, że polu grawitacyjnemu Ziemi może odpowiadać różny rozkład mas w jej wnętrzu. Występują także trudności w wyznaczaniu związane z ciągłym falowaniem wód oceanicznych, zmianami w zasoleniu, temperatury, ciśnienia atmosferycznego oraz przypływów i odpływów wód morskich. Co to są drugie pochodne potencjału siły ciężkości – jak można je wyznaczyćPochodne potencjału (pierwsze i drugie) są funkcjami ciągłymi w całej przestrzeni zewnętrznej otaczającej Ziemię, bez względu na występujące wewnątrz globu nieciągłości w rozkładzie gęstości. Drugie pochodne są ograniczone (tak jak pierwsze pochodne), ale doznają nieciągłości na nieciągłościach gęstości. Pochodne odgrywają ważną rolę w grawimetrii stosowanej. Można dzięki nim m.in. wykryć niejednorodności ośrodka skalnego małych rozmiarów. Jednostką drugich pochodnych jest etwesz – od nazwiska geofizyka, który skonstruował przyrząd do pomiaru pochodnych, wagę skręceń.Geoida sens fizyczny i definicjaGeoidę definiuje się jako powierzchnię ekwipotencjalną siły ciężkości, która pokrywa sie ze średnim poziomem mórz i oceanów. Odzwierciedla ona własności fizycznej budowy Ziemi, nieciągłości jej krzywizny odpowiadają nieciągłościom gęstości w rozkładzie mas we wnętrzu Ziemi. Geoida w każdym swym punkcie jest prostopadła do kierunku siły ciężkości (lokalnego pionu). Trzy sposoby wyznaczania geoidy: z pokładów satelitów, z badań grawimetrycznych, z badań radarowych.Co to są anomalie siły ciężkości. Jak można je wyznaczyćAnomalia 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 się milimetry na sekundę do kwardratu (mm/s²). Anomalnie wyznacza się w wyniku badań grawimetrycznych m.in. grawimetrami (patrz niżej).Dlaczego przy wyznaczaniu anomalii siły ciężkości musimy przeprowadzać redukcje pomiarów. Wymień rodzaje redukcji

Redukcję pomiarów stosuje się, by uzyskać porównywalność wielkości g zmierzonych z wartościami normalnymi siły ciężkości oraz porównywalność wartości g zmierzonych w różnych punktach. Sprowadza się je do wspólnej płaszczyzny odniesienia. Rodzaje redukcji: - Faya’a (wolnopowietrzna),- poprawka na płytę płasko równoległą,- poprawka topograficzna,

- poprawka lunisolarna.Interpretacja jakościowa anomalii siły ciężkości cel i metodyInterpretacja jakościowa – polega na opisie związków anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je, w świetle geologicznych warunków ich występowania. Ma za zadanie lokalizowanie struktury zaburzającej (np. celem projektowania wierceń) i wydzielenie anomalii wywołanych wyłącznie przez interesującą nas strukturę geologiczną, które będą podstawą do analizy ilościowej. Metody interpretacji jakościowej:- metoda średnich,- metoda najmniejszych kwadratów,- metoda analitycznego przedłużenia anomalii w górę;metody do bezpośredniego wyznaczenia anomalii lokalnych:- metoda wyższych pochodnych pionowych,- metoda analitycznego przedłużenia anomalii w dół.Interpretacje ilościowe anomalii siły ciężkości (sens i metody) Interpretacja ilościowa polega na poszukiwaniu związków pomiędzy rozkładem anomalii siły ciężkości lub wyższych pochodnych jej potencjału, a parametrami ciała zaburzającego, będącego jego przyczyną. Dzieli się ją na zadanie proste (pośrednia) i odwrotne (bezpośrednia). Zadanie proste polega na prowadzeniu obliczeń analitycznych pól grawitacyjnych modeli ciał zaburzających o znanym geometrycznym kształcie. Zakładana też jest wielkość ciała, jego gęstość i głębokość występowania. Natomiast przez zadanie odwrotne rozumie się określanie parametrów ciał zaburzających na podstawie analizy prawidłowości wywołanego przez nie rozkładu anomalii siły ciężkości i jej wyższych pochodnych.Niejednoznaczność interpretacji ilościowej w grawimetrii wymienić na czym polega i jak ją można ograniczyćWystępuje 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 najczęściej różnica gęstości. W ten sposób można ograniczyć się do kilku alternatyw. Dla potwierdzenia stosuje się inne metody.Budowa i zasada działania grawimetru względnego. Zasadniczym elementem systemu pomiarowego grawimetru jest ramię ze skupioną na końcu masą. W czasie pomiaru siłę ciężkości działającą na masę równoważy najczęściej siła sprężystości powstała wskutek wydłużenia skręcenia lub ugięcia sprężyny lub układu sprężyn utrzymujących ramię. Deformacja sprężyny jest miarą zmiany siły ciężkości.Definicja anomalii Bouguera siły ciężkości. Co jest źródłem anomaliiAnomaliami Bouguera (Δg_B) nazywamy różnicę między wartością siły ciężkości zredukowaną (redukcja Bouguera) do poziomu odniesienia Z (g_z^’’) a wartością normalną siły ciężkości w danym punkcie pomiarowym (γ_z) odniesioną do tego samego poziomu:Normalnym przyspieszeniem siły ciężkości nazywamy takie, dla którego przyjęto założenie, że Ziemia jest zbudowana z jednorodnych koncentrycznych warstw o zmieniającej się gęstości wzdłuż promienia. Wartość γ będzie więc zależna jedynie od szerokości geograficznej.Istota i zasada pomiaru bezwzględnego siły ciężkości grawimetrem Grawimetry balistyczne służą do absolutnych (tzn. bezwzględnych) pomiarów siły ciężkości Balistyczny sposób pomiaru siły ciężkości można realizować 3 metodami: - swobodnego spadku ciał w próżni,- symetrycznego podrzutu i spadku (tzw. metoda symetryczna),- łączenia swobodnego i nieswobodnego spadku ciał.W zależności od konstrukcji grawimetru, w naczyniu, w którym odbywa się spadek ciała, panuje próżnia rzędu 10-5 do 0,1Pa. Przyjmowana wysokość spadku ciała waha się w granicach od 20 do 80 cm. W trakcie ruchu ciała mierzy się równocześnie momenty czasu, kiedy osiąga ono na swej drodze wybrane wysokości (zazwyczaj 3 lub 4). Wysokość spadku winna być wyznaczona z błędem nieprzekraczającym 0,01 μm. Do tego celu stosuje się interferometry laserowe sprzężone z zegarem atomowym, który zabezpiecza dokładność pomiaru spadku ciała.Krótko scharakteryzuj hipotetyczne źródła ziemskiego pola cieplnego. Wyszczególnij według ich udziału w obserwowanym ziemskim przepływie ciepła.Hipotezy dotyczące ziemskiego pola cieplnego: a)Ciepło powstało podczas formowania się Ziemi- stopniowe kurczenie się Ziemi powoduje stopniowe się jej ochładzanie b)Ziemia powstała jako ciało zimne, a poprzez kolizje materii kosmicznej w jej otoczeniu nastąpił wzrost Ziemi i podwyższenie jej temperatury c) Rozpad pierwiastków promieniotwórczych d) Rozpraszanie ciepła w formie pływów oceanicznych i ruchów skorupye) Ciepło zostało wyzwolone w trakcie formowania się jądraObecna hipoteza: a) Rozpad pierwiastków radioaktywnych U, Th, K w skorupie i zewnętrzym płaszczu- 80% ciepła b) Ciepło związane ze stygnięciem Ziemi oraz nagrzaniem promieniami słonecznymi –20 % ciepłaWłasności cieplne skał można wyznaczyć:1. W warunkach ustalonej równowagi cieplnej (stacjonarnego przepływu ciepła):λ- przewodnictwo cieplne substancji – czyli zdolność skał do przekazywania ciepła2. W warunkach nieustalonej równowagi cieplnej (niestacjonarnego przepływu ciepła):c- pojemność cieplna- charakteryzuje zdolność skały do gromadzenia energii cieplnej przy wymianie ciepła / stosunek ilości ciepła dostarczonego do odpowiadającego temu przyrostu temperaturyλ- przewodnictwo cieplne substancji a- współczynnik przewodnictwa temperaturowego- charakteryzuje prędkość zmian temperatury w wyniku pochłaniania ciepła. 3. Za pomocą metod kalorymetrycznych: λ- przewodnictwo cieplne substancji Jak i przy jakich ograniczeniach można wyznaczyć powierzchniową gęstość ziemskiego strumienia energii cieplnej.Wyznaczenie wartości powierzchniowej gęstości ziemskiego strumienia energii cieplnej czyli innymi słowy WYZNACZENIE WARTOŚCI STRUMIENIA CIEPLNEGO wymaga a)Pomiaru przewodnictwa cieplnego skał – preferowany pomiar IN SITU b)Pomiaru gradientu temperatury, przy czym powinien on być wykonany w otworze wiertniczym przy wymuszonym przepływie ciepła z większych głębokości c) W obrebie strefy stacjonarnego przepływu ciepła d) Otwór wiertniczy musi być izolowany termicznieOGRANICZENIA czyli czynniki zakłócające pomiary:Wahania tempetaury, Krążące wody podziemne, Zmiany klimatyczne, Wypiętrzanie i denudacja warstwOmów krótko zależność powierzchniowej gęstości strumienia cieplnego od mocy generowanego ciepła. Podaj interpretację geologiczną tej zależności- co to są prowincje geotermalne.PROWINCJE GEOTERMALNE (CIEPLNE)- to obszary gdzie stwierdzono LINIOWĄ zależność q (gęstości strumienia cieplnego) od A (mocy generowanego ciepła)Prawo Titusa-Bodego.Opisuje ono zależności pomiędzy odległościami kolejnych orbit układu słonecznego. W obecnej formie wyrażone jest wzorem na średnią odległość danej planety od słońca a=0,4+0,3*k gdzie k={0,102,4,8...}. Istnienie tej reguły wyjaśnia się tzw rezonansem orbitalnym. Nie ma pewności co do zasadności stosowania prawa dla innych układów planetarnych.Co to jest gwiazda? Co jest źródłem emitowanej energii?

Gwiazda – wg najprostszej definicji jest to ciało niebieski świecące własnym światłem. Powstaje w mgławicy w wyniku grawitacyjnego zapadania się obłoku materii.Lub:Gwiazda–kuliste ciało niebieskie stanowiące skupisko powiązanej grawitacyjnie materii w stanie plazmy.Gwiazdy wysyłają promieniowanie elektromagnetyczne w tym światło widzialne, będące efektem zachodzących w ich wnętrzu reakcji jądrowych podczas których dochodzi do syntezy helu z wodoru a później również kolejnych coraz cięższych pierwiastków aż do żelaza.Omów najważniejsze reakcje jądrowe zachodzące we wnętrzu gwiazd.Synteza helu:2H+3H ->4He+3,5 MeV + n + 14 MeV[wodór + wodór (deuter) → hel + 3,5 MeV energii + neutrino + 14 MeV energii]. Po skończeniu paliwa jądro zapada się po czym znowu zaczyna się rozszerzać (pulsacja). Jednocześnie gwiazda osiąga temperaturę rzędu 100mln K. Hel zaczyna tworzyć węgiel. Tworzy się jądro węglowe. Powstają kolejne pierwiastki:C → Mg+Na, C+He → O,O → S+Si … itd.W końcu dochodzi do syntezy Fe ( reakcja endoenergetyczna). Jądro zapada się a zewnętrzne warstwy zostają odrzucone (SUPERNOVA).Omów (w punktach) proces powstawania i definicję gwiazdyGwiazda– kuliste ciało niebieskie stanowiące skupisko powiązanej grawitacyjnie materii w stanie plazmyPowstawanie gwiazdy:formowanie gwiazdy w mgławicy, zapadanie obłoku materii, powstanie protogwiazdy, reakcje fuzji jądrowej, synteza coraz cięższych pierwiastków, synteza Fe, zapadnięcie jądra, eksplozja SUPENOVEJ. W przypadku różnych rozmiarów gwiazd efekt eksplozji może być różny – może powstać czarna dziura lub gwiazda neutronowaWymień planety skaliste oraz planety gazowe układu słonecznego. Na podstawie czego dokonujemy tego podziałuSkaliste (typ planety , która ma skalną lub skalno-lodową powłokę jądra metalicznego. Charakteryzuje ją duża gęstość w porównaniu z gazowymi olbrzymami, stała powierzchnia i niewielka masa) : Merkury, Wenus, Ziemia, Mars Gazowe ( typ planety , która nie ma stałej powierzchni, a skały nie stanowią znacznej części jej masy, posiada metaliczne jądro i ma stosunkowo niewielką gęstość): Jowisz, Saturn, Uran, NeptunPowstanie systemu słonecznego (syntetycznie)Układ słoneczny powstał 4,6 mld lat temu, kiedy to na skutek wybuchu SUPERNOVEJ obłok wodoru, helu i pyłu zaczął zapadać się grawitacyjnie. W centrum powstała protogwiazda a wokół niej zaczął wirować dysk protoplanetarny. Istniało dużo więcej drobnych obiektów które później grawitacyjnie utworzyły znane dziś planet. Zmieniły się również ich orbity.

Wnioski wypływające z prawa Hubble’a odnośnie dalszej ewolucji Wszechświata

Prawo Hubble`a - wiąże odleglość galaktyk z prędkością ucieczki (przesunięcie do podczerwieni). Im galaktyka jest dalej tym przesunięcie jest bardziej wyraźne. Dzięki temu można na podstawie widma galaktyk określić prędkość ich oddalania się od siebie. Obserwacje potwierdzają że galaktyki oddalają się od siebie, wpływając na rozrost wszechświata.Co to jest pas Kuipera w Układzie Słonecznym?Pas Kuipera – Struktura rozciągająca się na obrzeżach układu słonecznego poza orbitą Neptuna. Podobna do pasa asteroid pomiędzy Marsem a Jowiszem lecz dużo większa. Zawiera planety karłowate (planetoidy) takie jak Pluton, Makemake, Haumea.

Jaki sens fizyczny ma pojęcie magnitudy wstrząsu. Co oznacza magnituda M.=3,0 oraz M.= -2MAGNITUDA WSTRZĄSU – logarytmiczna skala względna porównawczaM = log [A(Δ)/A₀(Δ)], Δ - odległość epicentralna, A – amplituda, M = log (Af) + c₁logΔ + c_2,f – częstotliwość, c₁ c₂- stałe, Magnituda – bezwymiarowa miara (?) umożliwiająca porównywanie wstrząsów lub trzęsień ziemi oryginalnie zdefiniowana przez Richtera jako logarytm dziesiętny ze stosunku amplitudy drgań zaobserwowanych podczas trzęsienia (A) do maksymalnej amplitudy przemieszczenia wstrząsu wzorcowego (A₀)M=3 amplituda przemieszczenia jest 10³ czyli 1000 razy większa od wzorcowej,M = -2 amplituda przemieszczenia jest 10^-2 czyli 100 razy mniejsza od wzorcowej,Metody lokalizacji ogniska wstrząsu – wady i zalety(na podstawie jakichś starych notatek):A) Przybliżona – wyznaczanie kierunku przyjścia fali sejsmicznej (z więcej niż 2 stacji sejsmologicznych) oraz wyznaczenie epicentrum na przecięciu tych kierunków B) dokładna – konieczna jest znajomość prędkości rozchodzenia się fal:- P – hiperboliczna,- S-P – kół (kulista)„najdokładniejsza metoda wyznaczania hipocentrum polega na rejestracji fali podłużnej przez poszczególne stacje. Układ równań:S₁= v(t₁ – t₂), S₂= v (t₂-t_o), S= pierwiastek [(x₁-x₀)²+(y₂-y_o)²] = v(t₁ – t₀)Na czym polega lokalizacja ogniska wstrząsu metodą fali P. Omów krótko istotę tej metody i uzasadnij konieczną liczbę stacji które zarejestrowały wstrząs do zlokalizowania ogniska wstrząsuPolega na rejestracji czasu wejścia fali podłużnej P do poszczególnych stacji pomiarowych. Fala P przychodzi zawsze jako pierwsza. Jest to najdokładniejsza metoda lokalizacji epi- i hipocentrum.Otrzymujemy dane: x – stacja sejsmiczna, t – czas dotarcia fali, Należy wyznaczyć współrzędne epicentrum z układu równań. Jeśli znana jest prędkość pozostają 3 niewiadome w płaszczyźnie płaskiej i 4 w przestrzeni.W celu rozwiązania układu równań należy ułożyć 4 równania (dla płaskiej płaszczyzny) i 5 równań dla przypadku przestrzennego. Z racji tego, że są to równania nieliniowe, potrzebna jest większa liczba równań.*jednak nie wiem, czy 4 równania można zrobić z kombinacji 3 stacji (na zasadzie każda z każdą), czy chodzi o to, że trzeba mieć 4 stacje i nie potrafię się tego doszukać

Jaki sens fizyczny ma pojęcie intensywności wstrząsu od czego zależą zniszczenia obiektów w wyniku dochodzących fal sejsmicznych INTENSYWNOŚĆ (natężenie) wstrząsu – wielkość drgań sejsmicznych (maksymalna amplituda przyspieszenia) w danym punkcie (zwykle na powierzchni ziemi).I = f(Es, Δ, h, geol), czyli intensywność jest fukcją:Es – energia sejsmiczna (lub magnituda M),Δ - odległość epicentralna – głębokość ogniska geol – lokalne warunki geologiczne i to chyba o te czynniki chodzi w kwestii tego, od czego zależą zniszczenia obiektów… przynajmniej ja tak to rozumiem.Co musi zawierać prognoza trzęsienia ziemi – czy można przewidywać trzęsienia 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 naftowychJak należy rozumieć energię całkowitą trzęsienia Ziemi i energie sejsmiczną. Jaka część energii całkowitej może być wydzielona w formie energii fal sejsmicznychCałkowita energia wstrząsu – wielkość wyzwolonej w czasie wstrząsu energii odkształcenia, czyli jest to różnica między energią potencjalną górotworu przed wstrząsem i po wstrząsie.Energia sejsmiczna - całkowita energia fal sejsmicznych wypromieniowanych przez powierzchnię źródła w czasie wstrząsu. E. sejsmiczna jest niewielkim ułamkiem całkowitej energii wstrząsu (<3%)Uzasadnij dlaczego w skałach osadowych prędkośc fali podłużnej zależy od porowatości efektywnej – równanie czasów średnich Wyllie’goRÓWNANIE CZASÓW ŚREDNICH = równanie Wylli’ego1/v = ϕ/v_f + (1-ϕ)/v_zϕ - porowatość (można też dać współczynnik porowatości – gdzieś w necie znalazłam)v_f – prędkość fali w substancji wypełniającej przestrzeń porową skały

v_z - prędkość fali w szkielecie skałyv - prędkość fali w warstwie skalnejZatem całkowity czas przejścia przez skałę = sumie czasów przejścia przez szkielet skały i przez substancję wypełniającą przestrzeń porową.Prędkość f. podłużnej zależy od porowatości efektywnej – bo porowatość efektywna to taka, w której pory łączą się ze sobą, pozwalająca na ruch cieczy poprzez ośrodek.1)TERMIKA:Źródłem ciepła na powierzchni Ziemi jest:promieniowanie słoneczne (stanowiące 99,98% całości energii docierającej do jej powierzchni),energia pływów, stanowiąca 0,002% całości energii,energia cieplna, stanowiąca 0,018% całości energii.Ruchy konwekcyjne płaszcza Ziemi przyczyniają się:- do powstania wielkoskalowych struktur rzeźby powierzchni Ziemi* kier, zbudowanych ze stosunkowo chłodnych skał,- oraz pośrednio wywołują ruch kier litosfery,* w wyniku wzajemnego przemieszczanie się kier mają miejsce a) trzęsienia Ziemi,b) zjawiska wulkaniczne.Ciepło może rozprzestrzeniać się w skałach poprzez:a) PRZEWODNICTWO CIEPLNE- zjawisko polega na transporcie energii w postaci ciepła przez samą materię ciała ogrzanego nierównomiernie i zachodzi wskutek wzajemnego przekazywania energii kinetycznej cząstek ciała. Ten sposób rozchodzenia się ciepła jest charakterystyczny dla ciał stałych.b) KONWEKCJĘ- jest to przepływ ciepła na skutek ruchu substancji podczas, którego występuje mieszanie zimnych i gorących cząstek ośrodka. Konwekcyjny sposób przepływu jest charakterystyczny dla cieczy oraz gazów.c) POMIENIOWANIE- energia od ciała o wyższej temperaturze przechodzi w postaci fal elektromagnetycznych do ciała o temperaturze niższej. Ten sposób przekazywania nie wymaga pośrednictwa substancji, ciepło zaś może przepływać w ten sposób przez obszary próżni np.: ze słońca do Ziemi. Promieniowanie w ogólnym bilansie energii ma wpływ jedynie w przypadku wysokich temperatur powyżej 100^oC.Temperatura powierzchni Ziemi:Zarówno temperatura powierzchni Ziemi jak i temperatura powietrza bezpośrednio nad jej powierzchnią charakteryzują się dwoma cyklami zmian:- dobowym,- rocznym.Cykle te różnią się:- wielkością okresu,- wielkością amplitudy zmian temperatury.Przyjmuje się, że dla naszej strefy klimatycznej dobowe zmiany temperatur znikają na głębokości ok. 1m lub niewiele większej a zmiany roczne na głębokości ok. 20mGradient geotermiczny:Gradientem temperatury lub gradientem geotermicznym G nazywamy stosunek zmiany temperatury (delta t) na daną jednostkę głębokości (delta h):Stopień geotermiczny:Odwrotnością gradientu jest stopień geotermiczny H:Oznacza on taki przyrost głębokości, dla którego temperatura zmienia się o 1^oC lub 1K. Wartość stopnia geotermicznego zmienia się od około dziesięciu do stu kilkudziesięciu metrów na 1^oC lub 1K.Gęstość strumienia cieplnego:Różnica temperatur we wnętrzu Ziemi wymusza przepływ ciepła zwykle od większych głębokości do mniejszych. Z głębi Ziemi ku jej powierzchni płynie strumień ciepła.

2)Jeżeli ten strumień odniesiemy do jednostki powierzchni i czasu to mówimy o gęstości strumienia cieplnego. W przypadku przewodnictwa cieplnego dla stacjonarnego przepływu ciepło związane między gęstością strumienia Ziemi a gradientem

opisuje zależność:Termiczne właściwości skał:Charakteryzują się współczynnikiem przewodności cieplnej lub jej odwrotnością- cieplną opornością właściwą, współczynnikiem przewodności temperaturowej a i cieplną pojemnością właściwą c. Termiczne właściwości skał zmieniają się w szerokich granicach, a ich analiza pozwala ustalić ich zależności od różnych czynników.Cieplna oporność właściwa Charakteryzuje zdolność skał do przekazywania ciepła.Współczynnik przewodności temperaturowej:Współczynnik przewodności temperaturowej skał a charakteryzuje prędkość zmian temperatury skał w wyniku pochłaniania ciepła. Współczynnik ten zależy od ich cieplnej oporności właściwej skał (), ich gęstości (p) i cieplnej pojemności właściwej (c)Cieplna pojemność właściwa skał c:Cieplna pojemność właściwa skał c charakteryzuje ich zdolność do gromadzenia energii cieplnej przy wymianie ciepła. Ze wzrostem wilgotności skał rośnie ich cieplna pojemność właściwa. Skały osadowe o wysokiej wilgotności mają podwyższoną pojemność cieplną, której wartość wynosi od 0,19 do 0,24 [kcal/kg^oC]. Natomiast w skałach wylewnych zmiany pojemności zachodzą w granicach od 0,15 do 0,20 [kcal/kg^oC]. Pojemność cieplna skał zmienia się w niewielkim przedziale od 0,15 do 0,50 [kcal/kg^oC].GEOELEKTRYKAMetody geoelektryczne:Podział ze względu na pochodzenie wykorzystanego pola elektrycznego:1. Metody pól naturalnych.2. Metody pól sztucznych, wzbudzonych na sposób:a) galwaniczny (prąd stały)b) indukcyjny (prąd zmienny)c) mieszany.Podział ze względu na częstotliwość i rodzaj sztucznie wzbudzonego pola:1. Metody pól prądu stałego.2. Metody pól prądów okresowo zmiennych:a) niskoczęstotliwościowe (f<10Hz)b) średnioczęstotliwościowec) wysokoczęstotliwościowe (f>10Hz)3. Metody pól impulsowych.Zastosowanie:- w geologicznej kartografii powierzchniowej i wgłębnej,- w poszukiwaniach geologicznych w szczególności przy płytkim rozpoznaniu budowy geologicznej,- w rozwiązywaniu rozmaitych zadań z zakresu hydrogeologii, geologii inżynierskiej oraz górnictwa,- w poszukiwaniu i rozpoznawaniu złóż wód pitnych, mineralnych, złóż rud metali, złóż surowców budowlanych i chemicznych,- w budownictwie lądowym (przy badaniu szczelności zapór wodnych i wałów powodziowych, stanu dróg i pasów startowych, korozji podziemnych konstrukcji

3)metalowych),- w archeologii (przy poszukiwaniu pod powierzchnią ziemi starych budowli)Aparatura pomiarowa:- źródło prądu,- elektrody pomiarowe,- przyrządy pomiarowe i rejestratory,- kable, bębny do kabli,- taśmy miernicze,- sprzęt pomocniczy.Zasięg głębokościowy zależy od:- mocy źródła wywołującego pole,- geometrii układu pomiarowego,- częstotliwości prądu,- rozkładu przewodnictwa elektrycznego w ośrodku skalnym.W przypadku pola stałego zasięg

głębokościowy badań zależy dodatkowo od:- rozstawu elektrod zasilających,- odległości między środkami dipoli zasilających i pomiarowych.W przypadku pola zmiennego zasięg głębokościowy badań zależy od:

- częstotliwości pola Podstawowe właściwości elektryczne skał i minerałów:- elektryczna odporność właściwa [p] lub przewodność elektryczna właściwa,- przenikalność elektryczna,- moduł piezoelektryczności [d]- aktywność elektrochemiczna [A],- wzbudzona aktywność elektrochemiczna.Prawo Ohma:Natężenie prądu (I) przepływającego przez przewodnik jest wprost proporcjonalne do oporu (R) przewodnika.Opór elektryczny przewodnika (R) jest:Wprost proporcjonalny do jego długości (I), odwrotnie proporcjonalny do pola powierzchni przekroju poprzecznego (s) oraz zależy od rodzaju materiału, z którego jest wykonany. Zależność tę ujmuje współczynnik proporcjonalności zwany oporem właściwym.Miernik (Terrametr- potencjomierz + amperomierz w środku)Pole jednorodne- to pole, dla którego we wszystkich punktach natężenie pola jest takie samo, czyli ma stałą wartość, kierunek i zwrot. Przykładem może być pole we wnętrzu kondensatora płaskiego.elektrody AB- elektrody prądoweelektrody MM- potencjałowe, pomiarowe (mierzymy potencjał)Sondowanie oporu:Powierzchnia ekwipotencjalna to powierzchnia łącząca punkty o tej samej wartości potencjału.Linie prądowe w:a) ośrodku jednorodnym,b) opór 2-giej warstwy mniejszy,c) opór 2-giej warstwy większy.Wraz ze wzrostem odległości między elektrodami prądowymi zwiększa się zasięg głębokościowy pomiaru. Linie prądowe wnikają głębiej.Przewodność elektryczna:Przewodność elektryczna skał i minerałów możemy podzielić ze względu na rodzaj nośników przenoszących ładunki elektryczne na:- przewodność jonową,- przewodność elektronowa.Ze względu na przewodność skały i minerały możemy podzielić na:- przewodniki (Au, Ag, Pt, Hg, Cu, oraz grafit, S i Se),- półprzewodniki- większość siarczków, tlenki,- izolatory (dielektryki)- większość węglanów i krzemianów,- elektrolity.Budowa pasmowa:-

4)Pasmo walencyjne,- Pasmo przewodnictwa,- Pasmo wzbronione,- Pasmo przewodzenia.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.Struktura i tekstura:Struktura skały- sposób wykształcenia składników skałyTekstura- jest to sposób przestrzennego rozmieszczenia składników w skale. Pojęcie to obejmuje uporządkowanie składników i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni w skale.Współczynnik anizotropii skał warstwowych:Średnia oporność anizotropii:Oporność właściwa skał

anizotropowych:Współczynnik anizotropii skał węglanowych spękanych:1. Mikroanizotropia. 2. Makroanizotropia. 3. Anizotropia ogólna. 4. Pseudoanizotropia. 5. Anizotropia całkowita.Intensywność zmian oporu skał i minerałów funkcji temperatury zależy od:- składu chemicznego,- struktury,- rodzaju przewodnika,- typu kationu i jego parametrów.Przewodniki- ze wzrostem temperatury wzrasta opór elektrycznyPółprzewodniki- w wysokiej temperaturze opór malejeElektrolity- w wysokiej temperaturze opór maleje po czym po osiągnięciu pewnego punktu krytycznego rośnie.Porównanie głównych modeli pasmowych (modelem pasmowym określa się uogólnioną interpretację poziomów energetycznych – właściwości elektronicznych ciał stałych)Stopień nasycenia por:Oporność właściwa gruntów zależy od wielu czynników, w tym przede wszystkim od porowatości, wilgotności, stężenia soli rozpuszczonych w wodzie wypełniającej pory gruntowe, składu mineralnego szkieletu gruntowego temperatury, wielkości i kształtu ziaren oraz wzajemnego ich ułożenia względem siebie.Grunt- powierzchnia ziemi, podłoże, teren, warstwa ziemi nadająca się pod uprawę (użytek rolny, gleba)Metody GeoelektryczneZadanie proste-to wyznaczanie intensywności i struktury pola elektrycznego dla zadanego przekroju geoelektrycznego, tzn., gdy są określone jego parametry elektryczne oraz geometryczne.Zadanie odwrotne- to wyznaczanie przekroju geoelektrycznego, na podstawie pomierzonych parametrów pola, co osiąga się w drodze ilościowej i jakościowej interpretacji wyników badań geoelektrycznych.Metody Geoelektryczne:1. Metoda potencjałów własnych.2. Metoda polaryzacji indukowanej.3. Metoda telluryczna.4. Metoda magnetotelluryczna.5. Metoda sondowań częstotliwościowych.6. Metoda stabilizacji pola.7. Metoda profilowania indukcyjnego.8. Metoda procesów przejściowych.9. Metoda radiofalowa.10. Metoda prześwietlenia międzyotworowego.11.Metoda elektrooporowa. [R,J].12. Metoda ładunku

5)elektrycznego.13. Metoda tomografii oporu.Metoda potencjałów samoistnych:Zastosowanie:- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż siarczków np. Cu, Sn-Zn, Ni, Pb i inne, złóż grafitu, anhydrytu,- lokalizowanie miejsc korozji rurociągów,- rozwiązywanie różnorodnych zadań hydrogeologicznych i z zakresu geologii inżynierskiej, wyznaczanie

kierunku i prędkości przepływu wody podziemnej,- badanie szczelności den zbiorników wodnych i kanałów.

Naturalne pola elektryczne ze względu na przyczynę ich powstania dzielimy na:1. Pola elektrokinetyczne:* dyfuzyjno-adsorbcyjne* filtracyjne2. Pola elektrochemiczne.Elektroliza:Elektrolizą nazywamy przepływ prądu przez elektrolit (roztwór związku chemicznego ulegającego rozpadowi na jony) wraz z towarzyszącymi temu rozpadowi przepływami reakcji

chemicznych.Dysocjacja wodnego roztworu siarczanu miedzi:Na katodzie- jony miedzi pobierają elektrony i przechodzą w neutralne jony.Na anodzie- wydzieli się tlen i oddany zostanie jej ładunek ujemny. SO₃ rozpuści się tworząc kwas H₂SO₄.Elektrody: dodatnia-anoda, ujemna- katoda.Metoda polaryzacji wzbudzonej:Zastosowanie:- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż rud głównie siarczków lub złóż o mineralizacji rozproszonej.Technika pomiarów:1. Pomiar w domenie czasu.2. Pomiar w domenie częstotliwości.Metody elektrooporowe:Zastosowanie:1. Określanie dominującego kierunku spękań.2. Rozpoznawanie (górnictwo).3. Badania hydrogeologiczne.Terrametr SAS 4000- Miernik geoelektryczny 60 000zł, System Multimac, seelektor elektrod, system Lund, WADI.Sondowanie oporu:Prace terenowe obejmują:1. Wybór odpowiedniego typu układu pomiarowego.2. Wytyczenie profilu i wybór punktów sondowania.3. Rozstawienie układu pomiarowego względem środka sondowania.4. Pomiar różnicy potencjałów i natężenia przy kolejnym zwiększaniu rozstawu elektrod AB i ewentualnych zmian rozstawu elektrod MN.5. Zmianę punktu sondowania i ponowne wykonanie pomiarów.Napięcie krokowe (Uk) to różnicapotencjałów dwóch punktów podłoża odległych od siebie o długość kroku (ok. 0,8 m do 1 m). Jeżeli jego wartość przekroczy wartość napięcia bezpiecznego, wystąpi realna groźba porażenia prądem elektrycznym.Wartość napięcia krokowego jest większa dla większej stromości rozkładu napięcia, bliższych odległości od punktu zwarcia oraz większej długości kroku. Dlatego też, napięcie krokowe jest szczególnie niebezpiecznie w przypadku awarii energetycznych linii przesyłowych wysokiego napięcia oraz podczas uderzenia pioruna.Schematy podstawowych układów pomiarowych:1. Układ symetryczny Wennera.2. Układ symetryczny Schlumbergera.3. Układ asymetryczny.4.

6)Układ dipolowy równikowy.5. Układ dipolowy osiowy.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 ośrodkaskalnego.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 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).Profilowanie oporu:Polega ono na wykorzystaniu deformacji rozkładu pola elektrycznego spowodowanego zróżnicowaniem poziomym oporu właściwego skał. Przy przemieszczaniu wzdłuż profilu niezmiennego układu pomiarowego można, dzięki pomiarom oporu, pośrednio obserwować zmiany budowy geologicznej. Wspólną cechą różnych metod profilowania jest to, że można za ich pomocą lokalizować epicentra obiektów o odmiennym oporze właściwym, kontakty obiektów o różnym oporze właściwym, kierunek rozciągłości, niekiedy kierunek upadu. Nie można jednak uzyskać informacji o pionowym rozkładzie oporu właściwego ośrodka geologicznego.Typy rozstawów elektrod stosowane są w sondowaniach geoelektrycznych:- układ symetryczny Schlumbergera ( odległość MN < 1/3 AB)- układ symetryczny Wennera ( odległość MN = 1/3 AB

1)Sejsmika-to metoda badania skorupy ziemskiej polegająca na wzbudzaniu (za pomocą materiałów wybuchowych lub specjalnych urządzeń), lub wykorzystywaniu powstałych naturalnie w wyniku trzęsienia Ziemi fal sejsmicznych i ich rejestracji za pomocą sejsmografów lub geofonów.Metoda ta wykorzystywana jest w geofizyce poszukiwawczej i w badaniu budowy Ziemi.Fala to zaburzenie,które się rozprzestrzenia w ośrodku lub w przstrzeni.Fala nie przesuwa w istotny sposób punktów ośrodka-tym co się przemieszcza w fali to nie materia,ale enrgia.Fale sprężyste to fale mechaniczne rozchodzące się w ośrodkach sprężystych.Fale sejsmiczne to fale sprężyste przenoszące drgania ze źródła (hipocentrum) poprzez ośrodek geologiczny.W najbliższym otoczeniu źródła ośrodek ulega odkształceniom trwałym.W większej odległości od źródła deformacje ośrodka są małe i można przyjąć, że ośrodek ulega odkształceniom sprężystym.Rodzaje fal sejsmicznych:fale wgłębne (objętościowe) - rozchodzące się wewnątrz Ziemi,fale podłużne P- najszybsze z fal sejsmicznych (5,4 km/s), które najwcześniej docierają do epicentrum; drgają w kierunku równoległym do kierunku rozchodzenia się fal; powodują ściskanie i rozciąganie skał, przez które przechodzą; mogą przenosić się również w płynach, w tym także w płynnymjądrze Ziemi,fale poprzeczne S- około dwukrotnie wolniejsze od fal podłużnych (średnio 3,3 km/s); wywołują drgania w płaszczyźnie pionowej lub poziomej, w kierunku prostopadłym do kierunku rozchodzenia się fal; mogą przemieszczać się tylko w skałach (zobacz cień sejsmiczny)fale powierzchniowe L - rozchodzą się po powierzchni Ziemi, od epicentrum trzęsienia; są najbardziej katastrofalne w skutkach,fale Rayleigha - fale typu grawitacyjnego, ruch cząstek odbywa się po elipsie ustawionej pionowo prostopadłej do kierunku biegu fali,fale Love'a - (powierzchniowa fala poprzeczna o polaryzacji poziomej) wywołują drgania poziome, prostopadłe do kierunku rozchodzenia się fal.Podstawowe własności-całe badania sejsmiczne opierają się na kilku podstawowych własnościach takich jak:prędkość rozchodzenia się sprężystej fali podłużnej Vpi,prędkość rozchodzenia się sprężystej fali poprzecznej Vsi,prędkość rozchodzenia się fal przemiennych,gęstość,moduły sprężystości(moduł Younga E,współczynnik Poissona v,moduł ścinania u,moduł ściśliwośi K,moduł sztywnośći G,stała Lamego lambda) Moduł Younga E - moduł sprężystości liniowej (rozciąganie lub œciskanie liniowe),Moduł ściśliwościci objętościowej K (wszechstronne ściskanie),Moduł ścinania - moduł sprężystości poprzecznej moduł skręcania (skręcanie,

naprężenia styczne),Stała Lamego (wyrażona jako funkcja dwóch innych modułów sprężystościci),Stała Poissona : względna

2)zmiana przekroju podłużnego do względnej zmiany długości.Prędkości fal-prędkość fal sprężystych jest podstawowym parametrem wykorzystywanym w sejsmice. Przy założeniu odkształceń sprężystych prędkość fal sejsmicznych jest określona przez dwa parametry:moduły sprężystości i gęstość.-W cieczach i gazach μ=0−fale S się nie rozchodzą.-VP/VS–jest jedno znacznie określony przez współczynnik Poissona.-Dla większości skał krystalicznych ν≈0,25;-Wniosek:VP>VS–ZAWSZE!-VP jest funkcją trzech niezależnych parametrów(np.λ,μ,ρ),stąd jest niejednoznacznym wskaźnikiem litologii.VP/VSjest niezależny od gęstości,może być wykorzystany do wyznaczenia współczynnika Poissona,który lepiej identyfikuje litologię. Prędkość fal zależy od:-składu chemiczno-mineralogicznego,-wieku geologicznego,-głębokości zalegania,ciśnienia,gęstości,porowatości,rodzaju medium porowego i procentowego nasycenia przestrzeni porowej. Prędkości fal sejsmicznych w skałach

Zależnośćprędkościodporowatości:Zależnośćprędkościodgęstości:Zależnośćprędkościodnasyceniagazem:Uwaga:niewielka ilość gazu wprzestrzeni porowej powoduje bardzo duży spadek prędkości!ZasadaHuygens’a

Każdypunktośrodka,doktóregodotarłoczołofalimożnauważaćzaźródłonowejfalikulistej(falielementarnej).Obwiedniawszystkichfalelementarnychstanowiczołonowejfali.Zasada Fermata -zasada najmniejszego czasu:

Przebiegfalimiędzydwomapunktamiodbywasiępotakiejdrodze,poktórejczasprzejściabędzienajkrótszy.Prawo SnelliusaPrawoodbicia:Kątodbicia=kątpadania.Promień padający, normalna do powierzchni i promień odbity leżą w jednej płaszczyźnie (płaszczyźniepadania).Prawo Snelliusa Prawo załamania fal, zwane zwyczajowo prawem Snelliusa - sinus kąta padania do sinusa kąta odbicia jest wielkością stałą, równą współczynnikowi załamania w ośrodku drugim względem pierwszego lub równa jest stosunkowi prędkości rozchodzenia się fali w danych ośrodkach.Promień padający, załamany i normalna do granicy ośrodków znajdują się w tej samej płaszczyźnie.Całkowite wewnętrzne odbicieGdy V2> V1to istnieje taki kąt padania, zwany kątem krytycznym αC, że kąt załamania γ= 90°.Sejsmika refleksyjna a refrakcyjnaSejsmika refleksyjna to sejsmika wykorzystująca fale odbite.Sejsmika refrakcyjna to sejsmika wykorzystująca

fale załamane pod kątem 90 stopni.Hodograf to wykres przedstawiający zależność czasu przebiegu fal sejsmicznych od

odległości pomiędzy punktem wzbudzenia fal a punktem obserwacji.Hodograf fali odbitej to hiperbola. Hodograf fali

3)refrakcyjnej to linia prosta, rozpoczynająca się w punkcie xcrit(patrz rysunek).Źródła fal sprężystychW sejsmice lądowej:Źródła eksplozywne: ładunki wybuchowe –sejsmika poszukiwawcza.Młot i metalowa płyta –sejsmika inżynierska.Metoda Vibroseis(wibratory)sejsmikaposzukiwawcza.ŹródłafalsprężystychW sejsmice morskiej:Działa powietrzne(airgun).Boomery.Sparkery.OdbiornikiGeofony–sejsmika lądowa.Streamer–sejsmika morska: kable z hydrofonami, rozwijane za statkiem, rejestrujące zmiany ciśnienia wody wywołane przyjściem fali sejsmicznej.Sejsmika refleksyjnaSejsmika refleksyjna(odbiciowa)to jedna z geofizycznych metod pomiarowych,pozwalająca na uzyskanie obrazus truktur geologicznych dzięki analizie odbić(refleksów)sztucznie wywołanej fali sejsmicznej od granic warstw geologicznych.Pomiar polega na emisji fali sejsmicznej przez źródło sejsmiczne w punkcie wzbudzenia a następnie rejestracji sygnałów przez czujniki drgań umieszczone na powierzchni ziemi w punktach odbioru.Sejsmiczne badania refleksyjne stały się od początku lat 80 tych głównym narzędziem badawczymZiemi.Hodograf fali odbitejHodografem fali refleksyjnej jest hiperbola.Krzywizna hodografu jest funkcją prędkości i głębokości do granicy odbijającej.Fala podłużna-zmiana objętości,ośrodka.Fala poprzeczna-zmiana kształtu(postaci).Moduły sprężystości:1)Naprężenia,odkształcenia górotworu.2)Tensor naprężeń.3)Moduły sprężystości.Opis zjawiska:Model fizyczny(wzgl.wł.fizyczne zjawiska),Model matematyczny(m.ciągły/m.dyskretny),Model numeryczny(m.dyskretny).Cechy górotworu:1)Anizotropowy.2)Niejednorodny.3)Nieciągły(np.sieć spękań)4)Nieliniowo-odkształcany(innymi słowy niesprężysty).Rodzaj odkształcenia:1)Sprężyste(odwracalne).2)Plastyczne(trwałe,nieodwracalne).3)Liniowe(zmiana długości)4)Postaciowe(zmiana kształtu)Fala S.5)Objętościowe(zmiana objętości) Fala P.Źródła siły zewnętrznej:siła cieżkości..2)Ciśnienie wody,wiatru.3)Zmiany temperatury.4)Ciężar nadkłądu.5)Działania pola elektromagnetycznego.Przemieszczenia:Jednokierunkowe,względne. Odkształcenie sprężyste, odwracalne, zanika po ustaniu działania sił zewnętrznych Energia – magazynowana i odzyskiwana w czasie powrotuOdkształcenie niesprężyste,

nieodwracalne, nie zanika po ustaniu sił zewnętrznych Energia – ulega rozproszeniu i zamianie na energię cieplną. Prawo Hooke’a – prawo mechaniki określające zależność odkształcenia od naprężenia. Głosi ono, że odkształcenie ciała pod

wpływem działającej na nie siły jest proporcjonalne do tej siły. Współczynnik między siłą a odkształceniem jest często

nazywany współczynnikiem (modułem) sprężystości.Podstawowe właściwości elektryczne skał i minerałów:Elektryczna

4)odporność właściwa p lub przewodność elektryczna właściwa q,przenikalność elektryczna E,moduł piezoelektryczności d,aktywność elektromechaniczna A,wzbudzona aktywność elektrochemiczna.Prawo Ohma-natężenie prądu I przepływającego przez przewodnik jest wprost proporcjonalne do oporu R przewodnika. I=U/R.Opór elektryczny przewodnika R jest wprost proporcjonalny do jego długości I,odwrotnie proporcjonalny do pola powierzchni przekroju poprzecznego S oraz zalezy od rodzaju materiału, z którego jest wykonany.Zalezność tę ujmuje współczynnik proporcjonalności zwany oporem właściwym.Miernik:terrametr(potencjomierz+amperomierz w środku).Ogniska wstrząsu-obszar górotworu,stanowiący źródło fal sejsmicznych.Wewnątrz tego obszaru zachodzą wszelkie deformacje niesprężyste w momencie powstania wstrząsu, na zewnątrz zaś rozchodzą się w górotworze jedynie fale sejsmiczne.Aktywność sejsmiczna-wielkość,która określa sejsmiczność górotworui jest zdefiniowana jako liczba wstrząsów w jednostce czasu np.:liczba wstrząsów/dzień,liczba wstrząsów/tydzień.Energia sejsmiczna-energia fal sejsmicznych wypromieniowanych przez powierzchnię źródła.Magnituda wstrząsu M-bezwymiarowa miara,umożliwiająca porównywanie wstrząsów lub trzęsień ziemi oryginalnie zdefiniowana przez Richtera jako logarytm dziesiętny ze stosunku maksymalnej amplitudy przemieszczenia A do maksymalnej amplitudy przemieszczenia wstrząsu wzorcowego A0.Delta-odległość stanowiska od epicentrum wstrząsu. Przyjmuje się standartową odległość od epicentrum zwykle 100 km (wg. Richtera).Maksymalna magnituda trzęsień ziemi ML<9,0;dla wstrząsów górniczych ML<5,2.Tłumienie górotworu-część spadku gęstości energii (amplitudy) fali w miarę wzrostu odległości od źródłą, niezależna od geometrii frontu fali.Tłumienie fal sejsmicznych zależy od niesp®ężystych własności górotworu.Stosowanymi miarami tłumienie są:liniowy współczynnik tłumienia,dekrement tłumienia i współczynnik dobroci.Wejście fali-początek ciągu falowego,zaznaczający się na zapisie nagłym wzrostem energii fal.Rejonizacja ogniska

wstrzasu- metoda przybliżonego wyznaczenia obszaru ogniska, wykorzystująca fakt, że do czujników położonych najbliżej ogniska fala sejsmiczna dociera najszybciej. Odpowiednio rozmieszczając czujniki wokół ogniska i określając kolejność wejścia fali, wyznacza się rejon, w którym znajduje się ogniska wstrząsu.Ryzyko wstrząsu-prawdopodobieństwo wystąpienia

wstrząsu,którego energia sejsmiczna (lub magnituda) przekroczy zadaną wartość progową.Ryzyko zagrożenia sejsmicznego-

prawdopodobieństwo przekroczenia w danym punkcie progowych wielkości maksymalnych przyśpieszeń drgań

sejsmicznych.

Podstawowe składowe pola magnetycznego:deklinacja magnetyczna, inklinacja magnetyczna, natężenie pola magnetycznego, X,Y,Z- rzuty T na osie N-S, E-W i pionowe, Hp-składowa pozioma T, Deklinacja-jest to kąt pomiędzy płaszczyzną południka i płaszczyzną pionową, w której leży wektor pola magnetycznego,Inklinacja magnetyczna-jest to kąt pomiędzy wektorem pola magnetycznego i płaszczyzną poziomą. Jeżeli pole jest skierowane w dół to jego inklinacja jets dodatnia, jeżeli w górę- to ujemna,Deklinacja-zmienia się średnio między 20⁰W i 20⁰E,Inklinacja-zmienia się w sposób regularny od +90⁰ do -90⁰,Kawerna magnetyczna- skompresowane pole magnetyczne ziemskie, Dipol magnetyczny-magnez mający dwa bieguny punktowe o natężeniu +q i -q leżące odległości r. Pole magnetyczne to przestrzeń, w której występują oddziaływania magnetyczne. Źródłem pola magnetycznego są poruszające się ładunki elektryczne. Oddziaływania magnetyczne mogą mieć charakter przyciągający (pomiędzy biegunami różnoimiennymi N i S) lub odpychający (pomiędzy biegunami jednoimiennymi N i N oraz S i S).Linie pola magnetycznego wyznaczają hipotetyczne tory, po których poruszałby się pojedynczy biegun magnetyczny N. W miejscach większego zagęszczenia linii oddziaływania magnetyczne są silniejsze. Linie pola magnetycznego, w przeciwieństwie do linii pól: grawitacyjnego i elektrostatycznego, są zawsze zamknięte (zaczynają się na biegunie N, kończą na biegunie S). Ziemia jako magnes – magnetyzm ziemski wiąże się prawdopodobnie z poruszającymi się ładunkami elektrycznymi w gorącym jądrze Ziemi. Znajdują się tam metale w stanie zjonizowanym. Na skutek obrotu Ziemi wokół własnej osi swobodne elektrony i dodatnie jony metali stanowią swoiste prądy wirówDiamagnetyki-deformacja orbit (elektronowe orbity to kołowe obwody elektryczne o R=0, gdzie J=const.) zmienny strumień indukcji zewnętrznego pola magnetycznego indukuje dodatkowy prąd, pole magnetyczne tego prądu ma przeciwny zwrot do pola magnetycznego zewnętrznego,Paramagnetyki-nie skompensowane spiny jądra i spiny elektronów walencyjnych,Spin-moment własny pędu cząstki w układzie. Własne oznacza tu taki, który nie wynika z ruchu innych cząstek lecz z samej natury tej cząstki,Ferromagnetyki-nieskompensowane spiny elektronów lub orbitali 3d i 4f (nie zapełnione elektronami powłoki wewnętrzne).Koercja-natężenie powściągające to takie H_zew.=Hc aby zmiejszyć pozostałość magnetyczną do 0-ra.Histereza

magnetyczna-to opóźnianie się zmian wartości namagnesowania J, a tym samym indukcji pola B w stosunku do zmian natężenia zewnętrznego pola magnetycznego H_zew.Namagnesowanie szczątkowe próbek skalnych nazywa się naturalną pozostałością

magnetyczną. Wymiana ciepła zachodzi na jeden z trzech sposobów:przewodzenie ciepła polega na przekazywaniu energii przez bezładny ruch cząsteczek i ich zderzenia,konwekcja (unoszenie ciepła) na skutek przemieszczania się masy płynu (cieczy lub gazu):naturalna (swobodna) – samoczynny ruch płynu wskutek różnicy gęstości wynikającej z różnicy temperaturywymuszona – ruch płynu wywołany jest czynnikami zewnętrznymi (pompa, wentylator itp.)promieniowanie cieplne polega na przenoszeniu energii przez promieniowanie elektromagnetyczne emitowane w wyniku cieplnego ruchu cząsteczek. Wymiana ciepła przez promieniowanie nie wymaga obecności ośrodka pomiędzy ciałami, między którymi ciepło jest wymieniane, czyli może zachodzić przez próżnię.Ciała w polu magnetycznym-większość ciał, w tym również skały, pod wpływem działania pola magnetycznego nabierają własności magnetycznych. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym umieścimy ciało mające inne niż próżnia własności magnetyczne, wówczas w obrębie tego ciała i w jego sąsiedztwie nastąpi zakłócenie przebiegu linii sił pola magnetycznego. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym przebiega H linii sił przez 1cm² poprzecznego przekroju to przez 1cm² ciała umieszczonego w tym polu przeniknie B linii sił.Różne pozostałości magnetyczne skał:1)Termiczna pozostałość magnetyczna TRM2)Parcjalna termiczna p.m. PTRM(częściowa).3)Izotermiczna p.m.IPM.4)Lepka pozostałość VRM.5) P.m detrytyczna lub przy osadzaniu. DRM.6)Chemiczna lub krystaliczna p.m CRM.7)Inne rodzaje p.m.Domena magnetyczna-obecne w skale minerały magnetyczne występują w formie ziaren różnej wielkości rozproszonych w para lub diamagnetycznej matrycy. Spiny sąsiadujące ze sobą jonów tych minerałów są równoległe bądź antyrównoległe względem siebie. Takie porządkowanie obejmuje setki i tysiące jonów, teoretycznie powinno ono się rozciągać na całą objętość ziarna.Domena-obszar spontanicznego uporządkowania spinów w ferromagnetyku (ferrimagnetyku lub antyferromagnetyku, w którym poniżej temp. Curie wszystkie spiny są ustawione równolegle (antyrównolegle) co jest źródłem makroskopowego namagnesowania.

Coluomb-[N](niuton)F-siła,q1-masa magnetyczna jednego bieguna,q2-masę magnetyczną drugiego bieguna magnesu,r-odległość między biegunami Natężenie[A/m](amper na metr)H-natężenie pola magnetycznego,q-masa próbnego bieguna,F-siła Indukcja[T](tesla)B - indukcja pola magnetycznegoH - nateżenie pola magnetycznego, M-bezwzględna przenikalnośc magnetyczne

Prawo Coulomba mówi, że siła wzajemnego oddziaływania dwóch punktowych ładunków elektrycznych jest wprost proporcjonalna do iloczynu tych ładunków i odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości między nimi. Natężenie pola magnetycznego jest to wielkość wektorowa mająca kierunek i zwrot taki sam jak wektor indukcji magnetycznej. Natężenie pola magnetycznego nie zależy od włąściwości magnetycznych środowiska.Indukcja-wartością indukcji magnetycznej B nazywamy stosunek wartości siły działającej na cząstkę naładowaną ładunkiem q i poruszającą się prostopadle do kierunku linii pola, do iloczynu wartości bezwzględnej ładunku cząstki i jej szybkości.Pozostałość magnetyczna - zjawiskiem będącym podstawą paleomagnetyzmu jest zdolność pewnych skał do uzyskiwania pozostałości magnetycznej o kierunku pola działającego na skałę w czasie jej powstawania. Naturalna pozostałość magnetyczna- skały zawierające minerały magnetyczne w czasie swojej historii geologicznej uzyskują pozostałość magnetyczną którą nazwano naturalną pozostałością magnetyczną składającą się z: składowej pierwotnej (powstałej w czasie jej powstawania), składowych wtórnych (powstałej w czasie jej historii geologicznej- w wyniku działania różnych czynników fizykochemicznych: gorące roztwory, wysokie temperatury, utlenianie, obecne pole magnetyczne itp.)Właściwości magnetyczne skał- Informacje o polu geomagnetycznym w dawnych epokach geologicznych są zachowane przez skały zawierające minerały magnetyczne (np. tytanomagnetyty, hemoilmenity, tytanomaghemity, wodorotlenki żelaza)Ferrimagnetyki- Zawierają jony żelaza dwu- i trójwartościowego ułożone w dwóch regularnych podsieciach, tak że wektory momentów magnetycznych obu podsieci są antyrównoległe i nie są równej wartości stąd wypadkowy moment magnetyczny ≠ 0 Nieskompresowane antyferromagnetyki- wartości momentów magnetycznych są równe ale nie równoległe (nachylone pod pwenym kątem)

Anomalia siły ciężkości–w geofizyce różnica między zmierzoną w danym punkcie siłą ciężkości a normalną siłą ciężkości na danej szerokości geograficznejRedukcja wolnopowietrzna-redukcja stosowana w grawimetrii w celu zredukowania pomierzonej siły ciężkości w danym punkcie do powierzchni odniesienia, bez uwzględnienia mas znajdujących się między punktem pomiaru a powierzchnią odniesieniaAnomalia Bouguer'a-różnica pomiędzy rzeczywistą, występującą na danym terenie siłą ciężkości a jej wartością teoretyczną. Wywołana jest nierównomiernym rozmieszczeniem mas skalnych we wnętrzu ZiemiInterpretacja 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.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 występowania. Wyznaczona za pomocą grawimetrów wartość przyśpieszeni siły ciężkości jest wynikiem nakładania się wielu struktur geologicznych–regionalnych, lokalnych.W wyniku interpretacji jakościowej wyróżnia się z pomiarów anomalie lokalne od regionalnychWartości normalne siły ciężkości-teoretyczna wartość siły ciężkości na powierzchni odzwierciedlenia (nosi nazwę wartości normalne siły ciężkości)Pomiary grawimetryczne dzieli się na:Absolutne (bezwzględne)- określa się pełną wartość wektora przyspieszenia siły ciężkości g w miejscu obserwacji (pomiary dynamiczne)Różnicowe (względne)- Określa się różnice wartości przyspieszenia siły ciężkości delta g między stanowiskami obserwacyjnymi (głównie pomiary statyczne).Pomiar: zamiany długości nici, deformacji sprężyny, miary kąta nachylenia systemu pomiarowego w punktach obserwacji względem punktu bazowego.Pomiary dynamiczne przyspieszenia siły ciężkości:Pomiary wahadłowe-wykorzystywana jest zależność okresu swobodnego ruchu wahadła do przyspieszenia w miejscu pomiaruPomiary balistyczne– wykorzystywane jest równanie przebytej drogi w polu działania siły ciężkości ruchem jednostajnie przyspieszonym (lub/i jednostajnie opóźnionym)Pomiary częstotliwości-pomiar częstotliwości drgań własnych obciążonej strunyPrzyrządy-Grawimetry statyczne , Grawimetry względne dynamiczne, wariometry, gradientometry grawitacyjneJak i kiedy powstał wszechświat.aktualnie powszechnie akceptujemy, że Wszechświat powstał w wyniku gigantycznej eksplozji tzw. wielkiego wybuchu około 1,65-10¹⁰ lat temu (16,5 miliardów lat) w wyniku którego ulega stałej ekspansji. Po wielkim wybuchu nastąpił bardzo krótki okres którego przebiegu na dziś nie jesteśmy w stanie poznać – tzw. Plankian. Po Plankianie występuje Gamowian, który trwa aż do powstania systemu słonecznego, czyli kończy się 4,7-10⁹ lat temu. We wczesnym Gamowianie 4 siły przyrody stanowiły jedną „supersilę. W miarę rozszerzania się Wszechświata opadała temperatura, malała masa cząstek elementarnych, siły różnicowały się na osobne. Następnie pojawia się okres inflacji, w którym Wszechświat nagle się poszerza do 10 cm. Po tym okresie Wszechświat poszerza się z prędkością określoną stałą Hubbla. W miarę spadku temperatury z promieniowania powstawała materia (cząstki elementarne), które stopniowo się stabilizowały, co w dalszej kolejności doprowadziło do formowania się gwiazd i galaktyk. Pierwsze powstawały kwarki i antykwarki. Połączenie kwarków spowodowało powstanie protonów, neutronów i mezonów.

Co to jest galaktykaTo bardzo liczne zbiory gwiazd powiązanych ze sobą oddziaływaniami grawitacyjnymi, zazwyczaj o bardzo złożonej budowie. Wyróżnia się galaktyki eliptyczne zawierające od l O⁶ do l O¹² gwiazd (60% wszystkich galaktyk), galaktyki spiralne zawierające od l O¹⁰ do l O¹¹ gwiazd (30% galaktyk) i galaktyki nieregularne (10% galaktyk). Rozkład galaktyk we Wszechświecie nie jest równomierny.Dalsza ewolucja wszechświataSą dwie hipotezy: wg pierwszej, jesli zostanie przekroczona krytyczna gęstość to ekspansja wszechświata zostanie zahamowana, siły grawitacji zyskają przewagę i rozpocznie się proces „kurczenia" doprowadzając w końcu do gigantycznej katastrofy - zapadnięcia się (kolapsu). Materia w tym stanie jest skrajnie niestabilna co może doprowadzić do kolejnej eksplozji typu np. wielkiego wybuchu. W ten sposób można stosunkowo łatwo tłumaczyć np. cykliczność wielkich wybuchów w Kosmosie. Wg. drugiej: jeśli zaś Wszechświat tej krytycznej gęstości nie przekroczy wówczas ekspansja trwać będzie stale, co w konsekwencji wywoła odpowiedni spadek temperatury i zakończy się tzw. „śmiercią cieplną'* przy odpowiednio małej gęstości materii.

Jak i kiedy powstał układ słonecznyHipotezy dotyczące powstania układu słonecznego można podzielić na katastroficzne (np. zderzenie komety ze Słońcem powoduje oderwanie masy i powstanie układu słonecznego lub eksplozja supernowej) i ewolucyjne, aktualnie akceptowane, które przyjmuje, że powstanie układu planet wokół gwiazdy następuje w wyniku określonego procesu fizycznego. Mgławica słoneczna powstała przez odłączenie się pyłu i gazu kosmicznego z większej chmury molekularnej spiralnego ramienia galaktyki Drogi Mlecznej. Z mgławicy tej grawitacyjnie uformował się dysk w środku którego powstało Słońce.Współcześnie wiemy, że układ słoneczny powstał 4,7 • l O⁹ lat temu - powstała wolno wirująca mgławica gazów i pyłów (rys. 5). Przekształciła się ona następnie (w wyniku grawitacji i rosnących sił odśrodkowych) w formę dysku, w którym cięższe stałe cząsteczki (pył) układały się bliżej środka tworząc protosłońce, lżejsze zaś gazy i pyły w dalszej odległości. W wyniku zaburzeń gęstości w mgławicy słonecznej powstawały wpierw zarodki (simale) planetarne tworzące jądro planet o początkowych rozmiarach od metra do kilku kilometrów. W wyniku grawitacji i zderzeń oraz łączeń przyciągały one dalszy materiał i rosły aż do wielkości planet. W ten sposób pierwotna mgławica słoneczna podzieliła się na 9 lub 10 koncentrycznych pierścieni w odpowiednich odległościach od Słońca. W początkowej fazie aktywności Słońca wyrzucane z niego były znaczne masy gazów, których efektem było, że simale planet wewnętrznych pozbawione zostały swych pierwotnych obłok gazowych. Większe jądra planet (Jowisza, Saturna) przechwytywały dodatkowo duże ilości gazu z mgławicy pierwotnej.Co to jest gwiazdaGwiazdą nazywamy obiekt w przestrzeni, w którym nastąpiło takie zagęszczenie masy i zmniejszenie objętości w jej środku, że wystąpił odpowiedni wzrost temperatury (>10⁶K) pozwalający na zapoczątkowanie jądrowej reakcji fuzji. Gwiazdy w Kosmosie grupują się w gromady i w galaktyki. Przy czym pod pojęciem galaktyki rozumiemy bardzo liczne zbiory gwiazd powiązanych ze sobą oddziaływaniami grawitacyjnymi, zazwyczaj o bardzo złożonej budowie. Wyróżnia się galaktyki eliptyczne zawierające od l O⁶ do l O¹² gwiazd (60% wszystkich galaktyk), galaktyki spiralne zawierające od l O¹⁰ do l O¹¹ gwiazd (30% galaktyk) i galaktyki nieregularne (10% galaktyk).

Prawo Hubble’aOkreśla wielkosć przesunięcia ku czerwieni wszystkich linii i pasm w widmach obserwowanych galaktyk. Przesunięcie to jest wprost proporcjonalne do odległości.gdzie: λ₀ – obserwowana dłg. fali, λ_e – emitowana dłg. fali, c – prędkość światła w próżni, H – stała Hubble’a =50 [km/s•Mpsefekt Dopplera oznacza, że Wszechświat stale rozszerza się z prędkością wzrastającą wraz z odległością od nas. Ta prędkość v jest znaczna i wynosi dla odległości d=10 Mps (l parsek = 3,085*10¹⁶m) v = 500 kms'¹, a dla d=100 Mps v = 5000 kms"¹ gdyż: v = Hd gdzie: H - stała Hubble'a =]. Odkrycie to spowodowało, że aktualnie powszechnie akceptujemy, że Wszechświat powstał w wyniku gigantycznej eksplozji około 1,65-10¹⁰ lat temu (16,5 miliardów lat) w wyniku którego ulega stałej ekspansji.Jak i kiedy powstała ZiemiaSą dwie teorie: 1. katastroficzna, wg. której Ziemia powstała w wyniku oderwania ze słońca materii w wyniku uderzenia asteroidy. 2: ewolucyjna, wg. której nasza planeta powstała w około tym samym czasie co słońce czyli 4,7*10⁹ , gdy z mgławicy wyłoniła się gwiazda a z resztek powstały simalle planet (o rozmiarach od kilku km do setek, po usunięciu gazu) które z czasem koncentrowały masę i rosły do wielkości planet.Co to jest wszechświatWszechświat (Kosmos) to przestrzeń, wypełniająca ją materia w tym wszystkie ciała (a także energia) która w jakikolwiek sposób w przeszłości, obecnie lub w przyszłości jest w stanie oddziaływać na nas lub na którą kiedykolwiek mogliśmy, możemy lub będziemy mogli oddziaływać. Bardziej popularnie to ujmując możemy określić, że jest to przestrzenny zbiór wszystkich istniejących i nas otaczających obiektów fizycznych, cała materia, wszystkie formy energii i wszystkie obiekty niematerialne (np. czas).Reakcje jądrowe zachodzące w gwiazdach¹H+¹H→²H+ / 2H+1H→3He+γ / 3He+3He→4He+1H+1H (zapalanie wodoru)

Proces 3α (t>10⁸ K): 3α→12C+nγ (wypalanie helu)

Cykl CNO: 12C+1H→13N+γ / 13N→13C+β⁺+ν / 13C+’H→14N+γ / 14N+’H→15O+γ / 15O→15N+ β⁺+ν / 15N+’H→12C+4He (wzbogacanie w nowe pierwiastki)Prawo Titiusa-Bodegopromienie orbit kolejnych planet układu słonecznego wzrastają potęgowo r_k=a+b2^k ; r_k= r₀p^k – współcześnie r_o = współczynnik, p – zależy od sposobu ustalania k ,k – kolejny numer planety Wnioski: 1) układ orbit planet wydaje się być określony końcowym stadium akreacji, kiedy simale planetarne osiągnęły już odpowiedni rozmiar i oddziaływały grawitacyjnie w odpowiednio malejącym polu grawitacyjnym słońca.2) Zmiana p w prawie T-P może być wywołana równym czasem powstawania planet gazowych i skalistych układu słonecznego 3) Jeśli siła grawitacji Jowisza zapobiegła akreacji asteroidów w planetę to musiał on powstać odpowiednio wcześnie 4) orbita plutona nie planuje , musiał on powstać w wyniku innych procesów (np. wychwycony przy przechodzeniu komety)GeoidaPowierzchnia ekwipotencjalna potencjału siły ciężkości, która odpowiada średniemu poziomowi oceanów. Jest to powierzchnia odniesienia w pomiarach grawimetrycznych. Geoidy nie da się opisać matematycznie, dlatego do określenia kształtu Ziemi używa się pojęcia elipsoidy obrotowej. Geoida odchyla się od sferoidy (undulacje). W (x, y, z)=const. (rodzina pow. koncentrycznych)Undulacje geoidyTo odchylenia geoidy od sferoidy. Wielkość undulacji odzwierciedla odstępstwa od teoretycznie wyliczonej dla sferoidy budowy ziemi – jej składu, którego zmiany powodują owe undulacje. Ze względu na głębokość źródła anomalii wyróżnia się undulacje: kontynentalne (wywołane zmianami gęstości w płaszczu i wewnątrz Ziemi), regionalne (wywołane zmianami na granicy skorupa – płaszcz zewn.), lokalne (związane z lokalnymi strukturami)

Wartość normalna siły ciężkościTo wartość siły ciężkości obliczona przy pomocy teoretycznych wzorów, przy założeniu równomiernego rozmieszczenia mas wewnątrz ziemi. Jest to wartość wynikająca ze wzoru na potencjał normalny - wartość teoretyczna na poziomie odniesienia. Na biegunach: 9,78 m/s2, na równiku 9,83Anomalia siły ciężkości

Anom. s. c. w punkcie X na poziomie odniesienia to różnica pomiędzy pomierzoną wartością s. c., zredukowaną do poziomu odniesienia g_o, a wartością normalną na tym poziomie odniesienia γ_o: Δg_o=g_o- γ_o. Jeśli anomalia jest dodatnia do występuje nadmiar gęstości. Są: anomalie wolnopowietrzne (Δg_o^') oraz anomalie Bougera (Δg_o^'’).

Redukcje pomiarów siły ciężkości (co to jest i dlaczego trza je wykonywać)

Redukcje wykonuje się w celu przeliczenia wartości siły c. na poziom odniesienia. Aby to zrobić trzeba uwzględnić poprawki: wolnopowietrzną Fay’a δ_1g (=0,3086h [mGal]), popr. uwzgl. masę pośrednią δ_2g (=-0,0419ς[mGal]), topopgraficzną δ_3g, lunisolarną δ_4g.Po co stosuje się 2 pochodne s.c. w badaniach geolog.Pozwalają wykrywać w grawimetrii stosowanej płytko zalegające zaburzenia gęstości i niejednorodności górotworu (np. pustki, kawerny, uskoki) [s^-2]. Są pochodne: gradientowe, krzywiznowe oraz tzw. poziomy gradient s. c. w dowolnym kierunku S

Koncepcja równowagi izostatycznej Airy’egoWedług 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 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 są jednakowe we wszystkich kierunkach, a stan materii jest lepko – plastyczny. Teorie Airy’ego zmodyfikowali: Heiskanen i Veining.Zasada działania grawimetru astatycznego

Mierzy s. c. względnie. Odznacza się bardzo długimi okresami drgań, masa zawieszona znajduje się w stanie równowagi chwiejnej. Są czułe na bardzo małe zmiany s. c., która powoduje znaczne wychylenia ze stanu rownowagi. Dokładność 0,01 mGala.Zadania i metody interpret. jakościowej w grawimetrii

Zadania: lokalizowanie obszarów anomalnych, określanie stref wyżów i niżów grawimetrycznych, oddzielanie anomalii lokalnych i regionalnychMetody: Polega na wyodrębnianiu anomalii lokalnych z tła anomalii pomierzonych specjalnymi metodami.Zadania i metody interpretacji ilościowej w grawimetriiPolega na tym aby w oparciu o przebieg anomalii oszacować parametry ciała zaburzającego (kształt, głębokość zalegania, różnice gęstości). Podstawą interprestacji ilosciowej jest znajomość teoretycznie obliczonych anomalii dla ciał o znanym kształcie. Metody: interpretacja pośrednia i bezpośrednia, doboru (monogramy), punktów charakterystycznych, analizy częstotliwości, całkowe.Niejednoznacznosć interpretacji ilościowej w grawimetrii + możliwość jej ograniczeniaWystępuje 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.

Pole niedipolowe ziemskiego pola magnetycznego.Rzeczywiste pole m. ziemi lepiej opisuje dipol umieszczony w środku Ziemi, tworzący z jej osią obrotu kąt 11,5º. Jego pole to ok. 90% pola stałego. Pozostałe 10% to pole niedipolowe o nieregularnym rozkładzie na powierzchni ziemi.Zasada działania i budowa magnetomertu protonowegoSłuzy 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.MagnetosferaJest to obszar ziemskiego pola magnetycznego składającego się z następujących regionów: magnetosfery wewn, magneto. zewn., magnetopauzy. Magnetosfera jest asymetryczna (skompresowana od strony słońca i wydłużona zgodnie z wiatrem słonecznym)Wykorzystanie badań paleomagnetycznychPaleomagnetyka wykorzystuje wektor pozostałości magnetycznej w skałach. Wykorzystanie: pozwala poznać przeszłość pola magnetycznego Ziemi a także dzięki korelacji samej Ziemi; tłumaczą dipolowy charakter pola m. oraz inwersyjność w różnych epokach; są podstawą do analizy przesunięć płyt i mikropłyt wzgl. siebie; pomiar inklinacji i deklinacji dawnego pola m. umożliwia obliczenie położenia tworzenia się płyty kontynentalnej; szacowanie szybkości dryfu pły; wyznaczanie wieku badanej skały (z korelacją)Rozkład wektora ziemskiej ind. magnet. na składowe.X – północ geograficzna / D – deklinacja / J – inklinacja / T – wektor natężenia ziemskiego pola magnetycznego [A/m] (na równiku=22,28, bieguny: N=50,45, S=53.63). / Hp – składowa pozioma wektora T / Z – składowa pionowa wektora TCo to jest NRM skały i jak ją mozna wyznaczyć ?Naturalna pozostałość magnetyczna (NRM) to pozostałość magnetyczna jaką uzyskują skały zawierające minerały magnetyczne w trakcie swej historii geologicznej. Pod pojęciem NRM rozumie się pozostałość magnetyczną przed jakimkolwiek rozmagnesowaniem skały w labolatorium. Składa się ze składowej pierwotnej (z okresu powstawania) oraz składowej wtórnej (powstałej w czasie historii geolog. skały). NRM możemy wyznaczyć działając polem magnetycznym o zmiennej amplitudzie, ogrzewając a następnie ochładzając próbkę, działać na próbkę chemicznie.Rodzaje pozostałości magnet.: termiczna pozost. magnet. (TRM), parcjalna TRm (pTRM), izotermiczna pozost. magent. (IRM), lepka pozost. magnet (VRM), pozost. magnet. detrytyczna (DRM), chemiczna (krystalizacyjna) pozost. magnet. (CRM).Anomalia magnetycznaMiarą anomalii w danym punkcie na powierzchni ziemi jest różnica między zmierzoną w tym punkcie wartością danej składowej z wartością narmalną obliczoną z wzoru.

Wielkości opisujące ziemskie pole cieplne.Rozkład pola cieplnego Ziemi zależy do: temperatury powierzchni ziemi, gradientu geotermicznego (G, zmiana temp. na jednostkową zmianę głębokości), stopnia geotermicznego (H=1/G, zmiana głębokości na jednostkę przyrostu temp.), gęstości strumienia cieplnego (Q, ilość ciepła przepływającego przez jednostkową powierzchnię w jednostce czasu), prędkość (moc) generowania ciepła (ilość ciepła wytworzona w jednostce objętości skalnej na jednostkę czasu)Hipotetyczne źródła stacjonarnego pola cieplnego Ziemi.1. Ziemia powstawała jako ciało gorące i ulega ochładzaniu. 2. Ziemia narastała ze zbitków materii, i w związku z tym podczas zderzania się cząstek wydzielało się ciepło (ale małe ilości) oraz zagęszczała się materia i następowała konsolidacja (wzrost ciśnienia wytwarzał ciepło, lecz też małe ilości). 3. Wewnętrzne źródła ciepła: rozpad pierwiastków promieniotwórczych. 5. Zwalnianie prędkości obrotowej Ziemi. 6. Ciepło wytwarzane w procesie dyferencjacji magnet. Ziemi. Zależność gęstości strumienia cieplnego od wieku skałStrumień 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 ryftuJak można wyznaczyć gęstość strumienia cieplnego1. W warunkach ustalonej równowagi cieplnej (stacjonarnego strumienia ciepła lambda). 2 W warunkach nieustalonej równowagi cieplnej (niestacjonarny przepływ ciepła). 3 Halosymetryczna (wyznaczanie lambda)Właściwości cieplne skał.1. Współczynnik przewodności cieplnej (własność skały określająca jej zdolność do przewodzenia ciepła). 2. Ciepło właściwe (ilość ciepła potrzebna do podniesienia o 1 K. Określa zdolność skały do gromadzenia energii. 3. Współczynnik przewodności temperaturowej (zdolność skały do strat ciepła w wyniku przewodności)Co to jest izochrona ²⁰⁷Pb-²⁰⁶Pb i jak można ja wyznaczyćMetoda zakłada początkowy stały stosunek izotopów Pb dla różnych minerałów. Dlatego też metoda jest wiarygodna dopiero gdy okaże się iż we wszystkich badanych próbkach była taka sama zawartość izotopów Pb oraz gdy istnieje pewność że do badanych próbek nie dostał się U i Pb z zewnątrz. Metoda ta pozwala określić kiedy zaczęły formować się planety i ciała podobne. Odnosi się to w praktyce do badania meteorytów kamiennych i żelaznych.Co to jest izochrona ⁴⁰K-⁴⁰Ar i jak można ja wyznaczyćMetoda ta zakłada stały stosunek izotopów Ar w skale = 295,5. Jeśli ten warunek jest spełniony to można wyznaczyć wiek zarówno pojedynczego minerału jak i skały. Metoda nadaje się do wyznaczania skał względnie młodych oraz historii termicznej skał. Problemy: Ar jest gazem i w związku z tym łatwo ulega migracji ze skały oraz badanej próbki.Co to jest izochrona ⁸⁷Rb-⁸⁷Sr i jak można ja wyznaczyćMetoda 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 ie występują we wszystkich rodzajach skał (wapieniach , skałach ultrazasadowych). Metody tej nie można stosować do skał młodych ze względu na duży błąd.Izochrona Sm - NdCo to jest pozorny opór właściwy skały.

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: 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. Osiągana 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 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 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: Po scałkowaniu: gdzie:m - masa substancji ulegającej rozpadowi,λ - stała rozpadu charakterystyczna dla danego izotopu lub substancji,t - czas,m₀ - masa początkowa 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 sejsmicznychEnergię 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 później 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. Wstrząsy potomne powstają wskutek przemieszczania się mas skalnych, dopasowujących się 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 został uzupełniony specjalnym badaniu 12 lat danych faz ISC, który dawał 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 wyraźne strefy niskiej prędkości to cechy większości globalnych modeli inwersji, które są tłumione gdy anizotropii jest dozwolone w inwersji.Co to pas kupiera i gdzie się 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 tysięcy km². Występujące w nich zmiany pola magnetycznego zazwyczaj nie przekraczają 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" TMiarą 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 Mohorovičicia (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 Mohorovičicia, 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 cieplnegoStrumień 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 źródła 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 się z nią we wszystkich rodzajach komunikacji regularnej np. kolejowej, autobusowej. Środki 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 wyznaczyćMetoda 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 później skalą 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, Hirō 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 - wstrząsy powodujące zmiany w otaczającym 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 później nazwana skalą 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;powodują powstawanie fal tsunami.http://www.ecs.csun.edu/~shustov/TEST_6_LARGE.wmvPowstanie 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 gęstości, głównie w przypowierzchniowych warstwach skorupy ziemskiej. Henri Poincaré wykazał, 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 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 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 są 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 magnetycznejZiemska 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 osią obrotu Ziemi kąt 9,98°^[1]. Pole magnetyczne rozciąga się na kilkadziesiąt tysięcy kilometrów od Ziemi, a obszar w którym ono występuje nazywa się ziemską magnetosferą.Podstawy fizyczne badan paleomagnetycznychPaleomagnetyzm – magnetyczne właściwości każdej skały ziemskiej zawierającej minerały ferromagnetyczne. W trakcie powstawania skał (wylewnych lub osadowych) utrwala się ziemskie pole magnetyczne istniejące 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 bądź 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 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 rozpadu promieniotwórczego - podstawowe prawo przemian jądrowych. Liczba jąder, które uległy rozpadowi w czasie t wynosi. Średni czas życia jądra promieniotwórczego równy jest odwrotności stałej rozpadu:  Czas, w 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 źródle promieniotwórczym nosi nazwę aktywności A. Aktywność źródła 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 źródła, w którym zachodzi jeden rozpad na sekundę. Zanik aktywności źródła 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 +CrJest 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+bMlmagnit wstrzasu –3=loga/ao, Qmax/Qo=10^-3Na 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 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 są 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 zalamanycha) Hodografem fali refleksyjnej jest hiperbola.b) Krzywizna hodografu jest funkcją prędkości i głębokości do granicy odbijającej. c) h↑hodograf jest bardziej płaski.V↑ hodograf jest bardziej płaski.Zadania i cele glebokich sondowan POLONAISE’97 i CELEBRATION 2000W 1997 i 2000 roku między innymi na obszarze Polski zostały przeprowadzone dwanajwiększe na świecie eksperymenty aktywne: POLONAISE’97 i CELEBRATION 2000.Eksperyment POLONAISE’97 został przeprowadzony w maju 1997 roku, wykorzystanookoło 600 sejsmometrów do zarejestrowania 63 strzałów wzdłuż pięciu profili. Łącznadługość profili wyniosła w przybliżeniu 2000 kilometrów, zaś najdłuższy profil (P4) miałponad 800 kilometrów. Prace polowe trwały dwa tygodnie. Do rozmieszczenia i detonacjiładunków wybuchowychwynajęto piętnaście dwudziesto-osobowych grup, natomiast obsługąsprzętu zajmowało się trzydzieści dwu, trój-osobowych grup. Dokładność rozmieszczeniaładunków 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 stacjamiwzdłuż profili 2,8 lub 5,6 kilometra. Do zarejestrowania 147 strzałów użyto 1230sejsmometrów. Średnia masa ładunków wynosiła około 500 kg, a najlżejsze ważyły 90 kg.Najsilniejszy wybuch zafundowali Rosjanie odpalając około 15 ton. Prace polowe trwały trzytygodnie. W eksperymentach POLONAISE’97 i CELEBRATION 2000 wzięli udział naukowcy itechnicy 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 – opóźnienie 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 magnesującego, co jest wykorzystywane w analogowych systemach zapisu dźwięku 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 pętli histerezy. Parametrem charakterystycznym każdego magnesu jest wartość (B·H)_max, którą 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 histerezą kąta zwilżania, która potrafi być całkiem 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 krzepnięcia są różne. Na przykład, agar topi się 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 ciekłym do temperatury 40 °C. Stąd też, od temperatury 40 do 85 °C, zależnie od stanu wyjściowego, agar może być w postaci ciekłej 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 wielkości są do siebie proporcjonalne, a stałą proporcjonalności jest stała Hubble’a H₀: Istnienie takiej proporcjonalności przewidział 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 się milimetry na sekundę 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???