Skala zaproponowana przez Charlsa Richtera w 1935. Podstawą tej skali jest ilość wyzwolonej energii tzw magnitudy. Podstawą obliczeń jest logarytm wartości amplitudy największego odchylenia mierzonego w mikronach zapisanego przez sejsmograf w odległości 100 km od epicentrum. Obliczenia zakładają odległość od epicentrum w odległości 100 km. Każda kolejna jednostka tej skali oznacza 33-krotny wzrost wyzwolonej energii w stosunku do poprzedniej jednostki. Jest to skala otwarta ale nie obserwuje się trzęsień o magnitudzie większej niż 9,5^o tej skali.

Wykres a) częstość występowania trzęsień / magnituda trzęsień ziemi

wykres b) wzrost wyzwolonej energii dla kolejnych stopni skali Richtera

Skutki trzęsień ziemi:

2-3,4 - trzęsienia rejestrowane tylko przez przyrządy; notowane około 800 tys wstrząsów rocznie

3,5-4,2 - trzęsienia odczuwalne przez niektóre osoby; 30 tys rocznie

4,3-4,8 - trzęsienia odczuwalne przez wiele osób; ok. 5 tys rocznie

4,9-5,4 - powszechnie odczuwalne; ok. 1,5 tys

5,5-6,1 - niewielkie uszkodzenia budynków; 500 rocznie

6,2-6,9 - znaczne uszkodzenia; ok. 100 rocznie

7-7,3 - poważne zniszczenia; 15 rocznie

7,4-8,0 - rozległe zniszczenia; 4 rocznie

>8 - całkowite zniszczenia; co 5-10 lat

Wartość wyzwolonej energii podawana jest w jednostce TNT - porównanie energii z energią wyzwalana podczas wybuchu dynamitu. 1 tona TNT (trynitrotoluenu) wyzwala podczas wybuchu energię o wartości 4,18x10⁹ Dżula energii. Na skali pionowej - wartość TNT, na skali poziomej - wartość magnitudy.

Największe zanotowane w Ekwadorze w 1906 (ok.9), wybuch bomby atomowej w Hiroszimie miała wartość 6,5.

Odległość dalekich od epicentrum trzęsień ziemi określana jest na podstawie różnicy czasu, w którym został zapisany na sejsmografie moment przybycia poszczególnych fal.

Odległość = (S-P) - 1

S i P to czas przybycia poszczególnych fal.

Odległość ta mierzona jest w megametrach (Mm), gdzie 1Mm = 1000km, a wartość S-P podawana jest w minutach. Jeżeli różnica wyniesie 3, to odległość od epicentrum wyniesie 2000km.

Amplituda drgania podana w milimetrach to największe wychylenie sejsmografu 9tu: 23), wiemy ile wynosi różnica czasu między pojawieniem się fali S i P. Jeżeli mamy odpowiednią różnice czasu, to sejsmolodzy automatycznej wiedzą, jaki był dystans od epicentrum. Pośrodku znajduje się skala, która pokazuje wartośc magnitudy.

Rozmieszczenie trzęsień ziemi

W zależności od częstości i wielkości trzęsień wyróżniane są obszary:

a) sejsmiczne - obszary konwergencji płyt litosfery, czyli przede wszystkim obszar wokół Pacyfiku (80% wszystkich trzęsień ziemi), drugi pas - pas młodych fałdowań alpejskich, który biegnie od Hiszpanii, przez Alpy, Karpaty, Azję Mniejszą, Himalaje, Birmę po Archipelag Malajski.

b) pensejsmiczne - obszary, gdzie trzęsienia pojawiają się rzadko i obejmują one przede wszystkim Masyw Centralny, G. Harz, obszar M. Śródziemnego, Ural, Appalachy, Wschodnią Australię

c) asejsmiczne - najstarsze części kontynentów - Syberia (tarcza syberyjska), Kanada (tarcza kanadyjska), Brazylia, większa część Afryki, Australia

Przyczyny trzęsień ziemi:

• głównym źródłem są ruchy tektoniczne, związane bądź z migracją kier litosfery, bądź zjawiskiem izostazji

• wybuchy wulkanów

• rzadko - zjawiska związane z zapadaniem się sztolni kopalń, wyrobisk, jaskiń

Najbliżej rowów oceanicznych pojawiają się trzęsienia płytkie, w kierunku kontynentów pojawiają się coraz głębsze trzęsienia ziemi.

Bełchatów - trzęsienie wywołane kopalnią węgla brunatnego, duże wyrobisko spowodowało odciążenie i ruch izostatyczny.

Tsunami

Podczas trzęsienia ziemi skały morskiego dna mogą ulec rozłamowi i wzajemnemu przesunięciu. Powstaje uskok tektoniczny. Zjawisko to może powodować powstanie fal nadległych wód. Dwie możliwości:

1. jeden z bloków dna morskiego ulegnie obsunięciu; wówczas poziom wody gwałtownie zapadnie się i będziemy mieli do czynienia z przypływem, którego celem będzie wyrównanie poziomu wody

2. jeden z bloków ulega wydźwignięciu; wówczas woda w tej strefie będzie spływać na zewnątrz.

W obu przypadkach powstają fale o bardzo dużej amplitudzie. Noszą one nazwę tsunami, co po japońsku oznacza falę portową (związane to z faktem, że fale tego typu niszczyły porty w Japonii). Fale tego typu przemieszczają się z ogromną prędkością, dochodzącą do 800 km/h. Na otwartym oceanie, którego wody mają głębokość kilku km, wysokość tsunami może mieć wielkość ledwie kilkunastu cm. Tego typu fale są na otwartych morzach niezauważalne przez statki. Długość tej fali może przekraczać 200 km. Stąd też fala taka może nieść ze sobą nawet 50 tys t wody/km. Bardzo szybko przemieszczająca się fala migruje, aż dociera do wybrzeża, gdzie następuje parcie rozpędzonej wody o podłoże, następuje spiętrzenie wody do 30 a nawet 70 m. Zjawiskiem poprzedzającym tsunami bywa odpływ wody (Lisbona 1755 - woda z portu uciekła i powróciła w formie wysokiej fali).

Tsunami może być wywołane także dużymi osuwiskami podmorskimi, względnie wybuchem podmorskich wulkanów.

Zjawisko załamania fali

Budowę wnętrza ziemi poznajemy dzięki

• badaniom powierzchniowym

• wierceniom; najgłębsze wiercenia osiągają głębokość 12 km, większość wierceń sięga kilku km.

• badaniom meteorytów

• badaniom porwaków występujących w skałach magmowych; porwaki (ksenolity) - fragmenty skał obecne w magmie, porwakami mogą być fragmenty płaszcza ziemi

• badaniom geofizycznym (w tym sejsmologii)

Fale sejsmiczne, podobnie jak światło, natrafiając na granicę między dwoma ośrodkami o różnej gęstości i sprężystości, ulegają załamaniu lub odbiciu. Mogą tez ulec przyspieszeniu lub spowolnieniu. Zazwyczaj jedno idzie w parze z drugiem - następuje spowolnienie i zmiana kierunku.

Mniejsza gęstość → większa gęstość - załamanie

Większa gęstość → mniejsza gęstość - odbicie (kąt między pionem jest równy kątowi dobicia)

Ta granica w sejsmologii, gdzie następuje zmiana gęstości ośrodka, nosi nazwę powierzchni nieciągłości. Tak więc stwierdzane w badaniach sejsmicznych powierzchnie nieciągłości wskazują na istnienie różnic w gęstości materii czy też różnic w ich stanie skupienia.

Powierzchnia na wykresie to linia a nie warstwa!!!

Zjawisko załamania lub ugięcia fal na granicy dwóch ośrodków jest wykorzystywane w sejsmologii. Gdyby Ziemia była wewnątrz jednorodna, to fale sejsmiczne przebiegałyby prostopadle do czoła fali - czoło fali rozchodziłoby się po liniach prostych. Gdybyśmy mieli równomierny wzrost gęstości ku wnętrzu, następowałoby przyspieszanie fali. Okazuje się, że fale sejsmiczne migrując przez wnętrze Ziemi, zmieniają kierunek rozchodzenia się, czyli trafiają na powierzchnie nieciągłości. To z kolei świadczy o tym, że Ziemia wewnątrz nie jest jednorodna.

Strefa cienia fal typu S: na pewnej głębokości fale te rozchodzą się, a po drugiej stronie ziemi jest duży łuk, gdzie ich nie ma. Zatem dochodzi do rozchodzenia bądź zaniku (przy jądrze).

Strefa cienia fal typu P - pojawia się strefa cienia, po drugiej stronie jądra te same fale spotykamy.

Jeśli popatrzymy, jak rozchodzą się fale sejsmiczne we wnętrzu Ziemi, to: w skali pionowej podana jest prędkość, na sakli poziomej - głębokość Ziemi. Fala P przyspiesza, by na głębokości ok 3 tys km gwałtownie zwolnić, później powoli przyspieszyć ponownie. Fala S dochodzi do 3 tys km i zanika. Przyspieszenie fal P i S nie jest równomierne, pojawia się obszar, gdzie prędkość ta maleje.

Budowa litosfery

W geologii jakość rysunku jest podstawową sprawą; ważna jest skala, proporcje, granice, kąt, co jest nad i co jest pod. Nie rysować bezmyślnie!

Kontynenty zbudowane ze skał stosunkowo lżejszych, dlatego podniesione są do góry (niczym korek na wodzie, który nie tonie). Zbudowane są z tzw. skorupy kontynentalnej. Dla oceanów - ze skorupy oceanicznej. Rysunek pokazuje kontakt tych dwóch płyt, gdzie płyta oceaniczna wdziera się pod kontynentalną.

Kontynenty zbudowane są ze skał posiadających gęstość 2,6-2,7 g/cm³, co odpowiada średniej gęstości skał granitoidowych (nie oznacza to, że kontynenty są zbudowane z granitu, chodzi o wszystkie skały występujące na kontynentach - średnia daje gęstość granitoidów). Ponieważ na dużej części oceanów skały te wcale nie występują, stąd miejsce ich obecności określane jest jako skorupa kontynentalna. Średnia miąższość skorupy kontynentalnej w Europie wynosi 12-15 km. Pod masywami górskimi ulega ona zanurzeniu na głębokość do 30km. Himalaje są zanurzone na głębokość ok. 75km. Średnia miąższość skorupy kontynentalnej na ziemi wynosi 40km. Edward Süess (1831-1914) autor pierwszego podziału wnętrza Ziemi, określił te skały nazwą sial (o jakie chodzi minerały a nie pierwiastki! Nie wystarczy powiedzieć, ze chodzi o krzem i glin, należy powiedzieć, w czym występuje krzem i glin - krzem: kwarc, glin: glinokrzemiany).

W dolnej części skorupy kontynentalnej prędkość fal typu P wzrasta wskazując, że obecne tam skały posiadają gęstość maficznych (ciemnych) granulitów. Skokowa zmiana gęstości zaznacza się jednak tylko lokalnie i nosi nazwę nieciągłości Conrada, austriackiego badacza, który odkrył ją w 1925 (kiedy jeszcze nie zebrano odpowiedniej ilości danych, model, który funkcjonował mówił, że pod skorupą kontynentalną występuje skorupa oceaniczna, a dowodem na to miała być nieciągłość Conrada).

Wśród skał budujących dna oceanów obecnych pod pokrywą luźnych osadów prędkość fal sejsmicznych jest większa niż wśród skał skorupy kontynentalnej i wskazuje na gęstość 2,9-3,0 g/cm³, co odpowiada gęstości bazaltu lub gabra. Stąd mówimy o skorupie bazaltowej inaczej oceanicznej. Przeciętna grubość skorupy oceanicznej wynosi 8km i przez Süessa została nazwana simą.

Na głębokości 25-50km pod lądami (75km pod wysokimi górami) oraz 5-8km pod dnami oceanów pojawia się powierzchnia nieciągłości wykryta w 1909 przez Andrija Mohoroviciča, zwana nieciągłością Moho. Poniżej Moho gęstość skał jest większa., przekracza 3 g/cm3 i jest to gęstość skał eklogitowo - perydotytowych (perydotyty - nie ma skaleni, są pirokseny, amfibole). Skały te tworzą płaszcz Ziemi. Moho oddziela skały skorupy kontynentalnej oraz oceanicznej od skał płaszcza Ziemi.

Górna część płaszcza ma stan stały. W dolnej części górnego płaszcza na średniej głębokości 100km występuje strefa, w której fale sejsmiczne wyraźnie zwalniają. Jest to tzw. strefa zmniejszonej prędkości LVL (low velosity layer), co świadczy, że materia skalna występuje tu w stanie niemal stopionym. Zawartość stopu ma wynosić ok. 1%. Warstwa ta nosi nazwę astenosfery, po grecku asthenes - słaby, sphaira - kula. Przeciętnie astenosfera sięga do głębokości 350km. Przy niewielkim spadku ciśnienia, skały astenosfery z łatwością ulegają upłynnieniu.

Skorupa ziemska =/= litosfera

skorupa ziemska - skały skorupy kontynentalnej i oceanicznej

litosfera - wszystkie skały nad astenosferą - skorupa + górny płaszcza Ziemi (który nie jest miękki).

---