geofiza1

VJlówną składową siły ciężkości je.sl silu (I).

Maksymalną wartość na powierzchni Ziemi Kiin odśrodkowa osiąga na (2).

Natężenie pola grawitacyjnego w danym punkcie zależy od rozkładu (3) i kształtu ciula wytwarzającego pole.

W każdym punkcie powierzchni (4) tiltt ciężkości jest do niej prostopadła.

Przecięcie powierzchni elipsoidy (Im raut płaszczyzną /uwierającą oś obrotu Ziemi daje (5) Odchylenia geoidy od przyjętej powierzchni odniesienia, zwane (6).

Teoretyczna wartość siły ciężkości na powietze tuli odniesienia nosi nazwę (7). Anomalie siły ciężkości odzwierciedlają (8) wnętrza Ziemi

Przykładem współczesnych pomiarów wykor/ystujących (9) jest przyrząd z zastosowaniem pryzmatów, lasera i interferometru Mithclwma

Wariacje ziemskiego pola siły ciężkości wywołane (10) wywołują nie tylko przypływy móiz i oceanów , ale również atmosfery i stałej nkorupy ziemskiej

Kąt pomiędzy wektorem składowej pu/Jomcj a wektorem całkowitego natężenia polu geomagnetycznego to (11) Krótkookresowe regularne zmiany pola geomagnetycznego o różnym przebiegu w czasie i różnych amplitudach stanowią (12). Powstawanie zaburzeń przypisuje się oddziaływaniu (13) z polem geomagnetycznym.

Dział geomagnetyzmu badający (14) skał powalające w polu geomagnetycznym w minionych okresach geologicznych nazwano paleomagnetyzmem. W większości przypadków naturalna pozostałość magnetyczna skuł spowodowana jest (1$).

Palowanie skał meiodami (16) pozwoliło na precyzyjne umiejscowienie w czasie okresów o normalnej i odwrotnej polamości pola magnetycznego Ziemi.

Promienie fal sejsmicznych wybiegają pozornie z jednego punktu zwanego (\7).

W rejonie uskoku San Andreas trzęsienia ziemi powtarzają się, zarówno w przes/.kitel \nV t obecnie. Analiza trzęsień i pomiarów geodezyjnych i geofizycznych tego icuu"'" zapoczątkowała teorie (18) Według tej teorii na skutek względnych przesunięć sąąWdrAcb pWW skorupy, narasta naprężenie sprężyste, które po przekroczeniu (\9\ sV.a\ now-bw pęknięcie ośrodka.

ł^>rz.^v opracowaniu materiałów makro*- ] smicznych jakiegoś trzęsienia wyVv k\*» wis " mapach linie jednakowej (20) - izosejsty.

■ognifudę oblicza się na podstawie znajomości (21) ruchu gruntu, dominujw cy.it ' ^{1 1} ' dległości kątowej wstrząsu od miejsca rejestracji, głębokości ognisku onw jestrowanych fal. Skalamy moment sejsmiczny Mo może być wyrat.miv V ' ¹ zmiarów i (23) u płaszczyzny uskoku.

A + 2>i

dris

V P powodują jKiWStiMU'	b (7.	l, \ ini
ubięiuii towych iptiUy pochodzące	od	Ya\S

,\|l *. z ■ 1^

Ikość kulistej fali podłużnej wynosi V

Aż’

na ku

) obejmuje skorupę i najwyższą, część płaszcza — powyżej ( \XV Utwe pośrednich danych jądro (33), zaczynające su; na vV^:t^V>t'

erzchnie graniczne we wnętrzu /.ictm (a tych fal jest znacznie (27) niż 1“' tmogramach wyróżnia się kolejne m 5, tym hardziej opóźnione im większa jest (28). tjtó AIohoro\ icico delntiujc się jako powler/chnię oddż.\e\aja^ą * _Ł ^ . rej prędkość fali (20) wzrasta gwałtownie do wanoiu