Главные рушійні сили землетрусів, дрейфу континентів і гороутворення. 
Прогнозування землетрусів і спускові сили

Главные рушійні сили землетрусів, дрейфу континентів і гороутворення. Прогнозування землетрусів і спускові силы..

Шумилов В.М.

Аннотация: Розкривається природа сил, що породжують дрейф континентів (літосферних плит), землетрусу, горотворення, поднятие-опускание ділянок земної кори. Даються оцінки параметрів мантийных конвекційних потоків і напруг у земної корі, породжуваних ними. Пропонується концепцію й модель короткострокового прогнозування землетрусів. Пропонується легко реалізована й економічно вигідну систему оперативного оповіщення про вже поширених сейсмічних хвилях і хвилях цунамі від хіба що що сталося землетрясения.

Main quake and continent drift driving forces and mounting generation (orogeny). Quake forecasting and trigger forces.

V. Shumilov.

Abstract: Discovered is the nature of forces that generate continent «p.s (lithosphere slabs ») drift, quakes, mounting generation (orogeny), the earth «p.s crust uplifting / subsidence. Mantle convection flows and earth «p.s crust tensions, generated by them, are estimated. The short-term quake forecasting conception and model are suggested. The notification system for coming seismic and tsunami waves that have generated by just having place quake is proposed. The system is profitable and can be easily put into practice.

До цього часу немає повного розуміння і теорії таких явищ, як дрейф континентів (літосферних плит), землетрусу, горотворення, подъем-опускание земної поверхні, виверження вулканів. Хоча багато роботах досить докладно освітлені ті чи інші боку цих процесів, але цільною схеми, що дозволяє пояснити рушійні сили та механізмів цих процесів, немає. Тому й нині не вирішена до цього часу проблема прогнозування землетрусів, становящаяся дедалі більше актуальною (у зв’язку з зростанням народонаселения).

В справжньої роботи виявляються ці сили та механізми. Базуючись на наявних результатах вимірів, зроблено оцінка параметрів мантийных потоків й снаги, з якими діють на земну кору. Ці сили цілком вистачає гороутворення (з землетрусами) внаслідок витискування земної кори на кордоні стискальних плит як гірських хребтів. Показано, що став саме порівняно малі, але швидко мінливі спускові сили (атмосферне тиск і припливи) визначають час приходу землетрусу. Тому знання поточних напруг земної кори обліку прогнозу погоди і і припливів уможливлює прогнозування землетрусів. Запропоновано варіант створення простий, надійної і ефективної (без хибних срабатываний) системи виявлення хвиль цунамі в океані і сейсмічних хвиль лежить на поверхні суші від хіба що що сталися землетрусів намічено шляху створення прогнозування землетрясений.

Движущие силы..

Первопричиной таких явищ, як землетрусу, дрейф континентів, горотворення, виверження вулканів, зрештою, є тепло земних надр. Бачаться кілька основних механізмів перетворення цього тепла в механічну енергію, перетворюючу земну поверхность:

А) рахунок зменшення радіуса (й площі поверхні) планети внаслідок миллиардолетнего зменшення середньої температури надр Земли.

Б) зміна плавучості земної кори (легшим і тугоплавкой, ніж мантія) при збільшенні згодом її середньої товщини, і навіть при різному зміні товщини сусідніх ділянок кори у її контакту з різними частинами мантийных конвекційних потоков.

В) захоплення твердої, плаваючою в мантії кори грузлими мантийными конвекционными потоками викликає дрейф континентів і горообразование.

Здесь перелічую лише головні (на погляд) механізми виникнення рушійних сил тектонічних процесів. Інші сили, чи значно менше, чи виникають внаслідок дії вже перелічених наснаги в реалізації різних умовах, не можуть бути порушено у межах короткій работы.

А) Середня температура надр нашої планети з допомогою відводу внутрішнього тепла через земну поверхню до космосу (з геотермическим градієнтом порядку 30°С/км) повільно, але неухильно знижується незалежно від природи тепла внутрішніх областей Землі, чи це залишкове тепло давніх процесів, чи тепло, генеровану і сьогодні радіаційними распадами. Наприклад, генерація тепла за рахунок розпаду урану U235 знижується вдвічі кожні 0.7 млрд. років (період піврозпаду U235). Падіння середньої температури надр нашої планети, скажімо, на 100 °C, призводить до зменшення лінійних розмірів (діаметра), обсягу й площі поверхні планети. Площа поверхні жорсткої «несжимаемой «земної кори у своїй змушена зменшитися приблизно за 1 млн. км2, хоча обсяг речовини кори залишається майже незмінним (оскільки температура поверхні планети (кори) мало змінилася при зменшенні температури надр). Тому «зайва «частина речовини що залишилася незмінною за обсягом кори (вимушеної зменшити свою поверхню — вона може висіти повітря над злегка уменьшившейся планетою) видушується як гір загальним обсягом порядку перших млн. км3 під час остигання надр Землі на 100 °C ([2], стор. 232) у процесі, начебто, незначного зменшення розмірів планети. Лінійний коефіцієнт температурного розширення речовини надр Землі прийнято рівним k = 0.0001*(1/1°С).

Отметим, що міра гір, які виникають внаслідок зменшення Землі (обумовленого зменшенням середньої температури надр), дуже малий порівняно зі швидкостями ерозійних процесів і з можливостями двох інших механізмів, описуваних ниже.

Б) Судячи з концентрації теплогенеруючих радіоактивні речовини в земної корі (концентрація відома з вимірів) і з інструментально знайденою незмінності темпу зростання температури в міру заглиблення в тверду кору ([1]), температура з глибиною зростає буде настільки швидким, що через високе температури нижче поверхні Мохо речовина має бути не в твердому, а рідкому стані ([2]). Вище поверхні М глибинне тепло передається з допомогою теплопровідності у твердій середовищі (з великим тепловим опором і термоградиентом), а нижче (із центральних областей Землі до М) — ефективнішим шляхом перенесення тепла конвекционными потоками в рідкої магмі (нехай навіть у дуже в’язкому, малорухомої). Тому на згадуваній поверхні М може бути перехід речовини з стану в тверде (кристалізація легших і тугоплавких складових магми на нижньої поверхні кори) і журналістам зміну, як наслідок, плавучості кори. Швидкість підйому денний поверхні з допомогою цього й досягати паїв одиниць міліметрів на рік кори завтовшки порядку 30−50 км (для менш товстої кори швидкість підйому може бути вищим). Швидкість підйому верхньої поверхні кори, плаваючою в мантії, дорівнює швидкості збільшення товщини кори, помноженою на ставлення різниці плотностей речовини мантії і кори і щільність речовини мантії (dмант — dкоры) / dмант. Максимальна швидкість зміни товщини кори (швидкість кристалізації речовини мантії на нижньої поверхні кори) то, можливо обчислена, з знання теплового потоку через кору і теплоти кристалізації для випадку, коли знизу тепло не підводиться, отже нагору через кору дається лише тепло кристалізації [2]. Насправді ж, швидкості підйому — занурення кори багато нижче — швидкість кристалізації далекою від максимальної - нагору проводиться і тепло кристалізації, і тепло, підходяще до нижньої поверхні кори із глибин. При нерівномірному підйомі різних ділянок кори у ній виникають величезні напруги вигину і вертикального зсуву, разряжающиеся в моменти перевищення краю міцності порід кори (з землетрусами [2]). Подъем-опускание кори за рахунок зміни її товщини забезпечує також повільне увеличение-уменьшение її висоти над рівнем моря сходить за великі часові відтинки, і навіть відновлення певної частини обсягу материковій кори, яку вона позбавляється у процесі эрозии.

Миллиарды років тому нижньої поверхні тоншу тоді кори (потік глибинного тепла і геотермічний градієнт були набагато більше) кристалізувалися найбільш тугоплавкі й легкі складові тодішньої магми, у результаті утворилася гранітна кора (нинішні материки). За рахунок вимивання з складу магми легших з яких складається склад злегка змінився. Тож у наступне час на нижньої поверхні кори з магми кристалізувалися не граніти, причому більше важкі базальты повільно мінливого складу (залежно від часу на їхнє образования).

В) Можемо обчислити величину сили грузького тертя, з якою конвекційний мантийный потік захоплює (тягне) плаваючу з його поверхні кору і це змушує її повільно переміщатися разом із — дрейфувати. І тому доведеться прийняти деяку модель потока.

Понятно, що вільна поверхню невязкой рідини на полі сили тяжкості, наприклад, води в океані, практично горизонтальна — інакше рідина відразу ж потрапляє стече згори вниз, і поверхню стане горизонтальній. Поверхня води в океані є еквіпотенційної (потенціал гравітаційного поля у ньому скрізь однаковий) і утворює геоид. Так само стає горизонтальній і поверхню в’язкому рідини, довгий час що залишається тільки під дією сили тяжкості, без інших воздействий.

Если лежить на поверхні цієї рідини плаває шар легшого речовини, то відповідно до закону Архімеда, горизонтальним буде наведений рівень поверхні Lp = Lm + Hk * (dk / dm). У означеному нами разі на поверхні мантії плаває легша тверда земна кора (з товщею води над її океанічній частиною). Тож кожної локальної області земної поверхні ми обчислимо висоту наведеного рівня мантійного речовини, збігається, загалом, з висотою вільної поверхні мантії (що вона було б за відсутності плаваючого у ньому шару). У цьому можливі локальні відхилення через міцності коры:

Lp = Lm + Hk * (dk / dm) + Hокеана * (dводы / dm).

Здесь Lp — висота наведеного рівня, Lm — висота рівня мант. речовини, dm — щільність мантії (3.3 г/см3), Hk — товщина кори, dk — щільність кори (2.8 г/см3), Hокеана — глибина океану, dводы — щільність води (1.0 г/см3).

Вычисляя наведені рівні багатьом географічних точок, відразу ж побачимо, що поверхню наведеного рівня далеко ще не горизонтальна — так нам проявляться розташування і інтенсивність конвекційних потоків в в’язкому мантії під наведеної поверхностью.

Действительно, глибина океану навколо срединно-океанических хребтів (підняттів) становить близько 2−3 км. Товщина кори тут, за даними різних авторів, не перевищує 5 км (скоріш, менше). Отож висота наведеного рівня магми у сфері срединно-океанических хребтів становить близько — 2150 м (для 2 км) і - 2850 м (для 3 км).

Высота наведеного рівня зоні Маріанської западини дорівнює -8424 м (вважаємо товщину кори тут 5 км).

Толщина кори під Гімалаями за даними становить 70 — 90 км. Приймемо, що сьогодні середня висота земної поверхні тут становить близько +4 км. Тоді висота наведеного рівня мантійного речовини для району Гімалайських гір становить від -6.6 км до -9.64 км для прийнятих значень плотностей кори і мантії. Звісно, справжні щільності і товщини можуть бути різні від прийнятих нами, але уточнення їх значень не змінить суті наших висновків, лише уточнить рельєф наведеного уровня.

Чем зумовлено така відмінність поверхні наведеного рівня від горизонтальній? Воно утворюється через течії дуже в’язкому рідини — мантії. Її наведена поверхню просто більше не встигає стати рівноважної горизонтальній, оскільки рівновагу безупинно порушується з допомогою підйому із глибин більш гарячого і тому легшого речовини. Прагнучи рівноваги, в’язке мантийное речовина повільно тече під земної корою від пагорбів до низинами, від місця підйому до місцеві опускання мантійного речовини, і вистигає за рухом під корою за рахунок його теплопровідності. Ось і утворюється в мантії самоузгоджений квазистационарный конвекційний потік. Причому різницю висот наведеної поверхні (над висхідній і низхідній частинами потоку) і є рушійною силою конвекційного потоку в в’язкому мантийной рідини. Якби мантийная рідина мала вільну поверхню, ця поверхню збігалася б із обчисленою нами наведеної поверхнею, і був би її як сукупність підняттів над висхідними потоками і западин над нисходящими.

.

При цьому підняття поверхні наведеного рівня матимуть горизонтальні, майже плоскі вершини, оскільки у вершині вранішнього потоку і температура вище, і тиск менше (в'язкість мантійного речовини залежить від температури і тиску). Тому в’язкість мантійного речовини менша, і поверхню наведеного рівня практично горизонтальна на порівняно великому ділянці (майже у води). На зоні занурення в’язкість мантійного речовини набагато вище — то й температура нижче, і тиск вище. Тож у зоні занурення в’язкість мантийной рідини можливо велика, що мантийное речовина в ході свого занурення нічого очікувати встигати плавно приймати рівноважну форму, в результаті чого зоні спадного мантійного конвекційного потоку можливі глибинні землетрусу з швидким руйнацією занадто твердої, тендітній рідини, не встигає під час занурення приймати рівноважну форму. Точніше, при пластичних деформації - глибинних землетрусах буде вирівнюватися квазиупругая деформація стискування аморфного (дуже грузького рідкого) речовини мантії у різних направлениях.

Мантийные конвекційні потоки самосогласованны і тому стійкі і з конфігурації і з швидкостям в масштабах мільйонів і мільярдів років. Для зміни їх конфігурації необхідно змінити геометрію перешкод і розміщення джерел постачання та стоків тепла. Якщо швидкість потоку занадто низька, тепло не встигає виділяється, речовина перегрівається, розширюється, збільшується перепад висот, збільшується швидкість руху, і теплопереноса. Якщо саму швидкість завеликою, температура вирівнюється, зменшується перепад висот, потік замедляется.

Сравнивая отримані висоти наведеного рівня, бачимо, що найбільшу висоту наведена поверхню має у околицях срединно-океанических підняттів, де великий потік глибинного тепла. Тобто, тут піднімається трохи більше гарячий висхідний потік мантійного речовини. Звідси й починається рух образующейся тут із рідкої мантії твердої кори (і ще дуже тонкої тут) в обидва боки лінії спрединга. Той самий результат дають прямі геодезичні вимірювання, і палеомагнитные дослідження. А найнижчі висоти наведеної поверхні ми виявляємо в зонах сходження літосферних плит (в зонах найглибших западин і найвищих гір). Зрозуміло, що достатня міцність величезних ділянок кори може вносити свої коррективы.

Поверхность наведеного рівня корелює з формою геоида — кілометрів відхилень наведеного рівня від середнього вгору відповідають десятки метрів відхилення геоида (рівня моря) від поверхні еліпсоїда вниз. Це видно при зіставленні карт руху літосферних плит, изолиний геоида і глубин-высот. Бажано додати карту товщини кори. Кореляція зумовлена тим, що у зоні вранішнього потоку рівний за висотою стовп більш гарячого мантійного речовини має меншу щільність, ніж той самий стовп менш гарячого речовини у зоні низхідного потоку. Тому поверхню однакового гравітаційного потенціалу (геоид) у зоні вранішнього потоку розташована трохи нижче, ніж у зоні низхідного потока.

Мы можемо оцінити деякі параметри мантийных конвекційних потоків. Вертикальні стовпи мантійного речовини під наведеними поверхнями у зоні вранішнього і низхідного потоків від поверхні до низу шару конвекції мають приблизно рівні ваги (і українськомовні маси). Тож за товщині шару конвекції H і з різниці висот наведеного рівня H можна визначити різницю температур T в висхідній і низхідній частинах потоку, поставивши значенням коефіцієнта температурного розширення: T = H / (H*k) = 7500 м / (2 800 000м * 0.1/1°С) 270 °C. Тут H = 2 800 000 м — товщина конвекційного шару, k = 0.1/1°С — лінійний коефіцієнт температурного расширения.

Исходя з теплоємності мантійного речовини (для базальту Сq 660 Ккал/(кубич.метр * градус З)), величини теплового потоку (Q = 800−8000 ккал/(год*м2)) і хіба що обчисленої різниці температур (270°С) в висхідній і низхідній частинах потоку, можна визначити швидкість V мантійного конвекційного потоку, що доносить тепло із глибин до кори (що й спостерігається як потік глибинного тепла через поверхню коры).

Q = (Сq * Т) * V; V = Q / (Т * Сq) = 800−8000 (ккал/(год*м2))/(270*660) = 5−50 мм/год.

Приняв, що горизонтальне перетин конвекційного потоку на 1/3 висхідний, на 1/3 спадне, на 1/3 нерухоме, одержимо швидкість потоку від 15 мм/год до 150 мм/год, це становить приблизно збігається з швидкістю усунення літосферних плит в ході спрединга. Для точного визначення швидкості конвекційного мантійного потоку треба уточнити вихідні параметри і геометричну конфігурацію цього потока.

Отметим, що із єдиною метою більш наочного розкриття механізму роботи мантийных конвекційних потоків і грузького захоплення ними літосферних плит (що призводить їх дрейфу) ми залишаємо за рамками розгляду взаємно компенсирующееся адиабатическое понижение-повышение температури при понижении-повышении тиску в висхідних — спадних частинах цими потоками та інші деталі процесів, фіксуючи на головному. Підкреслимо, що рух літосферних плит зумовлено саме тією, що мантийные потоки захоплюють, тягнуть їх. Адже якби плити зсковзували по похилій наведеної поверхні випереджаючими темпами (проти потоком), всі вони досить швидко заповнили ще й зовсім ліквідували западину в цій наведеної поверхности.

Силу грузького тертя, діючу із боку що просувалася в’язкому магми на ділянку твердої кори шириною W = 1 м, розташований на похилій та нижньої частинах поверхні наведеного рівня (зусилля передається і з твердої корі з більш високо розташованих ділянок всім нижележащим), можна легко підрахувати, спираючись на геометрію наведеної поверхні. А на невідоме поки значення в’язкості мантійного речовини. Це можна, що у формі наведеної поверхні, і виявляються грузлі властивості рушійної мантійного речовини. Причому може виявитися, що обсяг в’язкості подкоровой магми різними глибинах й у різних частинах конвекційного потоку різна (в'язкість залежить від температури і тиску, тобто., глибини розташування поверхні розділу М). Про в’язкості магми під корою можна буде говорити формою поверхні наведеного рівня. Ці уточнення можна зробити після точнішого визначення форми поверхні наведеного уровня:

.

Рассмотрим малюнок, де зображено профіль похилій частини наведеної поверхні мантійного конвекційного потоку. Тут вплив уявного важкого верхнього трикутника (з щільністю мантії d) компенсує вертикальну і горизонтальну складові сили, діючої на кору із боку нижележащей магми. Насправді ж, горизонтальна складова (з якою кора захоплюється що просувалася магмою) компенсується не дією уявного трикутника, а реакцією жорсткої кори справа. Просто ця реакція кори еквівалентна впливу уявного трикутника, яке легко підрахувати. Через війну захоплення кори в’язким потоком у переважній більшості жорсткої кори (майже всюди, крім вершини куполи, й інших особливих точок, скажімо навколо розриву чи щілини в корі) виникає напруга стискування, що можна легко подсчитать.

F = g * d * W * (H)2.

Правильность цього висловлювання підтверджується тому, що таку ж вираз маємо для сили, діючої відпочивати стінку прямокутного судини, наповненою рідиною до висоти H.

.

В відповідність до отриманим вираженням для горизонтального стискування у зоні спадного потоку (під Гімалаями, вважаючи лінію стискування паралельної лінії спрединга) маємо: F = *9.8 (м/сек2) * 3300(кг/м3) * 1 м * (7 500 м)2 = 91 * 1010 н.

Эта горизонтальна сила прикладена перпендикулярно до вертикальної смузі, січною тверду кору згори до низу. Тоді за кожен 1 м² перерізу кори (завтовшки 90 км) в середньому доводиться сила 1*107 зв (=100кгС/см2). Це приблизно 1/20 краю міцності монолітного граніту у найкращих умовах (200 МПА для одноосевого стискування при звичайній температурі). Але це у середньому. Насправді ж, і міцність порід через дефектів менше навіть за низької температури (у верхніх шарах кори), і ефективна товщина кори менше, і перепад висот наведених рівнів може перевищувати. З іншого боку, більшість перерізу кори має високий температуру, чому її міцність істотно зменшується. Отож ефективні напруги одноосевого (у бік від вранішнього потоку до низхідному) стискування у твердій корі над спадними частинами грузького конвекційного потоку цілком достатні для перевищення краю міцності порід, складових кору, і витискування в цих зонах з кори гір (в моменти землетрясений).

Если напруги стискування недостатні задля подолання краю міцності, то пластичні деформації не відбуваються, просто кора кілька напружена — пружно деформована. Якщо ж стиснення така велика, що перевищується межа міцності, то під час чергового землетрусу з осередком у певній точці (швидкої пластичної деформації) вздовж лінії стискування, що проходить через осередок землетрусу, напруга стискування розряджається. Тоді як і прилеглих областях (довкола цієї лінії) напруга стискування стрибком зростає (через деякого усунення кори в цілому), у результаті може відбутися таке явище, як форшоки і афтершоки. Аналогічна картина утворилася не так лише за стискуванні сусідніх плит кори, а й за їх відносному сдвиге.

Средний темп генерації гір на Землі у цих колегіях вичавлювання з зони стискування становить: V = довжина зростаючих гір (=60 000км) * выдавливаемая частина товщини кори (=1/6Н=5км) * швидкість зближення плит (=2см/год) V 6 кубічних кілометрів на рік всієї Земле.

Витискання гір за українсько-словацьким кордоном плит.

Причем поперечне перетин выдавливаемого гірського хребта (S=*B*h) збільшується, загалом, із постійною швидкістю (для Гімалаїв P. S = (1/6Н=15км) * (=2см/год) 300 м² на рік). Звідси висновок, що висота гір h (за інших рівних умов) змінюється набагато швидше у низьких гір (коли ширина підстави гірського хребта B мала). Якщо Гімалаїв нами будуть вжиті ширину зони гірського хребта, відчуває підняття нині, рівної 60 км, одержимо швидкість зростання висоти гір у цій що піднімається зоні порядку 1 см/год, чи 1 метр за 100 років (не враховуючи їх руйнації). Наголосимо також на, що, маючи даних про швидкості зближення плит, про швидкості збільшення висоти гір, знаючи товщину кори перетин гірського хребта, легко побачити, яка частина товщини кори видушується як гір вгору (чи справді 1/6?), яка — як коренів гір вниз ході зближення плит.

Высота гір зростає вкрай, обумовленого міцністю порід (R 200 МПА для одноосевого стискування граніту і базальту без дефектів) і силою тяжкості g на планеті. У разі перевищення цю межу починає видавлюватися новий гірський хребет, майже паралельний попередньому — генерується ціла гірська провінція. Через це висота гір Землі (h) ані за яких умовах може бути більше 14.8 км 2 * 7.4 км (200 МПА > (g * d * h) = (9.8*2800*7400)). Коефіцієнт 2 з’являється тому, що гори не паралелепіпеди, а, скоріш, що лежать на бічний межі трикутні призми з перерізом S=*B*h. Оскільки реально висота гір від підніжжя до вершини (а чи не над рівнем моря) не перевищують 5 км, ми має зробити висновок, що ефективна міцність порід кори, по крайнього заходу, втричі менше взятій з довідника (для бездефектного образца).

То є, через різних недоліків у тілі гір, і навіть через додаткового опору (понад подолана литостатического тиску выдавливаемых гір) за її видавлюванні з кори, гори Землі будь-коли досягають максимально можливої висоти (відповідної міцності бездефектних порід). Навіть під водою, де частина тиску гори компенсується тиском води. До речі, через це підводні гори може мати дещо більше крутизну і висоту, ніж гори суші. Ще велику висоту може мати гори на небесних тілах з меншою, ніж Землі, силою тяжкості. Так, конусоподібна (а чи не призматическая!) гора Олімп на Марсі має висоту порядку 24 км.

Отметим, що з видавлюванні з материковій кори гір площа самої материковій плити (того освіти, яку ми сьогодні бачимо як материкову плиту) згодом злегка зменшується. Це зауваження дозволяє точніше побачити баланс площ материків і океанів у досить близькому геологічному прошлом.

В далекому ж минулому потоки глибинного тепла був у K разів більше нинішніх, конвекційні потоки були інтенсивніше, а кора був у K раз тонше [2]. Оскільки безпосередньо під тонкої корою і тиск було менше, і температура вище, магма безпосередньо під корою тоді була менш в’язкому. Менш в’язка магма захоплювала кору з не меншою силою. Тож у зонах спадних мантийных потоків на той час не розвивалися такі величезних зусиль, як і час, тобто. в’язке захоплення кори магмою на той час було недостатньо сильним для інтенсивного гороутворення у тих зонах (для пластичної деформації кори). Кора над спадними потоками при щодо малому тиску під нею і тоді було досить товстої, щоб витримати щодо слабке стиснення. Над спадними потоками температура трохи остиглого мантійного потоку була мінімальною, тому найбільш тугоплавкі речовини зі складу мантії кристалізувалися тут не нижньої поверхні кори більш інтенсивно, ніж у зоні вранішнього потоку. Рівновага наставало через зменшення швидкості відводу тепла (зокрема, тепла кристалізації) через більш товсту кору. Скажімо, для теплового потоку, більшого, ніж сьогоднішній, в 10 раз, товщина кори становила 5 км. У результаті доходимо висновку, що за часів більш інтенсивних потоків тепла із глибин планети інтенсивність тектонічних процесів була набагато нижчі нинішньої через набагато меншою в’язкості магми безпосередньо під тонкої корой.

Прямую аналогію, що підтверджує наші висновки, ми бачимо Північному льодовитому океані. Площа тутешніх льодів порівняти з площами літосферних плит, швидкості течій, захопливих льоди, набагато більше швидкостей древніх мантийных потоків. В’язкість води лише трохи менше в’язкості рідкої магми під тонкої древньої корою (і високотемпературної магми із нинішніх вулканів), і багато порядків менший від в’язкості нинішньої мантії. Тож і ми не спостерігаємо ми Північному льодовитому океані багатокілометрові крижані гори, зате спостерігаємо тороси заввишки кілька метрів, для освіти які лише і спромігся стискування в льодових полях, увлекаемых водними і повітряними течіями (при цьому, часто тороси утворюються лише після розгону крижаних полів на відкритої воді при закритті тріщини), хоча товщина і міцність льодів в тисячі разів менше товщини та міцності коры.

Прогнозирование..

Поскольку пластична деформація кори (землетрус) відбувається у момент перевищення краю міцності порід кори результуючої (сумарною) силою, то може бути прогноз часу землетрусу — часу перевищення цю межу. Для обчислення прогнозу землетрусу треба зазначити: а) поточні напруги, б) поточний межа міцності, в) прогноз зміни напруг, р) прогноз зміни міцності.

Воздействие повільно мінливих головних рушійних сил, створюють переважну частину (майже 100%) механічного напруги, може бути досить легко враховано (хоча б шляхом екстраполяції). І це вплив набагато менших, але набагато швидше мінливих за величиною спускових сил має враховуватися окремо. Саме швидко міняються спускові сили (головні їх — сили атмосферного тиску і приливні сили у залежність від фази Місяця) визначають прихід землетрусу з точністю до років, днів, годинників та хвилин. Тоді як значно більші, але повільно міняються головні рушійні сили визначають час приходу землетрусу з епіцентром в заданому місці з точністю до століть і тисячоліть.

Для сильних землетрусів проміжок часу між двома землетрусами з епіцентром щодо одного й тому самому місці становить сотні й тисячі років. Упродовж цього терміну механічне напруження у корі внаслідок дії головних сил монотонно виростає від залишкового напруги (що залишається від попередньої розрядки — землетрусу) практично вкрай міцності. Упродовж цього терміну приливні (і інші) сили встигають змінитися від щоденного мінімуму до максимуму сотні тисяч разів. І хоча амплітуда їх змін у в сотні разів менше амплітуди головних сил, абсолютні швидкості їх змін у тисячі разів вища швидкостей наростання головних сил. Саме тому швидко змінюється добавка до головним силам (сума спускових сил) встигає зробити останнє зусилля, що веде до перевищення краю міцності (є останню краплю, переполняющую чашу).

Приливные сили змінюються від мінімуму до максимуму двічі на добу (які з циклом зміни амплітуди в місяці). Але, лишень усупереч поширеному думці, є не єдиною спусковий силою. Понад те, вони є навіть головною спусковий силою (особливо у високих широтах, де припливи малі). Про це свідчить зіставлення фаз відвідин Місяця й моментів приходу землетрясений.

На сектори молодика і повні (коли припливи максимальні) доводиться у різних вибірках 56% - 65% землетрусів, тоді як у сектори першою і третьою чверті Місяця (рівні за тривалістю новолунию і повні) доводиться, відповідно, 44% - 35% [2]. Такі цифри (65% для катастрофічних землетрусів) говорять про безсумнівною кореляції часу землетруси та фази Місяця. Але з тих самих цифр видно також, що є й інші, щонайменше дієві спускові силы.

По нашої думки, головною спусковий силою є швидко змінюється сила атмосферного тиску. Справді, цілком можливу зміну атмосферного тиску 3% (23 мм р. ст.) за своїм впливом на земну кору еквівалентно появі чи зникнення на величезному ділянці земної поверхні шару води завтовшки 30 див, чи гранітного шару завтовшки 10 див. І такі зміни відбуваються за одиниці годин! Тоді за зміну головних сил ж на таку ж величину відбувається поза сотні років (100 мм = сотні років * 1 мм/год, [2]). Тому в короткостроковому прогнозі землетрусів, крім знання поточних напруг і краю міцності, на вирішальній ролі має відігравати прогноз погоди у частині розподілу атмосферного тиску з земної поверхні разом із урахуванням фази припливу. Зрозуміло, що підвищену атмосферне тиск над ділянкою кори, який опуститься внаслідок землетрусу вниз, і знижений над поднимающимся ділянкою сприятиме приходу землетрусу. Так само землетрус то, можливо спровокована додаткової горизонтальній силою тертя повітряних потоків — вітрів у потрібних напрямах. Саме впливом атмосферних явищ можна пояснити що спостерігається кореляція частоти землетрусів і активності Сонця — активізація Сонця викликає активізацію атмосферних явищ Землі (збільшення амплітуди перепадів тиску), які і провокують більше землетрясений.

Но для остаточного докази дієвості сил атмосферного тиску необхідно провести докладний аналіз рішень великих землетрусів і глобальних синоптичних карт на моменти цих землетрусів. До того ж синоптичних карт на моменти почав вивержень різних вулканів (оскільки виверження вулкана є приватною, досить рідкісним, випадком плавного, повільно викликаного землетрусу — пластичної деформації земної кори з видушуванням магми з замкнутого обсягу магматического очага).

Отметим, що з частих, малих за величиною землетрусів, які у дуже тонкої корі у зоні спрединга, буде інша статистика залежності моментів землетрусів від фаз відвідин Місяця й перепадів атмосферного тиску. Це пов’язано з тим, що саме швидкості зміни величин головних рушійних сил можна з швидкостями зміни припливних зусиль і сил атмосферного тиску. Справді, в зонах спрединга (загальної у 60 000 км) відбувається до 100 000 дрібних землетрусів на рік, чи 170 землетрусів на рік на 100 км лінії спрединга, чи 6.5 землетрусів такому відрізку під час циклу припливних сил ( месяца).

Для побудови системи прогнозування руйнівних землетрусів необхідно задатися якийсь моделлю процесу підготовки й початку землетрусу. Наочна механічна модель землетрусу (яка легко перетворюється на розрахункову математичну) то, можливо представлена наступним образом:

Пусть на шорсткуватому столі лежить брусок (книга), має масу M і гнітючий на поверхню столу" з силою свого ваги P = M * g. Йому через довгу пружину малим коефіцієнтом жорсткості k (динамометр, чи навіть довгу тонку гумку) діє гак лебідки (твёрдая рука!), рухомий із постійною, причому дуже малій скоростью.

При цьому (враховуючи, що сила тертя спокою бруски поверхнею столу (=P * kr) значно вищий сили тертя ковзання (=P * ks)) ми будемо спостерігати картину, що можна відобразити наступного рисунке:

Модель землетрясения.

В ході повільного руху крюку лебідки із постійною швидкістю поступово збільшується сила, діюча на брусок (розтягується пружина — збільшується її деформація x (брусок нерухомий, а гак рухається)). Коли сила, діюча на брусок зі боку пружини, перевищить силу тертя спокою (M * g * kr), брусок почне рухатися під впливом суми трьох сил: сила інерції (M * a), сила натягу пружини (k * x) і сила тертя ковзання (М * g * ks). Для цих сил можна записати таке равенство:

M * a = k * x — (М * g) * ks.

При цьому брусок (що лежав раніше на становищі S0) спочатку пришвидшується убік пружини під впливом з її боку все зменшення сили (зменшується розтягнення пружины).

По мері зменшення розтяги пружини, прискорення «а «зменшується, швидкість V сягає максимуму (на той час прискорення одно нулю, сила натягу пружини дорівнює силі тертя скольжения).

Далее під впливом практично постійної сили тертя ковзання і зменшення сили натягу пружини прискорення стає негативним (відбувається уповільнення бруски). Нарешті, швидкість бруски V зменшується нанівець, він останавливается.

Сила тертя різко (стрибком) зростає (тертя спокою набагато вища тертя ковзання). І брусок залишається нерухомим (вагітною S1) до наступного перевищення сили натягу пружини над силою тертя спокою. І далі Зазначимо, що у представленої найпростішої моделі спусковий силою то, можливо мале зміна навантаження на брусок (знято з книжки олівець), удару столу чи навіть гучний звук.

В нашої найпростішої моделі перевищення сили тертя спокою бруски на столі еквівалентно перевищення краю міцності порід земних надр. Рух бруски під впливом пружини еквівалентно землетрусу — швидким смещениям величезних мас — пластичним деформаціям в епіцентрі землетрусу під впливом зменшуваного під час усунення до стану рівноваги стискування чи вигину величезних обсягів порід. У цьому енергія пружною деформації тисяч та мільйонів кубічних кілометрів перетворюється на на зміну структури породи в осередку, в тепло лежить на поверхні трения-скольжения, в енергію поширених сейсмічних волн.

Скольжение бруски на столі еквівалентно процесу ковзання порід сусідніх плит земної кори по котра поділяє їхні поверхні зсуву в епіцентрі землетрусу, і навіть механічному руху — ковзанню — зміщення порід у ході їхньої разрушения.

Что стосується аналогії між зрушенням бруски поверхнею столу" й зрушенням (вертикальним чи горизонтальним) плит земної кори поверхнею зсуву, її правомірність очевидна. Але як і при стискуванні сусідніх плит земної кори нижня поверхня выдавливаемых гірських хребтів ковзають з обох боків плит, вичавлюють їх із зони стискування. У цьому самі гірські хребти під час витискування злегка піднімаються над окрестностями.

В той самий час кілька великі обсяги порід видушуються із зони стискування вниз, під кору, створюючи у своїй звані коріння гір (див [2]). Одноосевое горизонтальне напруга стискування у зоні кордону плит приблизно таку ж, як і невеличкому відстані від цього зони, у тілі монолітною плити. Просто міцність масивів порід у зоні кордону монолітних плит нижче через більшого кількості дефектів, які утворилися там під час попередніх пластичних деформаций-землетрясений. Тому завжди пластична деформація відбувається там, у зоні мінімальної міцності коры.

Изменение напруг у земної корі може вимірюватися в різний спосіб. Економічно найвигіднішою тепер видається використання супутникових систем для виміру напруг у корі шляхом моніторингу — відстежування пружних деформацій земної кори (змін відстаней між точками їхньому поверхні). Для отримання всебічної картини потрібно використовувати та інші, хоч і більш дорогі, але вже настав використовувані нині методи вимірів напруг у земної корі (електричні, акустичні, механічні). Отож побудова системи прогнозування землетрусів нині як можливо принципово й технічно, а й вигідно экономически.

Понятно, що побудова системи прогнозування землетрусів вимагає якогось часу створення вимірювальної мережі, на накопичення необхідної інформації та на відпрацювання методів (як було і з побудовою системи прогнозування погоди). А ось система оповіщення про виявлених хвилях, породжених хіба що що сталися землетрусами, вже поширених поверхнею океану (цунамі) чи з поверхні суші, легко то, можливо побудована вже нині. Для цього є всі наукові і технічні компоненти — супутники вже нині фіксують профілі висоти поверхні океану радіолокаційними методами (як це й було з час катастрофічного цунамі в Індійському океані 26.12.2004 [3]). Для виявлення хвиль лежить на поверхні океану чи суші треба робити зі супутників знімки профілю поверхні із необхідною частотою і порівнювати з допомогою комп’ютера у часі з знімками ту ж ділянку. При виявленні в ході порівняння знімків небезпечних хвиль відразу ж потрапити наводиться на дію система попередження населення небезпечному районі крізь ці доступні кошти масових комунікацій (TV, радіо, телефонна мережа, гучномовці). Залишилося здійснити деякі організаційні та порівняно невеликі фінансові заходи.

Список литературы

internet Попов В. С. Кременецький А.А., 1999, Глибоке й сверхглубокое наукове буріння на континентах.

Шумилов В. М. Закон Архімеда і землетрусу, Київ, 2005, видавництво «Ника-принт » .

internet.

Для підготовки даної роботи було використані матеріали із сайту internet internet.