Слайд 1Вопросы по лекции 1
Что такое «сестон»?
Виды осадконакопления в океане
Что такое
литоральные и сублиторальные (неритовые осадки)
Аккумулятивные формы рельефа.
Что такое батиальные и
абиссальные осадки?
Экологические группы морских организмов: планктон, нектон, бентос.
Особенности известковых илов и карбонатных горных пород.
Особенности силиконовых илов и силикатных горных пород.
Хемогенные и хемобиогенные породы.
Вулканогенное осадконакопление.
Гидротермальное осадконакопление.
Что такое диагенез?
Слайд 3Землетрясения – колебания земной коры и подземные толчки, вызванные естественными
или искусственными причинами.
В год на Земле регистрируется свыше 1
млн. подземных толчков
в среднем происходит два землетрясения в минуту
Слайд 4Сейсмические волны, порождаемые землетрясениями, распространяются во все стороны от очага
подобно звуковым волнам. Точка, в которой начинается подвижка пород называется
фокусом, очагом или гипоцентром, а точка на земной поверхности над очагом — эпицентром землетрясения.
Слайд 5Очаг землетрясения - область возникновения подземного удара.
Слайд 6- некоторый объем пород в толще земной коры или верхней
мантии, в котором происходит разрушение пород, т.е. возникновение трещин и
основного разрыва/
Предполагаемое место начала разрушения внутри очага называют фокусом, или гипоцентром.
Проекция гипоцентра на земную поверхность – эпицентр землетрясения
Очаг землетрясения
Слайд 7Иногда основные разрывы выходят на поверхность. Во время землетрясения в
Сан-Франциско 18.04.1906 общая протяженность поверхностных разрывов в зоне разлома Сан-Андреас
составила более 430 км, максимальное горизонтальное смещение – 6 м.
Слайд 8Параметры землетрясения:
глубина очага;
интенсивность;
магнитуда;
Слайд 9Магнитуда землетрясения –
это мера общего количества энергии, излучаемой при
сейсмическом толчке в форме упругих волн.
Интенсивность землетрясения –
это
сила землетрясения, которая зависит от расстояния (от эпицентра к периферии)
Слайд 10Схема процесса землетрясения
Форшоки – слабые толчки, предшествующие главному удару. Отмечают
начало разрушения среды (образование трещин и подвижек по ним), подготавливающее
формирование главного магистрального разрыва.
Афтершоки – слабые толчки после главного удара. Отмечают подвижки, сбрасывающие напряжения, оставшееся в очаге после основного смещения по магистральному разрыву.
Слайд 11Механизмы (модели)землетрясения
1. Механизм (модель) упругой отдачи, Х. Рейд, 1911 год
Блоки
пород, разделенные разломом
Блоки пород, испытывающие нагрузку, способны накапливать упругую деформацию,
постепенно меняя свою форму, пока не будет достигнут предел их прочности.
При достижении предела прочности происходит резкий скол и высвобождается значительная часть накопленной упругой энергии в виде сейсмических волн
разрыв
1)
2)
3)
Слайд 132. Модель лавинного трещинообразования, развиваемая в России В.И. Мячкиным (1978),
заключается в быстром нарастании количества трещин, приводящем к возникновению главного,
или магистрального разрыва, смещение по которому мгновенно сбрасывает накопившееся напряжение с образованием упругих волн.
Слайд 153. Модель зацепов Н.В. Шебалина (1984) предполагает, что главную роль
в возникновении землетрясений играют шероховатости или "зацепы" вдоль главного разрыва,
по которому происходит смещение. "Зацепы" препятствуют свободному скольжению, и именно они ответственны за накопление напряжений в очаге.
4. Модель неустойчивого скольжения, американского геофизика К. Шольца (1990) заключающаяся в "залипании" контактов взаимно перемещающихся блоков пород при относительно гладком строении поверхности разлома. Залипание приводит к накоплению напряжений, разрядка которых трансформируется в землетрясение.
Слайд 16Гоби-Алтайское зелетрясение, 1957 г.
Слайд 17Объемные волны непрерывно разбегаются от источника, образуя сферический волновой фронт.
Землетрясения (сотрясения земной поверхности) - следствие превращения потенциальной упругой
энергии очага в кинетическую энергию сейсмических волн, возникающих при разрушении и смещении блоков по магистральному разрыву.
Возникающие в очаге сейсмические волны называются объемными, т.к. они проходят через объем Земли.
Слайд 18Различают два типа объемных волн – продольные (Р-волны) и поперечные
(S-волны)
Волны Р представляют собой процесс колебания частиц вещества вдоль направления
распространения волны.
Такие колебания приводят к сжатию и растяжению вещества под действием нормальных напряжений. Они отвечают за изменения объема вещества при деформациях.
Поскольку изменению объема сопротивляются любые вещества, продольные волны проходят через любые среды. Скорости распространения Р-волн 5-13 км/с.
Слайд 19Волны S – это процесс колебаний частиц вещества поперек направления
распространения волны, т.е. вдоль фронта волны.
Такие движения происходят под
действием касательных напряжений, отвечающих за изменение формы вещества.
Поскольку жидкости и газы изменению формы не сопротивляются, поперечные волны через такие среды не проходят.
Скорость их распространения 3.2-7.3 км/с, т.е. они примерно в два раза медленнее продольных.
Слайд 20Поверхностные сейсмические волны
Распространяются вдоль земной поверхности или параллельно ей и
не проникают глубже 80-160 км. Во многих случаях разрушительные движения
почвы при землетрясениях вызываются именно этими волнами.
Волны Лява (L-волны) заставляют колебаться частицы почвы из стороны в сторону параллельно земной поверхности под прямым углом к направлению своего распространения.
Колебания почвы
Слайд 21При прохождении волн Рэлея частицы породы описывают эллипсы в вертикальной
плоскости, ориентированной по направлению распространения волны
Скорость распространения поверхностных волн составляет
3,2-4,4 км/с.
При глубокофокусных землетрясениях поверхностные волны очень слабые.
Волны Релея (R – волны).
Направление движения волны
Движения при землетрясениях – результат наложения волн разных типов
Слайд 22Методы изучения землетрясений
Полевые методы
В основе – качественная оценка последствий землетрясения
по его воздействию на людей, животных, рельеф, здания и другие
объекты и сооружения.
Для этого разработаны и приняты в различных районах мира шкалы интенсивности (внешнего эффекта) землетрясений (I), которая выражается в баллах.
В США — Модифицированная шкала Меркалли (MM), в Европе — Европейская макросейсмическая шкала (EMS), в Японии — шкала Шиндо (Shindo).
В России и странах СНГ - 12-бальная шкала МSК - Медведева-Шпонхойера-Карника, которая была разработана ими в 1964 году.
Слайд 24На основании качественной оценки бальности в том или ином районе
строят карту интенсивности землетрясения.
Изосейсты – линии одинаковой интенсивности землетрясения окружают
эпицентр и ограничивают площади с одинаковым внешним сейсмическим эффектом.
Плейстосейстовая область – область наибольших разрушений, прилегает к эпицентру.
Слайд 25Карта изосейст землетрясения в зоне Вранча (Румыния) 1977г. г
Слайд 26Инструментальные методы изучения землетрясении
Первый прибор, способный улавливать колебания земной поверхности,
был изобретен в 132 г. китайским астрономом Чжан Хэном. Прибор
улавливал подземные толчки на расстоянии до 600 км.
Сейсмографы – приборы, регистрирующие колебания земной поверхности появились в конце 19 века.
Слайд 27Действие сейсмографа основывается на том принципе, что свободно подвешенные маятники
при землетрясениях остаются почти неподвижными.
Слайд 28По сейсмограмме определяют моменты прихода упругих волн, координаты эпицентра, глубину
очага, его динамические параметры, энергию землетрясения.
Сейсмограмма - непрерывная запись (с
помощью сейсмографов) упругих колебаний Земли, вызванных землетрясением или взрывом.
Слайд 29Определение эпицентра землетрясения.
Радиусы окружностей вычисляются по сейсмограммам, полученным на
трех станциях. Расстояние между источником сейсмических волн и станциями (эпицентральное
расстояние) вычисляется по промежуткам времени прихода Р и S волн.
На каждой станции есть графики или таблицы (годографы), выражающие зависимость между временем пробега сейсмических волн и эпицентральным расстоянием.
Слайд 30Определение глубины гипоцентра по Г.П. Горшкову.
где h – глубина гипоцентра,
t – время прихода продольных волн на станцию, Vp –
средняя скорость продольных волн, Δ – эпицентральное расстояние.
По глубине гипоцентра (фокуса) землетрясения делят на:
1) Мелкофокусные < 70 км,
2) Промежуточные 70 – 300 км,
3) Глубокофокусные > 300 км.
Гипоцентры большинства землетрясений расположены на глубине 10-30 км.
Слайд 31Магнитуда землетрясения
величина, характеризующая энергию, выделившуюся при землетрясении в виде
сейсмических волн.
Существует несколько магнитуд и соответственно магнитудных шкал:
локальная магнитуда
(ML);
магнитуда, определяемая по поверхностным волнам (Ms);
магнитуда, определяемая по объемным волнам (Mb);
моментная магнитуда (Mw).
Слайд 32
Шкала магнитуд
Наиболее популярной шкалой для оценки энергии землетрясений является локальная
шкала магнитуд Рихтера.
По этой шкале возрастанию магнитуды на единицу
соответствует 32-кратное увеличение освобождённой сейсмической энергии.
Слайд 33Магнитуда (М) и сейсмическая энергия (Е)
Чарльз Френсис Рихтер (1900-1985)
Если принять
за эталон (стандарт) какое-то очень слабое землетрясение с амплитудой смещения
А0, то все другие землетрясения с амплитудой А можно с ним сравнивать (отношение А/А0)
На практике удобнее пользоваться логарифмом этого отношения, который и называется магнитудой.
Шкала магнитуд Рихтера различает землетрясения по величине магнитуды, которая является относительной энергетической характеристикой землетрясения.
Слайд 34Магнитуда землетрясения определяется как десятичный логарифм отношения максимальных амплитуд волн
данного землетрясения (А) к амплитуде таких же волн некоторого стандартного
землетрясения (А0).
Магнитуда — безразмерная величина, она не измеряется в баллах.
Магнитуда землетрясения - величина, характеризующая энергию, выделившуюся при землетрясении в виде сейсмических волн. Магнитуда не является прямым показателем интенсивности (I) землетрясения.
Интенсивность землетрясения в эпицентре (I) на поверхности зависит не только от магнитуды (М), но и от глубины очага (h).
Слайд 36Магнитуда сильнейших землетрясений 20 века
Слайд 37Географическое распределение и режимы землетрясений
Схема размещения эпицентров 358 214 землетрясений
на поверхности Земли (1963-1998гг).
Тихоокеанское кольцо (75%),
Средиземноморско-Индонезийский пояс (15%).
Срединно-океанские хребты
(5%)
Сейсмогенные разрывы (трансформные разломы срединно-океанских хребтов, крупные сдвиги на континентах, рифтовые зоны континентов
Вулканические области (5%).
Слайд 38Эпицентры 95% землетрясений расположены на границах литосферных плит.
Внутри плит –
Слайд 39Несколько фактов:
Часто спусковым механизмом для землетрясений является деятельность человека
Ежегодно
в мире фиксируется около 500 000 землетрясений, 100 000 из
них ощутимы, и только 100 могут привести к разрушениям
В Антарктике фиксируют ледотрясения, на луне лунотрясения, но все эти сейсмические события имеют небольшую амплитуду
Слайд 40
Причины землетрясений
Образование тектонических разрывов (95%)
Вулканизм
Экзогенные причины
Искусственное антропогенное возбуждение
Суммарное воздействие
различных факторов
Слайд 42I. Тектонические землетрясения
Связаны с мгновенными разгрузками механических напряжений, возникающих при
тектонических движениях и деформациях отдельных блоков литосферы.
Сила трения до некоторого
времени препятствует перемещению блоков и способствует росту напряжений в отдельных местах, которые называются концентраторами напряжений.
Рост напряжений ограничен пределом прочности породного массива.
При его разрушении образуется магистральный разрыв, смещение по которому сбрасывает напряжение и высвобождает упругую энергию.
Слайд 44Режимы землетрясений
1. Режимы сжатия
Землетрясения Тихоокеанского кольца и Средиземноморско-Гималайского пояса (90%).
Поддвиг
Тихоокеанской литосферной плиты под окраины континентов.
Слайд 45Распределение по глубине гипоцентров землетрясений Курильских и Японских островов.
Положение сейсмофокальной
зоны Беньофа под Японскими островами
Наиболее многочисленные землетрясения глубиной очага до
70 км, более редки промежуточные и глубокие землетрясения (более 300 км).
Слайд 462. Режимы растяжения (5%)
А. Срединно-океанские хребты
Все землетрясения мелкофокусные (в пределах
коры) и небольшой магнитуды.
Слайд 47Б. Рифтовые системы континентов
Восточно-Африканская
Байкальская
Слайд 483. Режимы горизонтальных сколов
Трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ)
и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км.
Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома, где постоянно происходят землетрясения.
А. Трансформные разломы в океанах
Слайд 49Б. Крупные сдвиги континентов
Сан-Андреас
Северо-Анатолийский сдвиг
Слайд 50Прогноз землетрясений
Заблаговременное предсказание:
Места
Интенсивности
Времени сейсмического события
Ответ на первые два
вопроса дает сейсмическое районирование.
Слайд 51Сейсмическое районирование позволяет прогнозировать, какой максимальной интенсивности могут достичь землетрясения
в том или ином районе в будущем.
Для создания карт сейсмического
районирования используют не только инструментальные данные по современным землетрясениям.
Карта современных землетрясений
Слайд 52Собираются исторические и геологические сведения по всем землетрясениям, когда-либо происходившим
в данном районе.
Карта сейсмического районирования России (ОСР).
15% территории находится в
зоне разрушительных землетрясений силой 8-10 баллов.
Слайд 53Предвестниками землетрясений являются:
быстрый рост частоты слабых толчков (форшоков);
деформация земной коры,
определяемая наблюдением со спутников из космоса или съемкой на поверхности
земли с помощью лазерных источников света;
изменение отношения скоростей распространения продольных и поперечных волн накануне землетрясения;
изменение электросопротивления горных пород, уровня грунтовых вод в скважинах; содержание радона в воде и др.
Слайд 54II. Вулканические землетрясения
происходят вследствие резких перемещений магматического расплава в недрах
Земли или в результате возникновения разрывов под влиянием этих перемещений
Изменение
частоты землетрясений на Гавайях с 1943 по 1949 гг. ( по Макдональду и Орру, 1950).
Извержение
Извержение
Слайд 55Взрыв вулкана Санторин
Сейчас - вулканический архипелаг в Эгейском море, в
120-130 км к северу от Крита.
о. Тира
о.Тирасия
о.Палеа-Камени
о.Неа-Камени
о.Аспрониси
Кальдера Санторин
Кальдера площадью 83
кв.км, глубиной 300-400 м.
о. Санторин
Мощнейшее взрывное извержение в 1400-1500 году до н.э.
Гибель Крито-Минойской цивилизации.
Слайд 56Кракатау 26-27 августа 1883 года.
о. Сертунг
о. Раката-Кечил
о. Раката
Анак-Кракатау
Слайд 57III. Экзогенные землетрясения
связаны с гравитационными процессами, обвалами, провалами, карстовыми
обрушениям и др. явлениями
Карстовый провал. г. Березники
Слайд 58Обвал в горах
Обрушение свода пещеры
Экзогенные землетрясения характеризуются небольшой силой и
небольшой площадью воздействия
Слайд 59 Природно-техногенные землетрясения могут быть вызваны заполнением водохранилищ в сейсмически
активных районах.
Чиркейская ГЭС на р. Сулак, Дагестан.
Слайд 60Арочная бетонная плотина Чиркейской ГЭС.
Высота 232,5 м, длина по гребню
338 м, толщина от 6 до 30 м.
Образует Чиркейское водохранилище
площадью 42,4 км2, полной емкостью 2,78 км3 .
Слайд 62За последние 4000 лет землетрясения и возникшие в их результате
пожары, оползни, наводнения и иные последствия унесли жизни более 13
млн. человек.
В 20 веке ежегодно регистрировалось до 20 толчков силой от шести баллов и выше.
Землетрясения ежегодно уносят в среднем 10 тыс. жизней
Слайд 63Поражающие факторы землетрясения
Землетрясения характеризуются наличием первичных и вторичных поражающих факторов.
К первичным относятся:
обрушения строений
нарушение целости земной поверхности.
К вторичным
- пожары
нарушения систем жизнеобеспечения
- наводнения
- аварии на предприятиях
- лавины
- сели
- обвалы
- оползни
Слайд 64Улица в Вальдивии после Лиссабонского землетрясения 22 мая 1960 года.
Слайд 65Спитакское землетрясение, 1988 г.
Слайд 68Землетрясение в Кашмире, 2005 г.
Слайд 72Землетрясение в Японии 2011
Землетрясение у восточного побережья о.Хонсю в Японии
магнитудой от 8,9 до 9,1 произошло 11 марта 2011 г.
Эпицентр землетрясения - в 130 км восточнее города Сендай и в 373 км на с-в от Токио. Гипоцентр наиболее разрушительного подземного толчка находился на глубине 24 км в Тихом океане.
Это сильнейшее землетрясение в истории Японии и пятое в мире по силе за всю историю сейсмических наблюдений.
Наиболее сильный толчок был зарегистрирован 11 марта в 14:46 по местному времени (в 8:46 по московскому времени), ему предшествовала серия крупных землетрясений-форшоков, начавшаяся 9 марта с толчка магнитудой 7,2 примерно в 40 км от основного толчка и продолжившаяся тремя другими толчками в тот же день с магнитудой 6.
После основного толчка последовала серия афтершоков: с магнитудой 7,0 в 15:06, магнитудой 7,4 в 15:15 и магнитудой 7,2 в 15:26 местного времени. Всего после основного толчка зарегистрировано более четырёхсот афтершоков с магнитудой 4,5 и более.
Землетрясения в Японии 11 марта 2011 г.
Слайд 73Причины землетрясения
Землетрясение произошло в Японском жёлобе — глубоководной океанической
впадине, где сталкиваются Тихоокеанская и Охотская литосферные плиты. Здесь более
легкая океаническая Тихоокеанская плита погружается под материковую Охотскую плиту.
Слайд 76Сопутствующие опасные явления
Цунами
Оползни
Разжижение грунта
Пожары
Цунами
