Bølger som følge af jordskælv kaldes. Jordskælv af kunstig natur

Artiklens indhold

JORDSkælv, Jordens vibrationer forårsaget af pludselige ændringer i tilstanden af planetens indre. Disse vibrationer er elastiske bølger, der breder sig med høj hastighed gennem stenmassen. Mest kraftige jordskælv nogle gange mærkes de i afstande på mere end 1500 km fra kilden og kan registreres med seismografer (særlige meget følsomme instrumenter) selv på den modsatte halvkugle. Området, hvor vibrationer opstår, kaldes jordskælvskilden, og dets projektion på jordens overflade kaldes jordskælvets epicenter. Kilderne til de fleste jordskælv ligger i jordskorpen i dybder på højst 16 km, men i nogle områder når kildernes dybde 700 km. Tusindvis af jordskælv opstår hver dag, men kun få af dem mærkes af mennesker.

Omtaler af jordskælv findes i Bibelen, i afhandlinger fra antikke videnskabsmænd - Herodot, Plinius og Livius, såvel som i gammel kinesisk og japansk skriftlige kilder. Indtil det 19. århundrede De fleste rapporter om jordskælv indeholdt beskrivelser, der var stærkt tilsmagt med overtro og teorier baseret på sparsomme og upålidelige observationer. A. Perry (Frankrig) begyndte en række systematiske beskrivelser (kataloger) af jordskælv i 1840. I 1850'erne kompilerede R. Malle (Irland) et stort katalog over jordskælv, og hans detaljerede rapport om jordskælvet i Napoli i 1857 blev en af de første strengt videnskabelige beskrivelser af store jordskælv.

Årsager til jordskælv.

Selvom adskillige undersøgelser er blevet udført siden oldtiden, kan det ikke siges, at årsagerne til jordskælv er blevet fuldt ud undersøgt. Baseret på karakteren af processerne ved deres kilder skelnes der mellem flere typer jordskælv, hvoraf de vigtigste er tektoniske, vulkanske og menneskeskabte.

Tektoniske jordskælv

opstår på grund af en pludselig frigivelse af stress, for eksempel under bevægelse langs en forkastning i jordskorpen (forskning seneste år vise, at dybe jordskælv kan være forårsaget af faseovergange i jordens kappe, der forekommer ved bestemte temperaturer og tryk). Nogle gange kommer der dybe fejl til overfladen. Under det katastrofale jordskælv i San Francisco den 18. april 1906 total længde overfladebrud i San Andreas forkastningszonen udgjorde mere end 430 km, den maksimale vandrette forskydning var 6 m. Den maksimale registrerede værdi af seismogene forskydninger langs forkastningen var 15 m.

Vulkaniske jordskælv

opstå som følge af pludselige bevægelser af magmatisk smelte i jordens tarme eller som følge af forekomsten af brud under påvirkning af disse bevægelser.

Menneskeskabte jordskælv

kan være forårsaget af underjordiske nukleare forsøg, påfyldning af reservoirer, olie- og gasproduktion ved injektion af væske i brønde, sprængning under minedrift osv. Mindre stærke jordskælv opstår, når hulehvælvinger eller minedrift kollapser.

Seismiske bølger.

Oscillationer, der udbreder sig fra kilden til et jordskælv, er elastiske bølger, hvis art og udbredelseshastighed afhænger af klippernes elastiske egenskaber og tæthed. Elastiske egenskaber omfatter bulkmodulet, som kendetegner modstanden mod kompression uden at ændre form, og forskydningsmodulet, som bestemmer modstanden mod forskydningskræfter. Udbredelseshastigheden af elastiske bølger stiger i direkte proportion til kvadratroden af værdierne af parametrene for elasticitet og tæthed af mediet.

Langsgående og tværgående bølger.

Disse bølger vises først på seismogrammer. De første, der skal registreres, er langsgående bølger, under hvilke hver partikel i mediet først komprimeres og derefter udvides igen, idet de oplever frem- og tilbagegående bevægelse i længderetningen (dvs. i retning af bølgeudbredelse). Disse bølger kaldes også R- bølger eller primære bølger. Deres hastighed afhænger af klippens elasticitetsmodul og stivhed. Tæt på jordens overfladehastighed R-bølge er 6 km/s, og på meget store dybder - ca. 13 km/s. Den næste, der skal registreres, er tværgående seismiske bølger, også kaldet S-bølger eller sekundære bølger. Når de passerer, svinger hver stenpartikel vinkelret på bølgeudbredelsesretningen. Deres hastighed afhænger af klippens forskydningsmodstand og er cirka 7/12 af udbredelseshastigheden R- bølger

Overfladebølger

spredes langs jordens overflade eller parallelt med den og trænger ikke dybere end 80-160 km. Denne gruppe inkluderer Rayleigh-bølger og Love-bølger (opkaldt efter de videnskabsmænd, der udviklede matematisk teori udbredelse af sådanne bølger). Når Rayleigh-bølger passerer igennem, beskriver stenpartikler lodrette ellipser, der ligger i brændplanet. I kærlighedsbølger svinger stenpartikler vinkelret på bølgeudbredelsesretningen. Overfladebølger forkortes ofte som L-bølger. Deres udbredelseshastighed er 3,2-4,4 km/s. Under jordskælv med dybt fokus er overfladebølger meget svage.

Amplitude og periode

karakterisere oscillerende bevægelser seismiske bølger. Amplitude er den mængde, hvormed positionen af en jordpartikel ændres under passagen af en bølge sammenlignet med den tidligere hviletilstand. Oscillationsperioden er den tidsperiode, hvor en fuldstændig oscillation af en partikel forekommer. Nær kilden til jordskælvet observeres vibrationer med forskellige perioder - fra brøkdele af et sekund til flere sekunder. Dog på lange afstande fra centrum (hundredevis af kilometer) er kortvarige svingninger mindre udtalte: for R-bølger er karakteriseret ved perioder fra 1 til 10 s, og for S-bølger – lidt mere. Perioderne med overfladebølger varierer fra nogle få sekunder til flere hundrede sekunder. Amplituderne af oscillationer kan være betydelige nær kilden, men ved afstande på 1500 km eller mere er de meget små - mindre end et par mikron for bølger R Og S og mindre end 1 cm – for overfladebølger.

Refleksion og brydning.

Når de støder på lag af sten med forskellige egenskaber langs deres vej, reflekteres eller brydes seismiske bølger, ligesom en lysstråle reflekteres fra en spejloverflade eller brydes, når den passerer fra luft til vand. Enhver ændring i materialets elastiske egenskaber eller tæthed langs seismiske bølgers udbredelsesvej får dem til at brydes, og med pludselige ændringer i mediets egenskaber reflekteres en del af bølgeenergien ( cm. ris.).

Baner af seismiske bølger.

Langsgående og tværgående bølger forplanter sig i jordens tykkelse, mens volumenet af mediet involveret i oscillerende proces. Den overflade, der svarer til den maksimale bevægelse af bølger af en bestemt type i et givet øjeblik, kaldes fronten af disse bølger. Da et mediums elasticitetsmodul stiger med dybden hurtigere end dets tæthed (op til en dybde på 2900 km), er bølgeudbredelseshastigheden i dybden højere end nær overfladen, og bølgefronten ser ud til at være mere avanceret inde i landet end i den laterale (laterale) retning. En bølges vej er en linje, der forbinder et punkt ved bølgefronten med bølgens kilde. Retninger for bølgeudbredelse R Og S er kurver konvekse nedad (på grund af det faktum, at bølgernes hastighed er større i dybden). Bølgebaner R Og S falder sammen, selv om førstnævnte spredte sig hurtigere.

Seismiske stationer, der ligger langt fra epicentret af et jordskælv, registrerer ikke kun direkte bølger R Og S, men også bølger af disse typer, allerede reflekteret én gang fra jordens overflade - RR Og SS(eller PR 1 Og S.R. 1), og nogle gange - reflekteret to gange - RRR Og SSS(eller PR 2 og S.R. 2). Der er også reflekterede bølger, der rejser en del af stien som R-bølge, og den anden, efter refleksion, - gerne S-bølge. De resulterende konverterede bølger betegnes som PS eller SP. I seismogrammer af jordskælv med dybt fokus observeres også andre typer af reflekterede bølger, for eksempel bølger, der blev reflekteret fra jordens overflade, før de nåede optagestationen. De er normalt angivet med et lille bogstav efterfulgt af et stort bogstav (f.eks. pR). Disse bølger er meget praktiske at bruge til at bestemme dybden af jordskælvets kilde.

I en dybde af 2900 km hastigheden P-bølger falder kraftigt fra >13 km/s til ~ 8 km/s; EN S-bølger udbreder sig ikke under dette niveau, svarende til grænsen for jordens kerne og kappe . Begge typer bølger reflekteres delvist fra denne overflade, og noget af deres energi vender tilbage til overfladen i form af bølger, betegnet som R med R Og S med S. R-bølger passerer gennem kernen, men deres bane afviges kraftigt, og der opstår en skyggezone på jordens overflade, inden for hvilken der kun registreres meget svage bølger R-bølger. Denne zone starter i en afstand på ca. 11 tusinde km fra den seismiske kilde, og allerede i en afstand af 16 tusinde km R-bølger opstår igen, og deres amplitude øges betydeligt på grund af kernens fokuseringspåvirkning, hvor bølgehastighederne er lave. R-bølger passerer igennem jordens kerne, er udpeget RKR eller Rў . Seismogrammerne skelner også tydeligt bølger, der bevæger sig som bølger langs stien fra kilden til kernen S, derefter passere gennem kernen som bølger R, og ved udgang konverteres bølgerne igen til typen S. I selve jordens centrum, i en dybde på mere end 5100 km, er der indre kerne, formentlig i fast tilstand, men dens natur er endnu ikke helt klarlagt. Bølger, der trænger gennem denne indre kerne, betegnes som RKIKR eller SKIKS(cm. ris. 1).

Registrering af jordskælv.

Enheden, der optager seismiske vibrationer, kaldes en seismograf, og selve optagelsen kaldes et seismogram. En seismograf består af et pendul ophængt inde i et hus af en fjeder og en registreringsenhed.

Et af de første optageapparater var en roterende tromle med papirbånd. Når tromlen roterer, bevæger den sig gradvist til den ene side, så nullinjen på optagelsen på papiret ligner en spiral. Hvert minut tegnes lodrette linjer på grafen - tidsstempler; Til dette formål anvendes meget præcise ure, som med jævne mellemrum kontrolleres mod den nøjagtige tidsstandard. For at studere jordskælv i nærheden kræves markeringsnøjagtighed - ned til et sekund eller mindre.

Mange seismografer bruger induktionsanordninger til at konvertere et mekanisk signal til et elektrisk signal, hvori, når de bevæger sig inert masse pendul i forhold til kroppen, ændres størrelsen af den magnetiske flux, der passerer gennem svingene induktionsspole. Den resulterende svage elektriske strøm driver et galvanometer, der er forbundet med et spejl, som kaster en lysstråle på optageapparatets lysfølsomme papir. I moderne seismografer optages vibrationer digitalt ved hjælp af computere.

Jordskælvets størrelse

normalt bestemt på en skala baseret på seismografoptagelser. Denne skala er kendt som størrelsesskalaen eller Richter-skalaen (opkaldt efter den amerikanske seismolog C. F. Richter, som foreslog den i 1935). Størrelsen af et jordskælv er en dimensionsløs størrelse proportional med logaritmen af forholdet mellem de maksimale amplituder af en bestemt type bølger af et givet jordskælv og et eller andet standard jordskælv. Der er forskelle i metoder til at bestemme størrelsen af nærliggende, fjerne, lavvandede (lavvandede) og dybe jordskælv. Størrelser bestemt ud fra forskellige typer bølger varierer i størrelse. Jordskælv af forskellig størrelse (på Richter-skalaen) viser sig som følger:

2 - de svageste følte stød;

4 1/2 - de svageste stød, der fører til mindre skader;

6 - moderat ødelæggelse;

8 1/2 - de stærkeste kendte jordskælv.

Jordskælvs intensitet

vurderes i point ved en opmåling af området ud fra størrelsen af ødelæggelsen af jordstrukturer eller deformationer af jordens overflade forårsaget af dem. For retrospektivt at vurdere intensiteten af historiske eller mere gamle jordskælv, bruges nogle empirisk opnåede forhold. I USA foretages intensitetsvurderinger normalt ved hjælp af en modificeret 12-punkts Mercalli-skala.

1 point. Det mærkes af nogle få særligt følsomme personer under særligt gunstige omstændigheder.

3 point. Folk føler det som vibrationer fra en forbipasserende lastbil.

4 point. Fade og vinduesglas rasler, døre og vægge knirker.

5 point. Føles af næsten alle; mange sovende vågner. Løse genstande falder.

6 point. Det mærkes af alle. Mindre skader.

8 point. Skorstene og monumenter falder, vægge kollapser. Vandstanden i brønde ændres. Hovedbygninger er alvorligt beskadiget.

10 point. Murstensbygninger og rammekonstruktioner ødelægges. Skinner bliver deformeret, og der opstår jordskred.

12 point. Fuldstændig ødelæggelse. Bølger er synlige på jordens overflade.

I Rusland og nogle nabolande er det sædvanligt at evaluere intensiteten af udsving i MSK-point (12-punkts Medvedev-Sponheuer-Karnik-skala), i Japan - i JMA-point (9-punkts skala fra Japan Meteorological Agency).

Intensitet i point (udtrykt i hele tal uden brøker) bestemmes ved at undersøge det område, hvor jordskælvet fandt sted, eller ved at interviewe beboere om deres følelser i fravær af ødelæggelse, eller ved beregninger ved hjælp af empirisk opnåede og accepterede formler for et givet område. Blandt de første oplysninger om et jordskælv, der har fundet sted, er det dets størrelse, der bliver kendt, ikke dets intensitet. Størrelsen bestemmes ud fra seismogrammer selv i store afstande fra epicentret.

Konsekvenser af jordskælv.

Kraftige jordskælv efterlader mange spor, især i epicentrets område: de mest almindelige er jordskred og skred af løs jord og revner på jordens overflade. Arten af sådanne forstyrrelser er i høj grad bestemt af områdets geologiske struktur. I løs og vandmættet jord på stejle skråninger sker der ofte jordskred og kollaps, og det tykke lag af vandmættet alluvium i dale deformeres lettere end hårde klipper. På overfladen af alluvium dannes sænkningsbassiner og fyldes med vand. Og selv ikke særlig kraftige jordskælv afspejles i terrænet.

Forskydninger langs forkastninger eller forekomsten af overfladebrud kan ændre planen og højdepositionen af individuelle punkter på jordens overflade langs en forkastningslinje, som det skete under jordskælvet i San Francisco i 1906. Under jordskælvet i oktober 1915 i Pleasant Valley i Nevada dannedes en afsats på 35 km lang og op til 4,5 m høj på forkastningen. Under jordskælvet i maj 1940 i Imperial Valley i Californien skete der bevægelser langs en 55 kilometer lang sektion af forkastning, og vandrette forskydninger på op til 4 blev observeret ,5 m. Som følge af Assam-jordskælvet (Indien) i juni 1897 i den epicentrale region ændrede højden af området sig med ikke mindre end 3 m.

Væsentlige overfladedeformationer kan spores ikke kun i nærheden af forkastninger og føre til en ændring i vandløbsretningen, opdæmning eller brud af vandløb, forstyrrelse af vandkildernes regime, og nogle af dem ophører midlertidigt eller permanent med at fungere, men ved samtidig kan der dukke nye op. Brønde og boringer er fyldt med mudder, og vandstanden i dem ændrer sig mærkbart. Under kraftige jordskælv kan vand, flydende mudder eller sand kastes ud af jorden i springvand.

Når man bevæger sig langs fejl, opstår der skader på bil og jernbaner, bygninger, broer og andre tekniske strukturer. Velbyggede bygninger falder dog sjældent helt sammen. Typisk er ødelæggelsesgraden direkte afhængig af typen af struktur og geologisk struktur terræn. Under jordskælv af moderat styrke kan der opstå delvise skader på bygninger, og hvis de er dårligt designet eller dårligt konstrueret, så er deres fuldstændige ødelæggelse mulig.

Under meget kraftige stød kan strukturer bygget uden at tage hensyn til seismiske farer kollapse og lide alvorlig skade. Typisk falder en- og to-etagers bygninger ikke sammen, medmindre de har meget tunge tage. Det sker dog, at de flytter sig fra fundamenterne og ofte revner deres puds og falder af.

Differentielle bevægelser kan få broer til at bevæge sig fra deres understøtninger og få forsyninger og vandrør til at knække. Under intense vibrationer kan rør, der er lagt i jorden, "folde", stikke ind i hinanden eller bøje, komme op til overfladen, og jernbaneskinner bliver deforme. I jordskælvsudsatte områder skal konstruktioner designes og bygges i overensstemmelse med de byggeregler, der er vedtaget for det givne område i overensstemmelse med det seismiske zonekort.

I tæt befolkede områder forårsages næsten flere skader end selve jordskælvene af brande, der opstår som følge af brud på gasledninger og elledninger, væltning af brændeovne, brændeovne og diverse varmeapparater. Bekæmpelse af brande kompliceres af, at vandforsyningen er beskadiget, og gaderne er ufremkommelige på grund af murbrokkerne.

Beslægtede fænomener.

Sommetider er rystelser ledsaget af en tydeligt hørbar lav brummen, når frekvensen af seismiske vibrationer ligger inden for det område, som det menneskelige øre opfatter; nogle gange høres sådanne lyde i fravær af rystelser. De er ret almindelige i nogle områder, selvom betydelige jordskælv er meget sjældne. Der er også talrige rapporter om udseendet af en glød under kraftige jordskælv. Der er endnu ingen almindeligt accepteret forklaring på sådanne fænomener. Tsunami ( store bølger til havs) forekommer under hurtige lodrette deformationer af havbunden under undersøiske jordskælv. Tsunamier forplanter sig i de dybe oceaner med hastigheder på 400-800 km/t og kan forårsage ødelæggelse på kyster tusindvis af kilometer fra epicentret. På kysten tæt på epicentret når disse bølger nogle gange en højde på 30 m.

Under mange kraftige jordskælv registreres der foruden de vigtigste chok forudskælv (forudgående jordskælv) og talrige efterskælv (jordskælv efter hovedchokket). Efterskælv er normalt svagere end hovedstødet og kan gentage sig over uger eller endda år og bliver mindre og mindre hyppige.

Geografisk fordeling af jordskælv.

De fleste jordskælv er koncentreret i to lange, smalle zoner. En af dem indrammer Stillehavet, og den anden strækker sig fra Azorerne mod øst til Sydøstasien.

Stillehavet seismisk zone løber langs Sydamerikas vestkyst. I Mellemamerika deler den sig i to grene, den ene følger ø-buen i Vestindien, og den anden fortsætter mod nord, udvider sig inden for USA, til de vestlige områder af Rocky Mountains. Yderligere passerer denne zone gennem Aleutian Islands til Kamchatka og derefter gennem de japanske øer, Filippinerne, Ny Guinea og øerne i det sydvestlige Stillehav til New Zealand og Antarktis.

Den anden zone fra Azorerne strækker sig mod øst gennem Alperne og Tyrkiet. I det sydlige Asien udvider den sig og indsnævrer sig derefter og ændrer retning til meridional, passerer gennem Myanmars territorium, øerne Sumatra og Java og forbinder med circum-Pacific-zonen i regionen Ny Guinea.

Der er også en mindre zone i den centrale del af Atlanterhavet, efter langs den midtatlantiske højderyg.

Der er en række områder, hvor jordskælv forekommer ret hyppigt. Disse omfatter Østafrika, Det Indiske Ocean og i Nordamerika St. River-dalen. Lawrence og det nordøstlige USA.

Sammenlignet med jordskælv med lavt fokus har jordskælv med dybt fokus en mere begrænset udbredelse. De er ikke blevet registreret i Stillehavszonen fra det sydlige Mexico til Aleuterne og i Middelhavszonen - vest for Karpaterne. Dybfokuserede jordskælv er karakteristiske for den vestlige udkant af Stillehavet, Sydøstasien og den vestlige kyst af Sydamerika. Zonen med kilder med dyb fokus er normalt placeret langs zonen med jordskælv med lavt fokus på den kontinentale side.

Jordskælvsprognose.

For at forbedre nøjagtigheden af jordskælvsprognoser er det nødvendigt bedre at forstå mekanismerne for spændingsakkumulering i jordskorpen, krybning og deformationer på forkastninger, at identificere forholdet mellem varmestrømmen fra jordens indre og den rumlige fordeling af jordskælv, og også at etablere mønstre for gentagelse af jordskælv afhængigt af deres størrelse.

I mange områder af kloden, hvor der er mulighed for kraftige jordskælv, udføres geodynamiske observationer for at opdage jordskælvsforstadier, blandt hvilke ændringer fortjener særlig opmærksomhed seismisk aktivitet, deformationer af jordskorpen, anomalier i geomagnetiske felter og varmestrøm, pludselige ændringer egenskaber af sten (elektriske, seismiske osv.), geokemiske anomalier, forstyrrelser i vandregimet, atmosfæriske fænomener samt unormal adfærd hos insekter og andre dyr (biologiske forstadier). Denne form for forskning udføres på særlige geodynamiske teststeder (for eksempel Parkfield i Californien, Garm i Tadsjikistan osv.). Siden 1960 har mange seismiske stationer været i drift, udstyret med meget følsomt registreringsudstyr og kraftige computere, der giver dem mulighed for hurtigt at behandle data og bestemme placeringen af jordskælvskilder.

I denne artikel lærer du hvad er et jordskælv, af hvilke årsager opstår det, og hvor farligt det kan være for mennesker. Lær også om typerne af jordskælv og hvordan man måler kraft.

Jordskælv er en af de mest alvorlige fjender for mennesker på grund af deres oprindelse og destruktive potentiale. Afhængigt af skælvenes styrke kan ødelæggelse på jordens overflade nå katastrofale proportioner. Uanset hvor stærke bygninger og enhver menneskelig struktur er, kan alt blive ødelagt af naturens kraft.

Omkring en million jordskælv forekommer på vores planet hvert år, hvoraf de fleste ikke forårsager skade på mennesker og ikke engang mærkes fysisk. Men kraftige rystelser forekommer periodisk (ca. en gang hver anden uge), hvilket udgør en trussel mod menneskeliv. De fleste jordskælv opstår på havbunden, hvilket er årsagen til et andet naturligt fænomen - tsunami, hvilket ikke kan være mindre farligt, ødelægge alt på sin vej med en flodbølge. Faren for en tsunami opstår kun i kystområder og med et betydeligt jordskælv, og jordskælv er farlige for næsten hele planeten.

Et jordskælv er intet andet end rystelser, provokeret af processer, der forekommer inde i vores planet, er et seismisk fænomen, der opstår som følge af skarpe forskydninger af jordskorpen. Denne proces kan forekomme på store dybder i jordens tarme, men oftest på overfladen (op til 100 km).

Jordskælv er den sidste fase af bevægelsen af Jordens klipper. Friktionskraften forhindrer forskydninger i jordskorpen, men når spændingen når et kritisk niveau, sker der en kraftig forskydning med klippebrud, friktionskraftens energi finder et udløb i bevægelse, hvorfra vibrationerne spredes, som lydbølger, i alle retninger. Det sted, hvor fejlen eller bevægelsen opstår, kaldes jordskælvets fokus, A et punkt på jordens overflade over fokus - jordskælvets epicenter. Når du bevæger dig væk fra epicentret, styrken chokbølge falder. Hastigheden af sådanne bølger kan nå 7-8 km i sekundet.

Årsagerne til jordskælv er tektoniske processer(associeret med naturlig bevægelse eller deformation af jordskorpen eller kappen), vulkanske og andre mindre alvorlige, der er forbundet med kollaps, jordskred, fyldning af reservoirer, kollaps af underjordiske minehulrum, eksplosioner og andre ændringer, oftest fremkaldt af menneskelig aktivitet, som kaldes kunstige patogener.

Typer af jordskælv

Vulkaniske jordskælv opstå som følge af høj spænding i vulkanens dybder på grund af lavaens eller vulkansk gass bevægelser. Sådanne jordskælv udgør ikke en stor trussel for mennesker, men de fortsætter i lang tid og gentagne gange.

Menneskeskabte jordskælv forårsaget af menneskelig aktivitet, for eksempel i tilfælde af oversvømmelser under konstruktion af store reservoirer, under udvinding af olie eller naturgas, kul, det vil sige, når jordskorpens integritet krænkes. Jordskælv i sådanne tilfælde har ikke store størrelser, men kan være farlige for et lille område af jordens overflade og fremkalde også mere alvorlige tektoniske ændringer, hvilket medfører en stigning i belastningen af sten i planetens skorpe.

Jordskred jordskælv forårsaget af jordskred og store jordskred, er ikke så farlige og er af lokale karakter.

Menneskeskabte jordskælv opstå i tilfælde af brug af kraftige våben eller brug af klimavåben (tektoniske våben). Styrken af sådanne jordskælv afhænger af eksplosionens kraft eller intensiteten af brugen (i tilfælde af klimavåben). Oplysninger om brugen af tektoniske våben klassificeres oftest for rene dødelige, og man kan kun gætte på, hvad der præcist førte til et jordskælv i en bestemt region af planeten.

For at måle styrken af et jordskælv bruges en størrelsesskala og en intensitetsskala..

Størrelsesskala– en relativ karakteristik af et jordskælv, som har sine egne varianter: lokal størrelse (ML), overfladebølgestørrelse (MS), kropsbølgestørrelse (MB), momentstørrelse (MW). Den mest populære skala er den lokale størrelsesskala af Richter, som i 1935 foreslog denne metode til at måle styrken af jordskælv, som gav navnet til denne skala. Richter-skalaen har en rækkevidde fra 1 til 9, størrelsen af størrelsen måles af en speciel enhed - en seismograf. Størrelsesskalaen forveksles ofte med 12-punktsskalaen, som evaluerer ydre manifestationer rystelser (ødelæggelse, påvirkning af mennesker, naturlige genstande). I selve stødøjeblikket modtages først og fremmest data om størrelsen af størrelsen, og efter jordskælvet - styrken af jordskælvet, som måles på en intensitetsskala.

Intensitetsskala– en kvalitativ karakteristik af et jordskælv, der angiver arten og omfanget af dette fænomen i forhold til mennesker, dyr, natur, naturlige og kunstige strukturer i det jordskælvsramte område.

Intensiteten af et jordskælv kan bestemmes ud fra en af de accepterede seismologiske intensitetsskalaer eller ved de maksimale kinematiske parametre for vibrationer af jordens overflade

I forskellige lande Der er forskellige måder at måle intensiteten af et jordskælv på:

I Rusland og nogle andre lande er 12-punkts Medvedev-Sponheuer-Karnik-skalaen blevet vedtaget.

I Europa - 12-punkts europæisk makroseismisk skala.

I USA - en 12-punkts modificeret Mercalli-skala.

I Japan - 7-punkts skala af Japan Meteorological Agency.

Lad os se, hvad disse tal betyder, eksklusive den japanske målemetode:

3 point - mindre vibrationer, som bemærkes af særligt følsomme personer, der er indendørs på tidspunktet for jordskælvet.

5 point - der er svaj af genstande i rummet, stød mærkes af alle, der er ved bevidsthed.

6-7 point - ødelæggelse af bygninger, revner i jordskorpen er mulige, rystelser mærkes i ethvert område og i ethvert rum.

8-10 point - bygninger af næsten ethvert design begynder at kollapse, det er svært for en person at stå på fødderne, og der kan opstå store revner i jordskorpen.

Ræsonnerer man logisk, kan man groft sagt forestille sig, at en mindre værdi på denne skala forårsager mindre skade, mens en maksimal værdi udvisker alt fra Jordens overflade.

Jordskred jordskælv

Jordskælv kan også være forårsaget af jordskred og store jordskred. Sådanne jordskælv kaldes jordskred; de er lokale af natur og af lav styrke.

Jordskælv af kunstig natur

Et jordskælv kan også være forårsaget kunstigt: for eksempel ved eksplosion af et stort antal sprængstoffer eller af underjordiske atomeksplosion(tektonisk våben). Sådanne jordskælv afhænger af mængden af eksploderet materiale. For eksempel ved test af DPRK atombombe I 2006 var der et moderat jordskælv, der blev registreret i mange lande.

Symptomer: Jordskælv opstår normalt sent om natten

eller ved daggry og begynder med en let rysten i jorden, ledsaget af

kraftig underjordisk rumlen.

Efter dette, nogle gange hurtigt, opstår der en række stærke stød, der kan

forårsage et vulkanudbrud, stenfald og endda brud på jordens overflade.

Jordlodder kan stige og falde, hvilket igen forårsager,

jordskred og tsunamier - gigantiske flodbølger, pludselig rammer kystområder (de kaldes også seismiske bølger).

Og endelig, i den sidste fase af jordskælvet, er der et fald i vibrationsstyrken (på grund af hvilket mange begynder at føle sig meget utilpas og "søsyge på land".

Farlige og skadelige faktorer jordskælv:

Som et resultat af udsættelse for skadelige faktorer dannes zoner, der er farlige for menneskers sikkerhed og påvirker bæredygtigheden af vitale genstandes funktion. Skadefokus kan forekomme inden for zonen. Jordskælv er bedst kendt for de ødelæggelser, de kan forårsage. Årsagen til et jordskælv er den hurtige forskydning af en sektion af jordskorpen som helhed i det øjeblik, hvor plastisk (skør) deformation af elastisk belastede sten ved kilden til jordskælvet sker. De fleste jordskælv forekommer nær jordens overflade. Selve forskydningen sker under påvirkning af elastiske kræfter under udledningsprocessen - reducerer elastiske deformationer i volumen af hele sektionen af pladen og skifter til ligevægtspositionen. Et jordskælv er en hurtig (på geologisk skala) overgang potentiel energi, akkumuleret i elastisk deformerede (komprimerede, forskydne eller strakte) klipper i jordens indre, til energien af vibrationer af disse klipper (seismiske bølger), til energien af ændringer i strukturen af klipperne ved kilden til jordskælvet. Denne overgang opstår, når trækstyrken af klipperne ved kilden til jordskælvet overskrides.

2 Undersøgelse af jordskælv

Videnskabelig geologi (dens dannelse går tilbage til XVIII århundrede) draget den korrekte konklusion, at det hovedsageligt er unge områder af jordskorpen, der ryster. I anden halvdel af 1800-tallet var det allerede udviklet generel teori, hvorefter jordskorpen var opdelt i ældgamle stabile skjolde og unge, mobile bjergkæder. Det viste sig, at unge bjergsystemer - Alperne, Pyrenæerne, Karpaterne, Himalaya, Andesbjergene - er modtagelige for kraftige jordskælv, mens ældgamle skjolde er områder, hvor stærke jordskælv er fraværende. Den information, der opnås ved at registrere jordskælv, er meget vigtig for videnskaben, det giver information både om kilden til jordskælvet og om jordskorpens struktur i visse områder og Jorden som helhed. Cirka 20 minutter efter et kraftigt jordskælv får seismologer over hele kloden kendskab til det. Dette kræver hverken radio eller telegraf.

Hvordan sker det? Under et jordskælv bevæger stenpartikler sig og vibrerer. De skubber og vibrerer nabopartikler, som overfører vibrationer yderligere i form af en elastisk bølge.

Således transmitteres stødet sådan set langs en kæde og divergerer i form af elastiske bølger i alle retninger. Efterhånden som den bevæger sig væk fra kilden til jordskælvet, svækkes bølgen.

Det er f.eks. kendt, at elastiske bølger transmitteres langs skinnerne langt foran et fartende tog og fylder dem med en jævn, knap hørbar summen. Elastiske bølger, der opstår under et jordskælv, kaldes seismiske. De optages af seismografer på seismiske stationer rundt om i verden. Seismiske bølger, der rejser fra kilden til et jordskælv til seismiske stationer, passerer gennem lag af Jorden, der er utilgængelige for direkte observation. Karakteristikaene for registrerede seismiske bølger - tidspunktet for deres udseende, amplitude, oscillationsperiode og andre parametre - gør det muligt at bestemme positionen af jordskælvets epicenter, dets størrelse og mulige styrke i punkter. Seismiske bølger bærer også information om Jordens struktur. At tyde et seismogram er som at læse de seismiske bølgers historie om, hvad de stødte på dybt inde i Jorden. Dette er en svær, men spændende opgave. Under et jordskælv udbreder meget lange overfladeseismiske bølger sig langs jordens overflade såvel som langs havene med perioder, der strækker sig fra flere sekunder til flere minutter. Disse bølger kredser om Jorden flere gange. De spreder sig fra epicentret mod hinanden og får hele kloden til at vibrere. Kloden begynder at "lyde" som en kæmpe klokke, når den bliver slået, og sådan et slag mod Jorden er et stærkt jordskælv. I de senere år er det blevet fastslået, at grundtonen af en sådan lyd (oscillation) har en periode på omkring en time og optages af særligt følsomt udstyr. Disse data gør det gennem komplekse beregninger på en elektronisk computer muligt at drage konklusioner om vores planets fysiske egenskaber og bestemme strukturen af jordens skal eller kappe i en dybde af hundreder af kilometer.

En speciel enhed, en seismograf, der registrerer jordskælv, bruger inertiegenskaben. Hoveddelen af seismografen - pendulet - er en vægt ophængt på en fjeder fra et stativ. Når jorden vibrerer, halter seismografens pendul efter sin bevægelse. Hvis du sætter en nål fast på pendulet og trykker røget glas mod det, så nålen kun rører dens overflade, får du den enkleste seismograf, som har været brugt før. Jorden og med den stativet og glaspladen vibrerer, pendulet og nålen forbliver ubevægelige på grund af træghed. På den sodede overflade vil nålen tegne en vibrationskurve af Jordens overflade på et givet punkt.

Hvis et spejl i stedet for en nål er fastgjort til pendulet, og en lysstråle rettes mod det, vil den reflekterede stråle - en "kanin" - gengive jordens vibrationer i forstørret form. Sådan en "kanin" er rettet på et ensartet bevægeligt bånd af fotografisk papir; efter udvikling kan du på dette bånd se de optagne vibrationer - en kurve over Jordens vibrationer over tid - et seismogram.

Intensiteten eller styrken af jordskælv er karakteriseret både ved punkter (et mål for ødelæggelse) og af begrebet størrelse (frigivet energi). I Rusland bruges en 12-punkts jordskælvsintensitetsskala MSK - 64, udarbejdet af S.V. Medvedev, V. Sponheuer og V. Karnik.

I henhold til denne skala accepteres følgende graduering af intensitet eller styrke af jordskælv:

1–3 point – svag;

4 – 5 point – håndgribeligt;

6 – 7 point – stærk (forfaldne bygninger ødelægges);

8 – destruktiv (stærke bygninger og fabriksrør er delvist ødelagt);

9 – ødelæggende (de fleste bygninger er ødelagt);

10 – ødelæggende (næsten alle bygninger, broer ødelægges, kollapser og jordskred forekommer)

11 - katastrofal (alle bygninger er ødelagt, landskabet ændrer sig);

12 - katastrofale katastrofer (fuldstændig ødelæggelse, ændring i terræn over et stort område).

Seismologer over hele verden bruger de samme definitioner inden for seismologi:

a) seismisk fare - muligheden (sandsynligheden) for seismiske påvirkninger af en bestemt kraft på jordens overflade (i punkter på den seismiske intensitetsskala, vibrationsamplituder eller accelerationer) i et givet område i løbet af det betragtede tidsinterval;

b) seismisk risiko - den beregnede sandsynlighed for social og økonomisk skade fra jordskælv i et givet område i et givet tidsinterval.

Et nyt skridt i verdensseismologien blev taget tilbage i 1902 af akademiker B.B. Golitsyn, som foreslog en metode til at konvertere de mekaniske vibrationer af en seismograf til elektriske og optage dem ved hjælp af spejlgalvanometre.

Jordskælvsmodel Typer af seismiske bølger.

Seismiske bølger er opdelt i kompressionsbølger og forskydningsbølger.

· Kompressionsbølger, eller langsgående seismiske bølger, forårsager vibrationer af de stenpartikler, som de passerer igennem, langs bølgeudbredelsesretningen, hvilket forårsager vekslende områder med kompression og sartedannelse i klipperne. Udbredelseshastigheden af kompressionsbølger er 1,7 gange større end hastigheden af forskydningsbølger, så seismiske stationer er de første til at registrere dem. Kompressionsbølger kaldes også primære bølger (P-bølger). Hastigheden af P-bølgen er lig med lydens hastighed i den tilsvarende sten. Ved frekvenser af P-bølger større end 15 Hz kan disse bølger opfattes ved øret som en underjordisk brummen og rumlen.

· Forskydningsbølger eller tværgående seismiske bølger får stenpartikler til at vibrere vinkelret på bølgens udbredelsesretning. Forskydningsbølger kaldes også sekundære bølger (S-bølger).

Der er en tredje type elastiske bølger - lange eller overfladebølger (L-bølger). Det er dem, der forårsager mest ødelæggelse.

3 Statistik om jordskælv.

Et jordskælv er et naturfænomen, som ikke altid er forudsigeligt og kan forårsage enorme skader. I løbet af de sidste 500 år er omkring 4,5 millioner mennesker døde af jordskælv på Jorden. Internationale jordskælvsstatistikker viser, at i perioden fra 1947 til 1970. 151 tusinde mennesker døde fra 1970 til 1976. - 700 tusind mennesker, og fra 1979 til 1989 1,5 millioner mennesker døde.

Artiklens indhold

JORDSkælv, Jordens vibrationer forårsaget af pludselige ændringer i tilstanden af planetens indre. Disse vibrationer er elastiske bølger, der breder sig med høj hastighed gennem stenmassen. De kraftigste jordskælv mærkes nogle gange i afstande på mere end 1.500 km fra kilden og kan registreres med seismografer (særlige meget følsomme instrumenter) selv på den modsatte halvkugle. Området, hvor vibrationer opstår, kaldes jordskælvskilden, og dets projektion på jordens overflade kaldes jordskælvets epicenter. Kilderne til de fleste jordskælv ligger i jordskorpen i dybder på højst 16 km, men i nogle områder når kildernes dybde 700 km. Tusindvis af jordskælv opstår hver dag, men kun få af dem mærkes af mennesker.

Omtaler af jordskælv findes i Bibelen, i afhandlinger fra gamle videnskabsmænd - Herodot, Plinius og Livius, såvel som i gamle kinesiske og japanske skriftlige kilder. Indtil det 19. århundrede De fleste rapporter om jordskælv indeholdt beskrivelser, der var stærkt tilsmagt med overtro og teorier baseret på sparsomme og upålidelige observationer. A. Perry (Frankrig) begyndte en række systematiske beskrivelser (kataloger) af jordskælv i 1840. I 1850'erne kompilerede R. Malle (Irland) et stort katalog over jordskælv, og hans detaljerede rapport om jordskælvet i Napoli i 1857 blev en af de første strengt videnskabelige beskrivelser af store jordskælv.

Årsager til jordskælv.

Tektoniske jordskælv

opstå som følge af en pludselig frigivelse af stress, for eksempel under bevægelse langs en forkastning i jordskorpen (de seneste års forskning viser, at dybe jordskælv også kan være forårsaget af faseovergange i jordens kappe, der forekommer ved bestemte temperaturer og tryk ). Nogle gange kommer der dybe fejl til overfladen. Under det katastrofale jordskælv i San Francisco den 18. april 1906 var den samlede længde af overfladebrud i San Andreas forkastningszonen mere end 430 km, den maksimale vandrette forskydning var 6 m. Den maksimale registrerede værdi af seismogene forskydninger langs forkastningen var 15 m.

Vulkaniske jordskælv

opstå som følge af pludselige bevægelser af magmatisk smelte i jordens tarme eller som følge af forekomsten af brud under påvirkning af disse bevægelser.

Menneskeskabte jordskælv

Seismiske bølger.

Langsgående og tværgående bølger.

Overfladebølger

spredes langs jordens overflade eller parallelt med den og trænger ikke dybere end 80-160 km. Denne gruppe inkluderer Rayleigh-bølger og Love-bølger (opkaldt efter de videnskabsmænd, der udviklede den matematiske teori om udbredelsen af sådanne bølger). Når Rayleigh-bølger passerer igennem, beskriver stenpartikler lodrette ellipser, der ligger i brændplanet. I kærlighedsbølger svinger stenpartikler vinkelret på bølgeudbredelsesretningen. Overfladebølger forkortes ofte som L-bølger. Deres udbredelseshastighed er 3,2-4,4 km/s. Under jordskælv med dybt fokus er overfladebølger meget svage.

Amplitude og periode

karakterisere de oscillerende bevægelser af seismiske bølger. Amplitude er den mængde, hvormed positionen af en jordpartikel ændres under passagen af en bølge sammenlignet med den tidligere hviletilstand. Oscillationsperioden er den tidsperiode, hvor en fuldstændig oscillation af en partikel forekommer. Nær kilden til jordskælvet observeres vibrationer med forskellige perioder - fra brøkdele af et sekund til flere sekunder. Men i store afstande fra centrum (hundredevis af kilometer) er kortvarige svingninger mindre udtalte: f.eks. R-bølger er karakteriseret ved perioder fra 1 til 10 s, og for S-bølger – lidt mere. Perioderne med overfladebølger varierer fra nogle få sekunder til flere hundrede sekunder. Amplituderne af oscillationer kan være betydelige nær kilden, men ved afstande på 1500 km eller mere er de meget små - mindre end et par mikron for bølger R Og S og mindre end 1 cm – for overfladebølger.

Refleksion og brydning.

Baner af seismiske bølger.

Langsgående og tværgående bølger forplanter sig over hele Jorden, mens volumenet af det medium, der er involveret i den oscillerende proces, konstant øges. Den overflade, der svarer til den maksimale bevægelse af bølger af en bestemt type i et givet øjeblik, kaldes fronten af disse bølger. Da et mediums elasticitetsmodul stiger med dybden hurtigere end dets tæthed (op til en dybde på 2900 km), er bølgeudbredelseshastigheden i dybden højere end nær overfladen, og bølgefronten ser ud til at være mere avanceret inde i landet end i den laterale (laterale) retning. En bølges vej er en linje, der forbinder et punkt ved bølgefronten med bølgens kilde. Retninger for bølgeudbredelse R Og S er kurver konvekse nedad (på grund af det faktum, at bølgernes hastighed er større i dybden). Bølgebaner R Og S falder sammen, selv om førstnævnte spredte sig hurtigere.

I en dybde af 2900 km hastigheden P-bølger falder kraftigt fra >13 km/s til ~ 8 km/s; EN S-bølger udbreder sig ikke under dette niveau, svarende til grænsen for jordens kerne og kappe . Begge typer bølger reflekteres delvist fra denne overflade, og noget af deres energi vender tilbage til overfladen i form af bølger, betegnet som R med R Og S med S. R-bølger passerer gennem kernen, men deres bane afviges kraftigt, og der opstår en skyggezone på jordens overflade, inden for hvilken der kun registreres meget svage bølger R-bølger. Denne zone starter i en afstand på ca. 11 tusinde km fra den seismiske kilde, og allerede i en afstand af 16 tusinde km R-bølger opstår igen, og deres amplitude øges betydeligt på grund af kernens fokuseringspåvirkning, hvor bølgehastighederne er lave. R-bølger, der passerer gennem jordens kerne, er udpeget RKR eller Rў . Seismogrammerne skelner også tydeligt bølger, der bevæger sig som bølger langs stien fra kilden til kernen S, derefter passere gennem kernen som bølger R, og ved udgang konverteres bølgerne igen til typen S. I selve Jordens centrum, i mere end 5.100 km dybde, er der en indre kerne, der formodentlig er i fast tilstand, men dens natur er endnu ikke helt klarlagt. Bølger, der trænger gennem denne indre kerne, betegnes som RKIKR eller SKIKS(cm. ris. 1).

Registrering af jordskælv.

I mange seismografer bruges induktionsanordninger til at konvertere et mekanisk signal til et elektrisk, hvori, når pendulets inerte masse bevæger sig i forhold til kroppen, ændres størrelsen af den magnetiske flux, der passerer gennem induktionsspolens drejninger. Den resulterende svage elektriske strøm driver et galvanometer, der er forbundet med et spejl, som kaster en lysstråle på optageapparatets lysfølsomme papir. I moderne seismografer optages vibrationer digitalt ved hjælp af computere.

Jordskælvets størrelse

2 - de svageste følte stød;

4 1/2 - de svageste stød, der fører til mindre skader;

6 - moderat ødelæggelse;

8 1/2 - de stærkeste kendte jordskælv.

Jordskælvs intensitet

1 point. Det mærkes af nogle få særligt følsomme personer under særligt gunstige omstændigheder.

3 point. Folk føler det som vibrationer fra en forbipasserende lastbil.

4 point. Fade og vinduesglas rasler, døre og vægge knirker.

5 point. Føles af næsten alle; mange sovende vågner. Løse genstande falder.

6 point. Det mærkes af alle. Mindre skader.

8 point. Skorstene og monumenter falder, vægge kollapser. Vandstanden i brønde ændres. Hovedbygninger er alvorligt beskadiget.

10 point. Murstensbygninger og rammekonstruktioner ødelægges. Skinner bliver deformeret, og der opstår jordskred.

12 point. Fuldstændig ødelæggelse. Bølger er synlige på jordens overflade.

Konsekvenser af jordskælv.

Når man bevæger sig langs forkastninger, sker der skader på veje og jernbaner, bygninger, broer og andre tekniske konstruktioner. Velbyggede bygninger falder dog sjældent helt sammen. Typisk er ødelæggelsesgraden direkte afhængig af strukturtypen og områdets geologiske struktur. Under jordskælv af moderat styrke kan der opstå delvise skader på bygninger, og hvis de er dårligt designet eller dårligt konstrueret, så er deres fuldstændige ødelæggelse mulig.

Beslægtede fænomener.

Sommetider er rystelser ledsaget af en tydeligt hørbar lav brummen, når frekvensen af seismiske vibrationer ligger inden for det område, som det menneskelige øre opfatter; nogle gange høres sådanne lyde i fravær af rystelser. De er ret almindelige i nogle områder, selvom betydelige jordskælv er meget sjældne. Der er også talrige rapporter om udseendet af en glød under kraftige jordskælv. Der er endnu ingen almindeligt accepteret forklaring på sådanne fænomener. Tsunamier (store havbølger) opstår, når der sker hurtige lodrette deformationer af havbunden under jordskælv under vandet. Tsunamier forplanter sig i de dybe oceaner med hastigheder på 400-800 km/t og kan forårsage ødelæggelse på kyster tusindvis af kilometer fra epicentret. På kysten tæt på epicentret når disse bølger nogle gange en højde på 30 m.

Geografisk fordeling af jordskælv.

De fleste jordskælv er koncentreret i to lange, smalle zoner. En af dem indrammer Stillehavet, og den anden strækker sig fra Azorerne øst til Sydøstasien.

Stillehavets seismiske zone løber langs Sydamerikas vestkyst. I Mellemamerika deler den sig i to grene, den ene følger ø-buen i Vestindien, og den anden fortsætter mod nord, udvider sig inden for USA, til de vestlige områder af Rocky Mountains. Yderligere passerer denne zone gennem Aleutian Islands til Kamchatka og derefter gennem de japanske øer, Filippinerne, New Guinea og øerne i det sydvestlige Stillehav til New Zealand og Antarktis.

Der er også en mindre zone i den centrale del af Atlanterhavet, efter langs den midtatlantiske højderyg.

Der er en række områder, hvor jordskælv forekommer ret hyppigt. Disse omfatter Østafrika, Det Indiske Ocean og i Nordamerika St. River-dalen. Lawrence og det nordøstlige USA.

Jordskælvsprognose.

I mange områder af kloden, hvor der er mulighed for kraftige jordskælv, udføres geodynamiske observationer for at detektere jordskælvsforstadier, herunder ændringer i seismisk aktivitet, deformation af jordskorpen, anomalier i geomagnetiske felter og varmestrøm, skarpe ændringer i klippernes egenskaber (elektriske, seismiske osv.), geokemiske anomalier, forstyrrelser i vandregimet, atmosfæriske fænomener samt unormal adfærd hos insekter og andre dyr (biologiske forstadier). Denne form for forskning udføres på særlige geodynamiske teststeder (for eksempel Parkfield i Californien, Garm i Tadsjikistan osv.). Siden 1960 har mange seismiske stationer været i drift, udstyret med meget følsomt registreringsudstyr og kraftige computere, der giver dem mulighed for hurtigt at behandle data og bestemme placeringen af jordskælvskilder.

Jordskælv kan opdeles i endogene forbundet med processer, der foregår dybt inde i Jorden, og eksogene, afhængigt af processer, der finder sted nær Jordens overflade.
Til naturlige jordskælv Disse omfatter vulkanske jordskælv forårsaget af vulkanudbrud og tektoniske jordskælv forårsaget af bevægelse af stof i det dybe indre af Jorden.
Til eksogene jordskælv omfatte jordskælv, der opstår som følge af underjordiske kollaps i forbindelse med karst og nogle andre fænomener, gaseksplosioner osv. Eksogene jordskælv kan også være forårsaget af processer, der foregår på selve jordens overflade: stenfald, meteoritnedslag, faldende vand fra høj højde og andre fænomener, samt faktorer forbundet med menneskelig aktivitet (kunstige eksplosioner, maskindrift osv.).
Genetisk kan jordskælv klassificeres som følger:
I. Naturlig
Endogen: a) tektonisk, b) vulkansk. Eksogene: a) karstskred, b) atmosfæriske c) fra bølger, vandfald mv.
II. Kunstig
a) fra eksplosioner, b) fra artilleriild, c) fra kunstigt klippekollaps, d) fra transport mv.

I et geologikursus er der kun jordskælv forbundet med endogene processer.
Når kraftige jordskælv opstår i tæt befolkede områder, forårsager de enorm skade på mennesker.

Atmosfærisk nedbør, der falder på jordens overflade, er normalt opdelt i tre ulige dele. Den ene del flyder direkte over overfladen og danner vandløb, floder og søer: den anden fordamper, vender tilbage til atmosfæren og fortæres til dels af organismer; den tredje absorberes af jorden, trænger til forskellige dybder i jordskorpen og tjener som hovedkilden til ernæring grundvand. Generelt refererer grundvand til vand fundet i klipper i flydende, fast og gasformig tilstand.
Grundvandet spiller en væsentlig rolle i geologisk udvikling jordskorpen. De er ekstremt bred brug og mobilitet fører til konstant interaktion med klipper og til omfordeling af stof i jordskorpen. Først og fremmest manifesteres den geologiske aktivitet af grundvand i karstfænomener, suffusion og fænomener forbundet med permafrost.
Karst fænomener forbundet med udvaskning af karbonat og andre opløselige bjergarter fra grundvandet. Udvaskningen starter normalt ved overfladen. Der dannes en tragt, derefter dybe furer, el bærer. Efterfølgende trænger udvaskningen dybere ind. Som et resultat, i bunden karra der dannes noget som en naturlig brønd, hvori vandet strømmer ind. Sådanne brønde kaldes bagvaskelse. I sidste ende dannes der talrige kanaler og huler i klipperne, som ofte optager hele vandløb og floder.
Et klassisk eksempel på udviklingen af karst er Karst-plateauet i Jugoslavien, som navnet på dette fænomen er forbundet med.

Grundvandet udvasker ikke kun sten, men også gunstige forhold aflejre opløste stoffer, hvilket skaber en række sinterformationer: stalaktitter og stalagmitter. Drypsten er aflange istapper, der vokser ned fra taget af en hule, oftest bestående af calcit. Stalagmitter vokser tværtimod opad og danner tykkere sinterformer.
Ud over sinterformer afsætter grundvand mineraler i hulrummene i løse klipper og cementerer dem. Som følge af cementering dannes nye bjergarter: sandsten, konglomerater, breccier mv.
Sammen med kemisk interaktion med klipper producerer grundvand også mekanisk fjernelse af små mineralpartikler fra klipper; denne proces kaldes suffusion. Suffusionsprocesser fører især til forekomsten af jordskred. Jordskred er stenmassernes bevægelse ned ad en skråning under påvirkning af tyngdekraften.
I normale tider er vandet under den permeable (sandede) horisont. Under en oversvømmelse stiger vandet over sandhorisonten. Grundvandsstrømmen stopper. Meget vand samler sig i sandet. Når oversvømmelsen aftager, styrter vandet til udløbet, bærer sandpartikler med sig og fører tusindvis af tons sand ind i floden. Forbindelsen med det underliggende akviferlag svækkes, og de overliggende klippelag glider sammen med sandlaget ned.
Permafrostbjergarter er stenlag, der har en negativ temperatur i uendeligt lang tid, hvilket forårsager tilstedeværelsen af is i dem, der cementerer stenpartiklerne.

Når den optøede jord i det aktive lag bliver vandfyldt under påvirkning af tyngdekraften, kan solfluction eller jordstrøm begynde. Solifluction manifesterer sig normalt selv ved små skråninger af terrænet - kun få grader, hvilket komplicerer anlægsarbejdet i områder betydeligt permafrost.
I områder, hvor permafrost er udbredt, er aufeis og hævehøje almindelige på grund af dannelsen af is som følge af frysning af underjordisk vand i tykkelsen af frosne sten, samt termokarst - lukket tragt-, bassin- eller tallerkenformet fordybninger, oftest fyldt med vand og dannet på grund af optøning af nedgravet is eller optøning af permafrostjord.

KavMinVod-regionen ligger i krydset mellem Stavropol Upland (Kaukasus) og de nordlige skråninger og foden Nordkaukasus. Dette er centrum af Kaukasus, hvor der gennem en lang geologisk historie, sammen med foldning og lodrette bevægelser, også forekom vandrette bevægelser. Dens territorium er på alle sider omkranset af enorme dybe forkastninger. Oprindelsen af laccoliths er forbundet med fejl. Disse bjerge blev dannet ved gradvis løft eller tektonisk ekstrudering af tyktflydende, kølende lava gennem tykkelsen af sedimentære aflejringer. Vulkanlegemer afkøles stadig i dag. Ved bunden af de mod nord skrånende strata-sletter er der helt nederst palæozoiske klipper sammenkrøllet i folder og fyldt med årer af sur magma under bjergbygningen: kvarts-kloritskifer, kvartsitter, granitter. De ældste klipper i området kan ses i Alikonovka-flodens dal syd for Kislovodsk, 4-5 km over Slotsklippen. Her kommer lyserøde og røde granitter til overfladen, hvis alder er bestemt til at være 220-230 millioner år. I mesozoikum blev de granitter, der kom til overfladen, ødelagt og dannede et tykt (op til 50 m) lag af forvitringsskorpe, bestående af krystallinsk kvarts, feldspat og glimmer.

Med al mangfoldigheden i sammensætningen af vandene og arten af aflejringerne er KMV's mineralkilder tæt forbundet af de almindelige geologiske dannelsesforhold og den generelle udviklingshistorie på grundlag af en gruppe af berømte, ældste feriesteder i Rusland.
Tilstedeværelsen af mineralske kilder er forbundet med et kompleks af sedimentære formationer af meso-cenozoic alder, der forsigtigt styrter fra syd til nord fra det store Kaukasus til Stavropol Upland. Fra synspunktet om mulighederne for akkumulering og bevægelse af grundvand danner mesozoisk-cenozoiske klipper, der styrter mod nord, en stor artesisk skråning, hvis vigtigste fødeområde falder sammen med det område, hvor de ældste klipper dukker op på overfladen . metamorfe bjergarter. Stor betydning i regionens hydrogeologi er der forkastninger og indtrængen af magmatiske bjergarter (indtrængninger), der i relieffet danner ejendommelige kuppelformede bjerg-laccolitter (Mashuk, Beshtau, Zheleznaya, Razvalka, Zmeyka osv.). Individuelle forekomster af mineralvand (Berezovskoe, Kislovodskoe, Kumskoe, Essentukskoe, Pyatigorskoe, Zheleznovodskoe, Nagutskoe, Kumagorskoe, etc.) og et stort antal udløb af mineralske kilder af forskellig sammensætning er forbundet med zoner med tektoniske forstyrrelser såvel som med kontakter, af intrusioner og sedimentære bjergarter. KMS grundvandsressourcer (friske og mineralske) dannes hovedsageligt på grund af infiltration af atmosfærisk nedbør (i de større Kaukasus-bjerge). Noget grundvand er beriget med gasser (kuldioxid), der dannes under forhold med høj undergrundstemperatur. Dannelsen af sammensætningen af mineralvand sker med den betydelige deltagelse af processer med udvaskning af værtssten, kationbytning og blanding; denne sidste proces er især udbredt i øvre dele sektion, hvor dybe, meget gasmættede dele af vand stiger op ad forkastninger fra fundamentet. Skubber man mindre mineraliserede strømme til side og blander sig delvist med dem, danner det stigende vand her det endelige kemiske og temperaturmæssige udseende af mineralvandet i regionen.

Primære magmaer, dannet i forskellige dybder, har en tendens til at akkumulere i store masser, som bevæger sig ind i de øvre horisonter af jordskorpen, hvor det litostatiske tryk er lavere. Under visse geologiske og primært tektoniske forhold når magma ikke jordens overflade og størkner (krystalliserer) i forskellige dybder og danner legemer af forskellig form og størrelse - påtrængende. Enhver påtrængende krop, når den er omgivet af sten eller ramme, interagerer med dem, den har to kontaktzoner. Påvirkningen af højtemperatur, væskerig magma på klipperne, der omgiver det påtrængende legeme, fører til deres ændringer, udtrykt på forskellige måder. En sådan zone med en bredde fra flere centimeter til snesevis af kilometer kaldes exokontakt zone. de der. ekstern kontakt. På den anden side assimilerer selve det indtrængende magma, der interagerer med værtsbjergarterne og afkøles hurtigere, delvist rammebjergarterne, hvilket resulterer i, at sammensætningen af magmaen, dens struktur og tekstur ændres. En sådan zone af ændrede magmatiske bjergarter i den marginale del af intrusionen kaldes endo kontakt zone, dvs. indre zone.

Afhængig af dybden af dannelsen er påtrængende massiver opdelt i nær overfladen, eller subvulkanisk fra flere hundrede meter til 1,0 - 1,5 km; midt i dybden, eller gi pabyssal,- op til 1 - 3 km og dyb, eller afgrund,- dybere end 3 km. Dybe klipper, der størknede langsomt, har fuld krystallinsk struktur, og overfladenære, hvor temperaturfaldet var hurtigt, - porfyritisk, meget lig strukturen af vulkanske bjergarter.

I forhold til værtsbjergarterne opdeles intrusioner i overensstemmende, eller konsonanter, Og disharmonisk - uenig

Konsonant påtrængende har forskellige former. Den mest udbredte blandt dem karme, eller strata-legemer, især i platformsområder, hvor sedimenter ligger næsten vandret. Tykkelsen på karmene varierer fra flere ti centimeter til hundredvis af meter. Da karmene er stærkere end værtsklipperne, skiller de sig ud i relieffet i form af "trin af en kæmpe trappe". Sills er ofte differentierede, og så ophobes tungere mineraler, dannet før lettere, ved deres base. Som et resultat af indtrængen af magma dannes forskellige former for påtrængende legemer.

Lopollit(fra det græske "lopos" - skål) er en skålformet konsonantindtrængning, der forekommer i synklinale strukturer og, ligesom tærskler, dannes under forhold med tektonisk forlængelse, når magma let fylder svækkede zoner uden at deformere værtslagene. Dimensionerne af lopoliter i diameter kan nå op på snesevis af kilometer, og deres tykkelse kan nå mange hundrede meter. De største differentierede lopoliter er Bushveld i Sydafrika med et areal på 144.000 km 2 og Sudbury i Canada. Lopoliternes skålformede form er også forbundet med fænomenet med indsynkning af substratet under vægten af indtrængt magma.

Laccolitter i den klassiske form repræsenterer de svampeformede kroppe, hvilket indikerer en stærk hydrostatisk tryk magma, der overstiger litostatisk på tidspunktet for dets indtrængen. Typisk er laccoliths klassificeret som lavvandede indtrængninger. Ideelle svampeformede laccolitter er ikke særlig almindelige. Det mest typiske eksempel er måske laccolitterne i Henry Mountains i USA. Talrige såkaldte laccolitter i området Mineralnye Vody i Nordkaukasus el Sydkyst Krim er faktisk dråbeformede massiver, der minder om en "radise med halen nedad." Kun i den øverste del af sådanne "dråber" - magmatiske diapirer, lag ligger

Uoverensstemmelsesindtrængen krydser og bryder igennem lag af værtssten. De mest almindelige uenige indtrængen omfatter diger(fra det skotske "dyke", "dyke" - hegn) kroppe, hvis længde er mange gange større end deres tykkelse, og kontaktplanerne er næsten parallelle. Diger har en længde fra snesevis af meter til flere hundrede kilometer, f.eks. for eksempel Afrikas Store Dige. Det er naturligt at antage, at dannelsen af diger er forbundet med indtrængen af magma langs sprækker under forhold med tektonisk udstrækning. Lodrette diger er placeret vinkelret på aksen med minimal trykspænding. Med andre ord er de orienteret langs anslaget af riftzonen. Gentagen indtrængning af diger fører til en forøgelse af zonens bredde med deres samlede tykkelse. Magma, der trænger ind i klipperne nedefra, virker på dem som en hydraulisk kile, der skubber klipperne fra hinanden.

Diger kan være enkeltstående eller grupperet i cirkulære eller radiale sværme af parallelle diger. Radial- og ringdiger er ofte begrænset til indtrængende legemer og vulkaner, når det usammenhængende tryk af magma påvirker værtsbjergarterne, og sidstnævnte revner med dannelse af ring- og radiale sprækker. Ringdiger kan ikke kun være lodrette, men også koniske, som om de konvergerer til et magmatisk reservoir i dybden.

Det skal skelnes fra diger magmatiske vener, har en uregelmæssig, forgrenet form og meget mindre størrelser.

De er udbredte stænger(fra tysk "stock" - pind) - søjleformede indtrængen af isometrisk form med stejle kontakter med et areal på mindre end 100 km 2.

Der er andre mindre almindelige former for påtrængende tlf. Facolit(fra det græske "phakos" - linser) - linseformede kroppe placeret i buerne af antiklinale folder, i overensstemmelse med værtsklipperne. Harpolite(fra den græske "harpos" segl) - en halvmåneformet indtrængen, i det væsentlige en type phacolit. Honolith- en indtrængen af uregelmæssig form, dannet i den mest svækkede zone af værtsklipperne, som om at udfylde "hulrum" i tykkelsen. Bismalit- en svampeformet indtrængen, der ligner en laccolith, men kompliceret af en cylindrisk horst-formet løft, som et stempel i den centrale del. Alle disse indbrud er som regel lavvandede og udviklede i foldede områder.

Store granitindbrud af betydelig tykkelse og et areal på mange hundrede og tusinder af km2 kaldes batholitter. Batholiths har en lodret tykkelse på nogle få kilometer og er på ingen måde "bundløse". Uregelmæssigt formede batholitter kasseres ofte apofyser- mindre forgreningsindtrængninger placeret i svækkede zoner af batholithammen. De største batholitter kendes i Andesbjergene i Sydamerika, hvor de kontinuerligt spores i mere end 1000 km med en bredde på omkring 100 km; i den nordamerikanske Cordillera overstiger længden af batholitten 2000 km. Batholiths er afgrundsindtrængninger, ligesom mange bestande, mens diger er nær overfladen eller lavvandede formationer.

Assimileringsprocesser er betydelige, når aggressiv magma "assimilerer" en del af klipperne fra den påtrængende ramme, selv ændrer i sammensætning og danner hybride klipper. Men alle disse fænomener har klart begrænset betydning for at forklare problemet med rummet af enorme batholitter sammensat af "normale", overvejende biotitgranitter. Hovedrollen i dette tilfælde spilles af processerne med magmatisk udskiftning, når værtsbjergarterne transformeres under påvirkning af strømme af transmagmatiske løsninger. Når den udsættes for sidstnævnte, udføres fjernelse kemiske komponenter, overdreven i forhold til det eutektiske, og assimileringen af komponenter tæt på den eutektiske sammensætning af granitmagma. I denne proces genanvendes værtsklipperne in situ, hvilket løser problemet med batholithrum. Granitter, der forekommer på stedet for magmagenerering, kaldes autoktone, og granitter forbundet med bevægelsen af magma - allokton. Dannelsen af alloktone granitter afhænger af værtsbjergarternes sammensætning og forekommer i flere faser af indtrængning. Samtidig er tidlige introduktioner præget af en mere grundlæggende sammensætning.

Den indre struktur af intrusioner er etableret af formen af deres kontakter og af de orienterede primære teksturer, der opstår i det magmatiske legeme, selv når det var i en flydende tilstand, og forbundet med orienteringen af mineraler og magmastråler forskellig sammensætning og viskositet, retningsbestemt krystallisation osv. Som regel er de parallelle med exokontakter.Når magmatiske indtrængende legemer afkøles, opstår der revner, som ligger ganske naturligt i forhold til de primære flow-teksturer. Ved at studere disse revner er det muligt at genoprette den primære struktur af indtrængen, selvom dens kontaktzoner ikke er synlige.

GRANIT. Gennem hele planeten Jordens historie forekom dannelsen af granitter mange gange, så eksperter forbinder ikke udseendet af denne sten til nogen geologisk æra. Navnet på klippen var det latinske ord granum - korn. Densiteten af granitter er omkring 2700 kg/m3. På grund af dets nyttige egenskaber (høj trykstyrke, lav slidstyrke, forskellige stenfarver, polerbarhed osv.) er granit værdifuld som sten til byggearbejde- fra granitknust sten til konstruktion af bygninger, strukturer og veje, til massive udsmykkede granitblokke til facadebeklædning og landskabsdesign. En lang række granitsorter har givet anledning til mange af deres navne, og ofte udvindes granit ved åbent brydning. Granitblokke adskilles fra stenmassen ved sprængning eller udkiling. I denne proces bores der først huller med pneumatiske hamre, hvori der så anbringes sprængladninger eller stålkiler. Blokkene, der er adskilt fra den generelle del af klippen, forarbejdes yderligere: savning, fræsning, kantning og fremstilling af slutprodukter. sænket ned. Yderligere dissektion af råmaterialet udføres på store virksomheder ved brug af savværker. Den endelige skæring af pladerne udføres ved hjælp af diamantforstærkede rundsave.

LABRADORIT. Fjeldets tæthed er omkring 2700 kg/m3. Den har en karakteristisk glasagtig glans og et farveområde fra røggrå til gråsort. Det er kendetegnet ved opacitet og spil (transfusion) af farver, hvilket især er tydeligt på polerede overflader. Labradorit bruges både i fremstillingen af smykker og i byggeriet, som beklædningsmateriale.

GABBRO- en påtrængende klippe, hvor et af de mest karakteristiske træk er dens rige, mørke farve - den polerede overflade af stenen giver et indtryk af næsten sort. Ofte er der nuancer fra blågrå til mørkegrå, nogle gange brunlige. Hovedanvendelsen af gabbro er som en sten til fremstilling af rituelle strukturer, såvel som en sten til vejbygning.

Udseendet af planeten ændrer sig langsomt, men konstant og adlyder lovene i cyklusser. Nogle steder stiger nyt materiale til jordens overflade, og jordskorpen øges, andre steder absorberes materialet af planetens indvolde. Denne evige bevægelse ligger til grund for alle ændringer på Jorden.

Mennesket er vant til, at jordens himmelhvælving under hans fødder er urokkelig. Det er det dog ikke. Frygtelige jordskælv og vulkanudbrud minder os om, at Jorden lever. Den lever og udvikler sig og gennemgår alle tre evolutionens komponenter: retningsbestemt (irreversibilitet), cyklicitet (gentagelse) og ujævnhed (ulinearitet).

Vi vil fokusere på cyklicitet - den periodiske gentagelse af en sekvens af begivenheder eller udviklingsstadier, der jævnt eller brat går over i hinanden.

I løbet af sin lange rejse på 4,6 milliarder år er vores planet enten krympet og dannet kontinenter og bjergkæder eller udvidet sig og skabt bundløse havdybder.

Jorden ser ud til at trække vejret...

Som myterne fra forskellige nationer siger om verdens skabelse, blev jordens himmelhvælving for mange år siden født i det endeløse urhav.

Videnskabelige data indikerer også, at der for 4,6 milliarder år siden var et proto-ocean kaldet Panthalassa, hvor et enkelt protokontinent af Pangea blev dannet, som derefter brød op i separate uafhængige kontinenter. Gennem Jordens historie og dens udvikling blev foreningen af kontinenter og deres splittelse noteret tre gange og blev ledsaget af aktiv vulkanisme og jordskælv. Den sidste af Jordens spaltninger var for 200 millioner år siden. Fra et enkelt kontinent er der nu dannet seks selvstændige kontinenter. Francis Bacon var den første til at foreslå muligheden for eksistensen af et enkelt kontinent og dets opløsning i 1620. Skabelsen og opløsningen af superkontinenter er kendt som Wilson-cyklussen med en periodicitet på 650 millioner år. Der er også aktive Bertrand-tektoniske cyklusser (175-200 Ma) og Stille-cyklusser (30 Ma), der forekommer gennem hele Jordens udvikling.

Hvad er mekanismen for dannelsen af denne globale cyklicitet? Indtil videre er der ikke et enkelt synspunkt på dette problem.

En af mekanismerne for bevægelse af kontinenter og deres udvikling er konvektion (omfordeling af magma i henhold til dens tætheder). Jordskorpen er et grandiost krystallinsk system: det fanger, akkumulerer, transformerer og fordeler forskellige typer kosmisk energi. "Regionen af jordskorpen," skrev V.I. Vernadsky, - er optaget af transformatorer, der omdanner kosmisk stråling til effektiv jordisk energi... dens substans, takket være kosmisk stråling, er gennemsyret af energi, den er aktiv...” Absorptionen af kosmisk energi har fundet sted siden dannelsen af Jorden som en planet og fortsætter den dag i dag.

Muligheden for at forbinde cykliciteten af tektoniske, biotiske og klimatiske processer med bombardementet af Jorden med galaktiske kometer diskuteres. Sådanne bombardementer har karakter af kometbyger, som gentages hvert 19.-37. millioner år. I jordens atmosfære kometernes iskolde kerner ødelægges, og enorm kinetisk energi trænger ind i kappen. Denne mekanisme er mere effektiv og udæmpet sammenlignet med konvektion.

En af mulige årsager kontinenternes bevægelser er tidevandsudviklingen af Jord-Måne-systemet, som er cyklisk af natur (tidsinterval - 40-60 millioner år), tæt i dimension på Stille-cyklerne.

På planetarisk skala er Jordens periodiske udvidelse og sammentrækning også påvirket af ændringer i planetens rotationshastighed og formen af geoiden.

I den dybe del af jordskorpen og den øvre kappe akkumuleres den kosmiske energi i de indledende stadier af planetens dannelse og den senere, der forsyner Jorden med energien fra kosmiske kroppe.

Alt dette skaber i Jordens dybe indvolde en højenergisk ildkedel, en naturlig alkymistisk ovn, hvor klipper forvandles gennem dens lange udvikling.

Ild er en konstant ledsager af Jordens udvikling. Heraklit sagde: alt er lavet af ild. Platon skrev: "Billedet af pyramiden (tetraeder) ... vil være det første princip og frø af ild."

Det er interessant, at Jorden, 80% bestående af silikater (kiselholdige forbindelser), har tetraedriske kerner (SiO 4) 4 (silicium-ilt-tetraeder) i sit krystalgitter. Måske kommer den tetraedriske symmetri af Jordens dybe sfærer og livsenergi i resonans, og mindet om ild, der lever i klipper og klipper, overføres til os, hvilket giver en følelse af at høre til rummets uendelighed.

Fordeling af moderne jordskælv på tværs globus I øjeblikket er tidspunktet fastlagt med stor nøjagtighed. Først og fremmest er dette Stillehavsringen, hvor epicentrene for jordskælv falder sammen med øbuerne: Aleutian, Kuril, Eastern Kamchatka, Japansk osv. I den østlige del af Stillehavet er dette kysten Nordamerika, Mexico, Mellemamerika, Sydamerika, samt en stribe langs East Pacific Rise. I Atlanterhavet og Indiske Oceaner seismicitet er koncentreret langs midt-ocean højdedrag. Den østafrikanske Rift Zone er også karakteriseret ved høj seismicitet. En udvidet stribe af moderne jordskælv er begrænset til Alpine-Middelhavsbæltet: dette er Algeriets kyst, Italien, Dinariderne, Balkan og Det Ægæiske Hav, Tyrkiet, Krim, Kaukasus, Iran, Afghanistan, Pamirs, Tien Shan , etc. Inden for USSR er øget seismicitet bemærket Baikal rift zone.

Fordelingen af jordskælv tyder på, at de alle er begrænset til områder med høj moderne tektonisk aktivitet og er forbundet med konvergerende eller divergerende grænser for litosfæriske plader, dvs. hvor der er enten kompression, absorption af havskorpen i subduktionszoner, pladekollisioner osv., eller strækning, opbygning af havskorpen eller spredning kontinental skorpe. I disse områder ophobes der konstant tektonisk stress, som periodisk frigives i form af jordskælv. Samtidig er der enorme aseismiske rum, der falder sammen med gamle platforme, de indre dele af oceaniske plader og epi-paleozoiske plader.

Aktive seismiske og vulkanske zoner, ifølge E.S. Shtengelov, er ganske nøjagtigt begrænset til områder, hvor geoiden overstiger rotationsellipsoiden, og cirka 83% af jordskælvene fra M-6 og 86% af aktive vulkaner i verden er forbundet med geoide konveksiteter. Geoidens form er bestemt af de processer, der foregår i de indre dele af Jorden - i kappen og kernen. Dette fænomen er overlejret på Jordens rotationskræfter, ujævnheden i dens rotation osv. Det er kendt, at antallet af jordskælv med overvejende lavt fokus stiger med ca. 20-25% i det øjeblik, Månen går fra apogeum til perigeum. Dette skyldes det faktum, at Månens gravitationelle indflydelse på Jorden ved perigeum er meget højere, da Månen i dette øjeblik er tættere på Jorden end ved apogeum. Disse gravitationskræfter fungerer som en "trigger", og spændinger udløses af seismiske bevægelser.

Seismogene dislokationer dannes i pleistoseist og tilstødende områder. De områder, der er påvirket af seismiske dislokationer, dækker et område på titusinder og endda hundredtusindvis af km. Seismotektoniske forstyrrelser kan udtrykkes ved lodrette forskydninger med en amplitude på op til nogle få tiere meter, dannelse af stigninger, fordybninger og fald, horisontale forskydninger, dannelse af trinvise normalforkastninger, omvendte forkastninger osv. Eksempler på seismiske dislokationer kendes og beskrevet i mange seismiske områder.

Jordskælv forårsager dannelse af store jordskred, jordskred, jordskred og andre former for seismiske dislokationer. Volumenet af sådanne jordskred kan nå hundredtusindvis af m, længden kan være flere kilometer, og området kan være titusinder af kilometer. Lignende seismiske dislokationer er kendt i Tien Shan, i Baikal-regionen og Transbaikalia, i Kaukasus, i Stanovoy-området og mange andre steder. Studiet af gamle seismiske dislokationer bidrager til seismisk zoneinddeling, da det ved deres form og karakter bliver muligt at estimere scoren af denne region, selvom lad os sige, at der ikke forekommer jordskælv der i disse dage. Graden af sværhedsgraden af seismiske dislokationer og deres skala afhænger af mange faktorer: dybden af kilden til dens mekanisme, arten af den geologiske struktur i regionen, typen af sten osv. Derfor er jordskælv af samme styrke i forskellige geologiske regioner fører til forskellige konsekvenser. Som regel er stenmasser i en tilstand af ligevægt, de er stabile i et givet miljø. Men for at få dem ud af denne tilstand, skal du nogle gange ændre hældningen på en skråning med kun snesevis af buesekunder - og et jordskred eller kollaps vil forekomme. En vigtig faktor i at skabe ustabilitet af stenmasser kan være meget svage seismiske vibrationer, en slags seismiske vibrationer, der bringer løs moræne, kraftige proluviale alluviale vifter og løss i en mobil tilstand.

I øjeblikket er det ved at blive vigtigt palæoseismologi - en metode, der gør det muligt at etablere spor efter jordskælv i den geologiske fortid. Mange moderne pleistoseistiske områder viser sig at være arvet fra mere gamle. Af stor betydning er også arkæoseismologi, når skader på ældgamle bygninger, der er seismogene af natur, overvejes, og intensiteten rekonstrueres ud fra deres type.

Jordskælv forekommer ikke kun på land, men også i havene og oceanerne. Inden for havbunden over kilden kan der opstå stigninger eller fordybninger, som straks ændrer vandmængden, og der dannes en bølge over pleistoseistområdet, som i det åbne hav er næsten usynligt på grund af dets meget store længde i de første hundredevis af kilometer. Spredning med en hastighed på op til 800 km/t, når man nærmer sig kysten på lavt vand, bliver bølgen stejlere, når 15-20 m, og når den styrter ind på kysten, ødelægger den alt på sin vej. Sådanne bølger forårsaget af jordskælv kaldes tsunami.

Med aktiviteter under jorden og overfladevand og andre faktorer er forbundet med forskellige forskydninger af klipper, der udgør de stejle kystskråninger af floddale, søer og have. Til sådan gravitationsforskydninger, Udover skred og jordskred indgår også jordskred. Det er i jordskredprocesser, at grundvandet spiller en vigtig rolle. Under jordskred forstå store forskydninger af forskellige sten langs skråningen, der strækker sig i visse områder over store rum og dybder. Det enkleste tilfælde af et jordskred er vist i fig. 1, hvor den stiplede linje viser skråningens begyndelsesposition og dens struktur efter et enkeltvirkende jordskred. Den overflade, langs hvilken adskillelse og glidning sker, kaldes glidende overflade, forskudte sten - jordskred krop, som ofte er væsentligt ujævn. Stedet, hvor skredlegemet møder det supra-skred grundfjeldsskarp kaldes bagerste søm af jordskredet, og stedet hvor glidefladen kommer frem i den nederste del af skråningen er bunden af jordskredet.

Jordskred er ofte meget kompleks struktur, kan de repræsentere en række blokke, der glider ned langs glideplaner med vipning af lag af forskudte sten mod grundfjeldets uforskudte skråning. Sådanne jordskred, der glider under påvirkning af tyngdekraften, A.P. Pavlov ringede vrangforestillinger(Latin "delapsus" - faldende, glidende). Den nederste del af et sådant jordskred er repræsenteret af forskudte sten, betydeligt fragmenterede, knust som følge af trykket fra de bevægelige blokke, der er placeret ovenfor. Denne del af skredet kaldes detrusive(latin "detrusio" - kollision). Nogle steder under pres af skredmasser på tilstødende dele ådale og forskellige vandmasser opstår der hævende høje.

Jordskred processer forekommer under påvirkning af mange faktorer, som omfatter: 1) betydelig stejlhed af kystskråninger og dannelsen af sidevægsrevner; 2) erosion af bredden af floden (Volga-regionen og andre floder) eller slid fra havet (Krim, Kaukasus), hvilket øger skråningens stresstilstand og forstyrrer den eksisterende balance; 3) en stor mængde nedbør og en stigning i graden af vandindhold i skråningsbjergarter med både overflade- og grundvand. I nogle tilfælde sker jordskred netop under eller i slutningen af intens nedbør. Særligt store jordskred forårsages af oversvømmelser; 4) grundvandets indflydelse bestemmes af to faktorer - sufffusion og hydrodynamisk tryk. Suffusion, eller underminering, forårsaget af grundvandskilder, der dukker op på en skråning og transporterer små partikler af vandførende sten og kemisk opløselige stoffer fra grundvandsmagasinet. Som et resultat fører dette til, at grundvandsmagasinet løsner sig, hvilket naturligvis forårsager ustabilitet i den højere del af skråningen, og det glider; hydrodynamisk tryk skabt af grundvand, når det når overfladen af en skråning. Dette er især tydeligt, når vandstanden i åen ændrer sig under oversvømmelser, når åvand trænger ind i dalens sider og grundvandsstanden stiger. Lavvandsfaldet i åen sker relativt hurtigt, og grundvandsstandsfaldet er relativt langsomt (halter bagefter). Som et resultat af et sådant mellemrum mellem niveauerne af flod og grundvand kan udklemningen af skråningsdelen af grundvandsmagasinet forekomme, efterfulgt af glidning af klipper placeret ovenfor; 5) fald af sten mod en flod eller hav, især hvis de indeholder ler, som under påvirkning af vand og forvitringsprocesser får plastiske egenskaber; 6) menneskeskabt påvirkning på skråninger (kunstig skæring af skråningen og forøgelse af dens stejlhed, yderligere belastning på skråningerne med installation af forskellige strukturer, ødelæggelse af strande, skovrydning osv.).

I komplekset af faktorer, der bidrager til jordskredprocesser, spiller grundvandet således en væsentlig og nogle gange afgørende rolle. I alle tilfælde, når der træffes beslutning om konstruktion af visse strukturer nær skråninger, studeres deres stabilitet i detaljer, og der udvikles foranstaltninger til at bekæmpe jordskred i hver konkret sag. En række steder er der specielle anti-skredstationer.

Metoder til at bekæmpe jordskred etableret på grundlag af en grundig undersøgelse af naturlige fysiske og geologiske forhold, forståelse af hovedårsagerne til ustabilitet og analytiske beregninger af den begrænsende ligevægt af de betragtede massive jord.

I praksis bruges følgende som de vigtigste foranstaltninger mod jordskred:

organisering af overfladevandstrømning i jordskredzonen og tilstødende områder;
dræning af grundvand gennem konstruktion af forskellige drænsystemer;
reduktion af eksterne belastninger;
nivellere skråninger og læsse dem ved hjælp af modbanketter;
indhegning af skråninger og beskytte dem mod underminering og erosion af rindende vand i floder eller bølger af have og reservoirer;
grønne områder langs toppen af skråningen og skredskrænten;
kunstig konsolidering af jordskred kropsmasser;
kunstige strukturer til fastholdelse af jordmasser.

Sådanne aktiviteter udføres:

ved hjælp af vertikal planlægning og udgravning;
ved at installere drænnetværk;
anvendelse af skovbrugsforanstaltninger;
ved hjælp af støttemure, bølgebrydere, pæle mv.

De foranstaltninger, der bruges til at bekæmpe jordskred, er blevet udviklet, og deres valg bestemmes af årsagerne til jordskred.

Det sæt af fænomener, der er forbundet med bevægelsen af magma til jordens overflade, kaldes vulkanisme. Afhængigt af arten af magmaens bevægelse og graden af dens indtrængning i jordskorpen, kan vulkanisme være overfladisk (udsvævende) når magma bryder igennem jordskorpen og strømmer ud til overfladen, og dyb (påtrængende) når magmaens bevægelse slutter i jordskorpen. Hvis en flydende magmatisk smelte når jordens overflade, bryder den ud, hvis art bestemmes af sammensætningen af smelten, dens temperatur, tryk, koncentration af flygtige komponenter og andre parametre. En af de vigtigste årsager til magmaudbrud er dens afgasning Det er gasserne indeholdt i smelten, der tjener som "driver", der forårsager udbruddet. Afhængigt af mængden af gasser, deres sammensætning og temperatur, kan de frigives fra magmaen relativt roligt, hvorefter der sker en udgydelse - effusion lavastrømme. Når gasserne adskilles hurtigt, koger smelten øjeblikkeligt, og magmaen brister med ekspanderende gasbobler, hvilket forårsager et kraftigt eksplosivt udbrud - eksplosion. Hvis magmaen er tyktflydende, og dens temperatur er lav, presses smelten langsomt ud, presses ud til overfladen, og ekstrudering magma

Metoden og hastigheden for adskillelse af flygtige stoffer bestemmer således de tre hovedformer for udbrud: effusive, eksplosive og ekstrusive. Vulkanprodukter fra udbrud er flydende, faste og gasformige.

VOLKANISKE BARGER - klipper dannet som følge af vulkanudbrud.

Afhængig af udbruddets art (lavaudløb eller eksplosive udbrud) dannes 2 typer klipper: eruptive eller udstrømmende bjergarter og vulkanogene-klastiske eller pyroklastiske bjergarter; sidstnævnte er opdelt i løse (vulkanaske, sand, bomber m.m.), komprimerede og cementerede (tuffer, tufbreccier osv.). Derudover skelnes der mellem mellemtyper af vulkanske bjergarter - tuflavaer, der er opstået som følge af udbrud af gasrige skummende lavastrømme, og ignimbriter, som er sintret vulkansk-klastisk materiale, hovedsagelig surt, som dækker store områder målt i hundredvis. og tusindvis af km 2. Formen på effusive kroppe bestemmes af lavas viskositet og deres temperaturregime. Dækninger og strømninger er typiske for lavviskositet basaltiske lavaer, men sure (liparit) strømme findes også. Kupler og nåle opstår under udbrud af tyktflydende lavaer (dacites, liparitter). Diger og halse er smeltefyldninger af sprækker og forsyningskanaler. Effusive og pyroklastiske vulkanske bjergarter kan forekomme som lagdelte lag; de er til stede i sektioner af vulkanske områder, indlejret med sedimentære bjergarter.
Vulkaniske bjergarter adskiller sig i kemisk sammensætning, strukturelle og teksturelle træk og i graden af bevaring af klippestoffet. Ifølge deres kemiske sammensætning opdeles effusive vulkanske bjergarter i jordalkali og alkaliske bjergarter og derudover i basiske bjergarter (undermættede med kiselsyre), mellembjergarter (mættet med kiselsyre) og sure bjergarter (overmættede med kiselsyre). Graden af krystallisation af lavaer, såvel som deres struktur og tekstur, afhænger af smeltens viskositet og arten af dens afkøling. De indre dele af effusive legemer er normalt krystalliseret, de ydre dele er slaggelignende, porøse og glasagtige. Ekstruderende klipper er karakteriseret ved porfyritiske, mikrolitiske, semi-glasagtige strukturer og flydende båndede, massive, porøse teksturer.
Dybt ændrede, sædvanligvis mere gamle, effusive klipper kaldes palæotypiske, og uændrede klipper kaldes cenotypiske. De mest almindelige cenotype-bjergarter er basalter, andesitter, trachytter, liparitter, og deres paleotype-analoger i kemisk sammensætning er henholdsvis diabaser, basalt- og andesitporfyritter, trachytter og liparitiske porfyrer. Klastiske vulkanske bjergarter omfatter sammen med pyroklastiske bjergarter (tuffer, vulkanske breccier) og vulkansk-sedimentære bjergarter.
Vulkaniske bjergarter bruges som bygge- og beklædningssten, og tjener som materiale til stenstøbning (basalt mv.). Kaoliniserede sure og alkaliske vulkanske bjergarter bruges som "porcelænssten" i den keramiske industri. Nogle typer vulkansk aske og tuf (trasser og puzzolaner), med astringerende egenskaber, bruges som tilsætningsstoffer til cementmaterialer. Vulkanpimpsten bruges som slibende materiale og bruges til fremstilling af pimpstensbeton. Perlite anvendes som letvægts lyd- og varmeisolerende fyldstoffer i beton, puds og andre blandinger. store forekomster af vulkanske bjergarter er kendt i Kaukasus, Transcarpathia, Tien Shan og Pamir, Transbaikalia, Fjernøsten og Primorye.

Porfyrit. Strukturen er porfyritisk. Den mineralogiske sammensætning er den samme som for diorit. Mørk farve: mørkegrå, mørkegrøn. Densiteten er lav (middelvægt). Porfyrit er et konstruktions- og syrefast materiale, der også bruges til ornamentering. Porfyritter findes i Ural, Kaukasus, Transkaukasien, den ukrainske SSR, Østsibirien og Fjernøsten.
Basalt. Strukturen er tæt, finkornet. Den mineralogiske sammensætning er den samme som for gabbro. Mørk farve: sort, mørkegrå. Tætheden er høj (tung). Fra gabbroisk magma, der bryder ud til overfladen, opnås den vulkanske bjergart basalt. Gammel, stærkt ændret basalt kaldes diabas, som kun adskiller sig fra basalt i farven: den er mørkegrøn. Basalt og diabas anvendes som konstruktion, beklædning, syrefaste materialer og som råmaterialer til stenstøbning. Basalt er udbredt og dominerer blandt alle vulkanske bjergarter. I USSR findes basalt i Kamchatka, den armenske SSR og andre områder. Diabaser findes i Karelen, Ural og Kaukasus.
Vulkansk glas (obsidian). Strukturen er tæt, glasagtig. Bruddet er konkoidalt. Farve sort, grå, rød-brun, voks; Obsidian kommer i plettede og båndede farver. Densiteten er lav (middelvægt). Obsidian bruges til fremstilling af varmeisolering og byggematerialer, også brugt som prydsten.
Pimpsten. Strukturen er porøs. Racen er homogen. Farven er grålig, hvid, gullig, sort. Let. Det bruges som slibe-, rengøringsmateriale og som et tilsætningsstof til cement. Som filtre. Det findes i områder med aktive og uddøde vulkaner (Kamchatka, Kaukasus).
Vulkanisk tuf. Strukturen er klastisk-porøs; på baggrund af massen, som har en porøs struktur, er fragmenter af forskellige størrelser, former og farver spredt. Farven er anderledes. Let. Vulkansk tuf er klastisk materiale dannet under vulkanske eksplosioner, efterfølgende cementeret og komprimeret. Den findes i områder med aktive og uddøde vulkaner (Armenien, Georgien).
Vulkansk tuf er et konstruktions- og arkitektonisk materiale.
Jasper- amorf silica indeholdende urenheder. Strukturen er tæt. Ridser glas. Farven er ikke permanent. Bruddet er ujævnt. Jaspis er en sten af vulkansk-sedimentær, kemisk og biokemisk oprindelse. Det bruges som et dekorativt og dekorativt materiale i byggeriet. Vaser og forskellige elegante smykker er lavet af jaspis. Ural- og Altai-jaspers er berømte.

Kaukasus er en foldet struktur Middelhavsbælte, som blev nedlagt i Riphean. De marginale dele af dette bælte gennemgik foldebevægelser i palæozoikum og blev til epihercyniske plader. Disse omfatter den skytiske plade, som ligger til grund for Ciscaucasia. Midten af bæltet lukket i slutningen af Pliocæn og hører til den alpine foldning. I den pågældende region er den repræsenteret af meganticlinorium Større Kaukasus og er adskilt fra pladen af Terek-Kaspiske og Kuban marginale trug.

I den tektoniske udvikling af Kaukasus er der 3 etaper: præ-hercynisk, hercynisk og alpin.

I før-hercyniske fase(Rifean - Lower Palæozoic) geosynklinale regime dominerede i Kaukasus. I prækambrium gennemgik territoriet foldning, hvilket blev gentaget endnu en gang under den kaledonske foldning. Sidstnævnte er forbundet med talrige indtrængen, der bidrog til mineraliseringen af det store Kaukasus. Den batholitiske indtrængen af granitter i det større Kaukasus er blevet grundigt undersøgt.

I æraen Hercynisk foldning(Karbon-Perm) Ciscaucasia og Greater Kaukasus blev differentieret til et system af sublatitudinale geosynklinale trug. I Carbon oplevede geosynklinerne i Ciscaucasia og Greater Kaukasus kraftige løft, og relieffet fik et bjergrigt udseende.

Alpine scene Dannelsen af Kaukasus begynder med Jura-perioden. Der er 3 stadier i det. I tidlig stadie(Jura) territorium var genstand for betydelig nedsynkning og havoverskridelse langs akserne af to synklinale zoner. Den ene strakte sig langs den sydlige skråning af det store Kaukasus og bevægede sig mod den nordlige i Dagestan. Den anden - Malokavkazskaya strækker sig næsten parallelt med den første. I begge geosynkliner var der intensiv ophobning af sedimenter. Mellemstadiet (Kridt - begyndelsen af Pg) er karakteriseret ved nedadgående bevægelser af jordskorpen og spredning af overskridelser. I den øvre kridt, under fasen med maksimal overskridelse, oversvømmede havet hele Kaukasus territorium, inklusive Main Range

Sen alpine etape(Paleogen-kvartær periode) er opdelt i 2 stadier. I løbet af den første blev Kaukasus til en stor ø, lidt modtagelig for erosionsprocesser. I stedet for geosynklinen i det større Kaukasus blev der dannet en enkelt omfattende geoanticline - indsynkningsområdet blev til et område med hævning. Lesser Kaukasus geosynklin og Transkaukasien blev til nedsynkningszoner - geosynkliner og blev hurtigt fyldt med groft klastisk materiale. Således har lagene af konglomerater ved foden af det nordlige Kaukasus en tykkelse på op til 2 tusinde m, som et resultat af hvilket havet blev tvunget ud af de forreste trug, og forbindelsen mellem det store Kaukasus og den russiske slette opstod ( kvartær tid).

I Pg og Neogen, da Kaukasus var en ø, var den dækket af stedsegrøn tropisk vegetation (Poltava flora

Ved udgangen af N var relieffet i Kaukasus udsat for stærke erosionsprocesser. Som et resultat blev modne reliefformer udbredt. - nivelleringsflader, store dale med glat bund, cuesta-former.

I den kvartære periode skete der en skarp foryngelse af relieffet i det større Kaukasus og det transkaukasiske højland. De gamle nivelleringsflader viste sig at være forhøjet og dissekeret af dybe kløfter.

To glaciale epoker spores, svarende til perioderne med Moskva- og Valdai-istiden.

I moderne æra Den tektoniske udvikling af Kaukasus fortsætter. Område af den aksiale del af det større Kaukasus, højderyg. Det Lille Kaukasus og det Javakheti-armenske højland fortsætter med at stige med en hastighed på 1-2 cm/år. Colchis og Kura lavlandet synker med en hastighed på op til 0,6 cm/år. Dette forklarer seismiciteten i Kaukasus. Dette er en zone på 6-7 jordskælv.

Hercynisk scene udvikling begynder i Devon. Indsynkningsområdet dækkede på dette tidspunkt hele Ciscaucasia og Greater Kaukasus.

I Ciscaucasia akkumulerede der overvejende frygtindgydende marine sedimenter af karbonat. Langs den sydlige kant af indsynkningszonen (Pshekish-Tyrnyauz suturzone) i Devon og Tidlig Carbon dannedes en tyk (op til 5-6 km) vulkansk-sedimentær sekvens, repræsenteret af basiske, mindre ofte sure vulkanske bjergarter og deres tufs i kombination med skifer, sandsten og kalksten. I den vestlige del af det store Kaukasus er den øvre perm repræsenteret af tynde kalksten.

Aflejringerne af disse to komplekser danner det nederste strukturelle lag af bjergene og det foldede fundament af den skytiske plade.

En betydelig omstrukturering af strukturplanen fandt sted i Kaukasus i slutningen af trias - begyndelsen af jura, da tektoniske bevægelser intensiveredes kraftigt. Der var fragmentering i separate blokke og en generel nedsynkning af den sydlige del af den hercyniske foldede region (det moderne Greater Kaukasus territorium). Fra nu af begynder det alpine etape udvikling, hvor den nordlige skråning af det store Kaukasus var miogeosynklin.

I kridttiden begyndte marin overskridelse igen, som delvist dækkede den skytiske plade. De nedre dele af Nedre Kridt (Neocomian) er repræsenteret i Kaukasus af forskellige kalksten med mellemlag af mergel og sandsten. Resten af sektionen er sammensat af frygtindgydende klipper, hvilket indikerer genoptagelsen af hævninger.

Palæogene hævninger førte til dannelsen af en landmasse i Greater Kaukasus-regionen, som efterfølgende voksede mere og mere, men indtil det mellemste Neogen forblev det stadig en ø.

I Oligocæn (P3) trådte det store Kaukasus ind orogent udviklingsstadium, hvorunder dannelsen af Kaukasus-bjergstrukturen og tilhørende marginale trug fandt sted. Cis-kaukasisk fordyb, bestående af individuelle private trug, blev dannet langs den nordlige periferi under det stadig lave løft af det store Kaukasus. Den er sammensat af en tyk sekvens af oligocæn-kvartære klipper. Inden for hele marginaltruget er aflejringer af Maikop-serien (Oligocæn-Nedre Miocæn) udbredt, repræsenteret af mørke, ofte bituminøse ler med forskellige tilsætningsstoffer sandet materiale. Maikop-serien blev primært dannet på grund af materiale fra den skytiske plade, men på det tidspunkt kom der også ret tyndt materiale fra Kaukasus,

I slutningen af Miocæn - tidlig Pliocæn (N13-N21) er der en løftning af den tværgående løft (Stavropol løft - Mineralovodchesky landtange - Central Kaukasus- Dzirulsky-massivet i Transkaukasien), som et resultat af hvilket den centrale del af Ciscaucasia er befriet fra havet, og en enorm landmasse dukker op, der strækker sig til Volga.

På grænsen til det større Kaukasus med den epihercynske skytiske plade i miocæn-pliocæn tid opstod Mineralovodchesky magmatisk region, hvor indførelsen af indtrængen fandt sted (Pyatigorsk laccoliths).

I kvartær tid Takket være nye løft skete der en skarp foryngelse af relieffet i det store Kaukasus. Hævningen var af hvælvet karakter. I udkanten af det store Kaukasus og i Ciscaucasia fortsatte foldningen i Nedre Kvartær. Sedimentdækkets klipper danner her nogle steder ejendommelige platformfolder. Stavropol Upland er således en enorm antiklinal fold med en bred, flad nordfløj og en smallere, stejl sydlig. På dens baggrund opstod en række antiklinier og synkliner af anden orden. Store centre for nyere vulkanisme er placeret i det større Kaukasus. Elbrus og Kazbek var aktive vulkaner i kvartærtiden.

Neogen-kvartære stigninger og en generel afkøling af klimaet på den nordlige halvkugle førte til udviklingen af bjergglaciation i Kaukasus. Normalt er der tre eller fire istider. Spor af den sene pliocæn (Apsheron) istid er blevet opdaget i Kaukasus. Den kvartære afkøling påvirkede i høj grad udviklingen af flora og fauna i Kaukasus.

Under den lange øperiode i Kaukasus var dens overflade dækket af stedsegrøn tropisk vegetation (Poltava flora). Den kvartære istid førte til fuldstændig udryddelse af varmeelskende arter i Nordkaukasus. De har kun overlevet i nogle krisecentre i Transkaukasien.

I glaciale perioder blev vegetationen skubbet fra bjergene til foden.

I post-glacial tid opstod der nye artsdannelsescentre i Kaukasus, hvormed ung endemisme.

I moderne æra Den tektoniske udvikling af Kaukasus fortsætter. Gentagen nivellering blev udført på dets territorium, hvilket gjorde det muligt at fastslå ikke kun retningen, men også hastigheden tektoniske bevægelser. Det større Kaukasus fortsætter med at stige med en hastighed på 1-3 mm om året. Nedsynkningshastigheden i det Terek-Kaspiske trug når 4 mm om året.

De igangværende tektoniske bevægelser i Kaukasus er også bevist af dens seismicitet.

Geokronologisk skala- en geologisk tidsskala for Jordens historie, brugt i geologi og palæontologi, en slags kalender for tidsperioder på hundredtusinder og millioner af år.

Ifølge moderne alment accepterede ideer anslås Jordens alder til 4,5-4,6 milliarder år. Der er ingen sten eller mineraler fundet på jordens overflade, der kunne have været vidne til dannelsen af planeten. Jordens maksimale alder er begrænset af alderen på de tidligste faste formationer i solsystemet - ildfaste indeslutninger rige på calcium og aluminium (CAI) fra kulholdige kondritter.

Æon æra periode

Kvartær (antropocæn) Q
F Cenozoic KZ Neogene N

En Palæogen P

E Mesozoic MZ Jurassic J

R Trias T

O Sen Perm P

Z Paleozoic PZ 2 Carbon (kul) C

Om Devon D

Y Tidlig Silur S

Paleozoikum PZ 1 Ordovicium O

Kambrium C

KRIP- Proterozoikum sent

TOZOY PR Tidligt