Geoloogilised protsessid jagunevad endogeenseteks ja eksogeenseteks.
Endogeensed protsessid on geoloogilised protsessid, mis on seotud Maa soolestikus tekkiva energiaga. Nende hulka kuuluvad maakoore tektoonilised liikumised, magmatism, kivimite metamorfism ja seismiline aktiivsus. Endogeensete protsesside peamisteks energiaallikateks on soojus ja gravitatsiooniline ebastabiilsus – materjali ümberjaotumine Maa sisemuses vastavalt tihedusele (gravitatsiooniline diferentseerumine).
Endogeensed protsessid hõlmavad:
- - tektooniline - maakoore erineva suuna ja intensiivsusega liikumine, mis põhjustab selle deformatsiooni (muljumine voltideks) või kihtide purunemist;
- - seismiline – seotud maavärinatega;
- - magmaatiline - seotud magmaatilise tegevusega;
- - vulkaaniline - seotud vulkaanilise tegevusega;
- - metamorfne - kivimite muundumine rõhu ja temperatuuri mõjul ilma keemiliste komponentide sisseviimise või eemaldamiseta;
- - skarinid - metasomaatiline mineraalide ja kivimite moodustumine erinevatele kivimitele (peamiselt lubjakividele ja dolomiitidele) erinevatel kogustes Fe, M2, Ca, 81, Al ja muid aineid sisaldavate kõrgtemperatuursete lahuste mõjul, millel on laialdane osalus. lenduvad komponendid (vesi, süsinikdioksiid, C1, B, C jne) ning laias temperatuuri- ja rõhuvahemikus koos lahuste üldise arenguga, kui temperatuur langeb aluselisest happeliseks;
- - greisen - graniitkivimite metasomaatiline muutumine jahtuvast magmast eralduvate gaaside mõjul koos päevakivide muutumisega heledaks vilgukiviks;
- - hüdrotermilised - metallimaakide (Au, Cu, Pb, Sn, XV jt) ja mittemetalliliste mineraalide (talk, asbest jne) maardlad, mille tekkimine on seotud maagi aine sadestumise või ümbersadestumisega kuumad sügavad vesilahused, mida sageli seostatakse maakoores jahtuvate magmakambritega.
Tektoonilised liikumised- maakoore mehaanilised liikumised, mis on põhjustatud selles ja peamiselt Maa vahevöös mõjutavatest jõududest ning mis põhjustavad maakoore moodustavate kivimite deformatsiooni. Tektoonilised liikumised on tavaliselt seotud deformatsiooni all olevate kivimite keemilise koostise, faasiseisundi (mineraalkoostise) ja sisestruktuuri muutustega. Tektoonilised liikumised hõlmavad üheaegselt väga suuri alasid.
Geodeetilised mõõtmised näitavad, et peaaegu kogu Maa pind on pidevas liikumises, kuid tektooniliste liikumiste kiirus on väike, varieerudes sajandikutest kuni mõnekümne millimeetrini aastas ning ainult nende liikumiste kuhjumine väga pika (kümnete) jooksul. sadade miljonite aastateni) geoloogiline aeg toob kaasa maakoore üksikute lõikude suure koguliikumise.
Ameerika geoloog G. Gilbert pakkus välja (1890) ja saksa geoloog H. Stille töötas välja (1919) tektooniliste liikumiste klassifikatsiooni, mis jagas need kaheks. epiirogeenne, mis väljendub maakera suurte alade pikaajaliste tõusude ja vajumistena ning orogiline, avaldub episoodiliselt (orogeensed faasid) teatud tsoonides voltide ja katkestuste moodustumisega ning viib mäestruktuuride tekkeni. Seda klassifikatsiooni kasutatakse tänapäevalgi, kuid selle peamiseks puuduseks on kahe põhimõtteliselt erineva protsessi – ühelt poolt voltimise ja rebenemise moodustumise ning teiselt poolt mägede ehitamise – ühendamine orogeneesi mõistega. Välja on pakutud ka teisi klassifikatsioone. Üks neist (kodugeoloogid A. P. Karpinsky, M. M. Tetjajev jt) nägi ette tuvastamise võnkuv voltimine Ja rebenemist moodustav tektoonilised liikumised, teine (saksa geoloog E. Harman ja Hollandi teadlane R.W. van Bemmelen) - undatsioon (Laine) Ja lainetus (volditud) tektoonilised liikumised. Sai selgeks, et tektoonilised liikumised on väga mitmekesised nii avaldumise vormis kui ka päritolu sügavuses, aga ka ilmselgelt nende esinemise mehhanismi ja põhjuste poolest.
Teise põhimõtte kohaselt jagas M.V Lomonosov tektoonilised liikumised aeglane (sajandeid vana) Ja kiire. Kiireid liikumisi seostatakse maavärinatega ja reeglina eristatakse neid suurte kiirustega, mis on mitu suurusjärku suurem kui aeglaste liikumiste kiirus. Maapinna nihked maavärinate ajal ulatuvad mitme meetrini, mõnikord üle 10 m. Selliseid nihkeid esineb aga juhuslikult.
Tektooniliste liikumiste jagunemine vertikaalne (radiaalne) Ja horisontaalne (tangentsiaalne), kuigi see on oma olemuselt suures osas tinglik, kuna need liikumised on omavahel seotud ja muutuvad üksteiseks. Seetõttu on õigem rääkida tektoonilistest liikumistest, kus domineerib vertikaalne või horisontaalne komponent. Valitsevad vertikaalsed liikumised põhjustavad maapinna tõusu ja langust, sealhulgas mägistruktuuride teket. Need on peamiseks põhjuseks paksude settekivimite kihtide kuhjumisel ookeanidesse ja meredesse ning osaliselt ka maismaale. Horisontaalsed liikumised avalduvad kõige selgemalt maakoore üksikute plokkide suurte nihkete moodustumisel teiste suhtes amplituudiga sadade ja isegi tuhandete kilomeetrite ulatuses, nende tõukejõus amplituudiga sadade kilomeetrite kaugusel, samuti moodustumisel. tuhandete kilomeetrite laiustest ookeanisügavustest, mis on tingitud mandrilise maakoore plokkide libisemisest.
Tektoonilised liikumised eristuvad teatud perioodilisuse või ebatasasusega, mis väljendub märkide ja (või) kiiruse muutustes ajas. Suhteliselt lühiajalisi vertikaalseid liikumisi koos sagedaste märgimuutustega (pööratavad) nimetatakse võnkuvateks. Horisontaalsed liikumised säilitavad tavaliselt oma suuna pikka aega ja on pöördumatud. Tõenäoliselt on põhjuseks võnkuvad tektoonilised liikumised üleastumised Ja regressioonid meri, mere- ja jõeterrasside teke.
Ilmnemisaja põhjal eristatakse uusimaid tektoonseid liikumisi, mis peegelduvad otseselt Maa tänapäevases topograafias ja on seetõttu äratuntavad mitte ainult geoloogiliste, vaid ka geomorfoloogiliste meetoditega ning kaasaegsed tektoonilised liikumised, mida uuritakse ka geodeetiliselt. meetodid (uuesti tasandamine jne). Need moodustavad kaasaegse tektoonika uurimisobjekti.
Kauge geoloogilise mineviku tektoonilised liikumised määratakse kindlaks ookeani transgressioonide ja regressioonide jaotumise, kogunenud setete kogupaksuse (paksuse), nende faatsiate jaotuse ja lohkudes alla kantud klastilise materjali allikate järgi. Sel viisil määratakse settekatte all paikneva maapõue ülemiste kihtide või koondvundamendi pinna liikumise vertikaalkomponent. Võrdlusena kasutatakse maailma ookeani taset, mida peetakse peaaegu konstantseks, võimalike kõrvalekalletega kuni 50-100 m liustike sulamise või moodustumise ajal, aga ka olulisemate - selle tulemusena kuni mitusada meetrit. Ookeaniliste süvendite läbilaskevõime muutustest nende laienemise ja ookeani keskahelike moodustumise ajal
Suured horisontaalsed liikumised, mida kõik teadlased ei tunne, tehakse kindlaks nii geoloogiliste andmete põhjal, voltide graafiliselt sirgendades ja tõukekivimikihtide algsesse asendisse taastamisega kui ka kivimite jääkmagnetiseerumise ja paleokliima muutuste uurimise põhjal. Arvatakse, et piisava hulga paleomagnetiliste ja geoloogiliste andmetega on võimalik taastada mandrite ja ookeanide endine asukoht ning määrata järgnevatel aegadel toimunud liikumiste kiirus ja suund, näiteks paleosoikumide ajastu lõpust. .
Horisontaalsete liikumiste kiiruse määravad mobilismi toetajad äsja moodustunud ookeanide laiuse (Atlandi, India ookeanide), paleomagnetiliste andmete põhjal, mis näitavad laiuskraadi ja orientatsiooni muutusi meridiaanide suhtes, ning magnetiliste anomaaliate triipude laiuse järgi. ookeanipõhja paisumisel tekkisid erinevad märgid, mida võrreldakse epohhide kestusega Maa magnetvälja erinevate polaarsustega. Need hinnangud, aga ka geodeetiliste meetoditega mõõdetud tänapäevaste horisontaalsete liikumiste kiirus lõhedes (Ida-Aafrika), kurrutatud aladel (Jaapan, Tadžikistan) ja libisemismured (California) on 0,1-10 cm/g. Miljonite aastate jooksul muutub horisontaalsete liikumiste kiirus veidi, suund jääb peaaegu muutumatuks.
Vertikaalsetel liikumistel on vastupidi muutuv võnkuv iseloom. Korduv nivelleerimine näitab, et vajumise või tõusu kiirus tasandikel ei ületa tavaliselt 0,5 cm/aastas, samas kui mägistel aladel (näiteks Kaukaasias) ulatub tõus 2 cm/aastas. Samal ajal ei ületa vertikaalsete tektooniliste liikumiste keskmised kiirused, mis on määratud suurte ajavahemike jaoks (näiteks kümnete miljonite aastate jooksul), liikurvöödel 0,1 cm/aastas ja platvormidel 0,01 cm/aastas. See lühikese ja pika aja jooksul mõõdetud kiiruste erinevus näitab, et geoloogilistes struktuurides registreeritakse ainult ilmalike vertikaalsete liikumiste terviktulemus, mis akumuleerub vastupidise märgiga kõikumiste summeerimisel.
Samadel tektoonilistel struktuuridel korduvate tektooniliste liikumiste sarnasus võimaldab rääkida vertikaalsete tektooniliste liikumiste pärilikkusest. Tektoonilised liikumised ei hõlma tavaliselt kivimite liikumist maapinnalähedases tsoonis (kümnete meetrite kaugusel pinnast), mis on põhjustatud nende gravitatsioonilise tasakaalu häiretest eksogeensete (väliste) geoloogiliste protsesside mõjul, samuti kivimite perioodilisi tõuse ja langusi. Maa pind, mis on põhjustatud Maa tahketest loodetest Kuu ja Päikese külgetõmbejõu tõttu. On vastuoluline liigitada tektoonilisteks liikumisteks isostaatilise tasakaalu taastamisega seotud protsesse, näiteks tõusud suurte jääkihtide, nagu Antarktika või Gröönimaa, vähendamisel. Vulkaanilisest tegevusest põhjustatud maakoore liikumised on oma olemuselt lokaalsed. Tektooniliste liikumiste põhjused pole veel usaldusväärselt kindlaks tehtud; Sellega seoses on tehtud erinevaid oletusi.
Mitmete teadlaste arvates põhjustab sügavaid tektoonseid liikumisi Maa vahevöö ülemist ja keskmist kihti kattev suurte konvektsioonivoolude süsteem. Sellised hoovused on ilmselt seotud maakoore venimisega ookeanides ja kokkusurumisega kurrutatud aladel, nende tsoonide kohal, kus toimub vastuvoolude lähenemine ja vajumine. Teised teadlased (V.V. Belousov) eitavad suletud konvektsioonivoolude olemasolu vahevöös, kuid tunnistavad selle diferentseerumise kergemate produktide tõusu, mis on kuumutatud alumises vahevöös, põhjustades maakoore vertikaalseid liikumisi ülespoole. Nende masside jahtumine põhjustab selle vajumise. Sel juhul ei omistata horisontaalsetele liikumistele olulist tähtsust ja neid peetakse vertikaalsete liikumiste tuletisteks. Maakoore liikumiste ja deformatsioonide olemuse selgitamisel omistavad osa uurijaid teatud rolli pingetele, mis tekivad seoses Maa pöörlemiskiiruse muutumisega, teised peavad neid liiga vähetähtsateks.
Maa sügavsoojus on valdavalt radioaktiivse päritoluga. Pidev soojuse teke Maa soolestikus viib maapinnale suunatud soojusvoo tekkeni. Mõnel sügavusel võivad materjali koostise, temperatuuri ja rõhu soodsa kombinatsiooniga tekkida osalise sulamise taskud ja kihid. Selline kiht ülemises vahevöös on astenosfäär - magma moodustumise peamine allikas; Selles võivad tekkida konvektsioonivoolud, mis on litosfääri vertikaalsete ja horisontaalsete liikumiste eeldatavaks põhjuseks. Saarte kaare ja mandri servade vulkaaniliste vööndite vööndites on magma peamised allikad seotud ülisügavate kaldmurdega (Zavaritskogo-Benioffi tsoonid), mis ulatuvad nende alla ookeanist (ligikaudu 700 km sügavusele). Soojusvoo või otse kerkiva sügavmagma poolt toodud soojuse mõjul tekivad maakoores endas nn maakoore magmakambrid; jõudes maakoore pinnalähedastesse osadesse, tungib magma neisse erineva kujuga sissetungide kujul või valgub pinnale, moodustades vulkaane.
Gravitatsiooniline diferentseerumine viis Maa kihistumiseni erineva tihedusega geosfäärideks. Maa pinnal avaldub see ka tektooniliste liikumistena, mis omakorda toovad kaasa maakoore ja ülemise vahevöö kivimite tektoonilised deformatsioonid. Tektoonilise pinge kuhjumine ja sellele järgnev vabanemine aktiivsete rikete käigus põhjustab maavärinaid.
Mõlemat tüüpi süvaprotsessid on omavahel tihedalt seotud: radioaktiivne soojus, mis vähendab materjali viskoossust, soodustab selle diferentseerumist, viimane aga kiirendab soojuse ülekandumist pinnale. Eeldatakse, et nende protsesside kombinatsioon toob kaasa soojuse ja valguse ebaühtlase ajalise transpordi pinnale, mis omakorda on seletatav tektonomagmaatiliste tsüklite esinemisega maakoore ajaloos.
Tektoonilised tsüklid(etapid) - Maa geoloogilise ajaloo suured (üle 100 miljoni aasta) perioodid, mida iseloomustab teatud tektooniliste ja üldiste geoloogiliste sündmuste jada. Kõige selgemini avalduvad need Maa liikuvates piirkondades, kus tsükkel algab maakoore vajumisest süvamerebasseinide tekkega, paksude setetekihtide kuhjumisega, veealuse vulkanismi ning põhi- ja ülibaasilise intrusiivi tekkega. tardkivimid. Tekivad saarekaared, ilmub andesiitne vulkanism, merebassein jaguneb väiksemateks ja algavad voltimis-tõukedeformatsioonid. Järgmisena moodustuvad volditud ja voldikkattega mäestruktuurid, mida ääristavad ja eraldavad arenenud (serv, jalam) ja mägedevahelised lohud, mis on täidetud mägede hävitamise saadustega - mopassid. Selle protsessiga kaasnevad piirkondlikud metamorfismid, graniidi moodustumine ja lipariit-basalt jahvatatud vulkaanipursked.
Platvormidel täheldatakse sarnast sündmuste jada: mandri tingimuste muutumine meretransgressiooni tõttu ja seejärel jälle regressioon ja mandrirežiimi kehtestamine koos ilmastikukoorikute moodustumisega koos vastavate muutustega setete tüübis - kõigepealt mandrilised, seejärel laguunid, sageli soola- või kivisüsi sisaldavad, siis mereklastika, tsükli keskel on nad valdavalt karbonaatsed või ränidioksiidid, lõpus jälle merelised, laguunilised (soolalised) ja mandrilised (mõnikord liustikulised).
Intensiivsed murde-tõukejõu deformatsioonid ja mägede ehitamine mõnes mobiilses tsoonis on sageli seotud uute vajumistsoonide tekkega nende tagaosas ja lõhesüsteemide tekkega - aulakogeenid platvormidel.
Tektooniliste tsüklite keskmine kestus fanerosoikumis on 150-180 miljonit aastat (eelkambriumis olid tektoonilised tsüklid ilmselt pikemad). Selliste tsüklite kõrval eristatakse mõnikord ka suuremaid - megatsükleid (megastaaže) -, mis kestavad sadu miljoneid aastaid. Euroopas, osaliselt Põhja-Ameerikas ja Aasias, kehtestati hilis-eelkambriumis ja fanerosoikumis järgmised tsüklid: Grenville (Middle Riphean); Baikal (hiline Riphean-Vendi); kaledoonia (kambrium-devon); hertsüünia (devoni-permi); Kimmeri või mesosoikum (triiase-juura); Alpine (kriidi-tsenosoikum).
Algne skemaatiline idee tektooniliste tsüklite kui rangelt sünkroonsete kogu planeedi skaalal, korduvate kõikjal ja samade nähtuste kogumiga, on endiselt õigustatult vaidlustatud. Tegelikult osutuvad ühe tsükli lõpp ja teise algus sageli sünkroonseks (erinevates, sageli külgnevates piirkondades). Igas üksikus mobiilsüsteemis väljendub tavaliselt üks või kaks tsüklit kõige täielikumalt, vahetult enne selle muutumist volditud mägisüsteemiks, ja varasemaid eristab neile iseloomulike nähtuste komplekti ebatäielikkus, mis mõnikord ühinevad üksteisega. . Kogu Maa ajaloo mastaabis ilmneb tektooniline tsüklilisus ainult selle üldise suunalise arengu komplikatsioonina. Üksikud tsüklid moodustavad megatsüklite etappe ja need omakorda moodustavad suuremad etapid Maa kui terviku ajaloos. Tsüklilisuse põhjused pole veel kindlaks tehtud. On tehtud ettepanekuid Maa sügavast sisemusest lähtuva soojuse perioodilise akumuleerumise ja soojusvoo suurenemise kohta, vahevöö aine diferentseerumisproduktide tõusu- või ringluse (konvektsiooni) tsüklite jms kohta.
Samade sügavalt juurdunud protsesside ruumilisi ebakorrapärasusi kasutatakse maakoore jagunemise selgitamiseks geoloogiliselt enam-vähem aktiivseteks piirkondadeks, näiteks mägedega kurrutatud aladeks ja platvormideks.
Maa topograafia teke ja paljude oluliste mineraalide teke on seotud endogeensete protsessidega.
Eksogeensed protsessid on geoloogilised protsessid, mida põhjustavad Maa välised energiaallikad (peamiselt päikesekiirgus) koos gravitatsiooniga. Eksogeensed protsessid toimuvad maakoore pinnal ja maapinnalähedases tsoonis selle mehaanilise ja füüsikalis-keemilise vastasmõju kujul hüdrosfääri ja atmosfääriga. Nende hulka kuuluvad settimine ja settemineraalide lademete moodustumine, ilmastikuolud, tuule geoloogiline aktiivsus (eoolilised protsessid, deflatsioon), voolav pinna- ja põhjavesi (erosioon, denudatsioon), järved ja sood, merede ja ookeanide veed (abrasioon), liustikud ( eksaratsioon).
Eksogeensed protsessid hõlmavad vormis erinevat tüüpi ilmastikumõjusid hävitamine:
- - deflatsiooniline - kivimite puhumine, lihvimine ja lihvimine tuule poolt kantud mineraalosakestega;
- - mudavoolud - muda või muda-kivivoolude teke ja liikumine;
- - erosioon – pinnase ja kivimite erosioon veevoolude poolt;
või erinevad protsessid säästud sademed:
- - alluviaalsed - jõeladestused liiva, veerise, konglomeraatide kujul;
- - deluviaalne - kivimite murenemisproduktide liikumine nõlvast alla gravitatsiooni, vihma ja sulavee mõjul;
- - kolluviaalne - nõlva prahi nihkumine raskusjõu mõjul;
- - maalihked - maamasside ja kivimite eraldamine ning nende liikumine piki nõlva raskusjõu mõjul;
- - setete moodustumine - sademete ladestumine veest, õhust (vaiksetel aladel) või nõlvadel gravitatsiooni mõjul;
- - proluviaalne - kivimite hävimisproduktide liikumine ajutiste voogude kaudu ja nende ladestumine mägede jalamile, sageli loopealsete koonuste kujul;
- - maagi moodustumine - maagi aine kogunemine erinevatel põhjustel: looduslik kuld - veevoolude sademete tagajärjel, alumiiniumoksiidid - vesilahustest sadestumine jne;
- - eluviaalsed - kivimite hävimisproduktid jäävad nende tekkekohta.
Ilmastikuolud- kivimite hävimise ja muutumise protsess maapinna tingimustes atmosfääri, põhja- ja pinnavee ning organismide mehaaniliste ja keemiliste mõjude tagajärjel. Olenevalt keskkonna iseloomust, kus ilmastikuolud toimuvad, võib see olla atmosfääriline Ja vee all Sõltuvalt kivimite ilmastikumõjude tüübist on olemas: füüsiline ilmastikuolud, mis viib ainult kivimi mehaanilise lagunemiseni kildudeks; keemiline ilmastikukindlus, milles kivimi keemiline koostis muutub maapinna tingimustele vastupidavamate mineraalide tekkega; orgaaniline (bioloogiline) ilmastikumõju, mis taandub kivimi mehaanilisele killustumisele või keemilisele muutumisele organismide elutegevuse tulemusena. Ainulaadne ilmastiku tüüp on mulla teke, milles bioloogilised tegurid mängivad eriti aktiivset rolli. Kivimite murenemine toimub vee (sademed ja põhjavesi), süsihappegaasi ja hapniku, veeauru, atmosfääri- ja maaõhu, hooajaliste ja ööpäevaste temperatuurikõikumiste, makro- ja mikroorganismide elutegevuse ning nende lagunemissaaduste mõjul. Lisaks loetletud mõjuritele mõjutavad murenemise kiirust ja astet, tekkivate murenemisproduktide paksust ja koostist ka piirkonna reljeef ja geoloogiline ehitus, lähtekivimite koostis ja struktuur. Valdav hulk füüsikalisi ja keemilisi ilmastikuprotsesse (oksüdatsioon, sorptsioon, hüdratsioon, koagulatsioon) toimub energia vabanemisega. Tavaliselt toimivad ilmastikutüübid samaaegselt, kuid olenevalt kliimast on üks või teine neist ülekaalus.
Füüsiline murenemine toimub peamiselt kuivas ja kuumas kliimas ning on seotud kivimite temperatuuri järskude kõikumisega päikesekiirte mõjul kuumutamisel (insolatsioon) ja sellele järgneva öise jahtumisega; kivimite pinnaosade mahu kiire muutus viib nende pragunemiseni. Piirkondades, kus temperatuurikõikumised on sagedased 0 °C ümber, toimub külma ilmastiku mõjul kivimite mehaaniline hävimine; Kui pragudesse tunginud vesi külmub, suureneb selle maht ja kivim puruneb.
Keemilised ja orgaanilised murenemisviisid on iseloomulikud peamiselt niiske kliimaga kihtidele. Keemilise murenemise peamised tegurid on õhk ja eriti vesi, mis sisaldab sooli, happeid ja leeliseid. Kivimimassis ringlevad vesilahused on lisaks lihtsale lahustumisele võimelised tekitama ka keerulisi keemilisi muutusi.
Füüsikalised ja keemilised murenemisprotsessid toimuvad tihedas seoses loomade ja taimede arengu ja elutegevusega ning nende lagunemissaaduste toimega pärast surma. Ilmastikuproduktide (mineraalide) tekkeks ja säilimiseks on soodsaimad tingimused troopilised või subtroopilised kliimatingimused ning reljeefi ebaoluline erosiooniline dissektsioon. Samas iseloomustab murenemise läbinud kivimite paksust (ülevalt alla) geokeemiline tsoneering, mida väljendab igale tsoonile iseloomulik mineraalide kompleks. Viimased tekivad järjestikuste protsesside tulemusena: kivimite lagunemine füüsilise murenemise mõjul, aluste leostumine, hüdratatsioon, hüdrolüüs ja oksüdatsioon. Need protsessid kulgevad sageli kuni primaarsete mineraalide täieliku lagunemiseni kuni vabade oksiidide ja hüdroksiidide moodustumiseni.
Sõltuvalt keskkonna happesuse astmest - aluselisusest, aga ka biogeensete tegurite osalusest moodustuvad erineva keemilise koostisega mineraalid: alates leeliselises keskkonnas stabiilsetest (madalamatel horisontidel) kuni nendeni, mis on stabiilsed. happeline või neutraalne keskkond (ülemises horisondis). Ilmastikumõjude mitmekesisuse, mida esindavad erinevad mineraalid, määrab esmaste kivimite mineraalide koostis. Näiteks ultramafilistel kivimitel (serpentiniidid) esindavad ülemist vööndit kivimid, mille pragudes tekivad karbonaadid (magnesiit, dolomiit). Järgnevad karboniseerumise horisondid (kaltsiit, dolomiit, aragoniit), hüdrolüüs, mis on seotud nontroniidi tekke ja nikli akumuleerumisega (NiO kuni 2,5%), ränistumine (kvarts, opaal, kaltsedoon). Lõpliku hüdrolüüsi ja oksüdatsiooni tsoon koosneb hüdrogoetiidist (ooker), goetiidist, magnetiidist, mangaanoksiididest ja hüdroksiididest (nikli- ja koobaltisisaldusega). Nikli, koobalti, magnesiidi ja looduslikult legeeritud rauamaakide suured ladestused on seotud ilmastikumõjudega.
Juhtudel, kui murenemisproduktid ei jää oma tekkekohta, vaid kanduvad vee või tuule toimel murenevate kivimite pinnalt eemale, tekivad sageli omapärased reljeefivormid, mis sõltuvad nii ilmastiku iseloomust kui ka kivimite omadustest. kivimid, milles protsess näib avalduvat, rõhutab nende struktuuri tunnuseid (joon. 15).
Riis. 15.
Venemaa (TSB).
Tardkivimeid (graniidid, diabaasid jne) iseloomustavad massiivsed ümarad murenemisvormid; kihiliste sette- ja metamorfsete jaoks - astmelised (karniisid, nišid jne). Kivimite heterogeensus ja nende erinevate lõikude ebavõrdne vastupidavus ilmastikumõjudele tingib kõrvalekallete teket üksikute mägede, sammaste (joon. 16), tornide jne kujul.
Niiskes kliimas, vees suhteliselt kergesti lahustuvate homogeensete kivimite (nt lubjakivi) kaldpindadel erodeerib voolav vesi ebakorrapärase kujuga süvendeid, mis on eraldatud teravate väljaulatuvate osade ja servadega, mille tulemuseks on karrovi nime all tuntud ebaühtlase pinna moodustumine.
Riis. 16.
Jenissei jõgi Krasnojarski lähedal (TSB).
Ilmastiku jääksaaduste degeneratsiooni käigus tekib palju lahustuvaid ühendeid, mis kanduvad põhjaveega veekogudesse ja muutuvad lahustunud soolade osaks või sademeteks. Ilmastikuprotsessid viivad erinevate settekivimite ja paljude mineraalide moodustumiseni: kaoliinid, ooker, tulekindlad savid, liivad, rauamaagid, alumiinium, mangaan, nikkel, koobalt, kulla-, plaatina- jne platerid, püriidimaardlate oksüdatsioonitsoonid. nende mineraalid jne.
Deflatsioon(alates Late Lat. Koos1 e/1 aio- puhumine, ärapuhumine) - laperdamine, kivimite ja pinnaste hävitamine tuule mõjul, millega kaasneb rebenenud osakeste ülekandmine ja jahvatamine. Deflatsioon on eriti tugev kõrbetes, nendes osades, kust puhuvad valitsevad tuuled (näiteks Karakumi kõrbe lõunaosas). Deflatsiooni ja füüsikaliste ilmastikuprotsesside kombinatsioon põhjustab veidra kujuga kivimite moodustumist tornide, sammaste, obeliskide jne kujul.
Pinnase erosioon- pinnase hävitamine vee ja tuule poolt, hävimisproduktide liikumine ja nende ümberladestumine.
Haridus eoolilised pinnavormid esineb tuule mõjul peamiselt kuiva kliimaga aladel (kõrbed, poolkõrbed); Teda leidub ka merede, järvede ja jõgede kallastel, kus taimkate on vähe ja mis ei suuda kaitsta lahtisi ja ilmastikukindlaid substraatkive tuule mõju eest. Kõige tavalisem kuhjuv Ja akumulatiivsed-deflatsioonilised vormid, mis on tekkinud tuule poolt liivaosakeste liikumise ja ladestumise tulemusena, samuti puhumise tagajärjel tekkinud (deflatsioonilised) eoolilised pinnavormid (deflatsioon) lahtised ilmastikuproduktid, kivimite hävimine tuule enda dünaamiliste mõjude mõjul ja eriti tuule poolt kantud väikeste osakeste mõjul tuule-liiva voolus.
Kuhjuvate ja kuhjuvate-deflatsiooniliste moodustiste kuju ja suurus sõltuvad piirkonnas valitsenud ja minevikus toiminud tuulerežiimist (tuulevoolu tugevus, sagedus, suund, struktuur), liivaosakeste küllastumisest tuule-liivas. vooluhulk, lahtise substraadi ühenduvus taimestikuga, niiskus ja muud tegurid, samuti aluseks oleva maastiku iseloom. Suurimat mõju eooliliste pinnavormide ilmnemisele liivakõrbetes avaldab režiim aktiivsed tuuled, toimides sarnaselt veevoolule keskkonna turbulentse liikumisega tahke pinna lähedal. Kesk- ja peeneteralise kuivliival (tera läbimõõduga 0,5-0,25 mm) on minimaalne aktiivne tuulekiirus 4 m/s. Kuhjuvad ja deflatsiooni-akumuleeruvad vormid liiguvad reeglina vastavalt hooajaliselt domineerivale tuulesuunale: järk-järgult sama või sarnase suuna aktiivsete tuulte iga-aastase mõju all; võnkuv ja võnkuv-translatsiooniline, kui nende tuulte suunad aasta jooksul oluliselt muutuvad (vastupidiseks, risti jne). Eriti intensiivselt (kiirusega kuni mitukümmend meetrit aastas) toimub paljaste liivaste kuhjuvate vormide liikumine.
Kõrbete akumulatiivseid ja deflatsioonilis-akumulatiivseid eoolilisi reljeefivorme iseloomustab mitme suurusjärgu kategooria vormide samaaegne esinemine üksteise peal: 1. kategooria - tuule lainetus, kõrgus millimeetrist 0,5 meetrini, harjade vaheline kaugus mitmest millimeetrist kuni 2,5 m; 2. kategooria - kilpnäärme akumulatsioonid, mille kõrgus on vähemalt 40 cm; 3. kategooria - kuni 2-3 m kõrgused luited, mis ühenduvad tuulte suhtes pikisuunas seljandikuks või põiki tuultega luiteahelikuks; 4. kategooria - kuni 10-30 m kõrgune luitereljeef; 5. ja 6. kategooria - suurvormid (kõrgusega kuni 500 m), moodustuvad peamiselt tõusvate õhuvoolude mõjul. Parasvöötme kõrbetes, kus taimestik mängib olulist rolli tuule tööd pidurdades, kulgeb reljeefi moodustumine aeglasemalt ja suurimad vormid ei ületa 60-70 m, on siin iseloomulikumad hammustuspatsid, rögamäed ja hammustada künkad, mille kõrgus on mitu detsimeetrit kuni 10-10 m.
Kuna valitsev tuulerežiim (pasaattuul, mussoon-briis, tsüklon jne) ja lahtise substraadi tihenemine on eelkõige määratud tsoonilis-geograafiliste teguritega, on kuhjuvad ja akumulatiivsed-deflatsioonilised eoolilised reljeefivormid üldiselt tsooniliselt jaotunud. Geograaf B. A. Fedorovitši pakutud klassifikatsiooni kohaselt on paljad, kergesti liikuvad liivased vormid iseloomulikud peamiselt troopilistele ekstrakuivadele kõrbetele (Sahara, Araabia poolsaare kõrbed, Iraan, Afganistan, Taklamakan); poolkasvanud, nõrgalt liikuv - peamiselt ekstratroopiliste kõrbete jaoks (Kesk-Aasia ja Kasahstani kõrbed, Dzungaria, Mongoolia, Austraalia); kinnikasvanud, enamasti paigalseisvad luitevormid - mittekõrbealadele (peamiselt Euroopa iidsed liustikupiirkonnad, Lääne-Siber, Põhja-Ameerika). Akumulatiivsete ja deflatsioonilis-akumulatiivsete eoliliste pinnavormide üksikasjalik klassifikatsioon sõltuvalt tuulerežiimist on toodud luidete ja luidete kirjelduses.
Toodetud mikrovormide hulgas (läbimõõduga kuni mitukümmend sentimeetrit) on kõige levinumad võre või kärgstruktuuriga kivid, koosneb peamiselt terrigeensetest kivimitest; keskmise suurusega vormide hulgas (meetrid ja kümned meetrid) - jardangid, lohud, katlad Ja puhuvad nišid, veidra kujuga kivid(seenekujuline, rõngakujuline jne), mille klastrid moodustavad sageli terveid eoolilisi "linnu"; suured väljatöötatud vormid (läbimõõduga mitu kilomeetrit) hõlmavad puhuvad vaagnad Ja soolalahuse deflatsiooni depressioonid, tekkis intensiivsete füüsikalis-keemiliste (soola) ilmastiku ja deflatsiooni protsesside koosmõjul (sealhulgas tohutud, kuni sadade kilomeetrite suurused alad; näiteks Karagiye depressioon Lääne-Kasahstanis). Eooliliste pinnavormide, nende morfoloogia, päritolu ja dünaamika põhjalik uurimine on kõrbete majanduslikus arengus oluline.
Hõõrdumine(alates lat. mul on kahju- kraapimine, raseerimine) - merede, järvede ja suurte veehoidlate kallaste hävitamine lainete ja surfamisega. Hõõrdumise intensiivsus sõltub reservuaari lainelise toime astmest. Kõige olulisem ranniku hõõrdumise arengut määrav tingimus on mere- või järvepõhja rannikuosa esialgse kalde (üle 1°) suhteliselt järsk nurk. Abrasioon loob kallastele abrasiooniterrassi ehk pingi ja abrasiooniriba ehk kalju (joonis 17). Kivimite hävimise tulemusena tekkinud liiv, kruus ja veeris võivad osaleda setete liikumise protsessides ja olla materjaliks ranniku kuhjuvatele vormidele. Osa materjali kandub lainete ja hoovuste abil abrasiivse veealuse nõlva jalamile ning moodustab siin kaldus kuhjuva terrassi. Abrasiooniterrassi laienedes hõõrdumine järk-järgult hääbub (madala veeriba laienedes, mille ületamiseks kulub laineenergia) ja setete saabudes võib see asenduda kuhjumisega. Kunstlike veehoidlate nõlvadel, mille nõlvad tekkisid varem muude tegurite kui hõõrdumise tõttu, on hõõrdumise kiirus eriti suur - kuni kümme meetrit aastas.
Riis. 17.
K - kalju; AT - abrasiooniterrass (pink); PAT - veealune akumulatiivne terrass; WC - veetase. Punktiirjoon tähistab abrasiivset reljeefi (BER).
Eksareerimine(alates Late Lat. ehagayo- raiumine) - liustiku raiumine, selle sängi moodustavate kivimite hävitamine liustiku poolt ja hävimisproduktide (jäägid, rändrahnud, veerised, liiv, savi jne) eemaldamine liikuva liustiku poolt. Eksaktsiooni tulemusena tekivad lohud, järvesooned, jäära otsaesised, lokkis kivid, liustikuarmid, varjutus. Koos kivimite hävitamisega neid silutakse, poleeritakse ja poleeritakse.
Peamised eksogeensete protsesside avaldumisvormid Maa pinnal:
- - kivimite hävitamine ja nendes sisalduvate mineraalide keemiline muundamine (füüsikaline, keemiline, orgaaniline murenemine);
- - vee, tuule ja liustike toimel kivimite lagunemisel tekkinud lahtiste ja lahustuvate saaduste eemaldamine ja ülekandmine;
- - nende toodete ladestumine (akumuleerumine) setetena maismaal või veekogude põhjas ning nende järkjärguline muutumine settekivimiteks settegeneesi, diageneesi ja katageneesi järjestikuste protsesside tulemusena.
Eksogeensed protsessid kombinatsioonis endogeensetega osalevad Maa topograafia kujunemises, settekivimite kihtide ja nendega seotud maavarade lademete tekkes. Näiteks tekivad spetsiifiliste ilmastiku- ja settimisprotsesside tingimustes alumiiniumi (boksiidi), raua, nikli jne maagid; mineraalide selektiivse veevoolude sadestamise tulemusena moodustuvad kulla ja teemantide asetajad; orgaanilise aine ja sellega rikastatud settekivimite akumuleerumiseks soodsates tingimustes tekivad põlevad mineraalid.
Endogeensed ja eksogeensed geoloogilised protsessid
Endogeensed protsessid- geoloogilised protsessid, mis on seotud Maa soolestikus tekkiva energiaga. Endogeensete protsesside hulka kuuluvad maakoore tektoonilised liikumised, magmatism, metamorfism, seismilised ja tektoonilised protsessid. Endogeensete protsesside peamised energiaallikad on soojus ja materjali ümberjaotumine Maa sisemuses vastavalt tihedusele (gravitatsiooniline diferentseerumine). Need on sisemise dünaamika protsessid: need tekivad Maa sisemiste energiaallikate mõjul.
Maa sügavkuumus on enamiku teadlaste arvates valdavalt radioaktiivse päritoluga. Teatud kogus soojust eraldub ka gravitatsioonilise diferentseerumise käigus. Pidev soojuse teke Maa soolestikus viib selle voolu moodustumiseni pinnale (soojusvoog). Mõnel sügavusel Maa sisikonnas võivad materjali koostise, temperatuuri ja rõhu soodsa kombinatsiooniga tekkida osalise sulamise keskused ja kihid. Selline kiht ülemises vahevöös on astenosfäär - magma moodustumise peamine allikas; Selles võivad tekkida konvektsioonivoolud, mis on litosfääri vertikaalsete ja horisontaalsete liikumiste eeldatavaks põhjuseks. Konvektsioon toimub ka kogu vahevöö skaalal, võib-olla eraldi alumises ja ülemises kihis, mis ühel või teisel viisil viib litosfääriplaatide suurte horisontaalsete liikumisteni. Viimaste jahtumine toob kaasa vertikaalse vajumise (laamtektoonika). Saarte kaare ja mandri servade vulkaaniliste vööndite vööndites on vahevöö magma peamised allikad seotud ülisügavate kaldega riketega (Wadati-Zavaritsky-Benioffi seismofokaalsed tsoonid), mis ulatuvad nende all ookeanist (ligikaudu sügavusele). 700 km). Soojusvoo või otse kerkiva sügavmagma poolt toodud soojuse mõjul tekivad maakoores endas nn maakoore magmakambrid; jõudes maakoore pinnalähedastesse osadesse, tungib magma neisse erineva kujuga intrusioonide (plutoonide) kujul või valgub pinnale, moodustades vulkaane. Gravitatsiooniline diferentseerumine viis Maa kihistumiseni erineva tihedusega geosfäärideks. Maa pinnal avaldub see ka tektooniliste liikumistena, mis omakorda toovad kaasa maakoore ja ülemise vahevöö kivimite tektooniliste deformatsioonide; tektooniliste pingete kuhjumine ja sellele järgnev vabanemine mööda aktiivseid rikkeid põhjustab maavärinaid. Mõlemat tüüpi süvaprotsessid on omavahel tihedalt seotud: radioaktiivne soojus, mis vähendab materjali viskoossust, soodustab selle diferentseerumist, viimane aga kiirendab soojuse ülekandumist pinnale. Eeldatakse, et nende protsesside kombinatsioon toob kaasa soojuse ja valguse ebaühtlase ajalise transpordi pinnale, mis omakorda võib seletada tektonomagmaatiliste tsüklite esinemist maakoore ajaloos. Samade süvaprotsesside ruumiliste ebatasasuste abil selgitatakse maakoore jagunemist geoloogiliselt enam-vähem aktiivseteks aladeks, näiteks geosünkliinideks ja platvormideks. Maa topograafia teke ja paljude oluliste mineraalide teke on seotud endogeensete protsessidega.
Eksogeenne- geoloogilised protsessid, mida põhjustavad Maa välised energiaallikad (peamiselt päikesekiirgus) koos gravitatsiooniga. Elektrokeemilised protsessid toimuvad maakoore pinnal ja maapinnalähedases tsoonis selle mehaanilise ja füüsikalis-keemilise vastasmõju kujul hüdrosfääri ja atmosfääriga. Nende hulka kuuluvad: ilmastikuolud, tuule geoloogiline aktiivsus (eoolilised protsessid, deflatsioon), voolavad pinna- ja maa-alused veed (erosioon, denudatsioon), järved ja sood, merede ja ookeanide veed (abrasioon), liustikud (Exaration). Peamised keskkonnakahjustuste avaldumisvormid Maa pinnal on: kivimite hävitamine ja neid moodustavate mineraalide keemiline muundumine (füüsikaline, keemiline ja orgaaniline murenemine); vee, tuule ja liustike toimel kivimite lagunemisel tekkinud lahtiste ja lahustuvate saaduste eemaldamine ja ülekandmine; nende saaduste ladestumine (akumuleerumine) setetena maismaal või veekogude põhjas ja nende järkjärguline muutumine settekivimiteks (settogenees, diagenees, katagenees). Energia osaleb koos endogeensete protsessidega Maa topograafia kujunemises ning settekivimite kihtide ja nendega seotud maavarade lademete tekkes. Näiteks tekivad spetsiifiliste ilmastiku- ja settimisprotsesside tingimustes alumiiniumi (boksiidi), raua, nikli jne maagid; mineraalide selektiivse veevoolude sadestamise tulemusena moodustuvad kulla ja teemantide asetajad; orgaanilise aine ja sellega rikastatud settekivimikihtide akumuleerumiseks soodsates tingimustes tekivad põlevad mineraalid.
9- Üldteave mineraalide kohta
Mineraal(hilisladina keelest "minera" - maak) - teatud keemilise koostise, füüsikaliste omaduste ja kristalse struktuuriga looduslik tahke aine, mis moodustub looduslike füüsikaliste ja keemiliste protsesside tulemusena ning on maakoore, kivimite, maakide lahutamatu osa, meteoriidid ja teised päikesesüsteemide planeedid. Mineraloogiateadus on mineraalide uurimine.
Termin "mineraal" tähendab tahket looduslikku anorgaanilist kristalset ainet. Kuid mõnikord käsitletakse seda põhjendamatult laiendatud kontekstis, liigitades mineraalideks mõned orgaanilised, amorfsed ja muud loodussaadused, eriti mõned kivimid, mida kitsas mõttes ei saa liigitada mineraalideks.
1. EXOGEENSED JA ENDOGEENSED PROTSESSID
Eksogeensed protsessid - Maa pinnal ja maakoore ülemistes osades toimuvad geoloogilised protsessid (ilmastikuolud, erosioon, liustiku aktiivsus jne); on põhjustatud peamiselt päikesekiirguse energiast, gravitatsioonist ja organismide elutegevusest.
Erosioon (ladina keelest erosio - erosioon) on kivimite ja pinnase hävitamine pinnaveevoolude ja tuule toimel, sealhulgas materjali fragmentide eraldamine ja eemaldamine, millega kaasneb nende ladestumine.
Sageli, eriti väliskirjanduses, mõistetakse erosiooni all igasugust geoloogiliste jõudude hävitavat tegevust, nagu meresurf, liustikud, gravitatsioon; sel juhul on erosioon denudatsiooni sünonüüm. Nende jaoks on aga olemas ka eriterminid: abrasioon (laineerosioon), eksaratsioon (liustikuerosioon), gravitatsiooniprotsessid, solifluktsioon jne. Sama mõistet (deflatsioon) kasutatakse paralleelselt tuuleerosiooni mõistega, kuid viimast on palju levinum.
Arengu kiiruse alusel jaotatakse erosioon normaalseks ja kiirendatuks. Normaalne ilmneb alati tugeva äravoolu korral, toimub aeglasemalt kui mulla moodustumine ega too kaasa märgatavaid muutusi maapinna tasemes ja kujus. Kiirendatud on kiirem kui mulla moodustumine, viib mulla degradeerumiseni ja sellega kaasneb märgatav topograafia muutus. Põhjustel eristatakse looduslikku ja inimtekkelist erosiooni. Tuleb märkida, et inimtekkeline erosioon ei ole alati kiirenenud ja vastupidi.
Liustike töö on mägi- ja katteliustike reljeefi kujundav tegevus, mis seisneb kivimiosakeste kinnipüüdmises liikuva liustiku poolt, nende ülekandmises ja sadestumises jää sulamisel.
Endogeensed protsessid Endogeensed protsessid on geoloogilised protsessid, mis on seotud tahke Maa sügavustes tekkiva energiaga. Endogeensete protsesside hulka kuuluvad tektoonilised protsessid, magmatism, metamorfism ja seismiline aktiivsus.
Tektoonilised protsessid - rikete ja voltide teke.
Magmatism on termin, mis ühendab volditud ja platvormpiirkondade arengus efusiivseid (vulkanism) ja intrusiivseid (plutonismi) protsesse. Magmatismi all mõistetakse kõigi geoloogiliste protsesside kogumit, mille liikumapanev jõud on magma ja selle tuletised.
Magmatism on Maa sügava aktiivsuse ilming; see on tihedalt seotud selle arengu, termilise ajaloo ja tektoonilise evolutsiooniga.
Magmatismi eristatakse:
geosünklinaalne
platvorm
ookeaniline
aktiveerimispiirkondade magmatism
Manifestatsiooni sügavuse järgi:
kuristik
hüpabysall
pinnale
Vastavalt magma koostisele:
ülialuseline
põhilised
hapu
aluseline
Kaasaegsel geoloogilisel ajastul on magmatism eriti arenenud Vaikse ookeani geosünklinaalses vööndis, ookeani keskahelikes, Aafrika ja Vahemere riffivööndites jne. Magmatismiga seostatakse suure hulga mitmekesiste maavaramaardlate teket.
Seismiline aktiivsus on seismilise režiimi kvantitatiivne mõõt, mille määrab kindlaks vaadeldaval territooriumil teatud vaatlusaja jooksul esinevate maavärinate allikate keskmine arv teatud energiatugevuse vahemikus.
2. MAAvärinad
geoloogiline maakoor epeiirogeenne
Maa sisejõudude mõju avaldub kõige selgemalt maavärinate fenomenis, mille all mõistetakse maakoore raputamist, mis on põhjustatud kivimite nihkumisest Maa soolestikus.
Maavärinad on üsna tavaline nähtus. Seda täheldatakse mitmel pool mandritel, aga ka ookeanide ja merede põhjas (viimasel juhul räägitakse "merevärinast"). Maavärinate arv ulatub maakeral mitmesaja tuhandeni aastas, st keskmiselt toimub üks-kaks maavärinat minutis. Maavärina tugevus on erinev: enamikku tuvastavad ainult ülitundlikud instrumendid - seismograafid, teisi tunnetab inimene vahetult. Viimaste arv ulatub kahe-kolme tuhandeni aastas ning need jaotuvad väga ebaühtlaselt – mõnes piirkonnas on nii tugevad maavärinad väga sagedased, teisal aga harjumatult harvad või lausa puuduvad.
Maavärinad võib jagada endogeenseteks, mis on seotud Maa sügavuses toimuvate protsessidega, ja eksogeenseteks, olenevalt Maa pinna lähedal toimuvatest protsessidest.
Looduslikud maavärinad hõlmavad vulkaanilisi maavärinaid, mida põhjustavad vulkaanipursked, ja tektoonilised maavärinad, mis on põhjustatud aine liikumisest Maa sügavas sisemuses.
Eksogeensete maavärinate hulka kuuluvad maavärinad, mis tekivad karsti ja mõne muu nähtusega seotud maa-aluste varingu, gaasiplahvatuste jms tagajärjel. Eksogeenseid maavärinaid võivad põhjustada ka Maa enda pinnal toimuvad protsessid: kivide kukkumine, meteoriitide kokkupõrked, kõrgelt langev vesi ja muud nähtused, aga ka inimtegevusega seotud tegurid (kunstlikud plahvatused, masinate töötamine jne). .
Geneetiliselt võib maavärinaid klassifitseerida järgmiselt: Loomulik
Endogeensed: a) tektoonilised, b) vulkaanilised. Eksogeensed: a) karsti maalihked, b) atmosfäärilised c) lainetest, koskedest jne. Kunstlik
a) plahvatustest, b) suurtükitulest, c) tehiskivivaringust, d) transpordist jne.
Geoloogia kursuses käsitletakse ainult endogeensete protsessidega seotud maavärinaid.
Kui tugevad maavärinad toimuvad tihedalt asustatud aladel, põhjustavad need inimestele tohutut kahju. Inimestele põhjustatud katastroofide osas ei saa maavärinaid võrrelda ühegi teise loodusnähtusega. Näiteks Jaapanis 1923. aasta 1. septembri maavärina ajal, mis kestis vaid paar sekundit, hävis täielikult 128 266 ja osaliselt hävis 126 233 maja, hukkus umbes 800 laeva ning hukkus või jäi teadmata kadunuks 142 807 inimest. Vigastada sai üle 100 tuhande inimese.
Maavärina nähtust on äärmiselt raske kirjeldada, kuna kogu protsess kestab vaid paar sekundit või minutit ning inimesel ei ole aega tajuda kõiki selle aja jooksul looduses toimuvaid muutusi. Tähelepanu on tavaliselt suunatud ainult kolossaalsele hävingule, mis toimub maavärina tagajärjel.
Nii kirjeldab M. Gorki 1908. aastal Itaalias aset leidnud maavärinat, mille pealtnägija ta oli: „Maa sumises tuimalt, oigas, küürus meie jalge all ja muretses, moodustades sügavaid pragusid – nagu oleks sügavuses mingi tohutu uss. , kes oli sajandeid uinunud, oli ärganud ja kõikus ja kõikus, hooned kaldusid viltu, nende valgete seinte ääres tekkisid nagu välgud, seinad lagunesid, kattes kitsad tänavad ja inimesed nende seas. .. Maa-alune kohin, kivide kohin, puidu kriginad summutasid appihüüded, hullumeelsuse karjed. Maa on ärevil nagu meri, paiskades rinnust välja paleesid, barakke, templeid, kasarmuid, vanglaid, koole, hävitades iga värinaga sadu ja tuhandeid naisi, lapsi, rikkaid ja vaeseid. "
Selle maavärina tagajärjel hävis Messina linn ja hulk teisi asulaid.
Kõigi maavärina ajal toimuvate nähtuste üldist järjestust uuris I. V. Mushketov Kesk-Aasia suurima maavärina, 1887. aasta Alma-Ata maavärina ajal.
27. mai 1887 õhtul, nagu pealtnägijad kirjutasid, polnud maavärinast märke, kuid koduloomad käitusid rahutult, ei võtnud toitu, murdsid rihma otsast jne. 28. mai hommikul kell 4: Kell 35 oli kuulda maa-alust mürinat ja üsna tugevat tõuget. Raputamine ei kestnud kauem kui sekundi. Paar minutit hiljem kostus uuesti sumin, mis meenutas arvukate võimsate kellade tummist helinat või mööduva raskekahurväe mürinat. Möirgamisele järgnesid tugevad muserdavad löögid: majades langes krohv, klaas lendas välja, ahjud lagunesid, seinad ja laed langesid: tänavad täitusid halli tolmuga. Kõige rängemalt said kannatada massiivsed kivihooned. Meridiaani ääres paiknevate majade põhja- ja lõunaseinad langesid välja, lääne- ja idaseinad aga säilisid. Algul tundus, et linna enam ei eksisteeri, et eranditult hävisid kõik hooned. Löögid ja värinad, kuigi need olid vähem tugevad, jätkusid terve päeva. Paljud kahjustatud, kuid varem seisnud majad kukkusid nende nõrgemate värinate tõttu alla.
Mägedes tekkisid maalihked ja praod, mille kaudu tõusid kohati pinnale maa-aluse vee ojad. Savine pinnas mäenõlvadel, mis oli vihmast juba tugevasti märjaks saanud, hakkas roomama, risustades jõesängi. Ojade poolt kokku kogutud kogu see maa, killustiku ja rändrahnude mass paksude mudavooludena sööstis mägede jalamile. Üks neist ojadest ulatus 10 km ja oli 0,5 km lai.
Häving oli Almatõ linnas endas tohutu: 1800 majast jäid ellu vaid üksikud majad, kuid inimohvrite arv oli suhteliselt väike (332 inimest).
Arvukad vaatlused näitasid, et esmalt varisesid sisse lõunapoolsed majade seinad (sekundi murdosa varem) ja seejärel põhjapoolsed ning et eestpalvekiriku (linna põhjaosas) kellad lõid mõni sekund pärast seda. linna lõunaosas toimunud hävingust. Kõik see viitas sellele, et maavärina kese asus linnast lõuna pool.
Suurem osa majade pragudest olid samuti kaldu lõunasse, täpsemalt kagusse (170°) 40-60° nurga all. Pragude suunda analüüsides jõudis I. V. Mushketov järeldusele, et maavärina lainete allikas asus 10-12 km sügavusel Alma-Atast 15 km lõuna pool.
Maavärina süvakeskust ehk fookust nimetatakse hüpotsentriks. Plaanis on see ümmargune või ovaalne ala.
Maapinnal hüpotsentrist kõrgemal asuvat ala nimetatakse epitsentriks. Seda iseloomustab maksimaalne hävimine, paljud objektid liiguvad vertikaalselt (põrkavad) ja majade praod paiknevad väga järsult, peaaegu vertikaalselt.
Alma-Ata maavärina epitsentri pindalaks määrati 288 km² (36 * 8 km) ja kõige võimsama maavärina ala pindala oli 6000 km². Sellist piirkonda nimetati pleistoseistiks (“pleisto” – suurim ja “seistos” – raputatud).
Alma-Ata maavärin kestis üle ühe päeva: pärast 1887. aasta 28. mai värinaid esines vähema tugevusega värinaid üle kahe aasta. esmalt mõnetunniste ja seejärel päevade intervallidega. Vaid kahe aasta jooksul oli üle 600 streiki, mis järjest nõrgenesid.
Maa ajalugu kirjeldab maavärinaid veelgi rohkemate värinatega. Näiteks 1870. aastal algasid Kreekas Phokise provintsis värinad, mis kestsid kolm aastat. Esimesel kolmel päeval järgnesid värinad iga 3 minuti järel esimese viie kuu jooksul umbes 500 tuhat värinat, millest 300 olid hävitavad ja järgnesid üksteisele keskmiselt 25 sekundilise intervalliga. Kolme aasta jooksul toimus üle 750 tuhande streigi.
Seega ei toimu maavärin mitte ühekordse sügavuses aset leidva sündmuse, vaid mingi pikaajalise aine liikumisprotsessi tulemusena maakera siseosades.
Tavaliselt järgneb esialgsele suurele šokile väiksemate löökide ahel ja kogu seda perioodi võib nimetada maavärina perioodiks. Kõik ühe perioodi šokid tulevad ühisest hüpotsentrist, mis võib mõnikord arengu käigus nihkuda ja seetõttu nihkub ka epitsenter.
See on selgelt näha mitmetes näidetes Kaukaasia maavärinatest, aga ka maavärinast Ashgabati piirkonnas, mis toimus 6. oktoobril 1948. Põhišokk järgnes 1 tund 12 minutit ilma esialgsete löökideta ja kestis 8-10 sekundit. Selle aja jooksul toimus linnas ja ümberkaudsetes külades tohutu hävitus. Toortellistest ühekorruselised majad lagunesid, katused olid kaetud tellisehunnikutega, majapidamisriistadega jne. Soliidsemalt ehitatud majadel kukkusid välja üksikud seinad, torud ja ahjud lagunesid. Huvitav on märkida, et ümmargused hooned (lift, mošee, katedraal jne) pidasid põrutusest paremini vastu kui tavalised nelinurksed hooned.
Maavärina epitsenter asus 25 km kaugusel. Ashgabatist kagus, Karagaudani sovhoosi piirkonnas. Epitsentraalpiirkond osutus loodesuunas piklikuks. Hüpokeskus asus 15-20 km sügavusel. Pleistosistliku piirkonna pikkus ulatus 80 km-ni ja laius 10 km-ni. Ashgabati maavärina periood oli pikk ja koosnes paljudest (üle 1000) värinast, mille epitsentrid asusid peamisest loodes Kopet-Dagi jalamil asuval kitsal ribal.
Kõikide nende järeltõugete hüpotsentrid olid samal madalal sügavusel (umbes 20-30 km) kui põhilöögi hüpotsenter.
Maavärina hüpotsentrid võivad asuda mitte ainult mandrite, vaid ka merede ja ookeanide põhja all. Merevärinate ajal on rannikuäärsete linnade hävimine samuti väga märkimisväärne ja sellega kaasnevad inimohvrid.
Tugevaim maavärin toimus 1775. aastal Portugalis. Selle maavärina pleistoseist piirkond hõlmas tohutut ala; epitsenter asus Biskaia lahe põhja all Portugali pealinna Lissaboni lähedal, mis sai kõige rängemalt kannatada.
Esimene šokk tekkis 1. novembri pärastlõunal ja sellega kaasnes kohutav mürin. Pealtnägijate sõnul tõusis maapind üles ja langes seejärel terve küünart. Majad kukkusid kohutava krahhiga. Mäel asuv hiiglaslik klooster kõikus küljelt küljele nii ägedalt, et ähvardas iga minutiga kokku kukkuda. Värinad kestsid 8 minutit. Mõni tund hiljem maavärin jätkus.
Marmorist muldkeha varises kokku ja jäi vee alla. Saadud veelehtrisse tõmmati kalda lähedal seisnud inimesed ja laevad. Pärast maavärinat ulatus lahe sügavus muldkeha kohas 200 meetrini.
Meri maavärina alguses taandus, kuid siis tabas kaldale hiiglaslik 26 m kõrgune laine ja ujutas ranniku üle 15 km laiuselt. Selliseid laineid oli kolm, järgnesid üksteise järel. See, mis maavärinast ellu jäi, pesti minema ja viidi merre. Ainuüksi Lissaboni sadamas hävis või sai viga üle 300 laeva.
Lissaboni maavärina lained läbisid kogu Atlandi ookeani: Cadizi lähedal ulatusid nende kõrgus 20 m, Aafrika rannikul, Tangeri ja Maroko ranniku lähedal - 6 m, Funchali ja Madera saartel - kuni 5 m. Lained ületasid Atlandi ookeani ja olid tunda Ameerika ranniku lähedal Martinique'i, Barbadose, Antigua jne saartel. Lissaboni maavärin tappis üle 60 tuhande inimese.
Sellised lained tekivad üsna sageli merevärinate ajal. Nende lainete levimiskiirus jääb vahemikku 20–300 m/sek sõltuvalt: ookeani sügavusest; laine kõrgus ulatub 30 meetrini.
Ranniku kuivatamine enne tsunamit kestab tavaliselt mitu minutit ja erandjuhtudel kuni tund. Tsunamid tekivad ainult merevärinate ajal, kui teatud osa põhjast variseb või tõuseb.
Tsunami ja mõõna lainete ilmumist selgitatakse järgmiselt. Epitsentraalpiirkonnas tekib põhja deformatsiooni tõttu rõhulaine, mis levib ülespoole. Meri selles kohas ainult paisub tugevalt, pinnal tekivad lühiajalised hoovused, mis lahknevad igas suunas või “keeb” vee paiskumisega kuni 0,3 m kõrgusele. Seda kõike saadab sumin. Seejärel muudetakse survelaine pinnal tsunamilaineteks, mis levivad erinevatesse suundadesse. Mõõnad enne tsunami on seletatavad sellega, et vesi tungib esmalt veealusesse auku, kust see seejärel epitsentri piirkonda surutakse.
Kui epitsentrid tekivad tihedalt asustatud aladel, põhjustavad maavärinad tohutuid katastroofe. Eriti hävitavad olid maavärinad Jaapanis, kus 1500 aasta jooksul registreeriti 233 suurt maavärinat, mille värinate arv ületas 2 miljonit.
Suuri katastroofe põhjustavad Hiinas toimunud maavärinad. 16. detsembril 1920 toimunud katastroofis hukkus Kansu piirkonnas üle 200 tuhande inimese, peamiseks surmapõhjuseks oli lössi kaevatud eluruumide kokkuvarisemine. Ameerikas toimusid erakordse magnituudiga maavärinad. 1797. aastal Riobamba piirkonnas toimunud maavärin tappis 40 tuhat inimest ja hävitas 80% hoonetest. 1812. aastal hävis Caracase linn (Venezuela) täielikult 15 sekundiga. Concepcioni linn Tšiilis hävis korduvalt peaaegu täielikult, San Francisco linn sai tugevalt kannatada aastal 1906. Euroopas täheldati suurimat hävingut pärast maavärinat Sitsiilias, kus 1693. aastal hävis 50 küla ja hukkus üle 60 tuhande inimese. .
NSV Liidu territooriumil olid kõige hävitavamad maavärinad Kesk-Aasia lõunaosas, Krimmis (1927) ja Kaukaasias. Taga-Kaukaasia Shemakha linn kannatas eriti sageli maavärinate käes. See hävis aastatel 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. Kuni 1859. aastani oli Shemakha linn Taga-Kaukaasia idaosa provintsikeskus, kuid maavärina tõttu tuli pealinn viia Bakuusse. Joonisel fig. 173 näitab Shemakha maavärinate epitsentrite asukohta. Täpselt nagu Türkmenistanis, paiknevad need kindlal loodesuunas pikendatud joonel.
Maavärinate ajal toimuvad Maa pinnal olulised muutused, mis väljenduvad pragude, languste, voltide tekkes, üksikute maa-alade esilekerkimises maismaal, saarte tekkes meres jne. Need häired, mida nimetatakse seismilisteks, aitavad sageli kaasa. võimsate maalihkete, maalihkete, mudavoolude ja mudavoolude tekkele mägedes, uute allikate tekkele, vanade lakkamisele, mudamägede tekkele, gaasiheitmetele jne. Pärast maavärinaid tekkinud häireid nimetatakse postseismilisteks.
Nähtused. Maavärinatega seotud nii Maa pinnal kui ka selle sisemuses nimetatakse seismilisteks nähtusteks. Teadust, mis uurib seismilisi nähtusi, nimetatakse seismoloogiaks.
3. MINERAALIDE FÜÜSIKALISED OMADUSED
Kuigi mineraalide põhiomadused (keemiline koostis ja sisemine kristallstruktuur) tehakse kindlaks keemiliste analüüside ja röntgendifraktsiooni põhjal, peegelduvad need kaudselt kergesti jälgitavates või mõõdetavates omadustes. Enamiku mineraalide diagnoosimiseks piisab nende läike, värvi, lõhenemise, kõvaduse ja tiheduse määramisest.
Läige (metallist, poolmetallist ja mittemetallist - teemant-, klaas-, rasvane, vahajas, siidine, pärlmutter jne) määrab mineraali pinnalt peegelduva valguse hulk ja see sõltub selle murdumisnäitajast. Läbipaistvuse alusel jaotatakse mineraalid läbipaistvateks, poolläbipaistvateks, õhukeste fragmentidena poolläbipaistvateks ja läbipaistmatuteks. Valguse murdumise ja peegelduse kvantitatiivne määramine on võimalik ainult mikroskoobi all. Mõned läbipaistmatud mineraalid peegeldavad valgust tugevalt ja neil on metalliline läige. See on tavaline maagimineraalides, nagu galeen (plii mineraalid), kalkopüriit ja borniit (vaskmineraalid), argentiit ja akantiit (hõbeda mineraalid). Enamik mineraale neelab või edastab olulise osa neile langevast valgusest ja neil on mittemetalliline läige. Mõnel mineraalil on läige, mis läheb üle metallilisest mittemetalliks, mida nimetatakse poolmetalliks.
Mittemetallilise läikega mineraalid on tavaliselt heledad, mõned neist on läbipaistvad. Kvarts, kips ja hele vilgukivi on sageli läbipaistvad. Muid mineraale (näiteks piimvalge kvarts), mis läbivad valgust, kuid mille kaudu objekte ei saa selgelt eristada, nimetatakse poolläbipaistvateks. Metalle sisaldavad mineraalid erinevad teistest valguse läbilaskvuse poolest. Kui valgus läbib mineraali, vähemalt terade õhemates servades, siis on see reeglina mittemetalliline; kui valgus läbi ei lähe, siis on see maak. Siiski on erandeid: näiteks heledat värvi sfaleriit (tsingi mineraal) või kinaver (elavhõbeda mineraal) on sageli läbipaistev või poolläbipaistev.
Mineraalid erinevad oma mittemetallilise läike kvalitatiivsete omaduste poolest. Savil on tuhm, maalähedane läige. Kvarts kristallide servadel või murdepindadel on klaasjas, talk, mis jaguneb õhukesteks lehtedeks mööda dekolteetasandit, on pärlmutter. Hele, sädelev, nagu teemant, sära nimetatakse teemandiks.
Kui valgus langeb mittemetallilise läikega mineraalile, peegeldub see osaliselt mineraali pinnalt ja sellel piiril osaliselt murdub. Iga ainet iseloomustab teatud murdumisnäitaja. Kuna seda saab mõõta suure täpsusega, on see väga kasulik mineraalide diagnostika funktsioon.
Läike iseloom sõltub murdumisnäitajast ja mõlemad sõltuvad mineraali keemilisest koostisest ja kristallstruktuurist. Üldiselt iseloomustab raskmetallide aatomeid sisaldavaid läbipaistvaid mineraale kõrge läige ja kõrge murdumisnäitaja. Sellesse rühma kuuluvad sellised tavalised mineraalid nagu nurksiit (pliisulfaat), kassiteriit (tinaoksiid) ja titaniit ehk sfeen (kaltsiumtitaansilikaat). Suhteliselt kergetest elementidest koosnevatel mineraalidel võib olla ka kõrge läige ja kõrge murdumisnäitaja, kui nende aatomid on tihedalt pakitud ja tugevate keemiliste sidemetega koos hoitud. Markantne näide on teemant, mis koosneb ainult ühest kergest elemendist, süsinikust. Vähemal määral kehtib see mineraalse korundi (Al2O3) kohta, mille läbipaistvad värvilised sordid - rubiin ja safiirid - on vääriskivid. Kuigi korund koosneb alumiiniumi ja hapniku kergetest aatomitest, on need omavahel nii tihedalt seotud, et mineraalil on üsna tugev läige ja suhteliselt kõrge murdumisnäitaja.
Mõned läiked (õline, vahajas, matt, siidine jne) sõltuvad mineraali pinna seisundist või mineraalse agregaadi struktuurist; vaigune läige on iseloomulik paljudele amorfsetele ainetele (sh uraani või tooriumi radioaktiivseid elemente sisaldavad mineraalid).
Värv on lihtne ja mugav diagnostiline märk. Näideteks on messingkollane püriit (FeS2), pliihall galeen (PbS) ja hõbevalge arsenopüriit (FeAsS2). Teistes metallilise või poolmetallilise läikega maagimineraalides võib iseloomuliku värvuse varjata õhukese pinnakihi valguse mäng (tumenemine). See on omane enamikule vaskmineraalidele, eriti borniidile, mida nimetatakse "paabulinnumaagiks" selle sillerdava sinakasrohelise tuhmumise tõttu, mis tekib värskelt purunemisel kiiresti. Teised vase mineraalid on aga värvitud tuttavates värvides: malahhiit on roheline, azuriit on sinine.
Mõned mittemetallilised mineraalid on eksimatult äratuntavad peamise keemilise elemendi poolt määratud värvi järgi (kollane - väävel ja must - tumehall - grafiit jne). Paljud mittemetallilised mineraalid koosnevad elementidest, mis ei anna neile kindlat värvi, kuid neil on värvilised variandid, mille värvus on tingitud keemiliste elementide lisandite olemasolust väikestes kogustes, mis ei ole võrreldavad intensiivsusega. värvi, mida nad põhjustavad. Selliseid elemente nimetatakse kromofoorideks; nende ioone iseloomustab valguse selektiivne neeldumine. Näiteks sügavlilla ametüst võlgneb oma värvi kvartsis sisalduvale rauajäägile, samas kui smaragdi sügavroheline värvus on tingitud vähesest kroomi kogusest berüllis. Tavaliselt värvitute mineraalide värvused võivad tuleneda kristallstruktuuri defektidest (põhjustatud täitmata aatomipositsioonidest võres või võõrioonide kaasamisest), mis võivad põhjustada valge valguse spektris teatud lainepikkuste selektiivset neeldumist. Seejärel värvitakse mineraalid lisavärvides. Rubiinid, safiirid ja aleksandriidid võlgnevad oma värvi just nendele valgusefektidele.
Värvituid mineraale saab värvida mehaaniliste lisandite abil. Seega annab hematiidi õhuke hajutatud levik kvartsile punase, kloritile rohelise värvi. Piimjas kvarts on hägune gaasi-vedeliku lisanditega. Kuigi mineraalvärv on mineraalide diagnostikas üks lihtsamini määratavaid omadusi, tuleb selle kasutamisel olla ettevaatlik, kuna see sõltub paljudest teguritest.
Vaatamata paljude mineraalide värvuse varieeruvusele on mineraalpulbri värvus väga konstantne ja seetõttu oluline diagnostiline tunnus. Tavaliselt määrab mineraalpulbri värvuse joon (nn joonvärv), mille mineraal jätab, kui see lastakse üle glasuurimata portselanplaadi (biskviidi). Näiteks mineraalfluoriiti on erinevat värvi, kuid selle triip on alati valge.
Lõhestumine – väga täiuslik, täiuslik, keskmine (selge), ebatäiuslik (ebaselge) ja väga ebatäiuslik – väljendub mineraalide võimes lõheneda teatud suundades. Murd (sile, astmeline, ebaühtlane, killuline, konkoidne jne) iseloomustab lõhustumata jäänud mineraali lõhenemise pinda. Näiteks kvartsil ja turmaliinil, mille murdepind meenutab klaasikildu, on konchoidaalne murd. Teiste mineraalide puhul võib luumurdu kirjeldada kui karedat, sakilist või killustunud. Paljude mineraalide puhul ei ole iseloomulik murdumine, vaid lõhenemine. See tähendab, et nad lõhustuvad mööda siledaid tasapindu, mis on otseselt seotud nende kristallstruktuuriga. Kristallvõre tasandite vahelised sidumisjõud võivad olenevalt kristallograafilisest suunast erineda. Kui need on mõnes suunas palju suuremad kui teistes, siis lõheneb mineraal nõrgima sidemega. Kuna lõhustumine on alati paralleelne aatomitasanditega, saab seda tähistada kristallograafiliste suundade näitamisega. Näiteks haliidil (NaCl) on kuubik, st. kolm vastastikku risti olevat võimaliku jaotuse suunda. Lõhustamist iseloomustab ka avaldumise lihtsus ja sellest tuleneva lõhustamispinna kvaliteet. Vilgukivil on väga täiuslik dekoltee ühes suunas, st. laguneb kergesti väga õhukesteks sileda läikiva pinnaga lehtedeks. Topaasil on täiuslik lõhenemine ühes suunas. Mineraalidel võib olla kaks, kolm, neli või kuus lõhustamissuunda, mida mööda on neid võrdselt lihtne lõhestada, või mitu erineva astmega lõhustamissuunda. Mõnel mineraalil pole üldse lõhustumist. Kuna lõhustamine kui mineraalide sisemise struktuuri ilming on nende pidev omadus, on see oluline diagnostiline tunnus.
Kõvadus on vastupidavus, mida mineraal pakub kriimustamisel. Karedus oleneb kristalli struktuurist: mida tihedamalt on mineraali struktuuris aatomid omavahel seotud, seda raskem on kriimustada. Talk ja grafiit on pehmed plaaditaolised mineraalid, mis on ehitatud väga nõrkade jõududega omavahel seotud aatomikihtidest. Puudutades on need rasvased: vastu käenahka hõõrudes libisevad üksikud õhukesed kihid maha. Kõige kõvem mineraal on teemant, mille süsinikuaatomid on nii tihedalt seotud, et seda saab kriimustada vaid mõni teine teemant. 19. sajandi alguses. Austria mineraloog F. Moos järjestas 10 mineraali nende kõvaduse järgi kasvavas järjekorras. Sellest ajast alates on neid kasutatud mineraalide suhtelise kõvaduse, nn. Mohsi skaala (tabel 1)
MOH KÕEDUSSKAAL
Keemiliste elementide aatomite tihedus ja mass varieerub vesinikust (kõige kergem) kuni uraanini (raskeim). Kui kõik muud asjad on võrdsed, on rasketest aatomitest koosneva aine mass suurem kui kergetest aatomitest koosneva aine mass. Näiteks kahel karbonaadil – aragoniidil ja tserussiidil – on sarnane sisemine struktuur, kuid aragoniit sisaldab kergeid kaltsiumi aatomeid ja tserussiit raskeid pliiaatomeid. Selle tulemusena ületab tserussiidi mass sama mahuga aragoniidi massi. Mineraali mass ruumalaühiku kohta sõltub ka aatomi pakkimistihedusest. Kaltsiit, nagu aragoniit, on kaltsiumkarbonaat, kuid kaltsiidis on aatomid vähem tihedalt pakitud, seega on selle mass mahuühiku kohta väiksem kui aragoniidil. Suhteline mass ehk tihedus sõltub keemilisest koostisest ja sisestruktuurist. Tihedus on aine massi ja sama ruumala vee massi suhe temperatuuril 4 °C. Seega, kui mineraali mass on 4 g ja sama ruumala vee mass on 1 g, siis mineraali tihedus on 4. Mineraloogias on tavaks väljendada tihedust g/cm3.
Tihedus on mineraalide oluline diagnostiline tunnus ja seda pole raske mõõta. Esmalt kaalutakse proov õhus ja seejärel vees. Kuna vette sukeldatud proovile mõjub ülespoole suunatud ujuv jõud, on selle kaal seal väiksem kui õhus. Kaalukaotus on võrdne väljatõrjutud vee massiga. Seega määratakse tihedus õhus oleva proovi massi ja selle kaalukaotuse suhtega vees.
Püroelekter. Mõned mineraalid, nagu turmaliin, kalamiin jne, elektristuvad kuumutamisel või jahutamisel. Seda nähtust saab jälgida jahutava mineraali tolmeldamisel väävli ja punase pliipulbri seguga. Sel juhul katab väävel mineraalpinna positiivselt laetud alad ja miinium negatiivse laenguga alad.
Magnetism on mõne mineraali omadus mõjuda magnetnõelale või olla magnetiga ligitõmbav. Magnetsuse määramiseks kasutage teravale statiivile asetatud magnetnõela või magnetkinga või -kangi. Väga mugav on kasutada ka magnetnõela või -nuga.
Magnetismi testimisel on võimalikud kolm juhtumit:
a) kui mineraal looduslikul kujul (“iseenesest”) mõjub magnetnõelale,
b) kui mineraal muutub magnetiliseks alles pärast puhumistoru redutseerivas leegis kaltsineerimist
c) kui mineraal ei ilmuta magnetilisust ei enne ega pärast kaltsineerimist redutseerivas leegis. Redutseeriva leegiga kaltsineerimiseks peate võtma väikesed 2-3 mm suurused tükid.
Sära. Paljud mineraalid, mis iseenesest ei hõõguvad, hakkavad teatud eritingimustel hõõguma.
Mineraalidel on fosforestsents, luminestsents, termoluminestsents ja triboluminestsents. Fosforestsents on mineraali võime hõõguda pärast kokkupuudet ühe või teise kiirega (villiidiga). Luminestsents on võime kiirituse hetkel hõõguda (skeeliit ultraviolett- ja katoodkiirtega kiiritamisel, kaltsiit jne). Termoluminestsents – kuumutamisel helendab (fluoriit, apatiit).
Triboluminestsents - helendab nõelaga kriimustamise või lõhenemise hetkel (vilgukivi, korund).
Radioaktiivsus. Paljudel mineraalidel, mis sisaldavad selliseid elemente nagu nioobium, tantaal, tsirkoonium, haruldased muldmetallid, uraan ja toorium, on sageli üsna märkimisväärne radioaktiivsus, mis on kergesti tuvastatav isegi majapidamises kasutatavate radiomeetritega, mis võib olla oluline diagnostiline märk.
Radioaktiivsuse testimiseks mõõdetakse ja registreeritakse esmalt taustväärtus, seejärel tuuakse mineraal, võimalusel seadme detektorile lähemale. Näiduste suurenemine üle 10–15% võib olla mineraali radioaktiivsuse näitaja.
Elektrijuhtivus. Paljudel mineraalidel on märkimisväärne elektrijuhtivus, mis võimaldab neid sarnastest mineraalidest selgelt eristada. Saab kontrollida tavalise majapidamistesteriga.
MAAKOORE EPEIROGEENSED LIIKUMISED
Epeirogeensed liikumised on aeglased ilmalikud maakoore tõusud ja vajumised, mis ei põhjusta muutusi kihtide esmases esinemises. Need vertikaalsed liikumised on oma olemuselt võnkuvad ja pöörduvad, s.t. tõus võib asenduda langusega. Need liikumised hõlmavad järgmist:
Kaasaegsed, mis on jäädvustatud inimese mällu ja mida saab mõõta instrumentaalselt korduva nivelleerimisega. Tänapäevaste võnkuvate liikumiste kiirus ei ületa keskmiselt 1-2 cm/aastas, mägistel aladel võib see ulatuda 20 cm-ni aastas.
Neotektoonilised liikumised on liikumised neogeeni-kvaternaari ajal (25 miljonit aastat). Põhimõtteliselt ei erine need tänapäevastest. Neotektoonilised liikumised on jäädvustatud tänapäevasel reljeefil ja nende uurimise peamine meetod on geomorfoloogiline. Nende liikumiskiirus on suurusjärgu võrra väiksem, mägistel aladel - 1 cm/aastas; tasandikel – 1 mm/aastas.
Muistsed aeglased vertikaalsed liikumised on registreeritud settekivimite lõikudes. Iidsete võnkuvate liikumiste kiirus on teadlaste hinnangul alla 0,001 mm/aastas.
Orogeensed liikumised toimuvad kahes suunas – horisontaalselt ja vertikaalselt. Esimene toob kaasa kivimite varisemise ning voltide ja tõugete tekke, s.o. maapinna vähendamisele. Vertikaalsed liikumised põhjustavad voltimise koha tõusu ja sageli mägistruktuuride ilmumist. Orogeensed liikumised toimuvad palju kiiremini kui võnkuvad liigutused.
Nendega kaasneb aktiivne effusiivne ja pealetükkiv magmatism, aga ka metamorfism. Viimastel aastakümnetel on neid liikumisi seletatud suurte litosfääriplaatide kokkupõrkega, mis liiguvad horisontaalselt piki ülemise vahevöö astenosfäärikihti.
TEKTOONILISTE RIGADE LIIGID
Tektooniliste häirete tüübid:
a – volditud (plikaat)vormid;
Enamasti on nende teke seotud Maa aine tihenemise või kokkusurumisega. Murdvead jagunevad morfoloogiliselt kahte põhitüüpi: kumerad ja nõgusad. Horisontaalse läbilõike korral paiknevad kumera kurru südamikus vanuselt vanemad kihid, tiibadel aga nooremad. Nõgusate painde puhul on seevastu südamikus nooremad ladestused. Kurrudes on kumerad tiivad tavaliselt telgpinnast külgedele kaldu.
b – katkendlikud (disjunktiivsed) vormid
Katkendlikud tektoonilised häiringud on sellised muutused, mille käigus kivimite pidevus (terviklikkus) katkeb.
Vead jagunevad kahte rühma: nende poolt eraldatud kivimite üksteise suhtes nihkumiseta rikked ja nihkega rikked. Esimesi nimetatakse tektoonilisteks pragudeks ehk diaklaasideks, teisi paraklaasideks.
BIBLIOGRAAFIA
1. Belousov V.V. Esseed geoloogia ajaloost. Maateaduse algul (geoloogia kuni 18. sajandi lõpuni). – M., – 1993.
Vernadski V.I. Valitud teosed teaduse ajaloost. – M.: Nauka, – 1981.
Povarennykh A.S., Onoprienko V.I. Mineraloogia: minevik, olevik, tulevik. – Kiiev: Naukova Dumka, – 1985.
Teoreetilise geoloogia kaasaegsed ideed. – L.: Nedra, – 1984.
Khain V.E. Kaasaegse geoloogia põhiprobleemid (geoloogia 21. sajandi lävel). – M.: Teadusmaailm, 2003..
Khain V.E., Ryabukhin A.G. Geoloogiateaduste ajalugu ja metoodika. – M.: MSU, – 1996.
Hallem A. Suured geoloogilised vaidlused. M.: Mir, 1985.
Eksogeensed (kreeka keelest éxo - väljast, väljast) on geoloogilised protsessid, mida põhjustavad Maa välised energiaallikad: päikesekiirgus ja gravitatsiooniväli. Need esinevad maakera pinnal või litosfääri pinnalähedases tsoonis. Nende hulka kuuluvad hüpergenees (ilmastiku mõju), erosioon, hõõrdumine, sedimentogenees jne.
Eksogeensete protsesside vastand, endogeensed (kreeka keelest éndon - sees) geoloogilised protsessid on seotud maakera tahke osa sügavustes tekkiva energiaga. Endogeensete protsesside peamisteks allikateks peetakse aine soojust ja gravitatsioonilist diferentseerumist tiheduse järgi koos raskemate koostisosade sukeldamisega. Endogeensete protsesside hulka kuuluvad vulkanism, seismilisus, metamorfism jne.
Eksogeensete ja endogeensete protsesside kohta käivate ideede kasutamine, mis värvikalt illustreerib kivikoores protsesside dünaamikat vastandite võitluses, kinnitab J. Baudrillardi väite paikapidavust, et „Iga unitaarsüsteem, kui ta tahab püsima jääda, peab omandama binaarse regulatsiooni. .” Kui on vastand, siis on võimalik simulaakrumi ehk representatsiooni olemasolu, mis varjab tõsiasja, et seda pole olemas.
Loodusteaduse seadustega piiritletud reaalse loodusmaailma mudelis, millel pole erandeid, on binaarsed seletused vastuvõetamatud. Näiteks kaks inimest hoiavad käes kivi. Üks neist teatab, et kui ta kivi alla laseb, lendab see Kuule. See on tema arvamus. Teine ütleb, et kivi kukub maha. Pole vaja nendega vaielda, kummal neist õigus on. Kehtib universaalse gravitatsiooni seadus, mille kohaselt 100% juhtudest kivi kukub alla.
Termodünaamika teise seaduse kohaselt jahtub külmaga kokkupuutes kuumutatud keha 100% juhtudest, soojendades külma.
Kui litosfääri tegelik vaadeldav struktuur koosneb amorfsest basaltist, allpool savi, siis tsementeeritud savi - argilliit, peenkristalne kilt, keskkristalliline gneiss ja jämekristalliline piir, siis aine ümberkristallisatsioon sügavusega kristalli suuruse suurenemisega. näitab selgelt, et soojusenergia ei tule graniidi alt. Vastasel juhul oleks sügavuses amorfsed kivimid, mis annavad teed pinna poole järjest jämedamaks muutuvatele kristallsetele moodustistele.
Seega puudub sügav soojusenergia ja seega ka endogeensed geoloogilised protsessid. Kui endogeensed protsessid puuduvad, kaotab neile vastandlike eksogeensete geoloogiliste protsesside tuvastamine mõtte.
Mis seal on? Maakera kivises kestas, aga ka atmosfääris, hüdrosfääris ja biosfääris, mis on omavahel ühendatud ja moodustavad planeedi Maa ühtse süsteemi, toimub päikesekiirguse sissevoolust ja gravitatsioonivälja olemasolust põhjustatud energia ja aine ringlus. energiat. See energia ja aine ringlus litosfääris moodustab geoloogiliste protsesside süsteemi.
Energiatsükkel koosneb kolmest lülist. 1. Alglüliks on energia kogunemine aine poolt. 2. Vahelüli - kogunenud energia vabastamine. 3. Lõplik lüli on vabanenud soojusenergia eemaldamine.
Ka ainering koosneb kolmest lülist. 1. Alglüliks on erinevate ainete segamine koos keemilise koostise keskmistamisega. 2. Vahelüli - keskmistatud aine jagamine kaheks erineva keemilise koostisega osaks. 3. Lõplik lüli on ühe osa eemaldamine, mis neelas eraldunud soojuse ja muutus lahtiseks ja kergeks.
Litosfääri aine energiatsükli alglüli olemus on sissetuleva päikesekiirguse neeldumine maapinnal asuvate kivimite poolt, mis viib nende hävitamiseni saviks ja prahiks (hüpergeneesi protsess). Hävitusproduktid koguvad tohutul hulgal päikesekiirgust potentsiaalse vaba pinna, sisemise, geokeemilise energia kujul. Gravitatsiooni mõjul kantakse hüpergeneesi saadused madalatele aladele, segunedes, keskmistades nende keemilise koostise. Lõppkokkuvõttes kantakse savi ja liiv merede põhja, kus need akumuleeruvad kihtidena (setetegeneesi protsess). Tekib litosfääri kihiline kest, millest umbes 80% on savi. Savi keemiline koostis = (graniit + basalt)/2.
Tsükli vahefaasis vajuvad savikihid sügavusse, kattudes uute kihtidega. Suurenev litostaatiline rõhk (pealsete kihtide mass) põhjustab vee pigistamist savist lahustunud soolade ja gaasidega, savimineraalide kokkusurumist ja nende aatomite vahekauguste vähenemist. See põhjustab savimassi ümberkristalliseerumist kristalliliseks kildeks, gneissiks ja graniidiks. Ümberkristalliseerumisel muundub potentsiaalne energia (akumuleeritud päikeseenergia) kineetiliseks soojuseks, mis vabaneb kristallilisest graniidist ja neelab graniidikristallide vahelises poorides paikneva basaltkoostise vesisilikaadi lahusega.
Tsükli viimane etapp hõlmab kuumutatud basaltilahuse eemaldamist litosfääri pinnale, kus inimesed kutsuvad seda laavaks. Vulkanism on viimane lüli energia- ja aineringes litosfääris, mille olemuseks on savi ümberkristalliseerumisel graniidiks tekkinud kuumutatud basaltlahuse eemaldamine.
Savi ümberkristalliseerumisel tekkiv soojusenergia, mis kerkib litosfääri pinnale, loob inimeses illusiooni sügava (endogeense) energia kättesaamisest. Tegelikult vabaneb see päikeseenergiast, mis muundatakse soojuseks. Niipea, kui ümberkristallimisel tekib soojusenergia, eemaldatakse see kohe ülespoole, nii et sügavusel puudub endogeenne energia (endogeensed protsessid).
Seega on eksogeensete ja endogeensete protsesside idee simulaakrum.
Noootiline on energia ja aine ringlemine litosfääris, mis on põhjustatud päikeseenergia sissevoolust ja gravitatsioonivälja olemasolust.
Idee eksogeensetest ja endogeensetest protsessidest geoloogias on maakera kivikesta maailma tajumise tulemus sellisena, nagu inimene seda näeb (tahab näha). See määras geoloogide deduktiivse ja fragmentaarse mõtteviisi.
Kuid loodusmaailma ei loonud inimene ja milline see on, pole teada. Selle mõistmiseks on vaja kasutada induktiivset ja süstemaatilist mõtteviisi, mis on realiseeritud litosfääri energia- ja aineringe mudelis, kui geoloogiliste protsesside süsteemi.
ENDOGEENSED PROTSESSID (a. endogeensed protsessid; n. endogene Vorgange; f. processus endogenes, processus endogeniques; i. procesos endogenos) - geoloogilised protsessid, mis on seotud Maal tekkiva energiaga. Endogeensete protsesside hulka kuuluvad maakoore tektoonilised liikumised, magmatism, metamorfism,. Endogeensete protsesside peamised energiaallikad on soojus ja materjali ümberjaotumine Maa sisemuses vastavalt tihedusele (gravitatsiooniline diferentseerumine).
Maa sügavkuumus on enamiku teadlaste arvates valdavalt radioaktiivse päritoluga. Teatud kogus soojust eraldub ka gravitatsioonilise diferentseerumise käigus. Pidev soojuse teke Maa soolestikus viib selle voolu moodustumiseni pinnale (soojusvoog). Mõnel sügavusel Maa sisikonnas võivad materjali koostise, temperatuuri ja rõhu soodsa kombinatsiooniga tekkida osalise sulamise keskused ja kihid. Selline kiht ülemises vahevöös on astenosfäär - magma moodustumise peamine allikas; Selles võivad tekkida konvektsioonivoolud, mis on litosfääri vertikaalsete ja horisontaalsete liikumiste eeldatavaks põhjuseks. Konvektsioon toimub ka kogu vahevöö ulatuses, võib-olla eraldi alumises ja ülemises osas, mis ühel või teisel viisil viib litosfääriplaatide suurte horisontaalsete liikumisteni. Viimaste jahutamine toob kaasa vertikaalse vajumise (vt.). Saarte kaare ja mandri servade vulkaaniliste vööndite vööndites on vahevöö magma peamised allikad seotud ülisügavate kaldega riketega (Wadati-Zavaritsky-Benioffi seismofokaalsed tsoonid), mis ulatuvad nende alla ookeanist (sügavuseni). umbes 700 km). Soojusvoo või otse kerkiva sügavmagma poolt toodud soojuse mõjul tekivad maakoores endas nn maakoore magmakambrid; jõudes maakoore pinnalähedastesse osadesse, tungib magma neisse erineva kujuga intrusioonide (plutoonide) kujul või valgub pinnale, moodustades vulkaane.
Gravitatsiooniline diferentseerumine viis Maa kihistumiseni erineva tihedusega geosfäärideks. Maa pinnal avaldub see ka tektooniliste liikumistena, mis omakorda toovad kaasa maakoore ja ülemise vahevöö kivimite tektooniliste deformatsioonide; tektoonilise pinge kuhjumine ja sellele järgnev vabanemine mööda aktiivseid rikkeid põhjustab maavärinaid.
Mõlemat tüüpi süvaprotsessid on omavahel tihedalt seotud: radioaktiivne soojus, mis vähendab materjali viskoossust, soodustab selle diferentseerumist, viimane aga kiirendab soojuse ülekandumist pinnale. Eeldatakse, et nende protsesside kombinatsioon toob kaasa soojuse ja valguse ebaühtlase ajalise transpordi pinnale, mis omakorda võib seletada tektonomagmaatiliste tsüklite esinemist maakoore ajaloos. Samade süvaprotsesside ruumiliste ebatasasuste abil selgitatakse maakoore jagunemist geoloogiliselt enam-vähem aktiivseteks aladeks, näiteks geosünkliinideks ja platvormideks. Endogeensed protsessid on seotud Maa topograafia kujunemisega ja paljude oluliste kujunemisega