Endogeensete ja eksogeensete geoloogiliste protsesside seos. Eksogeensete protsesside tunnused ja klassifikatsioon

1.ÜLDINE SISSEJUHATUSENDOGEENNE

JA ZKZOGEENSED PROTSESSID

...Maa elus juhivad endogeensed geoloogilised protsessid. Need panevad paika maapinna reljeefi peamised vormid, määravad kindlaks eksogeensete protsesside avaldumise ja mis kõige tähtsam – nii maakoore kui ka kogu Maa struktuuri.

Akadeemik M. A. Usov

Endogeensed protsessid - Need on geoloogilised protsessid, mille päritolu on otseselt seotud Maa sisikonnaga, koos aine keeruliste füüsikalis-mehaaniliste ja füüsikalis-keemiliste transformatsioonidega.

Endogeensed protsessid väljenduvad nähtustes väga selgelt magmatism- protsess, mis on seotud magma liikumisega maakoore ülemistesse kihtidesse ja ka selle pinnale. Teist tüüpi endogeensed protsessid on maavärinad, mis avaldub lühiajalise värina või värinana. Kolmandat tüüpi endogeensed protsessid on võnkuvad liigutused.Sisejõudude kõige silmatorkavam ilming on katkendlikud ja kurrutatud deformatsioonid. Voltimise tulemusena kogutakse horisontaalselt asetsevad kihid erinevatesse voltidesse, mõnikord rebitakse või lükatakse üksteise peale. Volditud deformatsioonid ilmnevad eranditult teatud, kõige liikuvamates ja magma jaoks kõige läbilaskvamates maakoore piirkondades; neid nimetatakse volditud vöödeks ning stabiilseid ja nõrku tektoonilise aktiivsuse piirkondades nimetatakse platvormideks. Voldimise deformatsioonid aitavad kivimites kaasa olulisi muutusi.

Kõrge rõhu ja temperatuuri tingimustes muutuvad kivimid tihedamaks ja kõvemaks . Magmast eralduvate gaaside ja aurude mõjul tekivad uued mineraalid. Neid kivimite muundumise nähtusi nimetatakse metamorfism. oluliselt muuta maakoore olemust (mägede teke, tohutud lohud).

Endogeensete jõudude poolt loodud vorme mõjutavad eksogeensed jõud. Endogeensed jõud loovad eeldused maakera reljeefi tükeldamiseks ja tihendamiseks ning eksogeensed jõud tasandavad lõpuks Maa pinna ehk, nagu seda nimetatakse ka, denudaadiks. Kui eksogeensed ja endogeensed protsessid interakteeruvad , Maakoor ja selle pind arenevad.

Maa siseenergia mõjul tekivad endogeensed protsessid: aatomi-, molekulaar- ja ioonreaktsioonid, siserõhk (gravitatsioon) ja maakoore üksikute lõikude kuumenemine.

Eksogeensed protsessid ammutavad energiat Päikesest ja kosmosest ning kasutavad edukalt gravitatsiooni, kliimat ning organismide ja taimede elutegevust. Kõik geoloogilised protsessid osalevad Maa aine üldises ringluses.

Traditsiooniliselt on “Üldgeoloogia” õpikutes endogeensete protsesside kirjeldamisel põhitähelepanu pööratud magmatismi ja metamorfismi protsesside tunnustele, samuti erinevaid vorme plicatiivsed ja disjunktiivsed dislokatsioonid, rikked ja kurrud.Samal ajal ilmnesid Maa ajaloos, selle läbilõikes palju suuremad endogeensed protsessid.Neil oli määrav roll vahevöö aine liikumisel, litosfääri ja maakoore kujunemisel. Ja kui veel lähiminevikuni selgitati neid tol ajal domineeriva „geosünkliinilise teooria“ positsioonilt, siis nüüd on need dešifreeritud uue „litosfääri laamtektoonika“ ja „plommtektoonika“ teooria sätetega. Juhtiva tähtsuse omandab Maa energia uurimine, kõige olulisem endogeenne protsess. Endogeense energia teke juhib ja kontrollib kõiki teisi protsesse. Nende hulka kuuluvad aine ringlemine vahevöös, selle konvektiivsed voolud, faasimuutuste protsessid. mandrite triiv ja palju muud.Piltlikult öeldes muundub Maa soojusenergia kineetiliseks energiaks ning viimane juhib ja suunab üldine progress magma liikumine, erineva ulatusega ja ilmingutega plikatiivsete ja disjunktiivsete dislokatsioonide tekkimine.Ilma nende teadmata on võimatu seletada magmatismi, metamorfismi, kurrutus- ja murrangustruktuuride olemust.

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. IN muidu sügavusel oleksid amorfsed kivimid, mis annavad teed pinna poole järjest jämedamaks muutuvatele kristallsetele moodustistele.

Seega puudub sügav soojusenergia ja seega ka endogeenne energia 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. Esialgne link - erinevate ainete segamine keskmistamisega keemiline koostis. 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.

Peal vahepealne Tsükli edenedes 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.

Nootic on energia ja aine tsükkel litosfääris, mis on põhjustatud tarbimisest päikeseenergia ja gravitatsioonivälja olemasolu.

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.

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, V jne) ning paljudes temperatuuride ja rõhkude vahemikus üldine evolutsioon lahused, 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 keemilise koostise ja faasiseisundi muutustega ( mineraalne koostis) Ja sisemine struktuur deformatsioonis olevad kivimid. 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. Kiired liigutused seotud maavärinatega ja reeglina on neil suur kiirus, 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. ookeanilised kaevikud tuhandete kilomeetrite laius mandrilise maakoore plokkide eraldumise tulemusena.

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 alusel 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 nihke vertikaalne komponent ülemised kihid settekatte all paiknev maapõue või koondvundamendi pind. 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 suutlikkuse muutustest nende laienemise ja ookeani keskosade basseinide tekke käigus.

Suured horisontaalsed liikumised, mida kõik teadlased ei tunne, tehakse kindlaks nii geoloogilistest andmetest, 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 pooldajad äsja moodustunud ookeanide (Atlandi, India) laiuse, laiuskraadi ja orientatsiooni muutusi meridiaanide suhtes näitavate paleomagnetiliste andmete ning meridiaanide ajal tekkinud triipude laiuse järgi. ookeanipõhja laienemine magnetilised anomaaliad erinevatest märkidest, mida võrreldakse Maa magnetvälja erineva polaarsusega epohhide kestusega. Need hinnangud, aga ka tänapäevaste horisontaalsete liikumiste kiirus, mida mõõdetakse geodeetiliste meetoditega lõhedes ( Ida-Aafrika), on volditud aladel (Jaapan, Tadžikistan) ja libisemisvigadel (California) 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 in geoloogilised struktuurid registreeritakse ainult ilmalike vertikaalsete liikumiste integraaltulemus, mis akumuleerub vastasmärgiga võnkumiste liitmisel.

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 soodsa kombinatsiooniga materjali koostis, temperatuur ja rõhk, võivad tekkida taskud ja osalise sulamise 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 kaldega riketega (Zavaritskogo-Benioffi tsoonid), mis ulatuvad nende alla ookeanist (ligikaudu 700 km sügavusele). Mõjutatud soojusvoog või otse sügavale kerkivast magmast tulenevast soojusest tekivad maakoores endas nn maakoore magmakeskused; jõudes maakoore pinnalähedastesse osadesse, tungib magma neisse erineva kujuga sissetungide kujul või valgub pinnale, moodustades vulkaane.

Gravitatsiooniline diferentseerumine viis Maa eraldumiseni geosfäärideks erineva tihedusega. 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, vähendades 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 ümberkujundamist volditud süsteemiks. mägisüsteem, ja varasemaid eristab neile iseloomulike nähtuste kogumi ebatäielikkus, mis kohati sulanduvad omavahel. 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 erinevad tüübid ilmastikumõju vormis 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, vähendades mehaanilist killustumist või keemiline muutus kivimid organismide elutegevuse tulemusena. Ainulaadne ilmastiku tüüp on mulla teke, milles on eriti aktiivne roll bioloogilised tegurid. 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 ainetele mõjutavad murenemise kiirust ja astet, tekkivate murenemisproduktide paksust ja koostist ka reljeef ja geoloogiline struktuur reljeef, 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; kiire muutus kivimite pinnaosade maht 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.

Keemiline ja orgaanilised tüübid murenemine on iseloomulik peamiselt niiske kliimaga kihtidele. Keemilise murenemise peamised tegurid on õhk ja eriti vesi, mis sisaldab sooli, happeid ja leeliseid. Vesilahused, mis ringlevad kivimassis, 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. Kõige soodsamad tingimused ilmastikuproduktide (mineraalide) tekkeks ja säilimiseks on 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 voolav vesi korrodeerub. ebakorrapärane kuju süvendid, mis on eraldatud teravate väljaulatuvate osade ja servadega, mille tulemuseks on ebaühtlane pind, mida tuntakse nimetusega carr.

Riis. 16.

Jenissei jõgi Krasnojarski lähedal (TSB).

Ilmastiku jääkproduktide degeneratsiooni käigus tekib palju lahustuvaid ühendeid, mis kanduvad minema põhjavesi veekogudesse ja on osa lahustunud sooladest või sadest. 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) - lehvimine, kivide ja pinnase 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 eolisi reljeefi vorme iseloomustab mitme suurusjärgu kategooria kattuvate vormide samaaegne esinemine: 1. kategooria - tuule lainetus, kõrgus millimeetrist kuni 0,5 m, mäeharjade vaheline kaugus mitmest millimeetrist kuni 2,5 meetrini. ; 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. Kõrbetes parasvöötme, Kus suur roll oma osa mängib taimestik, mis piirab tuule tööd, reljeefi moodustumine kulgeb aeglasemalt ja suurimad vormid ei ületa 60-70 m; siin on kõige iseloomulikumad hammustuspunutised, künkad-punutised ja hammustuskünkad kõrgusega mitmest detsimeetrist kuni 10-ni. -20 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. Vastavalt geograaf B. A. Fedorovitši pakutud klassifikatsioonile paljas, kergesti liikuv liivavormid iseloomulik 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). Põhjalik uuring eooliliste pinnavormide, nende morfoloogia, päritolu, dünaamika kohta oluline juures majandusareng kõrbed.

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 tingimus, mis määrab ranniku hõõrdumise arengu, 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, rahnud, 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.

Küsimused

1.Endogeensed ja eksogeensed protsessid

.Maavärin

.Mineraalide füüsikalised omadused

.Epeirogeensed liigutused

.Bibliograafia

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 sisse väliskirjandus, erosiooni all mõistetakse mis tahes hävitavat tegevust geoloogilised jõud, nagu meresurf, liustikud, gravitatsioon; sel juhul on erosioon denudatsiooni sünonüüm. Nende jaoks on aga eriterminid: abrasioon (laineerosioon), eksaratsioon (liustikuerosioon), gravitatsioonilised protsessid, solifluktsioon jne. Sama mõistet (deflatsioon) kasutatakse paralleelselt tuuleerosiooni mõistega, kuid viimane 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. Endogeensed protsessid hõlmavad tektoonilised protsessid, magmatism, metamorfism, 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

aluseline

Kaasaegsel geoloogilisel ajastul on magmatism eriti arenenud Vaikse ookeani piirkonnas geosünklinaalne vöö, ookeani keskahelikud, Aafrika ja Vahemere riffivööndid jne. suur kogus mitmesugused maavaramaardlad.

Seismiline aktiivsus on seismilise režiimi kvantitatiivne mõõt, mis on määratud vaadeldaval territooriumil esinevate maavärinakollete keskmise arvuga teatud energiatugevuse vahemikus. kindel aeg tähelepanekud.

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.

Maavärin- üsna tavaline nähtus. Seda täheldatakse mitmel pool mandritel, aga ka ookeanide ja merede põhjas (in viimasel juhul nad räägivad "merevärinast"). Maavärinate arv per maakera ulatub 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 ja need jagunevad väga ebaühtlaselt – mõnes piirkonnas nagu tugevad maavärinad väga levinud, samas kui teistes on need äärmiselt haruldased või isegi puuduvad.

Maavärinad võib jagada endogeenseteksseotud sügaval Maa sees toimuvate protsessidega, ja eksogeensed, olenevalt Maa pinna lähedal toimuvatest protsessidest.

Looduslike maavärinateniNende hulka kuuluvad vulkaanipursketest põhjustatud vulkaanilised maavärinad ja tektoonilised maavärinad, mis on põhjustatud aine liikumisest Maa sügavas sisemuses.

Eksogeensetele maavärinatelehõlmab maavärinaid, mis tekivad karsti ja mõne muu nähtusega seotud maa-aluste kokkuvarisemiste, gaasiplahvatuste jms tagajärjel. Eksogeenseid maavärinaid võivad põhjustada ka Maa enda pinnal toimuvad protsessid: kivide kukkumine, meteoriitide kokkupõrked, vee langemine suur kõrgus ja muud nähtused, samuti 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 mõne sekundi või minuti 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 – justkui oleks sügavuses mingi tohutu uss , sajandeid uinunud, oli ärganud ja heitis ja pööras ... värisedes ja kohkudes, hooned kaldusid, nende valgete seinte ääres tekkisid lõhed nagu välk ja seinad lagunesid, uinudes kitsad tänavad ja inimesed nende hulgas... Maa-alune mürin, kivide kohin, puidu kriginad summutavad 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 järjekorda 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 kostis sumin uuesti; see meenutas arvukate võimsate kellade tummist helinat või mööduva raskekahurväe mürinat. Möirgamisele järgnesid tugevad muserdavad löögid: majadesse kukkus 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 tulid kohati pinnale ojad maa-alune vesi. 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.Mušketov järeldusele, et maavärina lainete allikas asus 10-12 km sügavusel, 15 km Alma-Atast lõuna pool.

Maavärina süvakeskust ehk fookust nimetatakse hüpotsentriks. INPlaanis on see ümmargune või ovaalne ala.

Pinnal paiknev ala Maad hüpotsentri kohal nimetatakseepitsenter . Seda iseloomustab maksimaalne hävitamine, paljud objektid liiguvad vertikaalselt (põrkavad) ja majade praod asuvad väga järsult, peaaegu vertikaalselt.

Alma-Ata maavärina epitsentri pindalaks määrati 288 km ² (36 * 8 km) ja piirkond, kus maavärin oli kõige võimsam, hõlmas 6000 km ². Sellist piirkonda nimetati pleistoseistiks (“pleisto” – suurim ja “seistos” – raputatud).

Alma-Ata maavärin kestis rohkem kui 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 ajaloos on maavärinaid kirjeldatud alates sellest ajast suur summa värinad. 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 esines umbes 500 tuhat värinat, millest 300 hävitav jõud 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 tagajärjel, vaid mingi pikaajalise aine liikumisprotsessi tulemusena. sisemised osad maakera.

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 oli linnas ja seda ümbritsevates külades tohutut hävingut. 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 hooned ümara kujuga(lift, mošee, katedraal jne) pidasid löögile 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 maavärinast loodes. kitsas riba, mis asub Kopet-Dagi jalamil

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 ookean: Cadizi lähedal ulatus nende kõrgus 20 m, Aafrika rannikul, Tangeri ja Maroko rannikul - 6 m, Funchali ja Madera saartel - kuni 5 m Lained ületasid Atlandi ookeani ja olid tunda ranniku lähedal Ameerika saartel Martinique ja Barbados, Antigua jne. Lissaboni maavärin tappis üle 60 tuhande inimese.

Sellised lained tekivad üsna sageli merevärinate ajal, neid nimetatakse tsutsnadeks. Nende lainete levimiskiirus jääb vahemikku 20–300 m/sek sõltuvalt: ookeani sügavusest; laine kõrgus ulatub 30 meetrini.

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 katastroofi ajal hukkus Kansu piirkonnas üle 200 tuhande inimese ja peamine põhjus Surmajuhtumid olid 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, gaasiheitmed ja jne. Maavärinate järel tekkinud häireid nimetatakse seismiline.

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.

Sära(metallist, poolmetallist ja mittemetallist - teemant-, klaas-, rasvane, vahajas, siidine, pärlmutter jne) määrab mineraali pinnalt peegeldunud valguse hulk ja 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 (pliimineraal), 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.

Sära olemus oleneb murdumisnäitajast ning mõlemad sõltuvad keemilisest koostisest ja kristallstruktuur mineraalne. 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 tugevad koos hoiavad. keemilised sidemed. Ilmekas näide on teemant, mis koosneb ainult ühest kergest elemendist, süsinikust. Vähemal määral kehtib see ka mineraalse korundi (Al 2O 3), 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 pinnaseisundist või mineraalse agregaadi struktuurist; vaigune läige on omane paljudele amorfsed ained(sealhulgas uraani või tooriumi radioaktiivseid elemente sisaldavad mineraalid).

Värv- lihtne ja mugav diagnostiline märk. Näited hõlmavad messingkollast püriiti (FeS 2), pliihall galeen (PbS) ja hõbevalge arsenopüriit (FeAsS 2). 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 - roheline, asuriit - 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 värvus võib ilmneda kristallstruktuuri defektide tõttu (põhjustatud täitmata aatomiasenditest võres või võõrioonid), mis võib valge valguse spektris põhjustada 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 mineraalne fluoriit on värviline erinevad värvid, kuid tema joon on alati valge.

Dekoltee- 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. Tasapindadevahelised sidumisjõud kristallvõre võib olenevalt kristallograafilisest suunast erineda. Kui mõnes suunas on need palju suuremad kui teistes, siis mineraal jaguneb risti nõrk ühendus. 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 nad võrdselt kergesti jagunevad, või mitu lõhustamissuunda erineval määral. Mõnel mineraalil pole üldse lõhustumist. Kuna lõhustamine kui mineraalide sisemise struktuuri ilming on nende pidev omadus, on see oluline diagnostiline tunnus.

Kõvadus- vastupidavus, mida mineraal annab 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 üksteisega väga seotud aatomikihtidest nõrgad jõud. 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)

Tabel 1. MOH KÕEDUSSKAAL

MineraalSuhteline kõvadusTalk 1 kips 2 kaltsiit 3 fluoriit 4 apatiit 5 ortoklaas 6 kvarts 7 topaas 8 korund 9 teemant 10

Mineraali kõvaduse määramiseks on vaja kindlaks teha kõige kõvem mineraal, mida see võib kriimustada. Uuritava mineraali kõvadus on suurem kui selle kriimustatud mineraali kõvadus, kuid väiksem kui Mohsi skaalal järgmise mineraali kõvadus. Sidumisjõud võivad kristallograafilisest suunast olenevalt erineda ja kuna kõvadus on nende jõudude ligikaudne hinnang, võib see eri suundades erineda. See erinevus on tavaliselt väike, välja arvatud küaniit, mille kõvadus on kristalli pikkusega paralleelses suunas 5 ja ristisuunas 7.

Kõvaduse ebatäpsemaks määramiseks võite kasutada järgmist lihtsamat praktilist skaalat.

2–2,5 pisipilt 3 hõbemünt 3,5 pronksmünt 5,5–6 sulenoa tera 5,5–6 aknaklaas 6,5–7 viil

Mineraloogilises praktikas kasutatakse ka absoluutsete kõvaduse väärtuste (nn mikrokõvadus) mõõtmist skleromeetri abil, mida väljendatakse kg/mm. 2.

Tihedus.Keemiliste elementide aatomite mass varieerub vesinikust (kergeim) 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 sisemisest struktuurist. 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/cm 3.

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.

magnetilisus -See on mõne mineraali omadus mõjuda magnetnõelale või olla magneti poolt 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 on sees loomulik vorm("iseenesest") toimib 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.Paljud mineraalid, mis sisaldavad selliseid elemente nagu nioobium, tantaal, tsirkoonium, haruldased muldmetallid, uraanil, tooriumil on sageli üsna märkimisväärne radioaktiivsus, mis on kergesti tuvastatav isegi kodumajapidamises 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.

4. MAAKOORE EPEIROGEENSED LIIKUMISED

Epeirogeensed liigutused- 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 peamine meetod nende uuring 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 liikumisedesinevad 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 lõike puhul 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.: Teadus, - 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.: Teaduslik maailm, 2003..

Khain V.E., Ryabukhin A.G. Geoloogiateaduste ajalugu ja metoodika. - M.: MSU, - 1996.

Hallem A. Suured geoloogilised vaidlused. M.: Mir, 1985.

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 keskosas, 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 maavärinaallikate 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 mõne sekundi või minuti 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 – justkui oleks sügavuses mingi tohutu uss , sajandeid uinunud, oli ärganud ja kõikus ja pööras ... Värisedes ja vappudes, hooned kaldusid, nende valgete seinte ääres tekkisid nagu välgud praod ja seinad lagunesid, uinudes kitsastel tänavatel ja inimeste seas neid... Maa-alune mürin, 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 järjekorda 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 kostis sumin uuesti; see meenutas arvukate võimsate kellade tummist helinat või mööduva raskekahurväe mürinat. Möirgamisele järgnesid tugevad muserdavad löögid: majadesse kukkus 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.Mušketov järeldusele, et maavärina lainete allikas asus 10-12 km sügavusel, 15 km Alma-Atast 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 hävitamine, paljud objektid liiguvad vertikaalselt (põrkavad) ja majade praod asuvad 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 rohkem kui 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 tekkis 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, neid nimetatakse tsutsnadeks. 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, gaasiheitmete tekkele 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 (pliimineraal), 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 pinnaseisundist 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 lõigu puhul 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.