Artikli sisu
MAAvärinad, Maa vibratsioonid, mis on põhjustatud äkilistest muutustest planeedi sisemuse seisundis. Need vibratsioonid on elastsed lained, mis levivad suurel kiirusel läbi kivimassi. Enamik tugevad maavärinad mõnikord on neid tunda allikast kaugemal kui 1500 km ja seismograafid (spetsiaalsed ülitundlikud instrumendid) võivad neid registreerida isegi vastaspoolkeral. Piirkonda, kust vibratsioon tekib, nimetatakse maavärina allikaks ja selle projektsiooni Maa pinnale nimetatakse maavärina epitsentriks. Enamiku maavärinate allikad asuvad maapõues mitte rohkem kui 16 km sügavusel, kuid mõnes piirkonnas ulatub allikate sügavus 700 km-ni. Iga päev toimub tuhandeid maavärinaid, kuid inimesed tunnevad neist vaid mõnda.
Maavärinaid mainitakse Piiblist, iidsete teadlaste - Herodotose, Pliniuse ja Liviuse - traktaatides, aga ka muistses hiina ja jaapani keeles. kirjalikud allikad. Kuni 19. sajandini Enamik maavärinateateid sisaldas kirjeldusi, mis olid tugevalt maitsestatud ebausuga ja teooriatega, mis põhinesid nappidel ja ebausaldusväärsetel tähelepanekutel. A. Perry (Prantsusmaa) alustas 1840. aastal maavärinate süstemaatilisi kirjeldusi (katalooge). 1850. aastatel koostas R. Malle (Iirimaa) suure maavärinate kataloogi ja tema üksikasjalik aruanne 1857. aasta Napoli maavärina kohta sai üheks esimeseks rangelt teaduslikuks kirjelduseks suurte maavärinate kohta.
Maavärinate põhjused.
Kuigi iidsetest aegadest on tehtud arvukalt uuringuid, ei saa öelda, et maavärinate põhjuseid oleks täielikult uuritud. Lähtudes protsesside iseloomust nende allikatel eristatakse mitut tüüpi maavärinaid, millest peamised on tektoonilised, vulkaanilised ja inimese põhjustatud maavärinad.
Tektoonilised maavärinad
tekkida pinge järsu vabanemise tõttu, näiteks liikumisel mööda maakoore riket (uuring Viimastel aastatel näitavad, et sügavaid maavärinaid võivad põhjustada faasisiirded Maa vahevöös, esinedes teatud temperatuuridel ja rõhkudel). Mõnikord tulevad pinnale sügavad vead. Katastroofilise maavärina ajal San Franciscos 18. aprillil 1906. aastal kogupikkus pinnarebed San Andrease rikkevööndis ulatusid üle 430 km, maksimaalne horisontaalnihe oli 6 m. Seismogeensete nihkete maksimaalne registreeritud väärtus rikkest oli 15 m.
Vulkaanilised maavärinad
tekivad magmaatilise sulandi äkiliste liikumiste tagajärjel Maa soolestikus või nende liikumiste mõjul tekkivate rebendite tagajärjel.
Inimtekkelised maavärinad
põhjuseks võivad olla maa-alused tuumakatsetused, reservuaaride täitmine, nafta ja gaasi tootmine vedeliku süstimisega kaevudesse, lõhkamine kaevandamise ajal jne. Vähem tugevad maavärinad tekivad koopavõlvide või kaevanduste kokkuvarisemisel.
Seismilised lained.
Maavärina allikast levivad võnkumised on elastsed lained, mille iseloom ja levimise kiirus sõltuvad kivimite elastsusomadustest ja tihedusest. Elastsed omadused hõlmavad mahumoodulit, mis iseloomustab survekindlust ilma kuju muutmata, ja nihkemoodulit, mis määrab vastupidavuse nihkejõududele. Elastsete lainete levimise kiirus suureneb otseselt võrdeliselt keskkonna elastsuse ja tiheduse parameetrite ruutjuurega.
Piki- ja põiklained.
Need lained ilmuvad kõigepealt seismogrammidel. Esimesena registreeritakse pikisuunalised lained, mille läbimise käigus iga keskkonnaosake esmalt kokku surutakse ja seejärel uuesti paisub, kogedes pikisuunalist (st laine levimise suunas) edasi-tagasi liikumist. Neid laineid nimetatakse ka R- lained ehk esmased lained. Nende kiirus sõltub kivimi elastsusmoodulist ja jäikusest. Maapinna kiiruse lähedal R-laine kiirus on 6 km/s ja väga suurel sügavusel ca. 13 km/s. Järgmisena registreeritakse põiki seismilised lained, mida nimetatakse ka S-lained ehk sekundaarsed lained. Nende möödudes võngub iga kiviosake laine levimise suunaga risti. Nende kiirus sõltub kivimi nihkekindlusest ja on ligikaudu 7/12 levimiskiirusest R- lained
Pinnalained
levida mööda maapinda või sellega paralleelselt ega tungida sügavamale kui 80-160 km. Sellesse rühma kuuluvad Rayleighi lained ja armastuslained (nimetatud teadlaste järgi, kes arendasid matemaatiline teooria selliste lainete levik). Kui Rayleighi lained läbivad, kirjeldavad kiviosakesed fookustasandil paiknevaid vertikaalseid ellipse. Lovelainetes võnguvad kiviosakesed laine levimise suunaga risti. Pinnalaineid lühendatakse sageli kui L-lained. Nende levimiskiirus on 3,2-4,4 km/s. Süvafookusega maavärinate ajal on pinnalained väga nõrgad.
Amplituud ja periood
iseloomustama võnkuvad liigutused seismilised lained. Amplituud on suurus, mille võrra muutub pinnaseosakeste asukoht laine läbimise ajal võrreldes eelmise puhkeolekuga. Võnkeperiood on ajavahemik, mille jooksul toimub osakese üks täielik võnkumine. Maavärina allika lähedal täheldatakse erineva perioodiga vibratsioone - sekundi murdosast mitme sekundini. Siiski edasi pikki vahemaid keskusest (sadade kilomeetrite kaugusel) on lühiajalised võnked vähem väljendunud: R-laineid iseloomustavad perioodid 1 kuni 10 s ja jaoks S-lained – natuke rohkem. Pinnalainete perioodid ulatuvad mõnest sekundist mitmesaja sekundini. Võnkumiste amplituudid võivad allika lähedal olla märkimisväärsed, kuid 1500 km või rohkematel vahemaadel on need väga väikesed – lainete puhul alla mõne mikroni. R Ja S ja alla 1 cm – pinnalainete puhul.
Peegeldus ja murdumine.
Oma teekonnal erinevate omadustega kivimikihtidega kokku puutudes peegelduvad või murduvad seismilised lained, nii nagu valguskiir peegeldub peegelpinnalt või murdub õhust vette liikudes. Mis tahes muutused materjali elastsuses või tiheduses seismiliste lainete levimise teel põhjustavad nende murdumist ja keskkonna omaduste järskude muutustega peegeldub osa laineenergiast ( cm. riis.).
Seismiliste lainete rajad.
Piki- ja põiklained levivad Maa paksuses, samas kui keskkonnas osaleb ruumala võnkeprotsess. Pinda, mis vastab teatud tüüpi lainete maksimaalsele liikumisele antud hetkel, nimetatakse nende lainete frondiks. Kuna keskkonna elastsusmoodul suureneb sügavusega kiiremini kui selle tihedus (kuni 2900 km sügavuseni), on laine levimise kiirus sügavuses suurem kui pinna lähedal ja lainefront näib olevat sisemaal rohkem arenenud kui külgmine (külgmine) suund. Laine tee on joon, mis ühendab lainefrondi punkti laine allikaga. Laine levimise suunad R Ja S on kõverad allapoole kumerad (tingituna sellest, et lainete kiirus on sügavuses suurem). Lainete trajektoorid R Ja S langevad kokku, kuigi esimesed levisid kiiremini.
Maavärina epitsentrist kaugel asuvad seismilised jaamad ei registreeri mitte ainult otselaineid R Ja S, aga ka seda tüüpi laineid, mis on juba kord Maa pinnalt peegeldunud - RR Ja SS(või PR 1 Ja S.R. 1) ja mõnikord - kajastub kaks korda - RRR Ja SSS(või PR 2 ja S.R. 2). Samuti on peegeldunud laineid, mis läbivad ühe teelõiku kui R-laine ja teine, pärast peegeldust, - meeldib S-Laine. Saadud teisendatud lained on tähistatud kui PS või SP. Süvafookusega maavärinate seismogrammidel on täheldatud ka teist tüüpi peegeldunud laineid, näiteks laineid, mis peegeldusid Maa pinnalt enne salvestusjaama jõudmist. Tavaliselt tähistatakse neid väikese tähega, millele järgneb suur täht (näiteks pR). Neid laineid on väga mugav kasutada maavärina allika sügavuse määramiseks.
2900 km sügavusel kiirus P-lained vähenevad järsult >13 km/s kuni ~ 8 km/s; A S-lained ei levi allapoole seda taset, mis vastab maa tuuma ja vahevöö piirile . Mõlemat tüüpi lained peegelduvad sellelt pinnalt osaliselt ja osa nende energiast naaseb pinnale lainetena, mida tähistatakse kui R koos R-ga Ja S koos S-ga. R-lained läbivad tuuma, kuid nende trajektoor on järsult kõrvale kaldunud ja Maa pinnale tekib varjutsoon, mille sees registreeritakse ainult väga nõrgad lained R-lained. See tsoon algab u. 11 tuhat km seismilisest allikast ja juba 16 tuhande km kaugusel R-lained ilmuvad uuesti ja nende amplituud suureneb oluliselt tuuma fookustava mõju tõttu, kus lainekiirused on väikesed. R- läbivad lained maa tuum, on määratud RKR või Rў . Seismogrammid eristavad selgelt ka laineid, mis liiguvad lainetena mööda teed allikast tuumani S, seejärel läbivad lainetena südamiku R, ja väljastamisel teisendatakse lained uuesti tüübiks S. Maa keskosas, enam kui 5100 km sügavusel, asub sisemine tuum, arvatavasti tahkes olekus, kuid selle olemus pole veel päris selge. Laineid, mis tungivad läbi selle sisemise tuuma, tähistatakse kui RKIKR või SKIKS(cm. riis. 1).
Maavärinate registreerimine.
Seadet, mis salvestab seismilisi vibratsioone, nimetatakse seismograafiks ja salvestust ennast nimetatakse seismogrammiks. Seismograaf koosneb korpuse sees vedru abil riputatud pendlist ja salvestusseadmest.
Üks esimesi salvestusseadmeid oli paberlindiga pöörlev trummel. Kui trummel pöörleb, liigub see järk-järgult ühele küljele, nii et paberil oleva salvestuse nulljoon näeb välja nagu spiraal. Iga minut tõmmatakse graafikule vertikaalsed jooned - ajatemplid; Selleks kasutatakse väga täpseid kellasid, mida perioodiliselt kontrollitakse täpse ajastandardi järgi. Lähedal asuvate maavärinate uurimiseks on vaja märgistamise täpsust kuni sekundini või vähem.
Paljud seismograafid kasutavad induktsioonseadmeid mehaanilise signaali muundamiseks elektriliseks signaaliks, milles liikumisel inertne mass pendli keha suhtes, muutub pöördeid läbiva magnetvoo suurus induktsioonpool. Tekkiv nõrk elektrivool juhib peegliga ühendatud galvanomeetrit, mis heidab valgusvihu salvestusseadme valgustundlikule paberile. Kaasaegsetes seismograafides salvestatakse vibratsioonid digitaalselt arvutite abil.
Maavärina magnituud
määratakse tavaliselt seismograafi salvestiste põhjal skaalal. Seda skaalat tuntakse magnituudiskaalana või Richteri skaalana (nimetatud Ameerika seismoloogi C. F. Richteri järgi, kes pakkus selle välja 1935. aastal). Maavärina tugevus on mõõtmeteta suurus, mis on võrdeline antud maavärina ja mõne standardse maavärina teatud tüüpi lainete maksimaalsete amplituudide suhte logaritmiga. Lähedaste, kaugete, madalate (madalate) ja sügavate maavärinate tugevuse määramise meetodites on erinevusi. Erinevat tüüpi lainete põhjal määratud magnituudid erinevad suuruse poolest. Erineva magnituudiga maavärinad (Richteri skaalal) avalduvad järgmiselt:
2 - kõige nõrgemad löögid;
4 1/2 - nõrgimad löögid, mis põhjustavad väiksemaid kahjustusi;
6 - mõõdukas hävitamine;
8 1/2 - tugevaimad teadaolevad maavärinad.
Maavärina intensiivsus
hinnatakse maa-ala mõõdistamisel punktidena, lähtudes maapealsete konstruktsioonide hävimise või nende põhjustatud maapinna deformatsioonide suurusest. Ajalooliste või iidsemate maavärinate intensiivsuse retrospektiivseks hindamiseks kasutatakse mõningaid empiiriliselt saadud seoseid. Ameerika Ühendriikides tehakse intensiivsuse hinnangud tavaliselt modifitseeritud 12-punktilise Mercalli skaala abil.
1 punkt. Seda tunnevad üksikud eriti tundlikud inimesed eriti soodsates oludes.
3 punkti. Inimesed tunnevad seda nagu mööduva veoauto vibratsiooni.
4 punkti. Nõud ja aknaklaasid ragisevad, uksed ja seinad krigisevad.
5 punkti. Tundsid peaaegu kõik; paljud magajad ärkavad. Lahtised esemed kukuvad alla.
6 punkti. Seda tunnevad kõik. Väikesed kahjustused.
8 punkti. Korstnad ja monumendid kukuvad, müürid varisevad. Veetase kaevudes muutub. Kapitalihooned on tõsiselt kannatada saanud.
10 punkti. Tellishooned ja karkasskonstruktsioonid hävivad. Rööpad deformeeruvad ja tekivad maalihked.
12 punkti. Täielik häving. Lained on maapinnal nähtavad.
Venemaal ja mõnes naaberriigis on tavaks hinnata kõikumiste intensiivsust MSK punktides (12-punktine Medvedev-Sponheuer-Karnik skaala), Jaapanis - JMA punktides (Jaapani meteoroloogiaagentuuri 9-palline skaala).
Intensiivsus punktides (väljendatud täisarvudes ilma murdudeta) määratakse kindlaks maavärina toimumise piirkonna uurimisel või elanike küsitlemisel nende tunnete kohta hävingu puudumisel või arvutustega, kasutades antud piirkonna kohta empiiriliselt saadud ja aktsepteeritud valemeid. Esimese teabe hulgas toimunud maavärina kohta saab teatavaks selle suurusjärk, mitte intensiivsus. Magnituud määratakse seismogrammide järgi isegi suurte vahemaade korral epitsentrist.
Maavärinate tagajärjed.
Tugevad maavärinad jätavad palju jälgi, eriti epitsentri piirkonnas: kõige levinumad on maalihked ja lahtise pinnase nihked ning praod maapinnal. Selliste häirete olemuse määrab suuresti piirkonna geoloogiline struktuur. Lahtises ja veega küllastunud pinnases järskudel nõlvadel tekivad sageli maalihked ja varingud ning paks veega küllastunud loopealse kiht orgudes deformeerub kergemini kui kõvad kivimid. Loopealse pinnal tekivad vajumisbasseinid, mis täituvad veega. Ja isegi mitte väga tugevad maavärinad peegelduvad maastikul.
Nihked mööda rikkeid või pinnarebed võivad muuta maapinna üksikute punktide plaani ja kõrgusasendit piki rikkejoont, nagu juhtus 1906. aasta San Francisco maavärina ajal. 1915. aasta oktoobri maavärina ajal Nevada osariigis Pleasant Valleys tekkis murrangule 35 km pikkune ja kuni 4,5 m kõrgune ripp. 1940. aasta mai maavärina ajal Californias Imperial Valleys toimusid liikumised piki 55-kilomeetrist lõiku. rike ja täheldati horisontaalseid nihkeid kuni 4 m.. Assami maavärina (India) tagajärjel juunis 1897 epitsentri piirkonnas muutus ala kõrgus mitte vähem kui 3 m.
Olulised pinnadeformatsioonid on jälgitavad mitte ainult rikete läheduses ja toovad kaasa jõgede voolusuuna muutumise, vooluveekogude paisumise või purunemise, veeallikate režiimi katkemise ja mõned neist lakkavad ajutiselt või lõplikult toimimast, vaid samal ajal võivad ilmuda uued. Kaevud ja puurkaevud täituvad mudaga ning veetase neis muutub märgatavalt. Tugevate maavärinate ajal võib purskkaevudes paiskuda maapinnast vett, vedelat muda või liiva.
Liikumisel mööda rikkeid tekivad kahjustused autole ja raudteed, hooned, sillad ja muud insenerirajatised. Hästi ehitatud hooned varisevad aga harva täielikult kokku. Tavaliselt sõltub hävitamise määr otseselt struktuuri tüübist ja geoloogiline struktuur maastik. Mõõduka tugevusega maavärinate ajal võivad hooned osaliselt kahjustada ja kui need on halvasti projekteeritud või halvasti ehitatud, on võimalik nende täielik hävimine.
Väga tugevate löökide ajal võivad seismilisi ohte arvesse võtmata ehitatud konstruktsioonid kokku kukkuda ja saada tõsiseid kahjustusi. Tavaliselt ei kuku ühe- ja kahekorruselised hooned kokku, välja arvatud juhul, kui neil on väga rasked katused. Juhtub aga nii, et need nihkuvad vundamentidelt ja sageli nende krohv praguneb ja kukub maha.
Diferentsiaalliigutused võivad põhjustada sildade tugedest eemaldumise ning kommunaalteenuste ja veetorude purunemise. Tugeva vibratsiooni korral võivad pinnasesse asetatud torud "kokku klappida", üksteise külge kinni jääda või painduda, tulles pinnale ning raudteerööpad deformeeruvad. Maavärinaohtlikel aladel tuleb ehitised projekteerida ja ehitada vastavalt antud alale vastuvõetud ehitusnormidele vastavalt seismilise tsoneerimise kaardile.
Tiheasustusaladel tekitavad maavärinatest endist pea rohkem kahju tulekahjud, mis tekivad gaasitorude ja elektriliinide purunemise, ahjude, pliitide ja erinevate kütteseadmete ümbermineku tagajärjel. Tulekahjude kustutamise raskendab asjaolu, et veevärk on kahjustatud ja tänavad on tekkiva killustiku tõttu läbimatud.
Seotud nähtused.
Mõnikord kaasneb värinaga selgelt kuuldav madal sumin, kui seismiliste vibratsioonide sagedus jääb inimkõrva tajutavasse vahemikku; mõnikord kostub selliseid helisid värina puudumisel. Mõnes piirkonnas on need üsna tavalised, kuigi märkimisväärsed maavärinad on väga haruldased. Samuti on arvukalt teateid kuma ilmumisest tugevate maavärinate ajal. Üldtunnustatud seletust sellistele nähtustele veel pole. Tsunami ( suured lained merel) tekivad merepõhja kiirete vertikaalsete deformatsioonide ajal veealuste maavärinate ajal. Tsunamid levivad sügavates ookeanides kiirusega 400–800 km/h ja võivad epitsentrist tuhandete kilomeetrite kaugusel asuvatel rannikutel hävitada. Epitsentri lähedal asuvatel kallastel ulatuvad need lained kohati 30 m kõrgusele.
Paljude tugevate maavärinate ajal registreeritakse lisaks põhilöökidele ka eeltõukeid (eelnevad maavärinad) ja arvukalt järeltõukeid (peavärinale järgnevad maavärinad). Järeltõuked on tavaliselt nõrgemad kui põhitõuge ja võivad korduda nädalate või isegi aastate jooksul, muutudes üha harvemaks.
Maavärinate geograafiline levik.
Enamik maavärinaid on koondunud kahte pikka kitsasse tsooni. Üks neist raamib Vaikst ookeani ja teine ulatub Assooridest itta Kagu-Aasias.
Vaikne ookean seismiline tsoon kulgeb mööda Lõuna-Ameerika läänerannikut. Kesk-Ameerikas jaguneb see kaheks haruks, millest üks järgib Lääne-India saarekaare ja teine jätkub põhja poole, laienedes Ameerika Ühendriikides Kaljumägede läänepoolsetele ahelikele. Edasi läbib see tsoon Aleuudi saari Kamtšatka ja seejärel Jaapani saarte, Filipiinide, Uus-Guinea ja Vaikse ookeani edelaosa saared Uus-Meremaa ja Antarktikani.
Teine tsoon Assooridelt ulatub itta läbi Alpide ja Türgi. Lõuna-Aasias laieneb ja seejärel kitseneb ja muudab suunda meridionaalile, läbib Myanmari territooriumi, Sumatra ja Jaava saari ning ühendub Uus-Guinea piirkonnas asuva Vaikse ookeani tsooniga.
Atlandi ookeani keskosas on ka väiksem tsoon, mis järgneb Atlandi ookeani keskharjale.
On mitmeid piirkondi, kus maavärinaid esineb üsna sageli. Nende hulka kuuluvad Ida-Aafrika, India ookean ja Põhja-Ameerikas St. Riveri org. Lawrence ja USA kirdeosa.
Võrreldes madala fookusega maavärinatega on sügava fookusega maavärinate levik piiratud. Neid ei ole registreeritud Vaikse ookeani tsoonis Lõuna-Mehhikost Aleuudi saarteni ja Vahemere tsoonis - Karpaatidest läänes. Sügava fookusega maavärinad on iseloomulikud Vaikse ookeani lääneservale, Kagu-Aasiale ja Lõuna-Ameerika läänerannikule. Sügava fookusega allikatega tsoon asub tavaliselt madala fookusega maavärinate tsoonis mandripoolsel küljel.
Maavärina prognoos.
Maavärina prognooside täpsuse parandamiseks on vaja paremini mõista maakoores pinge akumuleerumise, roomamise ja rikete deformatsioonide mehhanisme, selgitada välja seosed Maa sisemusest lähtuva soojusvoo ja maavärinate ruumilise jaotuse vahel ning samuti et määrata kindlaks maavärina kordumise mustrid sõltuvalt nende tugevusest.
Paljudes maakera piirkondades, kus on võimalikud tugevad maavärinad, tehakse geodünaamilisi vaatlusi, et tuvastada maavärina eelkäijaid, mille hulgas väärivad erilist tähelepanu muutused. seismiline aktiivsus, maakoore deformatsioonid, geomagnetväljade ja soojusvoo anomaaliad, äkilised muutused kivimite omadused (elektrilised, seismilised jne), geokeemilised anomaaliad, veerežiimi häired, atmosfäärinähtused, samuti putukate ja teiste loomade (bioloogilised lähteained) ebanormaalne käitumine. Seda tüüpi uuringuid tehakse spetsiaalsetes geodünaamilistes testimiskohtades (näiteks Parkfield Californias, Garm Tadžikistanis jne). Alates 1960. aastast on tegutsenud paljud seismilised jaamad, mis on varustatud ülitundlike salvestusseadmete ja võimsate arvutitega, mis võimaldavad neil kiiresti andmeid töödelda ja maavärina allikate asukohti määrata.
Sellest artiklist saate teada mis on maavärin, mis põhjustel see toimub ja kui ohtlik see inimesele võib olla. Õppige ka maavärinate tüüpide ja jõu mõõtmise kohta.
Maavärinad on oma päritolu ja hävitava potentsiaali tõttu inimeste jaoks üks tõsisemaid vaenlasi. Olenevalt värina tugevusest võib hävitamine maapinnal ulatuda katastroofiliste mõõtmeteni. Ükskõik kui tugevad on hooned ja mis tahes inimstruktuurid, looduse jõul võib kõik hävida.
Meie planeedil toimub igal aastal umbes miljon maavärinat, millest enamik ei põhjusta inimesele kahju ega ole isegi füüsiliselt tunda. Kuid tugevad värinad tekivad perioodiliselt (ligikaudu kord kahe nädala jooksul), mis ohustavad inimeste elu. Enamik maavärinaid toimub ookeani põhjas, mis on teise loodusnähtuse põhjus - tsunami, mis ei pruugi olla vähem ohtlik, hävitades hiidlainega kõik oma teel. Tsunamioht esineb ainult rannikualadel ja olulise maavärinaga ning maavärinad on ohtlikud peaaegu kogu planeedile.
Maavärin pole midagi muud kui värinad, mis on põhjustatud meie planeedi sees toimuvatest protsessidest, on seismiline nähtus, mis tekib maakoore järskude nihkumiste tagajärjel. See protsess võib toimuda suurel sügavusel maa soolestikus, kuid kõige sagedamini pinnal (kuni 100 km).
Maavärinad on Maa kivimite liikumise viimane etapp. Hõõrdejõud hoiab ära nihked maakoores, kuid pinge saavutamisel kriitilise piirini toimub kivimi purunemisel järsk nihe, hõõrdejõu energia leiab liikumisel väljundi, millest võnked levivad nagu helilained, kõik suunad. Kohta, kus rike või liikumine toimub, nimetatakse maavärina fookuseks, A punkt maapinnal fookuse kohal – maavärina epitsenter. Kui te eemaldute epitsentrist, tugevus lööklaine väheneb. Selliste lainete kiirus võib ulatuda 7-8 km-ni sekundis.
Maavärinate põhjused on tektoonilised protsessid(seotud maakoore või vahevöö loomuliku liikumise või deformatsiooniga), vulkaanilised ja muud vähemtõsised, mis on seotud varingu, maalihke, reservuaaride täitumise, maa-aluste kaevanduste õõnsuste kokkuvarisemise, plahvatuste ja muude muutustega, mis on enamasti põhjustatud inimtegevusest. nimetatakse kunstlikeks patogeenideks.
Maavärinate tüübid
Vulkaanilised maavärinad tekivad kõrge pinge tagajärjel vulkaani sügavustes, mis on tingitud laava või vulkaanilise gaasi liikumisest. Sellised maavärinad inimestele suurt ohtu ei kujuta, kuid kestavad kaua ja korduvalt.
Inimtekkelised maavärinad mis on põhjustatud inimtegevusest, näiteks üleujutuse korral suurte veehoidlate ehitamisel, nafta või maagaasi, kivisöe kaevandamisel, st kui maakoore terviklikkust rikutakse. Maavärinad pole sellistel juhtudel suured, kuid võivad olla ohtlikud Maa pinna väikesele alale ja kutsuda esile ka tõsisemaid tektoonilisi muutusi, mis toovad kaasa kivimite pinge suurenemise planeedi maakoores.
Maavärinad maalihketest ja suurtest maalihketest põhjustatud, ei ole nii ohtlikud ja on oma olemuselt lokaalsed.
Inimtekkelised maavärinad tekkida võimsate relvade või kliimarelvade (tektooniliste relvade) kasutamise korral. Selliste maavärinate tugevus sõltub plahvatuse võimsusest või kasutamise intensiivsusest (kliimarelvade puhul). Teave tektooniliste relvade kasutamise kohta liigitatakse enamasti lihtsurelike jaoks ja võib vaid oletada, mis täpselt planeedi konkreetses piirkonnas maavärinani viis.
Maavärina tugevuse mõõtmiseks kasutatakse magnituudi ja intensiivsuse skaalat..
Magnituudi skaala– maavärina suhteline tunnus, millel on oma variatsioonid: lokaalne magnituud (ML), pinnalaine magnituud (MS), kehalaine tugevus (MB), momenti tugevus (MW). Kõige populaarsem skaala on Richteri kohalik magnituudiskaala, kes 1935. aastal pakkus välja selle maavärinate tugevuse mõõtmise meetodi, mis andis sellele skaalale nime. Richteri skaala on vahemikus 1 kuni 9, magnituudi suurust mõõdetakse spetsiaalse seadmega - seismograafiga. Suurusskaalat aetakse sageli segi 12-punktilise skaalaga, mis hindab välised ilmingud värinad (hävitamine, mõju inimestele, loodusobjektidele). Löögi enda hetkel saadakse ennekõike andmed tugevuse suuruse ja pärast maavärinat - maavärina tugevuse kohta, mida mõõdetakse intensiivsuse skaalal.
Intensiivsuse skaala– maavärina kvalitatiivne tunnus, mis näitab selle nähtuse olemust ja ulatust seoses inimeste, loomade, looduse, looduslike ja tehislike ehitistega maavärinast mõjutatud piirkonnas.
Maavärina intensiivsust saab määrata ühe aktsepteeritud seismoloogilise intensiivsuse skaala või maapinna vibratsiooni maksimaalsete kinemaatiliste parameetrite järgi
IN erinevad riigid Maavärina intensiivsuse mõõtmiseks on erinevaid viise:
Venemaal ja mõnes teises riigis on kasutusele võetud 12-punktiline Medvedev-Sponheuer-Karnik skaala.
Euroopas - 12-punktiline Euroopa makroseismiline skaala.
USA-s - 12-punktiline modifitseeritud Mercalli skaala.
Jaapanis - Jaapani meteoroloogiaagentuuri 7-palline skaala.
Vaatame, mida need numbrid tähendavad, välja arvatud Jaapani mõõtmismeetod:
3 punkti – väikesed vibratsioonid, mida märkavad eriti tundlikud inimesed, kes viibivad maavärina ajal siseruumides.
5 punkti - ruumis esineb esemete õõtsumist, lööke tunnevad kõik, kes on teadvusel.
6-7 punkti - hoonete hävimine, maakoore praod on võimalikud, värinad on tunda igas piirkonnas ja igas ruumis.
8-10 punkti - peaaegu igasuguse kujundusega hooned hakkavad kokku varisema, inimesel on raske jalgadel seista ja maakooresse võivad tekkida suured praod.
Loogiliselt arutledes võib umbkaudu ette kujutada, et väiksem väärtus sellel skaalal põhjustab vähem kahju, samas kui maksimaalne väärtus pühib kõik Maa pealt ära.
Maavärinad
Maavärinaid võivad põhjustada ka maalihked ja suured maalihked. Selliseid maavärinaid nimetatakse maalihketeks, need on oma olemuselt kohalikud ja madala tugevusega.
Kunstliku looduse maavärinad
Maavärina võib põhjustada ka kunstlikult: näiteks suure hulga lõhkeainete plahvatus või maa-alune tuumaplahvatus(tektooniline relv). Sellised maavärinad sõltuvad plahvatatud materjali hulgast. Näiteks KRDV testimisel tuumapomm 2006. aastal toimus mõõdukas maavärin, mis registreeriti paljudes riikides.
Sümptomid: Maavärin toimub tavaliselt hilisõhtul
või koidikul ja algab kerge maa raputusega, millega kaasneb
tugev maa-alune mürin.
Pärast seda, mõnikord kiiresti, tekib rida tugevaid šokke, mis võivad
põhjustada vulkaanipurset, kivide kukkumist ja isegi maapinna purunemisi.
Maatükid võivad tõusta ja langeda, põhjustades omakorda
maalihked ja tsunamid – hiiglaslikud tõusulained, tabades ootamatult rannikualasid (neid nimetatakse ka seismilisteks laineteks).
Ja lõpuks, maavärina viimases etapis, väheneb vibratsiooni tugevus (mille tõttu hakkavad paljud end väga halvasti tundma ja "merehaigust maal".
Ohtlikud ja kahjulikud tegurid maavärinad:
Kahjustavate teguritega kokkupuutumise tulemusena tekivad tsoonid, mis on ohtlikud inimelu ohutusele ja mõjutavad elutähtsate objektide toimimise jätkusuutlikkust. Tsoonis võivad tekkida kahjustuskolded. Maavärinad on kõige paremini tuntud hävingu poolest, mida nad võivad põhjustada. Maavärina põhjuseks on maakoore lõigu kui terviku kiire nihkumine elastselt pingestatud kivimite plastilise (hapra) deformatsiooni hetkel maavärina allikas. Enamik maavärinaid toimub Maa pinna lähedal. Nihe ise toimub tühjendusprotsessi ajal elastsete jõudude toimel - vähendades elastseid deformatsioone kogu plaadi sektsiooni mahus ja nihkudes tasakaaluasendisse. Maavärin on kiire (geoloogilises skaalas) üleminek potentsiaalne energia, mis on kogunenud maa sisemuse elastselt deformeerunud (kokkusurutud, nihutatud või venitatud) kivimitesse, nende kivimite vibratsiooni energiaks (seismilised lained), maavärina allika kivimite struktuuri muutuste energiaks. See üleminek toimub siis, kui maavärina allikas asuvate kivimite tõmbetugevus on ületatud.
2 Maavärinate uurimine
Teadusgeoloogia (selle kujunemine pärineb aastast XVIII sajand) tegi õige järelduse, et värisevad peamiselt noored maakoore alad. 19. sajandi teisel poolel oli see juba välja kujunenud üldine teooria, mille järgi maakoor jagunes iidseteks tallikilbideks ja noorteks liikuvateks mäeahelikeks. Selgus, et noored mäestikusüsteemid - Alpid, Püreneed, Karpaadid, Himaalaja, Andid - on vastuvõtlikud tugevatele maavärinatele, iidsed kilbid aga alad, kus tugevaid maavärinaid ei esine.Maavärinate registreerimisel saadud info on teaduse jaoks väga oluline, see annab teavet nii maavärina allika kui ka maakoore ehituse kohta teatud piirkondades ja Maa kui terviku kohta. Umbes 20 minutit pärast tugevat maavärinat saavad seismoloogid üle kogu maakera sellest teada. Selleks pole vaja raadiot ega telegraafi.
Kuidas see juhtub? Maavärina ajal kiviosakesed liiguvad ja vibreerivad. Nad suruvad ja vibreerivad naaberosakesi, mis edastavad vibratsiooni elastse laine kujul veelgi kaugemale.
Seega edastatakse löök justkui mööda ketti ja lahkneb elastsete lainete kujul igas suunas. Järk-järgult, maavärina allikast eemaldudes, laine nõrgeneb.
Näiteks on teada, et elastsed lained kanduvad mööda rööpaid edasi kihutavast rongist kaugele ette, täites need ühtlase, vaevukuuldava suminaga. Maavärina ajal tekkivaid elastseid laineid nimetatakse seismilisteks. Neid registreerivad seismograafid üle maakera seismilistes jaamades. Maavärina allikast seismilistesse jaamadesse liikuvad seismilised lained läbivad Maa kihte, mis on otseseks vaatluseks kättesaamatud. Salvestatud seismiliste lainete omadused - nende ilmumise aeg, amplituud, võnkeperiood ja muud parameetrid - võimaldavad määrata maavärina epitsentri asukoha, selle tugevuse ja võimaliku tugevuse punktides. Seismilised lained kannavad teavet ka Maa ehituse kohta. Seismogrammi dešifreerimine on nagu seismiliste lainete loo lugemine selle kohta, mida nad sügaval Maa sees kohtasid. See on raske, kuid põnev ülesanne. Maavärina ajal levivad piki Maa pinda, aga ka piki ookeane väga pikad pinnapealsed seismilised lained, mille perioodid ulatuvad mõnest sekundist mitme minutini. Need lained tiirlevad ümber Maa mitu korda. Epitsentrist üksteise poole levides panevad nad vibreerima kogu maakera tervikuna. Maakera hakkab löömisel “helima” nagu hiiglaslik kell ja selline löök Maale on tugev maavärin. Viimastel aastatel on kindlaks tehtud, et sellise heli (võnkumise) põhitooni periood on umbes tund ja see salvestatakse eriti tundliku seadmega. Need andmed võimaldavad elektroonilises arvutis tehtavate keeruliste arvutuste abil teha järeldusi meie planeedi füüsikaliste omaduste kohta ja määrata Maa kesta või vahevöö struktuuri sadade kilomeetrite sügavusel.
Maavärinaid tuvastav spetsiaalne seade seismograaf kasutab inertsi omadust. Seismograafi põhiosa – pendel – on statiivilt vedrule riputatud raskus. Pinnase vibreerimisel jääb seismograafi pendel selle liikumisest maha. Kui kinnitate pendli külge nõela ja surute vastu suitsuklaasi nii, et nõel puudutab ainult selle pinda, saate kõige lihtsama seismograafi, mis on varem kasutusel olnud. Pinnas ja koos sellega statiiv ja klaasplaat vibreerivad, pendel ja nõel jäävad inertsist liikumatuks. Tahmalisele pinnale joonistab nõel Maa pinna vibratsioonikõvera antud punktis.
Kui nõela asemel kinnitatakse pendli külge peegel ja sellele on suunatud valgusvihk, siis peegeldunud kiir - "jänku" - taastoodab mulla vibratsiooni suurendatud kujul. Selline “jänku” suunatakse ühtlaselt liikuvale fotopaberi lindile; peale arendust on sellel lindil näha salvestatud vibratsioone - Maa vibratsiooni kõverat ajas - seismogrammi.
Maavärinate intensiivsust või tugevust iseloomustavad nii punktid (hävituse mõõt) kui ka magnituudi mõiste (vabanenud energia). Venemaal kasutatakse S. V. Medvedevi, V. Sponheueri ja V. Karniku koostatud 12-punktilist maavärina intensiivsuse skaalat MSK - 64.
Selle skaala järgi aktsepteeritakse järgmist maavärinate intensiivsuse või tugevuse gradatsiooni:
1–3 punkti – nõrk;
4 – 5 punkti – käegakatsutav;
6 – 7 punkti – tugev (lagunenud hooned hävivad);
8 – hävitav (tugevad hooned ja tehasetorud on osaliselt hävinud);
9 – laastav (enamik hooneid hävib);
10 – hävitav (hävivad peaaegu kõik hooned, sillad, tekivad varingud ja maalihked)
11 – katastroofiline (kõik hooned hävivad, maastik muutub);
12 – katastroofilised katastroofid (täielik hävimine, maastiku muutumine suurel alal).
Seismoloogid üle kogu maailma kasutavad seismoloogias samu määratlusi:
a) seismiline oht - teatud jõu seismiliste mõjude võimalus (tõenäosus) maapinnale (seismilise intensiivsuse skaala punktides, vibratsiooni amplituudides või kiirendustes) antud piirkonnas vaadeldava ajavahemiku jooksul;
b) seismiline risk - maavärinate sotsiaalse ja majandusliku kahju arvutatud tõenäosus antud piirkonnas teatud ajaintervalli jooksul.
Uue sammu maailma seismoloogias tegi juba 1902. aastal akadeemik B. B. Golitsyn, kes pakkus välja meetodi seismograafi mehaaniliste vibratsioonide muundamiseks elektrilisteks ja nende registreerimiseks peegelgalvanomeetrite abil.
Maavärina mudel Seismiliste lainete liigid.
Seismilised lained jagunevad survelaineteks ja nihkelaineteks.
· Kompressioonilained ehk pikisuunalised seismilised lained põhjustavad kivimiosakeste vibratsiooni, mida need läbivad, piki laine levimise suunda, põhjustades kivimites kokkusurumis- ja lagunemisalade vaheldumist. Kompressioonilainete levimiskiirus on 1,7 korda suurem kui nihkelainete kiirus, seega on seismilised jaamad need esimesed, mis registreerivad. Kompressioonilaineid nimetatakse ka primaarseteks laineteks (P-lained). P-laine kiirus on võrdne heli kiirusega vastavas kivimis. P-lainete sagedustel, mis on suuremad kui 15 Hz, võib neid laineid kõrva järgi tajuda maa-aluse sumina ja mürinana.
· Nihkelained ehk põiki seismilised lained põhjustavad kivimiosakeste vibratsiooni laine levimissuunaga risti. Nihkelaineid nimetatakse ka sekundaarlaineteks (S-lained).
On olemas kolmandat tüüpi elastsed lained – pikad ehk pinnalained (L-lained). Just nemad põhjustavad kõige rohkem hävingut.
3 Maavärinate statistika.
Maavärin on loodusnähtus, mis ei ole alati etteaimatav ja võib põhjustada tohutuid kahjusid. Viimase 500 aasta jooksul on Maal maavärinates hukkunud umbes 4,5 miljonit inimest. Rahvusvaheline maavärinastatistika näitab, et ajavahemikul 1947–1970. Aastatel 1970–1976 suri 151 tuhat inimest. - 700 tuhat inimest ja aastatel 1979–1989 1,5 miljonit inimest suri.
Artikli sisu
MAAvärinad, Maa vibratsioonid, mis on põhjustatud äkilistest muutustest planeedi sisemuse seisundis. Need vibratsioonid on elastsed lained, mis levivad suurel kiirusel läbi kivimassi. Kõige võimsamad maavärinad on mõnikord tunda allikast kaugemal kui 1500 km ja seismograafid (spetsiaalsed ülitundlikud instrumendid) võivad neid registreerida isegi vastaspoolkeral. Piirkonda, kust vibratsioon tekib, nimetatakse maavärina allikaks ja selle projektsiooni Maa pinnale nimetatakse maavärina epitsentriks. Enamiku maavärinate allikad asuvad maapõues mitte rohkem kui 16 km sügavusel, kuid mõnes piirkonnas ulatub allikate sügavus 700 km-ni. Iga päev toimub tuhandeid maavärinaid, kuid inimesed tunnevad neist vaid mõnda.
Maavärinate mainimisi leidub Piiblis, iidsete teadlaste – Herodotose, Pliniuse ja Liiviuse – traktaatides, aga ka Vana-Hiina ja Jaapani kirjalikes allikates. Kuni 19. sajandini Enamik maavärinateateid sisaldas kirjeldusi, mis olid tugevalt maitsestatud ebausuga ja teooriatega, mis põhinesid nappidel ja ebausaldusväärsetel tähelepanekutel. A. Perry (Prantsusmaa) alustas 1840. aastal maavärinate süstemaatilisi kirjeldusi (katalooge). 1850. aastatel koostas R. Malle (Iirimaa) suure maavärinate kataloogi ja tema üksikasjalik aruanne 1857. aasta Napoli maavärina kohta sai üheks esimeseks rangelt teaduslikuks kirjelduseks suurte maavärinate kohta.
Maavärinate põhjused.
Kuigi iidsetest aegadest on tehtud arvukalt uuringuid, ei saa öelda, et maavärinate põhjuseid oleks täielikult uuritud. Lähtudes protsesside iseloomust nende allikatel eristatakse mitut tüüpi maavärinaid, millest peamised on tektoonilised, vulkaanilised ja inimese põhjustatud maavärinad.
Tektoonilised maavärinad
tekivad pinge järsu vabanemise tagajärjel, näiteks liikumisel mööda maakoore riket (viimaste aastate uuringud näitavad, et sügavaid maavärinaid võivad põhjustada ka teatud temperatuuride ja rõhkude juures toimuvad faasisiirded Maa vahevöös ). Mõnikord tulevad pinnale sügavad vead. Katastroofilise maavärina ajal San Franciscos 18. aprillil 1906 oli San Andrease rikkevööndi pinnarebeduste kogupikkus üle 430 km, maksimaalne horisontaalne nihe oli 6 m. Seismogeensete nihkete maksimaalne registreeritud väärtus murrangu ulatuses oli 15 m.
Vulkaanilised maavärinad
tekivad magmaatilise sulandi äkiliste liikumiste tagajärjel Maa soolestikus või nende liikumiste mõjul tekkivate rebendite tagajärjel.
Inimtekkelised maavärinad
põhjuseks võivad olla maa-alused tuumakatsetused, reservuaaride täitmine, nafta ja gaasi tootmine vedeliku süstimisega kaevudesse, lõhkamine kaevandamise ajal jne. Vähem tugevad maavärinad tekivad koopavõlvide või kaevanduste kokkuvarisemisel.
Seismilised lained.
Maavärina allikast levivad võnkumised on elastsed lained, mille iseloom ja levimise kiirus sõltuvad kivimite elastsusomadustest ja tihedusest. Elastsed omadused hõlmavad mahumoodulit, mis iseloomustab survekindlust ilma kuju muutmata, ja nihkemoodulit, mis määrab vastupidavuse nihkejõududele. Elastsete lainete levimise kiirus suureneb otseselt võrdeliselt keskkonna elastsuse ja tiheduse parameetrite ruutjuurega.
Piki- ja põiklained.
Need lained ilmuvad kõigepealt seismogrammidel. Esimesena registreeritakse pikisuunalised lained, mille läbimise käigus iga keskkonnaosake esmalt kokku surutakse ja seejärel uuesti paisub, kogedes pikisuunalist (st laine levimise suunas) edasi-tagasi liikumist. Neid laineid nimetatakse ka R- lained ehk esmased lained. Nende kiirus sõltub kivimi elastsusmoodulist ja jäikusest. Maapinna kiiruse lähedal R-laine kiirus on 6 km/s ja väga suurel sügavusel ca. 13 km/s. Järgmisena registreeritakse põiki seismilised lained, mida nimetatakse ka S-lained ehk sekundaarsed lained. Nende möödudes võngub iga kiviosake laine levimise suunaga risti. Nende kiirus sõltub kivimi nihkekindlusest ja on ligikaudu 7/12 levimiskiirusest R- lained
Pinnalained
levida mööda maapinda või sellega paralleelselt ega tungida sügavamale kui 80-160 km. Sellesse rühma kuuluvad Rayleigh lained ja Love lained (nimetatud teadlaste järgi, kes töötasid välja selliste lainete levimise matemaatilise teooria). Kui Rayleighi lained läbivad, kirjeldavad kiviosakesed fookustasandil paiknevaid vertikaalseid ellipse. Lovelainetes võnguvad kiviosakesed laine levimise suunaga risti. Pinnalaineid lühendatakse sageli kui L-lained. Nende levimiskiirus on 3,2-4,4 km/s. Süvafookusega maavärinate ajal on pinnalained väga nõrgad.
Amplituud ja periood
iseloomustavad seismiliste lainete võnkuvaid liikumisi. Amplituud on suurus, mille võrra muutub pinnaseosakeste asukoht laine läbimise ajal võrreldes eelmise puhkeolekuga. Võnkeperiood on ajavahemik, mille jooksul toimub osakese üks täielik võnkumine. Maavärina allika lähedal täheldatakse erineva perioodiga vibratsioone - sekundi murdosast mitme sekundini. Siiski on keskpunktist suurtel kaugustel (sadades kilomeetrites) lühiajalised võnkumised vähem väljendunud: R-laineid iseloomustavad perioodid 1 kuni 10 s ja jaoks S-lained – natuke rohkem. Pinnalainete perioodid ulatuvad mõnest sekundist mitmesaja sekundini. Võnkumiste amplituudid võivad allika lähedal olla märkimisväärsed, kuid 1500 km või rohkematel vahemaadel on need väga väikesed – lainete puhul alla mõne mikroni. R Ja S ja alla 1 cm – pinnalainete puhul.
Peegeldus ja murdumine.
Oma teekonnal erinevate omadustega kivimikihtidega kokku puutudes peegelduvad või murduvad seismilised lained, nii nagu valguskiir peegeldub peegelpinnalt või murdub õhust vette liikudes. Mis tahes muutused materjali elastsuses või tiheduses seismiliste lainete levimise teel põhjustavad nende murdumist ja keskkonna omaduste järskude muutustega peegeldub osa laineenergiast ( cm. riis.).
Seismiliste lainete rajad.
Piki- ja põiklained levivad kogu Maa ulatuses, samal ajal kui võnkeprotsessis osaleva keskkonna maht suureneb pidevalt. Pinda, mis vastab teatud tüüpi lainete maksimaalsele liikumisele antud hetkel, nimetatakse nende lainete frondiks. Kuna keskkonna elastsusmoodul suureneb sügavusega kiiremini kui selle tihedus (kuni 2900 km sügavuseni), on laine levimise kiirus sügavuses suurem kui pinna lähedal ja lainefront näib olevat sisemaal rohkem arenenud kui külgmine (külgmine) suund. Laine tee on joon, mis ühendab lainefrondi punkti laine allikaga. Laine levimise suunad R Ja S on kõverad allapoole kumerad (tingituna sellest, et lainete kiirus on sügavuses suurem). Lainete trajektoorid R Ja S langevad kokku, kuigi esimesed levisid kiiremini.
Maavärina epitsentrist kaugel asuvad seismilised jaamad ei registreeri mitte ainult otselaineid R Ja S, aga ka seda tüüpi laineid, mis on juba kord Maa pinnalt peegeldunud - RR Ja SS(või PR 1 Ja S.R. 1) ja mõnikord - kajastub kaks korda - RRR Ja SSS(või PR 2 ja S.R. 2). Samuti on peegeldunud laineid, mis läbivad ühe teelõiku kui R-laine ja teine, pärast peegeldust, - meeldib S-Laine. Saadud teisendatud lained on tähistatud kui PS või SP. Süvafookusega maavärinate seismogrammidel on täheldatud ka teist tüüpi peegeldunud laineid, näiteks laineid, mis peegeldusid Maa pinnalt enne salvestusjaama jõudmist. Tavaliselt tähistatakse neid väikese tähega, millele järgneb suur täht (näiteks pR). Neid laineid on väga mugav kasutada maavärina allika sügavuse määramiseks.
2900 km sügavusel kiirus P-lained vähenevad järsult >13 km/s kuni ~ 8 km/s; A S-lained ei levi allapoole seda taset, mis vastab maa tuuma ja vahevöö piirile . Mõlemat tüüpi lained peegelduvad sellelt pinnalt osaliselt ja osa nende energiast naaseb pinnale lainetena, mida tähistatakse kui R koos R-ga Ja S koos S-ga. R-lained läbivad tuuma, kuid nende trajektoor on järsult kõrvale kaldunud ja Maa pinnale tekib varjutsoon, mille sees registreeritakse ainult väga nõrgad lained R-lained. See tsoon algab u. 11 tuhat km seismilisest allikast ja juba 16 tuhande km kaugusel R-lained ilmuvad uuesti ja nende amplituud suureneb oluliselt tuuma fookustava mõju tõttu, kus lainekiirused on väikesed. R- on määratud maa tuuma läbivad lained RKR või Rў . Seismogrammid eristavad selgelt ka laineid, mis liiguvad lainetena mööda teed allikast tuumani S, seejärel läbivad lainetena südamiku R, ja väljastamisel teisendatakse lained uuesti tüübiks S. Päris Maa keskmes, enam kui 5100 km sügavusel, asub sisemine tuum, mis on oletatavasti tahkes olekus, kuid selle olemus pole veel päris selge. Laineid, mis tungivad läbi selle sisemise tuuma, tähistatakse kui RKIKR või SKIKS(cm. riis. 1).
Maavärinate registreerimine.
Seadet, mis salvestab seismilisi vibratsioone, nimetatakse seismograafiks ja salvestust ennast nimetatakse seismogrammiks. Seismograaf koosneb korpuse sees vedru abil riputatud pendlist ja salvestusseadmest.
Üks esimesi salvestusseadmeid oli paberlindiga pöörlev trummel. Kui trummel pöörleb, liigub see järk-järgult ühele küljele, nii et paberil oleva salvestuse nulljoon näeb välja nagu spiraal. Iga minut tõmmatakse graafikule vertikaalsed jooned - ajatemplid; Selleks kasutatakse väga täpseid kellasid, mida perioodiliselt kontrollitakse täpse ajastandardi järgi. Lähedal asuvate maavärinate uurimiseks on vaja märgistamise täpsust kuni sekundini või vähem.
Paljudes seismograafides kasutatakse mehaanilise signaali elektriliseks muutmiseks induktsioonseadmeid, milles pendli inertse massi liikumisel keha suhtes muutub induktsioonipooli pöördeid läbiva magnetvoo suurus. Tekkiv nõrk elektrivool juhib peegliga ühendatud galvanomeetrit, mis heidab valgusvihu salvestusseadme valgustundlikule paberile. Kaasaegsetes seismograafides salvestatakse vibratsioonid digitaalselt arvutite abil.
Maavärina magnituud
määratakse tavaliselt seismograafi salvestiste põhjal skaalal. Seda skaalat tuntakse magnituudiskaalana või Richteri skaalana (nimetatud Ameerika seismoloogi C. F. Richteri järgi, kes pakkus selle välja 1935. aastal). Maavärina tugevus on mõõtmeteta suurus, mis on võrdeline antud maavärina ja mõne standardse maavärina teatud tüüpi lainete maksimaalsete amplituudide suhte logaritmiga. Lähedaste, kaugete, madalate (madalate) ja sügavate maavärinate tugevuse määramise meetodites on erinevusi. Erinevat tüüpi lainete põhjal määratud magnituudid erinevad suuruse poolest. Erineva magnituudiga maavärinad (Richteri skaalal) avalduvad järgmiselt:
2 - kõige nõrgemad löögid;
4 1/2 - nõrgimad löögid, mis põhjustavad väiksemaid kahjustusi;
6 - mõõdukas hävitamine;
8 1/2 - tugevaimad teadaolevad maavärinad.
Maavärina intensiivsus
hinnatakse maa-ala mõõdistamisel punktidena, lähtudes maapealsete konstruktsioonide hävimise või nende põhjustatud maapinna deformatsioonide suurusest. Ajalooliste või iidsemate maavärinate intensiivsuse retrospektiivseks hindamiseks kasutatakse mõningaid empiiriliselt saadud seoseid. Ameerika Ühendriikides tehakse intensiivsuse hinnangud tavaliselt modifitseeritud 12-punktilise Mercalli skaala abil.
1 punkt. Seda tunnevad üksikud eriti tundlikud inimesed eriti soodsates oludes.
3 punkti. Inimesed tunnevad seda nagu mööduva veoauto vibratsiooni.
4 punkti. Nõud ja aknaklaasid ragisevad, uksed ja seinad krigisevad.
5 punkti. Tundsid peaaegu kõik; paljud magajad ärkavad. Lahtised esemed kukuvad alla.
6 punkti. Seda tunnevad kõik. Väikesed kahjustused.
8 punkti. Korstnad ja monumendid kukuvad, müürid varisevad. Veetase kaevudes muutub. Kapitalihooned on tõsiselt kannatada saanud.
10 punkti. Tellishooned ja karkasskonstruktsioonid hävivad. Rööpad deformeeruvad ja tekivad maalihked.
12 punkti. Täielik häving. Lained on maapinnal nähtavad.
Venemaal ja mõnes naaberriigis on tavaks hinnata kõikumiste intensiivsust MSK punktides (12-punktine Medvedev-Sponheuer-Karnik skaala), Jaapanis - JMA punktides (Jaapani meteoroloogiaagentuuri 9-palline skaala).
Intensiivsus punktides (väljendatud täisarvudes ilma murdudeta) määratakse kindlaks maavärina toimumise piirkonna uurimisel või elanike küsitlemisel nende tunnete kohta hävingu puudumisel või arvutustega, kasutades antud piirkonna kohta empiiriliselt saadud ja aktsepteeritud valemeid. Esimese teabe hulgas toimunud maavärina kohta saab teatavaks selle suurusjärk, mitte intensiivsus. Magnituud määratakse seismogrammide järgi isegi suurte vahemaade korral epitsentrist.
Maavärinate tagajärjed.
Tugevad maavärinad jätavad palju jälgi, eriti epitsentri piirkonnas: kõige levinumad on maalihked ja lahtise pinnase nihked ning praod maapinnal. Selliste häirete olemuse määrab suuresti piirkonna geoloogiline struktuur. Lahtises ja veega küllastunud pinnases järskudel nõlvadel tekivad sageli maalihked ja varingud ning paks veega küllastunud loopealse kiht orgudes deformeerub kergemini kui kõvad kivimid. Loopealse pinnal tekivad vajumisbasseinid, mis täituvad veega. Ja isegi mitte väga tugevad maavärinad peegelduvad maastikul.
Nihked mööda rikkeid või pinnarebed võivad muuta maapinna üksikute punktide plaani ja kõrgusasendit piki rikkejoont, nagu juhtus 1906. aasta San Francisco maavärina ajal. 1915. aasta oktoobri maavärina ajal Nevada osariigis Pleasant Valleys tekkis murrangule 35 km pikkune ja kuni 4,5 m kõrgune ripp. 1940. aasta mai maavärina ajal Californias Imperial Valleys toimusid liikumised piki 55-kilomeetrist lõiku. rike ja täheldati horisontaalseid nihkeid kuni 4 m.. Assami maavärina (India) tagajärjel juunis 1897 epitsentri piirkonnas muutus ala kõrgus mitte vähem kui 3 m.
Olulised pinnadeformatsioonid on jälgitavad mitte ainult rikete läheduses ja toovad kaasa jõgede voolusuuna muutumise, vooluveekogude paisumise või purunemise, veeallikate režiimi katkemise ja mõned neist lakkavad ajutiselt või lõplikult toimimast, vaid samal ajal võivad ilmuda uued. Kaevud ja puurkaevud täituvad mudaga ning veetase neis muutub märgatavalt. Tugevate maavärinate ajal võib purskkaevudes paiskuda maapinnast vett, vedelat muda või liiva.
Rikete ääres liikudes saavad kahjustused maanteed ja raudteed, hooned, sillad ja muud insenerirajatised. Hästi ehitatud hooned varisevad aga harva täielikult kokku. Tavaliselt sõltub hävitamise määr otseselt struktuuri tüübist ja piirkonna geoloogilisest struktuurist. Mõõduka tugevusega maavärinate ajal võivad hooned osaliselt kahjustada ja kui need on halvasti projekteeritud või halvasti ehitatud, on võimalik nende täielik hävimine.
Väga tugevate löökide ajal võivad seismilisi ohte arvesse võtmata ehitatud konstruktsioonid kokku kukkuda ja saada tõsiseid kahjustusi. Tavaliselt ei kuku ühe- ja kahekorruselised hooned kokku, välja arvatud juhul, kui neil on väga rasked katused. Juhtub aga nii, et need nihkuvad vundamentidelt ja sageli nende krohv praguneb ja kukub maha.
Diferentsiaalliigutused võivad põhjustada sildade tugedest eemaldumise ning kommunaalteenuste ja veetorude purunemise. Tugeva vibratsiooni korral võivad pinnasesse asetatud torud "kokku klappida", üksteise külge kinni jääda või painduda, tulles pinnale ning raudteerööpad deformeeruvad. Maavärinaohtlikel aladel tuleb ehitised projekteerida ja ehitada vastavalt antud alale vastuvõetud ehitusnormidele vastavalt seismilise tsoneerimise kaardile.
Tiheasustusaladel tekitavad maavärinatest endist pea rohkem kahju tulekahjud, mis tekivad gaasitorude ja elektriliinide purunemise, ahjude, pliitide ja erinevate kütteseadmete ümbermineku tagajärjel. Tulekahjude kustutamise raskendab asjaolu, et veevärk on kahjustatud ja tänavad on tekkiva killustiku tõttu läbimatud.
Seotud nähtused.
Mõnikord kaasneb värinaga selgelt kuuldav madal sumin, kui seismiliste vibratsioonide sagedus jääb inimkõrva tajutavasse vahemikku; mõnikord kostub selliseid helisid värina puudumisel. Mõnes piirkonnas on need üsna tavalised, kuigi märkimisväärsed maavärinad on väga haruldased. Samuti on arvukalt teateid kuma ilmumisest tugevate maavärinate ajal. Üldtunnustatud seletust sellistele nähtustele veel pole. Tsunamid (suured merelained) tekivad siis, kui veealuste maavärinate ajal tekivad merepõhja kiired vertikaalsed deformatsioonid. Tsunamid levivad sügavates ookeanides kiirusega 400–800 km/h ja võivad epitsentrist tuhandete kilomeetrite kaugusel asuvatel rannikutel hävitada. Epitsentri lähedal asuvatel kallastel ulatuvad need lained kohati 30 m kõrgusele.
Paljude tugevate maavärinate ajal registreeritakse lisaks põhilöökidele ka eeltõukeid (eelnevad maavärinad) ja arvukalt järeltõukeid (peavärinale järgnevad maavärinad). Järeltõuked on tavaliselt nõrgemad kui põhitõuge ja võivad korduda nädalate või isegi aastate jooksul, muutudes üha harvemaks.
Maavärinate geograafiline levik.
Enamik maavärinaid on koondunud kahte pikka kitsasse tsooni. Üks neist raamib Vaikst ookeani ja teine ulatub Assooridelt idast Kagu-Aasiani.
Vaikse ookeani seismiline tsoon kulgeb mööda Lõuna-Ameerika läänerannikut. Kesk-Ameerikas jaguneb see kaheks haruks, millest üks järgib Lääne-India saarekaare ja teine jätkub põhja poole, laienedes Ameerika Ühendriikides Kaljumägede läänepoolsetele ahelikele. Edasi läbib see tsoon Aleuudi saari Kamtšatkani ning seejärel Jaapani saarte, Filipiinide, Uus-Guinea ja Vaikse ookeani edelaosa saarte kaudu Uus-Meremaale ja Antarktikasse.
Teine tsoon Assooridelt ulatub itta läbi Alpide ja Türgi. Lõuna-Aasias laieneb ja seejärel kitseneb ja muudab suunda meridionaalile, läbib Myanmari territooriumi, Sumatra ja Jaava saari ning ühendub Uus-Guinea piirkonnas asuva Vaikse ookeani tsooniga.
Atlandi ookeani keskosas on ka väiksem tsoon, mis järgneb Atlandi ookeani keskharjale.
On mitmeid piirkondi, kus maavärinaid esineb üsna sageli. Nende hulka kuuluvad Ida-Aafrika, India ookean ja Põhja-Ameerikas St. Riveri org. Lawrence ja USA kirdeosa.
Võrreldes madala fookusega maavärinatega on sügava fookusega maavärinate levik piiratud. Neid ei ole registreeritud Vaikse ookeani tsoonis Lõuna-Mehhikost Aleuudi saarteni ja Vahemere tsoonis - Karpaatidest läänes. Sügava fookusega maavärinad on iseloomulikud Vaikse ookeani lääneservale, Kagu-Aasiale ja Lõuna-Ameerika läänerannikule. Sügava fookusega allikatega tsoon asub tavaliselt madala fookusega maavärinate tsoonis mandripoolsel küljel.
Maavärina prognoos.
Maavärina prognooside täpsuse parandamiseks on vaja paremini mõista maakoores pinge akumuleerumise, roomamise ja rikete deformatsioonide mehhanisme, selgitada välja seosed Maa sisemusest lähtuva soojusvoo ja maavärinate ruumilise jaotuse vahel ning samuti et määrata kindlaks maavärina kordumise mustrid sõltuvalt nende tugevusest.
Paljudes maakera piirkondades, kus on võimalikud tugevad maavärinad, tehakse geodünaamilisi vaatlusi, et tuvastada maavärina eelkäijaid, mille hulgas on seismilise aktiivsuse muutused, maakoore deformatsioonid, geomagnetiliste väljade ja soojusvoo anomaaliad, järsud muutused. kivimite omadustes (elektrilised, seismilised jne), geokeemilistes anomaaliates, veerežiimi häiretes, atmosfäärinähtustes, aga ka putukate ja teiste loomade (bioloogilised lähteained) ebanormaalses käitumises. Seda tüüpi uuringuid tehakse spetsiaalsetes geodünaamilistes testimiskohtades (näiteks Parkfield Californias, Garm Tadžikistanis jne). Alates 1960. aastast on tegutsenud paljud seismilised jaamad, mis on varustatud ülitundlike salvestusseadmete ja võimsate arvutitega, mis võimaldavad neil kiiresti andmeid töödelda ja maavärina allikate asukohti määrata.
põhjuseks võivad olla maa-alused tuumakatsetused, reservuaaride täitmine, nafta ja gaasi tootmine vedeliku süstimisega kaevudesse, lõhkamine kaevandamise ajal jne. Vähem tugevad maavärinad tekivad koopavõlvide või kaevanduste kokkuvarisemisel.
Maavärinad võib jagada endogeenseteks seotud sügaval Maa sees toimuvate protsessidega, ja eksogeensed, olenevalt Maa pinna lähedal toimuvatest protsessidest.
Looduslike maavärinateni Nende hulka kuuluvad vulkaanipursketest põhjustatud vulkaanilised maavärinad ja tektoonilised maavärinad, mis on põhjustatud aine liikumisest Maa sügavas sisemuses.
Eksogeensetele maavärinatele hõlmab maavärinaid, mis tekivad karsti ja mõne muu nähtusega seotud maa-aluste kokkuvarisemiste, gaasiplahvatuste jms tagajärjel. Eksogeenseid maavärinaid võivad põhjustada ka maakera 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:
I. Loomulik
Endogeensed: a) tektoonilised, b) vulkaanilised. Eksogeensed: a) karsti maalihked, b) atmosfäärilised c) lainetest, koskedest jne.
II. Kunstlik
a) plahvatustest, b) suurtükitulest, c) tehiskivivaringust, d) transpordist jne.
Geoloogiakursusel on seotud ainult maavärinad endogeensed protsessid.
Kui tugevad maavärinad toimuvad tihedalt asustatud aladel, põhjustavad need inimestele tohutut kahju.
Maa pinnale langevad atmosfääri sademed jagunevad tavaliselt kolmeks ebavõrdseks osaks. Üks osa voolab otse üle pinna ja moodustab ojasid, jõgesid ja järvi: teine aurustub, naaseb uuesti atmosfääri ja on osaliselt organismide poolt tarbitud; kolmas imendub pinnasesse, tungib erinevatele sügavustele maapõue ja on peamine toitumisallikas põhjavesi. Üldiselt tähendab põhjavesi kivimites leiduvat vett vedelas, tahkes ja gaasilises olekus.
Põhjavesi mängib olulist rolli geoloogiline areng maakoor. Nad on äärmiselt laialdane kasutamine ja liikuvus toovad kaasa pideva koostoime kivimitega ja aine ümberjaotumise maakoores. Esiteks avaldub põhjavee geoloogiline aktiivsus karstinähtustes, sufusioonis ja igikeltsaga seotud nähtustes.
Karsti nähtused seotud karbonaadi ja teiste lahustuvate kivimite leostumisega põhjavee poolt. Leostumine algab tavaliselt pinnalt. Moodustub lehter, seejärel sügavad vaod või kannab. Seejärel tungib leostumine sügavamale. Selle tulemusena allosas karra tekib midagi loodusliku kaevu taolist, kuhu vesi tormab. Selliseid kaevu nimetatakse teotamine. Lõppkokkuvõttes moodustub kividesse arvukalt kanaleid ja koopaid, mis sageli neelavad terveid ojasid ja jõgesid.
Karsti arengu klassikaline näide on Jugoslaavias asuv Karsti platoo, millega seostub selle nähtuse nimi.
Põhjavesi ei leo mitte ainult kive, vaid ka soodsad tingimused ladestavad lahustunud aineid, luues mitmesuguseid paagutamismoodustisi: stalaktiite ja stalagmiite. Stalaktiidid on koopa katuselt alla kasvanud piklikud jääpurikad, mis enamasti koosnevad kaltsiidist. Stalagmiidid, vastupidi, kasvavad ülespoole, moodustades paksemaid paagutamisvorme.
Lisaks paagutatud vormidele ladestub põhjavesi lahtiste kivimite tühimike mineraale, tsementeerides neid. Tsementatsiooni tulemusena tekivad uued kivimid: liivakivid, konglomeraadid, bretšad jne.
Koos keemilise vastasmõjuga kivimitega tekitab põhjavesi kivimitest ka väikeste mineraalosakeste mehaanilist eemaldamist; seda protsessi nimetatakse sufusiooniks. Sufusiooniprotsessid põhjustavad eelkõige maalihkeid. Maalihked on kivimasside liikumine raskusjõu mõjul mööda nõlva alla.
Tavalisel ajal on vesi läbilaskvast (liivast) horisondist allpool. Üleujutuse ajal tõuseb vesi üle liivahorisondi. Põhjavee vool peatub. Liivadesse koguneb palju vett. Kui üleujutus vaibub, tormab vesi väljavoolule, kandes endaga kaasa liivaosakesi, kandes jõkke tuhandeid tonne liiva. Nõrgeneb ühendus selle all oleva veekihiga ja selle peal olevad kivimikihid libisevad koos liivakihiga alla.
Igikeltsa kivimid on kivimikihid, millel on määramata kaua negatiivne temperatuur, mis põhjustab nendes jää olemasolu, mis kivimiosakesi tsementeerib.
Kui aktiivse kihi sulanud pinnas raskusjõu mõjul vettib, võib alata solifluktsioon ehk mullavool. Solifluktsioon avaldub tavaliselt isegi maastiku väikestel nõlvadel – vaid mõne kraadi juures, mis raskendab oluliselt ehitustöid piirkondades igikeltsa.
Piirkondades, kus igikelts on laialt levinud, on levinud aufeis ja küngas, mis on tingitud jää tekkimisest maa-aluse vee külmumise tagajärjel külmunud kivimite paksuses, samuti termokarst - suletud lehtri-, basseini- või taldrikukujuline. süvendid, mis on enamasti täidetud veega ja on tekkinud mattunud jää sulamise või igikeltsa pinnase sulamise tõttu.
KavMinVodi piirkond asub Stavropoli kõrgustiku (Kaukaasia) ning põhjapoolsete nõlvade ja jalamite ristumiskohas Põhja-Kaukaasia. See on Kaukaasia keskus, kus pika geoloogilise ajaloo jooksul on koos voltimise ja vertikaalsete liikumistega toimunud ka horisontaalsed liikumised. Selle territooriumi piiravad igast küljest tohutud sügavad murrangud. Lakoliitide päritolu on seotud vigadega. Need mäed tekkisid viskoosse, jahutava laava järkjärgulise kerkimise või tektoonilise väljapressimise teel läbi settesetete. Vulkaanilised kehad jahtuvad ka tänapäeval. Põhja poole kalduvate kihttasandike alaosas, kõige põhjas, on voltideks kortsutatud paleosoikumilised kivimid, mis on mägede ehitamise käigus rikastatud happelise magma veenidega: kvartskloriti kihid, kvartsiidid, graniidid. Piirkonna iidseimad kivimid on näha Alikonovka jõe orus Kislovodskist lõunas, 4-5 km kõrgusel Lossi kaljust. Siin tulevad pinnale roosad ja punased graniidid, mille vanuseks määratakse 220-230 miljonit aastat. Mesosoikumsel ajal pinnale tulnud graniidid hävisid ja moodustasid paksu (kuni 50 m) ilmastikukoorekihi, mis koosnes kristallilisest kvartsist, päevakivist ja vilgukivist.
Kogu vete koostise ja maardlate olemuse mitmekesisusega on KMV mineraalallikad tihedalt seotud ühiste geoloogiliste tekketingimuste ja üldise arengulooga, mis põhineb kuulsate, vanimate allikate rühmal. kuurordid Venemaal.
Mineraalallikate olemasolu on seotud meso-tsenosoikumi ajastu settemoodustiste kompleksiga, mis sukeldub aeglaselt lõunast põhja Suur-Kaukaasiast Stavropoli kõrgustikuni. Põhjavee kogunemis- ja liikumisvõimaluste seisukohalt moodustavad põhja poole sukeldunud mesosoikumi-tsenosoikumi kivimid suure arteesia nõlva, mille peamine toitumisala langeb kokku piirkonnaga, kus pinnale kerkivad kõige iidsemad kivimid. . moondekivimid. Suur tähtsus piirkonna hüdrogeoloogias esineb tardkivimite murdeid ja intrusioone (intrusioone), mis moodustavad reljeefis omapärased kuplikujulised mäed-lakkoliitid (Mashuk, Beshtau, Zheleznaya, Razvalka, Zmeyka jt). Tektooniliste häirete tsoonide ja kontaktidega on seotud mineraalvee üksikud maardlad (Berezovskoe, Kislovodskoe, Kumskoe, Essentukskoe, Pyatigorskoe, Zheleznovodskoe, Nagutskoe, Kumagorskoe jt) ja suur hulk erineva koostisega mineraalveeallikate väljundeid sissetungimistest ja settekivimitest. KMS põhjaveevarud (mage ja mineraalsed) tekivad peamiselt atmosfäärisademete imbumise tõttu (Suur-Kaukaasia mägedes). Osa põhjavett on rikastatud gaasidega (süsinikdioksiid), mis tekivad kõrge aluspinnatemperatuuri tingimustes. Mineraalvee koostise moodustumine toimub peremeeskivimite leostumise, katioonivahetuse ja segunemise protsesside olulisel osalemisel; see viimane protsess on eriti levinud aastal ülemised osad sektsioon, kus sügavad, väga gaasiga küllastunud veekogused tõusevad mööda rikkeid vundamendist üles. Vähenemineraliseerunud voolud kõrvale tõrjudes ja nendega osaliselt segunedes moodustavad siinsed tõusvad veed piirkonna mineraalvete lõpliku keemilise ja temperatuurilise ilme.
Erinevatel sügavustel moodustunud primaarsed magmad kipuvad sinna kogunema suured massid, mis liiguvad maakoore ülemisse horisonti, kus litostaatiline rõhk on madalam. Teatud geoloogilistes ja eelkõige tektoonilistes tingimustes ei jõua magma Maa pinnale ja tahkub (kristalliseerub) erinevatel sügavustel, moodustades erineva kuju ja suurusega kehasid - pealetükkiv. Iga pealetükkiv keha, kui seda ümbritsevad kivid või raam, nendega suhtlemisel on sellel kaks kontakttsooni. Kõrge temperatuuriga vedelikurikka magma mõju pealetungivat keha ümbritsevatele kivimitele toob kaasa nende muutused, mis väljenduvad erineval viisil. Sellist tsooni laiusega mitmest sentimeetrist kümnete kilomeetriteni nimetatakse eksokontakti tsoon. need. väline kontakt. Seevastu sissetungiv magma ise, suheldes peremeeskivimitega ja jahtudes kiiremini, assimileerib osaliselt karkassikivimeid, mille tulemusena muutub magma koostis, struktuur ja tekstuur. Sellist muutunud tardkivimite tsooni sissetungi marginaalses osas nimetatakse endo kontakttsoon, st. sisemine tsoon.
Sõltuvalt moodustumise sügavusest jagunevad pealetungivad massiivid pinnalähedane, või subvulkaaniline mitmesajast meetrist kuni 1,0–1,5 km; kesksügavus, või, gi pabyssal,- kuni 1 - 3 km ja sügav, või kuristik,- sügavamal kui 3 km. Sügavad kivimid, mis aeglaselt tahkusid, on olemas täiskristalliline struktuur, ja maapinnalähedased, kus temperatuuri langus oli kiire, - porfüüriline, väga sarnane vulkaaniliste kivimite ehitusega.
Seoses peremeeskivimitega jagunevad intrusioonid kooskõlas, või kaashäälikud, Ja ebakõla - mittenõustav
Konsonantide pealetungijad on erinevaid vorme. Nende hulgas kõige levinum künnised, või kihtkehad, eriti platvormialadel, kus setted asuvad peaaegu horisontaalselt. Küniste paksus varieerub mitmekümnest sentimeetrist sadade meetriteni. Kuna künnised on tugikividest tugevamad, paistavad need reljeefis silma “hiigeltrepi astmetena”. Künnised on sageli diferentseeritud ja seejärel kogunevad nende põhja raskemad mineraalid, mis on moodustunud enne kergemaid. Magma sissetungi tulemusena tekivad mitmesugused pealetungivkehade vormid.
Lopollit(kreeka keelest "lopos" - kauss) on kausikujuline kaashääliku sissetung, mis esineb sünklinaalsetes struktuurides ja moodustub sarnaselt künnistega tektoonilise laienemise tingimustes, kui magma täidab kergesti nõrgestatud tsoone, ilma peremeeskihte oluliselt deformeerimata. Lopoliidide läbimõõt võib ulatuda kümnete kilomeetriteni ja nende paksus võib ulatuda sadade meetriteni. Suurimad diferentseeritud lopoliidid on Bushveld Lõuna-Aafrikas pindalaga 144 000 km 2 ja Sudbury Kanadas. Lopoliidide tassikujuline kuju on seotud ka substraadi vajumise nähtusega sissetungitud magma raskuse all.
Lakoliidid klassikalisel kujul esindavad nad seenekujulisi kehasid, mis viitab tugevale hüdrostaatiline rõhk sissetungimise ajal ületab litostaatiline magma. Tavaliselt liigitatakse lakkoliidid madalateks sissetungideks. Ideaalsed seenekujulised lakkoliidid pole eriti levinud. Võib-olla kõige tüüpilisem näide on USA Henry mägede lakkoliidid. Piirkonnas arvukalt nn lakkoliite Mineralnye Vody Põhja-Kaukaasias või Lõunarannik Krimm on tegelikult pisarakujulised massiivid, mis meenutavad "sabaga redist". Ainult selliste "tilkade" ülemises osas - tardmähkmed, kihid valetavad
Diskonformsused ristuvad ja murravad läbi peremeeskivimite kihte. Kõige tavalisemad eriarvamusel olevad sissetungid hõlmavad tammid(Šoti keelest "tamm", "tamm" - tara) kehad, mille pikkus on mitu korda suurem kui nende paksus ja kontakttasandid on peaaegu paralleelsed. Tammide pikkus on kümnetest meetritest kuni mitmesaja kilomeetrini, Näiteks Aafrika suur tamm. Loomulik on eeldada, et tammide teke on seotud magma tungimisega mööda pragusid tektoonilise pikenemise tingimustes. Vertikaalsed tammid asuvad minimaalse survepinge teljega risti. Teisisõnu, need on orienteeritud piki lõhede tsooni lööki. Vallide korduv tungimine suurendab tsooni laiust nende kogupaksuse võrra. Altpoolt kivimitesse tungiv magma mõjub neile nagu hüdrauliline kiil, lükates kivid lahku.
Tammid võivad olla üksikud või rühmitatud paralleelsete tammide ringikujulisteks või radiaalseteks sülemiks. Radiaalsed ja rõngastammid piirduvad sageli pealetungivate kehade ja vulkaanidega, kui magma eralduv rõhk mõjutab peremeeskivimeid ja viimased praod koos ring- ja radiaalsete pragude moodustumisega. Rõngastammid võivad olla mitte ainult vertikaalsed, vaid ka koonilised, justkui koondudes sügavusel magmaatilise reservuaariga.
Seda tuleks eristada tammidest tardveenid, ebakorrapärase, hargnenud kujuga ja palju väiksema suurusega.
Need on laialt levinud vardad(saksa keelest "stock" - kepp) - isomeetrilise kujuga sambakujulised sissetungid järskude kontaktidega, mille pindala on alla 100 km 2.
On ka teisi vähem levinud pealetükkimise vorme tel. Facolit(kreeka keelest "phakos" - läätsed) - läätsekujulised kehad, mis asuvad antikliiniliste voltide kaaredes, kokkuleppel peremeeskividega. Harpolite(kreeka "harpos" sirbist) - poolkuukujuline sissetung, sisuliselt fakoliidi tüüp. Honolith- ebakorrapärase kujuga sissetung, mis on moodustunud peremeeskivimite kõige nõrgemas tsoonis, justkui täites paksuses "tühimeid". Bismalit- seenekujuline sissetung, mis sarnaneb lakkoliidiga, kuid mida raskendab silindriline horstikujuline tõus, nagu tempel keskosas. Kõik need sissetungid on reeglina madalad ja arenenud volditud aladel.
Nimetatakse suuri, märkimisväärse paksusega graniidist sissetungi, mille pindala on sadu ja tuhandeid km2. batoliitid. Batholiidide vertikaalne paksus on paar kilomeetrit ja need pole mingil juhul "põhjatud". Ebakorrapärase kujuga batoliite jäetakse sageli kõrvale apofüüsid- väiksemad hargnevad sissetungid, mis asuvad batoliidi raami nõrgestatud tsoonides. Suurimad batoliitid on tuntud Lõuna-Ameerika Andides, kus neid jälgitakse pidevalt enam kui 1000 km ulatuses, laiusega umbes 100 km; Põhja-Ameerika kordiljeras ületab batoliidi pikkus 2000 km. Batholiidid on sügavad sissetungid, nagu paljud kalavarud, samas kui tammid on pinnalähedased või madalad moodustised.
Olulised on assimilatsiooniprotsessid, kui agressiivne magma “assimileerib” osa kivimitest pealetungivast raamist, muutudes ise koostiselt ja moodustades hübriidkivimeid. Kõigil neil nähtustel on aga selgelt piiratud tähendus "tavalistest", valdavalt biotiitgraniitidest koosnevate hiiglaslike batoliitide ruumiprobleemi selgitamisel, mille peamist rolli mängivad sel juhul magmaatilised asendumisprotsessid, kui peremeeskivimid muunduvad. transmagmaatiliste lahuste voogude mõjul. Viimasega kokkupuutel viiakse läbi eemaldamine keemilised komponendid, ülemäärane eutektika suhtes ja graniidi magma eutektilisele koostisele lähedaste komponentide assimilatsioon. Selles protsessis võetakse vastuvõtvad kivimid ümber in situ, lahendades batoliidi ruumi probleemi. Graniite, mis tekivad magma tekkekohas, nimetatakse autohtoonne, ja magma liikumisega seotud graniidid - allohtoonne. Allohtoonsete graniitide teke sõltub peremeeskivimite koostisest ja toimub mitmes sissetungifaasis. Samas iseloomustab varaseid tutvustusi põhilisem kompositsioon.
Intrusioonide sisemine struktuur määratakse nende kontaktide kuju ja orienteeritud primaarsete tekstuuridega, mis tekivad magmaatilises kehas isegi siis, kui see oli vedelas olekus ning mis on seotud mineraalide ja magma jugade orientatsiooniga. erinev koostis ja viskoossus, suundkristallisatsioon jne. Reeglina on need paralleelsed eksokontaktidega Magmaatiliste intrusioonikehade jahtumisel tekivad praod, mis paiknevad primaarsete voolutekstuuride suhtes üsna loomulikult. Neid pragusid uurides on võimalik taastada sissetungi esmane struktuur, isegi kui selle kontakttsoonid pole nähtavad.
GRANIIT. Kogu planeedi Maa ajaloo jooksul on graniitide moodustumine toimunud mitu korda, nii et eksperdid ei seosta selle kivimi välimust ühegi geoloogilise ajastuga. Kivimi nimetus oli ladinakeelne sõna granum - tera Graniitide tihedus on umbes 2700 kg/m3. Tänu oma kasulikele omadustele (kõrge survetugevus, madal hõõrdumine, kivimite värvide mitmekesisus, poleeritavus jne) on graniit väärtuslik kivina. ehitustöö- graniidist killustikku hoonete, rajatiste ja teede ehitamiseks kuni massiivsete ehitud graniitplokkideni fassaadide katmiseks ja maastikukujunduseks. Paljud graniidisordid on andnud palju nimetusi, sageli kaevandatakse graniiti lahtise kaevandamise teel. Graniitplokid eraldatakse kivimassist lõhkamise või kiiluga. Selle käigus puuritakse esmalt pneumaatiliste haamritega augud, millesse seejärel asetatakse lõhkelaengud või teraskiilud. Kivimi üldosast eraldatud plokke töödeldakse edasi: saagimine, freesimine, ääristamine ja lõpptoodete valmistamine. alla lastud. Tooraine edasine tükeldamine toimub suurettevõtetes, kasutades saeveskeid. Plaatide lõplik lõikamine toimub teemanttugevdatud ketassaagide abil.
LABRADOORIIT. Kivimi tihedus on umbes 2700 kg/m3. Sellel on iseloomulik klaasjas läige ja värvivalik suitsuhallist hallikasmustani. Seda eristab läbipaistmatus ja värvide mäng (transfusioon), mis on eriti ilmne poleeritud pindadel. Labradoriiti kasutatakse nii ehete valmistamisel kui ka ehituses, kattematerjalina.
GABBRO- pealetükkiv kivim, mille üks eripärasemaid omadusi on rikkalik tume värvus - kivi poleeritud pind jätab peaaegu musta mulje. Sageli on toone sinakashallist tumehallini, mõnikord pruunikas. Gabbro peamine kasutusala on kivina rituaalsete ehitiste valmistamiseks, samuti kivina teede ehitamiseks.
Planeedi välimus muutub aeglaselt, kuid pidevalt ja järgib tsüklite seadusi. Mõnes kohas tõuseb Maa pinnale uus materjal ja maakoor suureneb, teisal neeldub materjal planeedi soolestikku. See igavene liikumine on kõigi muutuste aluseks Maal.
Inimene on harjunud, et maa taevalaotus tema jalge all on kõigutamatu. Siiski ei ole. Kohutavad maavärinad ja vulkaanipursked tuletavad meile meelde, et Maa elab. See elab ja areneb, läbides kõik kolm evolutsiooni komponenti: suunalisus (pöördumatus), tsüklilisus (kordus) ja ebatasasus (mittelineaarsus).
Keskendume tsüklilisusele - sündmuste jada või arenguetappide perioodilisele kordumisele, mis sujuvalt või järsult üksteisesse läheb.
Oma pika, 4,6 miljardi aasta pikkuse teekonna jooksul meie planeet kas kahanes, moodustades mandreid ja mäeahelikke, või laienes, tekitades põhjatuid ookeanisügavuseid.
Maa justkui hingab...
Nagu eri rahvaste müüdid maailma loomise kohta räägivad, sündis aastaid tagasi maa taevalaotus lõputus ürgookeanis.
Teaduslikud andmed näitavad ka, et 4,6 miljardit aastat tagasi eksisteeris protoookean nimega Panthalassa, milles moodustus üks Pangea protokontinent, mis seejärel lagunes eraldiseisvateks mandriteks. Kogu Maa ajaloo ja selle evolutsiooni jooksul on mandrite ühinemist ja nende lõhenemist täheldatud kolm korda ning sellega kaasnes aktiivne vulkanism ja maavärinad. Viimane Maa lõhenemine toimus 200 miljonit aastat tagasi. Ühest kontinendist on nüüdseks moodustunud kuus iseseisvat kontinenti. Francis Bacon pakkus esimesena välja ühe mandri olemasolu ja selle lagunemise võimaluse aastal 1620. Supermandrite teket ja lagunemist tuntakse Wilsoni tsüklina, mille perioodilisus on 650 miljonit aastat. Kogu Maa evolutsiooni jooksul toimuvad ka aktiivsed Bertrandi tektoonilised tsüklid (175–200 miljonit aastat) ja Stille tsüklid (30 miljonit aastat).
Mis on selle globaalse tsüklilisuse tekkimise mehhanism? Siiani pole selles probleemis ühest seisukohta.
Mandrite liikumise ja evolutsiooni üheks mehhanismiks on konvektsioon (magma ümberjaotumine vastavalt tihedustele). Maakoor on suurejooneline kristalne süsteem: see püüab kinni, akumuleerib, muundab ja levitab erinevad tüübid kosmiline energia. "Maakoore piirkond," kirjutas V.I. Vernadski, - on hõivatud trafodega, mis muudavad kosmilise kiirguse efektiivseks maiseks energiaks... selle aine on tänu kosmilisele kiirgusele energiast läbi imbunud, ta on aktiivne...” Kosmilise energia neeldumine on toimunud alates kosmilise energia tekkimisest. Maa kui planeet ja kestab tänaseni.
Arutletakse võimaluse üle seostada tektooniliste, biootiliste ja klimaatiliste protsesside tsüklilisust Maa pommitamisega galaktikate komeetide poolt. Sellised pommitamised on oma olemuselt komeetsed vihmahood, mis korduvad iga 19–37 miljoni aasta järel. IN maa atmosfäär hävivad komeetide jäised tuumad ja vahevöösse tungib tohutu kineetiline energia. See mehhanism on konvektsiooniga võrreldes tõhusam ja summutamatum.
Üks neist võimalikud põhjused mandrite liikumised on Maa-Kuu süsteemi loodete areng, mis on olemuselt tsükliline (ajavahemik - 40–60 miljonit aastat), mis on mõõtmetelt Stille tsüklitele lähedane.
Planeedi mastaabis mõjutavad Maa perioodilist paisumist ja kokkutõmbumist ka muutused planeedi pöörlemiskiiruses ja geoidi kujus.
Seega koguneb maakoore sügavasse ossa ja vahevöö ülaosasse planeedi tekke algfaaside ja hilisema, Maad kosmiliste kehade energiaga varustava kosmilise energia.
Kõik see loob Maa sügavatesse sisikonda suure energiaga tulise katla, loodusliku alkeemiaahju, milles kivimid muutuvad kogu selle pika arengu jooksul.
Tuli on Maa evolutsiooni pidev kaaslane. Herakleitos ütles: kõik on tulest. Platon kirjutas: "Püramiidi (tetraeedri) kujutis ... on tule esimene põhimõte ja seeme."
Huvitav on see, et 80% silikaatidest (räniühenditest) koosneva Maa kristallvõres on tetraeedrilised tuumad (SiO 4) 4 (räni-hapniku tetraeedr). Võib-olla satuvad resonantsi Maa süvakerade tetraeedriline sümmeetria ja eluenergia ning mälestus kivides ja kaljudel elavast tulest kandub meile edasi, andes ruumi lõpmatusse kuuluvustunde.
Kaasaegsete maavärinate jaotus maakera Praegu on kellaaeg väga täpselt paika pandud. Esiteks on see Vaikse ookeani ring, milles maavärinate epitsentrid langevad kokku saarekaaredega: Aleuudi, Kuriili, Ida-Kamtšatka, Jaapani jne. Vaikse ookeani idaosas on see rannik Põhja-Ameerika, Mehhiko, Kesk-Ameerika, Lõuna-Ameerikas, samuti riba mööda Vaikse ookeani idaosa tõusu. Atlandil ja India ookeanid seismilisus on koondunud piki ookeani keskahelikke. Ida-Aafrika riftivööndit iseloomustab ka kõrge seismilisus. Kaasaegsete maavärinate pikenenud riba piirdub Alpi-Vahemere vööndiga: see on Alžeeria, Itaalia, Dinaridide, Balkani ja Egeuse mere rannik, Türgi, Krimm, Kaukaasia, Iraan, Afganistan, Pamiir, Tien Shan jne. NSV Liidus täheldatakse suurenenud seismilisust Baikali lõhe tsoonis.
Maavärinate levik viitab sellele, et need kõik piirduvad kõrge kaasaegse tektoonilise aktiivsusega aladega ja on seotud litosfääriplaatide koonduvate või lahknevate piiridega, s.t. kus toimub ookeanikoore kokkusurumine, neeldumine subduktsioonivööndites, plaatide kokkupõrked jne või ookeani maakoore venitamine, kuhjumine või levimine mandriline maakoor. Nendes piirkondades koguneb pidevalt tektooniline pinge, mis vabaneb perioodiliselt maavärinate kujul. Samal ajal on tohutuid aseismilisi ruume, mis langevad kokku iidsete platvormidega, ookeaniliste plaatide sisemiste osadega ja epi-paleosoikumidega.
Aktiivsed seismilised ja vulkaanilised tsoonid, vastavalt E.S. Shtengelov, on üsna täpselt piiratud piirkondadega, kus geoid ületab pöörlemisellipsoidi, ja ligikaudu 83% M-6 maavärinatest ja 86% aktiivsetest vulkaanidest maailmas on seotud geoidi kumerustega. Geoidi kuju määravad Maa sisemistes osades - vahevöös ja südamikus - toimuvad protsessid. See nähtus kattub Maa pöörlemisjõududega, selle pöörlemise ebaühtlusega jne. on teada, et valdavalt madala fookusega maavärinate arv suureneb hetkel, mil Kuu liigub apogeest perigeele, ligikaudu 20-25%. Selle põhjuseks on asjaolu, et Kuu gravitatsiooniline mõju Maale perigees on palju suurem, kuna Kuu on sel hetkel Maale lähemal kui apogees. Need gravitatsioonijõud toimib "päästikuna" ja seismiliste liikumiste toimel vabanevad pinged.
Seismogeensed dislokatsioonid moodustuvad pleistosestis ja sellega piirnevatel aladel. Seismiliste nihestustega mõjutatud alad hõlmavad kümneid ja isegi sadu tuhandeid km. Seismotektoonilised häired võivad väljenduda vertikaalsete nihketena amplituudiga kuni mõnikümmend meetrit, tõusude, süvendite ja languste tekkega, horisontaalnihkega, astmeliste normaalmurde tekkega, pöördmurdega jne. On teada seismiliste nihestuste näiteid ja kirjeldatud paljudes seismilistes piirkondades.
Maavärinad põhjustavad suuri maalihkeid, maalihkeid, maalihkeid ja muid seismiliste nihestuste vorme. Selliste maalihkete maht võib ulatuda sadadesse tuhandetesse meetritesse, pikkus võib olla mitu kilomeetrit ja pindala võib ulatuda kümnetesse kilomeetritesse. Sarnased seismilised nihestused on tuntud Tien Šanis, Baikali piirkonnas ja Transbaikalias, Kaukaasias, Stanovoi ahelikus ja paljudes teistes kohtades. Iidsete seismiliste dislokatsioonide uurimine aitab kaasa seismiline tsoneerimine, kuna nende kuju ja iseloomu järgi on võimalik skoori hinnata sellest piirkonnast, kuigi oletame, et tänapäeval seal maavärinaid ei toimu. Seismiliste dislokatsioonide raskusaste ja nende ulatus sõltuvad paljudest teguritest: selle mehhanismi allika sügavusest, piirkonna geoloogilise struktuuri olemusest, kivimite tüübist jne Seetõttu on erinevates geoloogilistes tingimustes võrdse tugevusega maavärinad piirkonnad toovad kaasa erinevaid tagajärgi. Kivimi massid on reeglina tasakaaluseisundis, need on antud keskkonnas stabiilsed. Kuid selleks, et nad sellest olekust välja saada, peate mõnikord muutma nõlva kallet vaid kümnete kaaresekundite võrra - ja tekib maalihe või varing. Oluliseks teguriks kivimasside ebastabiilsuse tekitamisel võivad olla väga nõrgad seismilised vibratsioonid, omamoodi seismiline vibratsioon, mis toob liikuvasse olekusse lahtise moreeni, võimsad proluviaalsed loopealsed ja lössi.
Praegu muutub see oluliseks paleoseismoloogia - meetod, mis võimaldab tuvastada jälgi maavärinatest geoloogilises minevikus. Paljud kaasaegsed pleistosistlikud piirkonnad on päritud iidsematest. Suur tähtsus on ka arheoseismoloogia, kui vaadeldakse iidsete ehitiste kahjustusi, mis on oma olemuselt seismogeensed, ja rekonstrueeritakse nende intensiivsus nende tüübi alusel.
Maavärinaid ei esine mitte ainult maal, vaid ka meredes ja ookeanides. Ookeanipõhja sees allika kohal võivad tekkida tõusud või lohud, mis muudavad koheselt vee mahtu ja pleistosistliku piirkonna kohale tekib laine, mis avaookeanis on oma väga suure pikkuse tõttu peaaegu nähtamatu esimestel sadadel. kilomeetrit. Kiirusega kuni 800 km/h levides muutub laine madalas vees rannikule lähenedes järsemaks, ulatudes 15-20 meetrini ning kaldale põrudes hävitab kõik, mis teele jääb. Selliseid maavärinatest põhjustatud laineid nimetatakse tsunami.
Underground-i tegevusega ja pinnaveed ja muud tegurid on seotud erinevate kivimite nihkega, mis moodustavad jõeorgude, järvede ja merede järsud rannikunõlvad. Sellistele gravitatsioonilised nihked, Lisaks tasandustele ja maalihketele on kaasatud ka maalihked. Just maalihkeprotsessides mängib põhjavesi olulist rolli. Under maalihked mõista erinevate kivimite suuri nihkeid piki nõlva, mis ulatuvad teatud piirkondades üle suurte ruumide ja sügavuste. Lihtsaim maalihke juhtum on näidatud joonisel 1, kus punktiirjoon näitab nõlva algset asukohta ja selle struktuuri pärast ühetoimelist maalihet. Pinda, mida mööda eraldumine ja libisemine toimub, nimetatakse libisev pind,ümberasustatud kivid - maalihke keha, mis on sageli oluliselt ebaühtlane. Kohta, kus maalihke keha kohtub maalihkeülese aluspõhjakivimiga, nimetatakse maalihke tagumine õmblus, ja nõlva alumises osas on libisemispinna esilekerkimise koht maalihke alus.
Maalihked on sageli väga keeruline struktuur, võivad need kujutada rida plokke, mis libisevad mööda libisemistasandeid alla, kusjuures ümberasustatud kivimikihid kalduvad aluspõhja kivimite nihkumata nõlva poole. Sellised maalihked, mis libisevad gravitatsiooni mõjul, A.P. Pavlov helistas luululine(Ladina keeles "delapsus" - kukkumine, libisemine). Sellise maalihke alumist osa esindavad nihkunud kivimid, mis on märkimisväärselt killustatud, purustatud ülal asuvate liikuvate plokkide surve tagajärjel. Seda maalihke osa nimetatakse lõhkuv(ladina keeles "detrusio" - kokkupõrge). Kohati maalihkemasside survel külgnevatele osadele jõeorud ja tekivad erinevad veekogud, kerkivad künkad.
Varinguprotsessid toimuvad paljude tegurite mõjul, mille hulka kuuluvad: 1) rannikunõlvade oluline järsus ja külgseinte pragude teke; 2) kallaste erosioon jõe poolt (Volga piirkond ja teised jõed) või abrasioon mere poolt (Krimm, Kaukaasia), mis suurendab nõlva pingeseisundit ja rikub olemasolevat tasakaalu; 3) suur sademete hulk ja nõlvakivimite veesisalduse suurenemine nii pinna- kui põhjaveega. Mõnel juhul tekivad maalihked just intensiivsete sademete ajal või lõpus. Eriti suuri maalihkeid põhjustavad üleujutused; 4) põhjavee mõju määravad kaks tegurit - sufusioon ja hüdrodünaamiline rõhk. Sufusioon ehk õõnestus, mille põhjustavad nõlvale tekkivad põhjaveeallikad, mis kannavad põhjaveekihist väikeseid vett kandva kivimi osakesi ja keemiliselt lahustuvaid aineid. See toob kaasa põhjaveekihi lõdvenemise, mis põhjustab loomulikult ebastabiilsust nõlva kõrgemas osas ja see libiseb; hüdrodünaamiline rõhk, mille tekitab põhjavesi, kui see jõuab nõlva pinnale. Eriti selgelt ilmneb see siis, kui veetase jões muutub üleujutuste ajal, kui jõeveed imbuvad oru külgedesse ja põhjavee tase tõuseb. Madalvee langus jões toimub suhteliselt kiiresti ja põhjavee taseme langus on suhteliselt aeglane (jääb maha). Sellise jõe- ja põhjavee tasandite vahelise lõhe tagajärjel võib tekkida põhjaveekihi nõlvaosa väljapressimine, millele järgneb ülaltoodud kivimite libisemine; 5) kivimite kukkumine jõe või mere poole, eriti kui need sisaldavad savi, mis vee ja ilmastikumõjude mõjul omandavad plastilised omadused; 6) antropogeenne mõju nõlvadel (nõlva kunstlik lõikamine ja järsuse suurendamine, nõlvade lisakoormus koos erinevate konstruktsioonide paigaldamisega, randade hävitamine, metsade raadamine jne).
Seega on maalihkeprotsesse soodustavate tegurite kompleksis põhjaveel oluline ja mõnikord otsustav roll. Kõigil juhtudel, kui otsustatakse teatud ehitiste ehitamise üle nõlvade lähedal, uuritakse nende stabiilsust üksikasjalikult ja töötatakse välja meetmed maalihkete vastu võitlemiseks. konkreetne juhtum. Paljudes kohtades on spetsiaalsed maalihkevastased jaamad.
Võitlusmeetodid maalihked loodud looduslike füüsikaliste ja geoloogiliste tingimuste põhjaliku uurimise, ebastabiilsuse peamiste põhjuste mõistmise ja vaadeldavate massiivide piirava tasakaalu analüütiliste arvutuste põhjal. mulda.
Praktikas kasutatakse peamiste maalihkevastaste meetmetena järgmist:
- pinnaveevoolu korraldamine maalihkevööndis ja sellega piirnevatel aladel;
- põhjavee ärajuhtimine erinevate drenaažisüsteemide rajamise kaudu;
- väliste koormuste vähendamine;
- nõlvade tasandamine ja laadimine vastubankettide abil;
- nõlvade tarastamine ja nende kaitsmine jõgede voolava vee või merelainete ja veehoidlate poolt kahjustamise ja erosiooni eest;
- haljasalad piki nõlva ja maalihke nõlva ülaosa;
- maalihke kehamasside kunstlik konsolideerimine;
- kunstlikud struktuurid mullamasside hoidmiseks.
Selliseid tegevusi viiakse läbi:
- vertikaalse planeerimise ja kaevetööde kasutamine;
- drenaaživõrkude paigaldamisega;
- agrometsandusmeetmete rakendamine;
- kasutades tugiseinu, lainemurdjaid, vaiu jne.
Maalihete vastu võitlemiseks kasutatavad meetmed on välja töötatud ja nende valiku määravad maalihkete põhjused.
Nähtuste kogumit, mis on seotud magma liikumisega Maa pinnale, nimetatakse vulkanismiks. Sõltuvalt magma liikumise olemusest ja maakoore tungimise astmest võib vulkanism olla pealiskaudne (effuiivne) kui magma murrab läbi maakoore ja valgub pinnale ning sügav (pealetükkiv) kui magma liikumine maakoores lõpeb. Kui maapinnale jõuab vedel magmaatiline sulam, siis see purskab, mille olemuse määravad sulandi koostis, temperatuur, rõhk, lenduvate komponentide kontsentratsioon ja muud parameetrid. Magmapursete üks olulisemaid põhjuseid on selle degaseerimine Just sulas sisalduvad gaasid toimivad "juhina", mis põhjustab purse. Olenevalt gaaside kogusest, koostisest ja temperatuurist võivad need magmast suhteliselt rahulikult vabaneda, siis tekib väljavool - efusioon laava voolab. Kui gaasid eraldatakse kiiresti, keeb sula koheselt ja magma lõhkeb paisuvate gaasimullidega, põhjustades võimsa plahvatusliku purse - plahvatus. Kui magma on viskoosne ja selle temperatuur on madal, pressitakse sula aeglaselt välja, pigistatakse pinnale ja ekstrusioon magma
Seega määrab lenduvate ainete eraldumise meetod ja kiirus kolm peamist pursete vormi: effusiivne, plahvatusohtlik ja ekstrusioonne. Vulkaanipursked on vedelad, tahked ja gaasilised.
VULKAANILISED KIVIMID - vulkaanipursete tagajärjel tekkinud kivimid.
Sõltuvalt purske iseloomust (laava väljavalamine või plahvatusohtlikud pursked) tekivad 2 tüüpi kivimid: purske- ehk effusiivsed kivimid ja vulkanogeen-klastilised ehk püroklastilised kivimid; viimased jagunevad lahtiseks (vulkaaniline tuhk, liiv, pommid jne), tihendatud ja tsementeeritud (tuffid, tuffbretšad jne). Lisaks eristatakse vulkaaniliste kivimite vahepealseid tüüpe - tuff-laavat, mis tekkisid gaasirikaste vahutavate laavavoolude pursete tagajärjel, ja ignimbriite, mis on paagutatud vulkaanilis-klastiline materjal, peamiselt happeline, mis katab tohutuid alasid mõõdetuna sadades. ja tuhandeid km 2. Effusiivsete kehade kuju määrab laavade viskoossus ja nende temperatuurirežiim. Katted ja voolud on tüüpilised madala viskoossusega basaltsetele laavadele, kuid leidub ka happelisi (lipariite) voolusid. Kuplid ja nõelad tekivad viskoosse laava (datsiidid, lipariidid) purse ajal. Vallid ja kaelad on pragude ja toitekanalite sulatäidised. Efusiivsed ja püroklastilised vulkaanilised kivimid võivad esineda kihistunud kihtidena; neid leidub vulkaaniliste piirkondade osades, mis on kaetud settekivimitega.
Vulkaanilised kivimid erinevad keemilise koostise, struktuuri- ja tekstuuriomaduste ning kivimi aine säilivusastme poolest. Keemilise koostise järgi jagunevad effusiivsed vulkaanilised kivimid leelismuld- ja leeliselisteks kivimiteks ning lisaks aluselisteks (ränihappega alaküllastunud), vahekivimiteks (ränihappega küllastunud) ja happelisteks (ränihappega üleküllastunud) kivimiteks. Laavade kristalliseerumisaste, samuti nende struktuur ja tekstuur sõltuvad sulatise viskoossusest ja selle jahutamise iseloomust. Effusiivsete kehade sisemised osad on tavaliselt kristalliseerunud, välisosad on räbutaolised, poorsed ja klaasjad. Ekstrusioonilisi kivimeid iseloomustavad porfüürilised, mikroliitsed, poolklaasjad struktuurid ja voolava ribaga massiivsed poorsed tekstuurid.
Põhjalikult muutunud, tavaliselt iidsemaid, effusiivseid kivimeid nimetatakse paleotüüpseteks ja muutumatuid kivimeid cenotüüpilisteks. Levinumad tsenotüüpkivimid on basaltid, andesiidid, trahhüüdid, lipariidid ning nende keemilise koostisega paleotüüpsed analoogid on vastavalt diabaasid, basalti- ja andesiitporfüriidid, trahüüdid ja lipariitsed porfüürid. Klastiliste vulkaaniliste kivimite hulka kuuluvad koos püroklastiliste kivimitega (tuffid, vulkaanilised bretšad) ja vulkaanilised-settekivimid.
Vulkaanilisi kivimeid kasutatakse ehitus- ja kattekividena ning need on kivivalu materjaliks (basalt jne). Kaoliniseeritud happelisi ja aluselisi vulkaanilisi kivimeid kasutatakse keraamikatööstuses "portselanikivina". Tsemendimaterjalide lisandina kasutatakse teatud tüüpi vulkaanilist tuhka ja tuffi (trassid ja putsolaanid), millel on kokkutõmbavad omadused. Vulkaanilist pimsskivi kasutatakse abrasiivse materjalina ja seda kasutatakse pimssbetooni valmistamiseks. Perliiti kasutatakse kerge heli- ja soojusisolatsiooni täiteainena betoonis, krohvis ja muudes segudes. suuri vulkaaniliste kivimite lademeid tuntakse Kaukaasias, Taga-Karpaatias, Tien Šanis ja Pamiris, Taga-Baikalias, Kaug-Idas ja Primorye piirkonnas.
Porfüriit. Struktuur on porfüüriline. Mineraloogiline koostis on sama, mis dioriidil. Tume värv: tumehall, tumeroheline. Tihedus on madal (keskmise kaaluga). Porfüriit on ehitus- ja happekindel materjal, mida kasutatakse ka kaunistuseks. Porfüriite leidub Uuralites, Kaukaasias, Taga-Kaukaasias, Ukraina NSV-s, Ida-Siberis ja Kaug-Idas.
Basalt. Struktuur on tihe, peeneteraline. Mineraloogiline koostis on sama, mis gabro omal. Tume värv: must, tumehall. Tihedus on kõrge (raske). Maapinnale purskavast gabroitsest magmast saadakse vulkaaniline kivimbasalt. Iidset, suuresti muudetud basalti nimetatakse diabaasiks, mis erineb basaldist ainult värvi poolest: see on tumeroheline. Basalti ja diabaasi kasutatakse ehitus-, katte-, happekindlate materjalidena ja kivivalu toorainena. Basaltid on laialt levinud ja domineerivad kõigi vulkaaniliste kivimite seas. NSV Liidus leidub basalt Kamtšatkal, Armeenia NSV-s ja teistes piirkondades. Diabaase leidub Karjalas, Uuralites ja Kaukaasias.
Vulkaaniline klaas (obsidiaan). Struktuur on tihe, klaasjas. Luumurd on konhoidne. Värvus must, hall, punakaspruun, vaha; Obsidiaan on täpiliste ja triibuliste värvidega. Tihedus on madal (keskmise kaaluga). Obsidiaani kasutatakse soojusisolatsiooni tootmisel ja ehitusmaterjalid, kasutatakse ka dekoratiivkivina.
Pimsskivi. Struktuur on poorne. Tõug on homogeenne. Värvus on hallikas, valge, kollakas, must. Lihtne. Seda kasutatakse lihvimis-, puhastusmaterjalina ja tsemendi lisandina. Filtritena. Seda leidub aktiivsete ja kustunud vulkaanide aladel (Kamtšatka, Kaukaasia).
Vulkaaniline tuff. Struktuur on plastpoorne; poorse struktuuriga massi taustal on hajutatud erineva suuruse, kuju ja värvi killud. Värvimine on erinev. Lihtne. Vulkaaniline tuff on vulkaaniliste plahvatuste käigus tekkinud plastmaterjal, mis seejärel tsementeerub ja tiheneb. Seda leidub aktiivsete ja kustunud vulkaanide aladel (Armeenia, Gruusia).
Vulkaanituff on ehitus- ja arhitektuurimaterjal.
Jaspis- lisandeid sisaldav amorfne ränidioksiid. Struktuur on tihe. Kriibib klaasi. Värv ei ole püsiv. Murd on ebaühtlane. Jaspis on vulkaanilise-settelise, keemilise ja biokeemilise päritoluga kivim. Seda kasutatakse ehituses dekoratiiv- ja dekoratiivmaterjalina. Jaspisest valmistatakse vaase ja erinevaid elegantseid ehteid. Kuulsad on Uurali ja Altai jaspised.
Kaukaasia on volditud struktuur Vahemere vöö, mis pandi paika Ripheanis. Selle vöö ääreosad läbisid paleosoikumis voltimisliigutusi, muutudes epihertsüünia plaatideks. Nende hulka kuulub sküütide plaat, mis on Ciscaucasia aluseks. Vöö keskosa sulgus pliotseeni lõpus ja kuulub alpi voltimisse. Vaadeldavas piirkonnas esindab seda megantiklinorium Suur-Kaukaasia ja seda eraldavad plaadist Tereki-Kaspia ja Kubani äärealad.
Kaukaasia tektoonilises arengus on 3 etappi: pre-Hercynia, Hercynia ja Alpine.
IN pre-Hercynia staadium(Riphea – alampaleosoikum) geosünklinaalne režiim domineeris Kaukaasias. Eelkambriumis toimus territoorium voltimine, mis kordus veel kord Kaledoonia voltimise ajal. Viimast seostatakse arvukate sissetungidega, mis aitasid kaasa Suur-Kaukaasia mineraliseerumisele. Suur-Kaukaasia graniitide batoliitset intrusiooni on hästi uuritud.
Ajastul Hercynian voltimine(Süsinik-Permi) Tsiskaukaasia ja Suur-Kaukaasia eristati sublaiusalade geosünklinaalsete süvendite süsteemiks. Karbonis koges Tsiskaukaasia ja Suur-Kaukaasia geosünkliinid võimsaid tõuse ja reljeef omandas mägise ilme.
Alpi lava Kaukaasia kujunemine algab juura perioodiga. Selles on 3 etappi. IN varajases staadiumis(Jura ajastu) territoorium allus kahe sünkliinilise tsooni telgedele märkimisväärsele vajumisele ja meretransgressioonile. Üks ulatus piki Suur-Kaukaasia lõunanõlva, liikudes Dagestanis põhja poole. Teine - Malokavkazskaya ulatub peaaegu paralleelselt esimesega. Mõlemas geosünkliinis toimus intensiivne setete kuhjumine. Keskmist staadiumi (kriidiajastu – Pg algus) iseloomustavad maakoore allapoole liikumised ja üleastumiste levik. Ülemkriidi ajastul ujutas meri maksimaalse üleastumise faasis üle kogu Kaukaasia territooriumi, sealhulgas peaaheliku
Hiline Alpi staadium(Paleogeen-kvaternaari periood) jaguneb 2 etappi. Esimesel ajal muutus Kaukaasia tohutuks saareks, mis oli veidi vastuvõtlik erosiooniprotsessidele. Suur-Kaukaasia geosünkliini asemele moodustus üks ulatuslik geoantikliin - vajumisala muutus tõusupiirkonnaks. Väike-Kaukaasia geosünkliin ja Taga-Kaukaasia muutusid vajumistsoonideks - geosünkliinideks ja täitusid kiiresti jämeda klastilise materjaliga. Seega on Põhja-Kaukaasia jalamil asuvate konglomeraatide kihtide paksus kuni 2 tuhat m, mille tagajärjel suruti meri eesmistest lohudest välja ja tekkis Suur-Kaukaasia ühendus Venemaa tasandikuga ( Kvaternaari aeg).
Pg ja neogeenis, kui Kaukaasia oli saar, oli see kaetud igihalja troopilise taimestikuga (Poltava taimestik
N lõpuks oli Kaukaasia reljeef allutatud tugevatele erosiooniprotsessidele. Selle tulemusena levisid küpsed reljeefivormid laialt. - tasanduspinnad, suured siledapõhjalised orud, cuesta vormid.
Kvaternaariperioodil toimus Suur-Kaukaasia ja Taga-Kaukaasia mägismaa reljeefi järsk noorenemine. Muistsed tasanduspinnad osutusid kõrgendatud ja sügavate kurude poolt tükeldatuks.
Jälgitakse kahte jääajajärku, mis vastavad Moskva ja Valdai jääaja perioodidele.
IN moodne ajastu Kaukaasia tektooniline areng jätkub. Suur-Kaukaasia aksiaalse osa piirkond, hari. Väike-Kaukaasia ja Javakheti-Armeenia mägismaa tõusevad jätkuvalt 1-2 cm aastas. Colchise ja Kura madalikud vajuvad kuni 0,6 cm aastas. See seletab Kaukaasia seismilisust. See on 6-7 magnituudi maavärinate tsoon.
Hertsüünia etapp areng algab Devoni ajastul. Vajumisala hõlmas sel ajal kogu Ciscaucasia ja Suur-Kaukaasia.
Ciscaucasias kogunesid valdavalt terrigeensed karbonaatsed meresetted. Mööda vajumisvööndi (Pshekish-Tyrnyauz õmblusvöönd) lõunaserva Devonis ja varajases karbonis tekkis paks (kuni 5-6 km) vulkaanilis-setete jada, mida esindavad aluselised, harvem happelised vulkaanilised kivimid ja nende tuffid koos kildade, liivakivide ja lubjakividega. Suur-Kaukaasia lääneosas on Ülem-Permi esindatud õhukeste lubjakividega.
Nende kahe kompleksi ladestused moodustavad mägede alumise struktuurse kihi ja sküütide plaadi volditud vundamendi.
Struktuuriplaani oluline ümberkorraldamine toimus Kaukaasias triiase lõpus - juura alguses, kui tektoonilised liikumised järsult intensiivistusid. Toimus Hertsüünia volditud piirkonna lõunaosa (tänapäevase Suur-Kaukaasia territoorium) killustumine eraldi plokkideks ja üldine vajumine. Nüüdsest see algab alpi staadium areng, mille käigus oli Suur-Kaukaasia põhjanõlv miogeosünkliin.
Kriidiajastul algas taas meretransgressioon, mis osaliselt kattis sküütide laama. Alamkriidi (neokoomia) alumised osad on Kaukaasias esindatud mitmesuguste merglite ja liivakivide vahekihtidega lubjakividega. Ülejäänud osa koosneb terrigeensetest kivimitest, mis viitab tõusude taastumisele.
Paleogeeni tõusud viisid Suur-Kaukaasia piirkonnas maamassi tekkeni, mis hiljem kasvas üha enam, kuid kuni keskneogeenini jäi see siiski saareks.
Oligotseenis (P3) sisenes Suur-Kaukaasia orogeenne arengustaadium, mille käigus toimus Kaukaasia mäestruktuuri ja sellega seotud äärealade moodustumine. tsis-kaukaasia esisügavus, mis koosneb üksikutest privaatsetest lohudest, tekkis piki põhjaperifeeriat Suur-Kaukaasia veel madalal tõusul. See koosneb paksust oligotseeni-kvaternaari kivimite jadast. Kogu marginaalses lohus on laialt levinud Maikopi seeria (oligotseen-alumine miotseen) ladestused, mida esindavad tumedad, sageli bituumensed savid mitmesugused lisandid liivane materjal. Maikopi sari tekkis peamiselt sküütide plaadilt pärit materjali tõttu, kuid sel ajal tuli üsna õhukest materjali ka Kaukaasiast,
Miotseeni lõpus - varane pliotseen (N13-N21) toimub põikitõusu tõus (Stavropoli tõus - Mineralovodchesky maakitsus - Kesk-Kaukaasia- Dzirulsky massiiv Taga-Kaukaasias), mille tulemusena vabaneb Ciscaucasia keskosa merest ja ilmub tohutu maismaa, mis ulatub Volgani.
Suur-Kaukaasia piiril epihercüünia sküütide laamaga miotseeni-pliotseeni ajal tekkis Mineralovodchesky magmaatiline piirkond, kus toimus sissetungide sissetoomine (Pjatigorski lakkoliidid).
IN kvaternaari aeg Tänu uutele tõusule toimus Suur-Kaukaasia reljeefi järsk noorenemine. Tõus oli võlvitud iseloomuga. Suur-Kaukaasia äärealadel ja Ciscaucasias jätkus voltimine Alam-kvaternaaris. Settekatte kivimid moodustavad siin kohati omapäraseid platvormkurde. Seega on Stavropoli kõrgustik tohutu laia lame põhjatiiva ja kitsama järsu lõunapoolse tiivaga antikliiniline kurt. Selle taustal tekkis hulk teist järku antikliine ja sünkliine. Suured hiljutise vulkanismi keskused asuvad Suur-Kaukaasias. Elbrus ja Kazbek olid kvaternaari ajal aktiivsed vulkaanid.
Neogeen-kvaternaari tõus ja kliima üldine jahenemine põhjapoolkeral viisid Kaukaasias mägede jäätumise tekkeni. Tavaliselt on seal kolm-neli jääaega. Kaukaasiast on avastatud hilispliotseeni (Apsheroni) jäätumise jälgi. Kvaternaari jahtumine mõjutas suuresti Kaukaasia taimestiku ja loomastiku arengut.
Kaukaasia pikal saareperioodil oli selle pind kaetud igihalja troopilise taimestikuga (Poltava taimestik). Kvaternaari jäätumine tõi kaasa soojust armastavate liikide täieliku väljasuremise Põhja-Kaukaasias. Nad on säilinud vaid mõnes Taga-Kaukaasia varjupaigas.
Jääperioodidel tõrjuti taimestik mägedest jalamile.
Jääajajärgsetel aegadel tekkisid Kaukaasias uued eristumiskeskused, millega noor endemism.
IN moodne ajastu Kaukaasia tektooniline areng jätkub. Selle territooriumil viidi läbi korduv nivelleerimine, mis võimaldas määrata mitte ainult suuna, vaid ka kiiruse tektoonilised liikumised. Suur-Kaukaasia jätkab tõusu kiirusega 1-3 mm aastas. Tereki-Kaspia lohus ulatub vajumise kiirus 4 mm-ni aastas.
Kaukaasia käimasolevatest tektoonilistest liikumistest annab tunnistust ka selle seismilisus.
Geokronoloogiline skaala- Maa ajaloo geoloogiline ajaskaala, mida kasutatakse geoloogias ja paleontoloogias, omamoodi kalender sadade tuhandete ja miljonite aastate pikkuste perioodide jaoks.
Kaasaegsete üldtunnustatud ideede kohaselt hinnatakse Maa vanuseks 4,5-4,6 miljardit aastat. Maa pinnalt ei leitud kivimeid ega mineraale, mis oleksid võinud olla tunnistajaks planeedi tekkele. Maa maksimaalset vanust piirab Päikesesüsteemi kõige varasemate tahkete moodustiste vanus - süsinikusisaldusega kondriitidest pärinevad kaltsiumi ja alumiiniumi rikkad tulekindlad inklusioonid (CAI).
Aeoni ajastu
Kvaternaar (antropotseen) Q
F Cenosoic KZ Neogene N
Paleogeen P
E Mesosoikum MZ Jurassic J
R Trias T
O Hiline Perm P
Z Paleosoikum PZ 2 süsinik (kivisüsi) C
Devon D kohta
Y Varajane Siluri S
Paleosoikum PZ 1 Ordoviitsium O
Kambrium C
KRIP- Proterosoikum hiline
TOZOY PR Varakult