Geologiske prosesser er prosesser som endrer sammensetningen, strukturen, relieff og dypstrukturen til jordskorpen. Geologiske prosesser, med noen få unntak, er preget av skala og lang varighet (opptil hundrevis av millioner år); i sammenligning med dem er menneskehetens eksistens en veldig kort episode i jordens liv. I denne forbindelse er det store flertallet av geologiske prosesser ikke direkte observerbare. De kan bare bedømmes etter resultatene av deres innvirkning på visse geologiske objekter - bergarter, geologiske strukturer, typer relieff av kontinenter og havbunner. Av stor betydning er observasjoner av moderne geologiske prosesser, som i henhold til prinsippet om aktualitet kan brukes som modeller som lar oss forstå prosessene og hendelsene fra fortiden, under hensyntagen til deres variasjon. For tiden kan en geolog observere forskjellige stadier av de samme geologiske prosessene, noe som i stor grad letter deres studie.
Alle geologiske prosesser som skjer i det indre av jorden og på overflaten er delt inn i endogen Og eksogene. Endogene geologiske prosesser oppstår på grunn av jordens indre energi. I følge moderne konsepter (Sorokhtin, Ushakov, 1991) er den viktigste planetariske kilden til denne energien gravitasjonsdifferensieringen av jordisk materie. (Komponenter med økt egenvekt, under påvirkning av gravitasjonskrefter, har en tendens til jordens sentrum, mens lettere konsentrerer seg på overflaten). Som et resultat av denne prosessen ble det frigjort en tett jern-nikkelkjerne i midten av planeten, og konveksjonsstrømmer oppsto i mantelen. En sekundær energikilde er energien til radioaktivt forfall av materie. Den står for bare 12 % av energien som brukes til den tektoniske utviklingen av jorden, og andelen gravitasjonsdifferensiering er 82 %. Noen forfattere mener at hovedkilden til energi for endogene prosesser er samspillet mellom jordens ytre kjerne, som er i smeltet tilstand, med indre kjerne og en mantel. Endogene prosesser inkluderer tektonisk, magmatisk, pneumatolitisk-hydrotermisk og metamorf.
Tektoniske prosesser er de under påvirkning av hvilke tektoniske strukturer av jordskorpen dannes - fjellfoldebelter, bunner, fordypninger, dype forkastninger, etc. Vertikale og horisontale bevegelser av jordskorpen hører også til tektoniske prosesser.
Magmatiske prosesser (magmatisme) er helheten av alle geologiske prosesser knyttet til aktiviteten til magma og dets derivater. Magma- en brennende flytende smeltet masse som dannes i jordskorpen eller øvre mantel og blir til magmatiske bergarter når de størkner. Etter opprinnelse er magmatisme delt inn i påtrengende og effusive. Begrepet "påtrengende magmatisme" kombinerer prosessene med dannelse og krystallisering av magma i dybden med dannelsen av påtrengende kropper. Effusiv magmatisme (vulkanisme) er et sett med prosesser og fenomener knyttet til bevegelsen av magma fra dypet til overflaten med dannelsen av vulkanske strukturer.
En spesiell gruppe er tildelt hydrotermiske prosesser. Dette er prosessene for dannelse av mineraler som et resultat av deres avsetning i sprekker eller porer av bergarter fra hydrotermiske løsninger. Hydrotherms – flytende varme vandige løsninger som sirkulerer i jordskorpen og deltar i prosessene med bevegelse og avsetning av mineraler. Hydrotermer er ofte mer eller mindre anriket på gasser; hvis gassinnholdet er høyt, kalles slike løsninger pneumatolytisk-hydrotermisk. For tiden tror mange forskere at hydrotermer dannes ved blanding grunnvann dyp sirkulasjon og ungdomsvann dannet under kondensering av magmavanndamp. Hydrotermer beveger seg gjennom sprekker og hulrom i bergarter mot lavtrykk – mot jordoverflaten. Som svake løsninger av syrer eller alkalier, er hydrotermer preget av høy kjemisk aktivitet. Som et resultat av samspillet mellom hydrotermiske væsker og vertsbergarter, dannes mineraler av hydrotermisk opprinnelse.
Metamorfose – et kompleks av endogene prosesser som forårsaker endringer i struktur, mineral og kjemisk sammensetning av bergarter under forhold med høyt trykk og temperatur; I dette tilfellet forekommer ikke steinsmelting. Hovedfaktorene for metamorfose er temperatur, trykk (hydrostatisk og ensidig) og væsker. Metamorfe endringer består av desintegrering av de opprinnelige mineralene, molekylær omorganisering og dannelse av nye mineraler som er mer stabile under gitte miljøforhold. Alle typer bergarter gjennomgår metamorfose; De resulterende bergartene kalles metamorfe.
Eksogene prosesser – geologiske prosesser som oppstår på grunn av eksterne energikilder, hovedsakelig solen. De forekommer på jordoverflaten og i de øverste delene av litosfæren (i sonen for påvirkning av faktorer hypergenese eller forvitring). Eksogene prosesser inkluderer: 1) mekanisk knusing av bergarter til deres bestanddeler av mineralkorn, hovedsakelig under påvirkning av daglige lufttemperaturendringer og på grunn av frostforvitring. Denne prosessen kalles fysisk forvitring; 2) kjemisk interaksjon av mineralkorn med vann, oksygen, karbondioksid og organiske forbindelser, som fører til dannelse av nye mineraler – kjemisk forvitring; 3) prosessen med bevegelse av forvitringsprodukter (den såkalte overføre) under påvirkning av tyngdekraften, gjennom vann i bevegelse, isbreer og vind i sedimentasjonsområdet (havbassenger, hav, elver, innsjøer, relieffdepresjoner); 4) akkumulering sedimentlag og deres transformasjon på grunn av komprimering og dehydrering til sedimentære bergarter. Under disse prosessene dannes forekomster av sedimentære mineraler.
Variasjonen av former for interaksjon mellom eksogene og endogene prosesser bestemmer mangfoldet av strukturer i jordskorpen og topografien til overflaten. Endogene og eksogene prosesser er uløselig knyttet til hverandre. I kjernen er disse prosessene antagonistiske, men samtidig uatskillelige, og hele dette komplekset av prosesser kan betinget kalles geologisk form for bevegelse av materie. Hun er også med I det siste inkluderer menneskelige aktiviteter.
I løpet av siste århundre Det er en økende rolle av den teknogene (antropogene) faktoren i det totale komplekset av geologiske prosesser. Teknogenese– et sett med geomorfologiske prosesser forårsaket av menneskelig produksjonsaktiviteter. Basert på deres fokus er menneskelig aktivitet delt inn i landbruk, utnyttelse av mineralforekomster, bygging av ulike strukturer, forsvar og andre. Resultatet av teknogenese er teknogen lindring. Teknosfærens grenser utvides stadig. Dermed øker dybden av olje- og gassboring på land og til havs. Fylling av reservoarer i fjellrike seismisk farlige områder forårsaker i noen tilfeller kunstige jordskjelv. Gruvedrift er ledsaget av frigjøring av enorme mengder "avfall" bergarter på dagtid overflaten, noe som resulterer i opprettelsen av et "måne" landskap (for eksempel i området Prokopyevsk, Kiselevsk, Leninsk-Kuznetsky og andre byer i Kuzbass). Dumper fra gruver og annen industri, søppelfyllinger skaper nye former for teknologisk nødhjelp, og tar over en økende del av jordbruksarealet. Gjenvinning av disse landene utføres veldig sakte.
Dermed har menneskelig økonomisk aktivitet nå blitt en integrert del av alle moderne geologiske prosesser.
Eksogene (fra gresk éxo - utenfor, utenfor) er geologiske prosesser som er forårsaket av energikilder utenfor jorden: solstråling og gravitasjonsfelt. De forekommer på overflaten av kloden eller i litosfærens nær overflatesone. Disse inkluderer hypergenese (forvitring), erosjon, slitasje, sedimentogenese, etc.
Det motsatte av eksogene prosesser, er endogene (fra gresk éndon - innsiden) geologiske prosesser assosiert med energi som oppstår i dypet av den faste delen av kloden. Hovedkildene til endogene prosesser anses å være varme- og gravitasjonsdifferensiering av materie etter tetthet med nedsenking av tyngre bestanddeler. Endogene prosesser inkluderer vulkanisme, seismisitet, metamorfose, etc.
Bruken av ideer om eksogene og endogene prosesser, som fargerikt illustrerer dynamikken til prosesser i et steinskall i kampen mellom motsetninger, bekrefter gyldigheten av J. Baudrillards utsagn om at «Ethvert enhetlig system, hvis det ønsker å overleve, må tilegne seg binær regulering ." Hvis det er en opposisjon, så er eksistensen av et simulacrum, det vil si en representasjon som skjuler det faktum at den ikke eksisterer, mulig.
I modellen virkelige verden natur, skissert av naturvitenskapens lover, som ikke har noen unntak, binære forklaringer er uakseptable. For eksempel holder to personer en stein i hånden. En av dem erklærer at når han senker steinen, vil den fly til månen. Dette er hans mening. En annen sier det steinen vil falle ned. Det er ingen grunn til å krangle med dem hvem av dem som har rett. Det er en lov om universell gravitasjon, ifølge hvilken steinen i 100% av tilfellene vil falle ned.
I henhold til termodynamikkens andre lov vil en oppvarmet kropp i kontakt med en kald kjøle seg ned i 100% av tilfellene, og varme den kalde.
Hvis den faktiske observerte strukturen til litosfæren er laget av amorf basalt, under leire, deretter sementert leire - argillitt, finkrystallinsk skifer, middels krystallinsk gneis og grovkrystallinsk grense, så rekrystallisering av stoffet med dybde med økende krystallstørrelse indikerer tydelig at termisk energi ikke kommer fra under granitten. I ellers på dypet vil det være amorfe bergarter, som gir plass til stadig grovere krystallinske formasjoner mot overflaten.
Derfor er det ingen dyp termisk energi, og derfor ingen endogene geologiske prosesser. Hvis det ikke er noen endogene prosesser, mister det å identifisere eksogene geologiske prosesser som er motsatte av dem sin mening.
Hva er det? I det steinete skallet på kloden, så vel som i atmosfæren, hydrosfæren og biosfæren, sammenkoblede komponenter enhetlig system planeten Jorden, er det en syklus av energi og materie forårsaket av inntaket solstråling og tilstedeværelsen av gravitasjonsfeltenergi. Denne sirkulasjonen av energi og materie i litosfæren utgjør et system av geologiske prosesser.
Energisyklusen består av tre ledd. 1. Den første koblingen er akkumulering av energi av materie. 2. Mellomledd – frigjøring av akkumulert energi. 3. Det siste leddet er fjerning av frigjort termisk energi.
Materiens syklus består også av tre ledd. 1. Den første lenken blander seg forskjellige stoffer med gjennomsnittsberegning av den kjemiske sammensetningen. 2. Mellomledd - deling av et gjennomsnittlig stoff i to deler med ulik kjemisk sammensetning. 3. Det siste leddet er fjerning av en del som absorberte den frigjorte varmen og ble løs og lett.
Essensen av den første koblingen i energisyklusen til materie i litosfæren er absorpsjonen av innkommende solstråling av bergarter på landoverflaten, noe som fører til at de blir ødelagt i leire og rusk (prosessen med hypergenese). Destruksjonsprodukter akkumulerer enorme mengder solstråling i form av potensiell fri overflate, intern, geokjemisk energi. Under påvirkning av tyngdekraften blir produktene av hypergenese ført til lave områder, blandet, gjennomsnittlig deres kjemiske sammensetning. Til syvende og sist blir leire og sand ført til bunnen av havene, hvor de akkumuleres i lag (prosessen med sedimentogenese). Et lagdelt skall av litosfæren dannes, hvorav omtrent 80% er leire. Kjemisk sammensetning av leire = (granitt + basalt)/2.
På mellomliggende Etter hvert som syklusen skrider frem, synker lag med leire ned i dypet og overlapper med nye lag. Økende litostatisk trykk (massen av de overliggende lagene) fører til at vann med oppløste salter og gasser fra leiren, komprimering av leirmineraler og en reduksjon i avstandene mellom atomene deres. Dette forårsaker rekrystallisering av leirmassen til krystallinske skifer, gneiser og granitter. Under rekrystallisering forvandles potensiell energi (akkumulert solenergi) til kinetisk varme, som frigjøres fra krystallinsk granitt og absorberes av en vann-silikatløsning av basaltsammensetning plassert i porene mellom granittkrystaller.
Det siste stadiet av syklusen innebærer fjerning av den oppvarmede basaltiske løsningen til overflaten av litosfæren, der folk kaller det lava. Vulkanisme er det siste leddet i syklusen av energi og materie i litosfæren, hvis essens er fjerning av oppvarmet basaltløsning dannet under omkrystallisering av leire til granitt.
Den termiske energien som genereres under rekrystalliseringen av leire, som stiger til overflaten av litosfæren, skaper for mennesker en illusjon av mottak av dyp (endogen) energi. Faktisk frigjøres det solenergi omdannet til varme. Så snart termisk energi oppstår under omkrystallisering, fjernes den umiddelbart oppover, så det er ingen endogen energi (endogene prosesser) i dybden.
Dermed er ideen om eksogene og endogene prosesser et simulacrum.
Nootic er en syklus av energi og materie i litosfæren forårsaket av inntaket solenergi og tilstedeværelsen av et gravitasjonsfelt.
Ideen om eksogene og endogene prosesser i geologi er resultatet av oppfatningen av verden av steinskallet på kloden slik en person ser (ønsker å se) det. Dette bestemte geologenes deduktive og fragmentariske tankegang.
Men den naturlige verden ble ikke skapt av mennesket, og hvordan den er er ukjent. For å forstå det, er det nødvendig å bruke en induktiv og systematisk måte å tenke på, som er implementert i modellen for syklusen av energi og materie i litosfæren, som et system av geologiske prosesser.
1. EKSOGENE OG ENDOGENE PROSESSER
Eksogene prosesser - geologiske prosesser som skjer på jordoverflaten og i de øverste delene av jordskorpen (forvitring, erosjon, breaktivitet, etc.); er hovedsakelig forårsaket av energien fra solstråling, tyngdekraften og den vitale aktiviteten til organismer.
Erosjon (fra latin erosio - erosjon) - ødeleggelse av bergarter og jordsmonn etter overflate vannstrømmer og vind, som inkluderer løsgjøring og fjerning av fragmenter av materiale og deres medfølgende avsetning.
Ofte, spesielt i utenlandsk litteratur, betyr erosjon enhver destruktiv aktivitet geologiske krefter, for eksempel havbryne, isbreer, gravitasjon; i dette tilfellet er erosjon synonymt med denudering. Imidlertid er det spesielle vilkår for dem: slitasje (bølgeerosjon), eksarasjon (glasial erosjon), gravitasjonsprosesser, solifluction, etc. Samme begrep (deflasjon) brukes parallelt med begrepet vinderosjon, men sistnevnte er mye mer vanlig.
Basert på utviklingshastigheten er erosjon delt inn i normal og akselerert. Normal oppstår alltid i nærvær av noen uttalt avrenning, skjer langsommere enn jorddannelse og fører ikke til merkbare endringer i nivå og form jordens overflate. Akselerert er raskere enn jorddannelse, fører til jordforringelse og er ledsaget av en merkbar endring i topografi. Av grunner skilles naturlig og menneskeskapt erosjon. Det skal bemerkes at menneskeskapt erosjon ikke alltid akselereres, og omvendt.
Arbeidet til isbreer er den relieffdannende aktiviteten til fjell- og dekkbreer, som består i fangst av steinpartikler av en bevegelig isbre, deres overføring og avsetning når isen smelter.
Endogene prosesser Endogene prosesser er geologiske prosesser assosiert med energi som oppstår i dypet av den faste jorden. Endogene prosesser inkluderer tektoniske prosesser, magmatisme, metamorfose, seismisk aktivitet.
Tektoniske prosesser - dannelsen av feil og folder.
Magmatisme er et begrep som kombinerer effusive (vulkanisme) og påtrengende (plutonisme) prosesser i utviklingen av foldede områder og plattformområder. Magmatisme forstås som helheten av alle geologiske prosesser, hvis drivkraft er magma og dets derivater.
Magmatisme er en manifestasjon av jordens dype aktivitet; den er nært knyttet til dens utvikling, termiske historie og tektoniske evolusjon.
Magmatisme skiller seg ut:
geosynklinal
plattform
oseanisk
magmatisme av aktiveringsområder
Etter manifestasjonsdybde:
avgrunn
hypabyssal
flate
I henhold til sammensetningen av magma:
ultrabasisk
grunnleggende
sur
alkalisk
I den moderne geologiske tid er magmatisme spesielt utviklet innenfor Stillehavets geosynklinale belte, midthavsrygger, revsoner i Afrika og Middelhavet, etc. Dannelsen av stor kvantitet ulike mineralforekomster.
Seismisk aktivitet er et kvantitativt mål på det seismiske regimet, bestemt av gjennomsnittlig antall jordskjelvkilder i et visst område av energistørrelser som oppstår i det aktuelle territoriet i løpet av en viss observasjonstid.
2. JORDSKELV
geologisk jordskorpe epeirogen
Effekten av de indre kreftene til jorden er tydeligst avslørt i fenomenet jordskjelv, som forstås som risting av jordskorpen forårsaket av forskyvninger av bergarter i jordens tarmer.
Jordskjelv er et ganske vanlig fenomen. Det er observert på mange deler av kontinenter, så vel som på bunnen av hav og hav (i sistnevnte tilfelle snakker de om et "sjøskjelv"). Antallet jordskjelv på kloden når flere hundre tusen per år, det vil si at det i gjennomsnitt oppstår ett eller to jordskjelv per minutt. Styrken til et jordskjelv varierer: de fleste av dem oppdages bare av svært sensitive instrumenter - seismografer, andre føles direkte av en person. Antallet sistnevnte når to til tre tusen per år, og de er svært ujevnt fordelt - i noen områder som f.eks. sterke jordskjelv svært vanlige, mens de hos andre er ekstremt sjeldne eller til og med praktisk talt fraværende.
Jordskjelv kan deles inn i endogene, assosiert med prosesser som skjer dypt i jorden, og eksogene, avhengig av prosesser som skjer nær jordens overflate.
Naturlige jordskjelv inkluderer vulkanske jordskjelv, forårsaket av vulkanutbrudd, og tektoniske, forårsaket av bevegelse av materie inn i dype tarmer Jord.
Eksogene jordskjelv inkluderer jordskjelv som oppstår som et resultat av underjordiske kollapser assosiert med karst og noen andre fenomener, gasseksplosjoner, etc. Eksogene jordskjelv kan også være forårsaket av prosesser som skjer på selve jordoverflaten: steinsprang, meteorittnedslag, fallende vann fra Stor høyde og andre fenomener, samt faktorer knyttet til menneskelig aktivitet (kunstige eksplosjoner, maskindrift, etc.).
Genetisk kan jordskjelv klassifiseres som følger: Naturlig
Endogent: a) tektonisk, b) vulkansk. Eksogene: a) karstskred, b) atmosfæriske c) fra bølger, fossefall osv. Kunstig
a) fra eksplosjoner, b) fra artilleriild, c) fra kunstig steinras, d) fra transport, etc.
I geologikurset vurderes kun jordskjelv knyttet til endogene prosesser.
Når sterke jordskjelv oppstår i tettbefolkede områder, forårsaker de enorme skader på mennesker. Når det gjelder katastrofer forårsaket av mennesker, kan ikke jordskjelv sammenlignes med noe annet naturfenomen. For eksempel, i Japan, under jordskjelvet 1. september 1923, som varte bare noen få sekunder, ble 128.266 hus fullstendig ødelagt og 126.233 ble delvis ødelagt, rundt 800 skip gikk tapt, og 142.807 mennesker ble drept eller savnet. Mer enn 100 tusen mennesker ble skadet.
Det er ekstremt vanskelig å beskrive fenomenet med et jordskjelv, siden hele prosessen varer bare noen få sekunder eller minutter, og en person har ikke tid til å oppfatte alle de forskjellige endringene som finner sted i naturen i løpet av denne tiden. Oppmerksomheten er vanligvis kun rettet mot den kolossale ødeleggelsen som oppstår som følge av et jordskjelv.
Slik beskriver M. Gorky jordskjelvet som fant sted i Italia i 1908, som han var øyenvitne til: «Jorden nynnet sløvt, stønnet, bøyd under føttene våre og bekymret, og dannet dype sprekker - som om i dypet en eller annen enorm orm. , i dvale i århundrer, hadde våknet og snurret og snurret ... bygningene vippet på skrå, sprekker slanget seg langs de hvite veggene deres, som et lyn, og veggene smuldret opp og sovnet. trange gater og folk blant dem... Underjordisk buldring, bulder av steiner, hyl av tre overdøver ropene om hjelp, ropene om galskap. Jorden er opprørt som havet, og kaster palasser, hytter, templer, brakker, fengsler, skoler fra brystet, og ødelegger hundrevis og tusenvis av kvinner, barn, rike og fattige for hver gysing. "
Som et resultat av dette jordskjelvet ble byen Messina og en rekke andre bosetninger ødelagt.
Den generelle sekvensen av alle fenomener under et jordskjelv ble studert av I. V. Mushketov under det største sentralasiatiske jordskjelvet, Alma-Ata jordskjelvet i 1887.
Den 27. mai 1887 om kvelden, som øyenvitner skrev, var det ingen tegn til jordskjelv, men husdyr oppførte seg urolig, tok ikke mat, brøt seg fra båndet osv. Om morgenen 28. mai klokken 4: Klokken 35.00 hørtes en underjordisk rumling og ganske kraftig dytt. Rystelsen varte ikke mer enn et sekund. Noen minutter senere begynte summingen å ligne den sløve ringingen av mange kraftige klokker eller brølet fra forbipasserende tungt artilleri. Brølet ble etterfulgt av kraftige knuseslag: Gips falt i hus, glass fløy ut, ovner kollapset, vegger og tak falt: gatene ble fylt med grått støv. De hardest skadede var de massive steinbygningene. De nordlige og sørlige veggene til hus som ligger langs meridianen falt ut, mens de vestlige og østlige veggene ble bevart. Først så det ut til at byen ikke lenger eksisterte, at alle bygningene ble ødelagt uten unntak. Sjokkene og skjelvingene, selv om de var mindre alvorlige, fortsatte utover dagen. Mange skadede, men tidligere stående hus falt fra disse svakere rystelsene.
Det dannet seg jordskred og sprekker i fjellene, gjennom hvilke strømmer av underjordisk vann kom opp til overflaten noen steder. Den leirholdige jorda i fjellskråningene, allerede tungt fuktet av regn, begynte å krype og rotete elveleiene. Samlet av bekkene stormet hele denne massen av jord, steinsprut og steinblokker, i form av tykke gjørmestrømmer, til foten av fjellene. En av disse bekkene strakte seg over 10 km og var 0,5 km bred.
Ødeleggelsene i selve byen Almaty var enorme: av 1800 hus var det bare noen få hus som overlevde, men antallet menneskelige ofre var relativt lite (332 mennesker).
Tallrike observasjoner viste at de sørlige veggene til hus kollapset først (en brøkdel av et sekund tidligere), og deretter de nordlige, og at klokkene i forbønnskirken (i den nordlige delen av byen) slo ned noen sekunder etter ødeleggelsene som skjedde i den sørlige delen av byen. Alt dette tydet på at sentrum av jordskjelvet var sør for byen.
De fleste sprekkene i husene var også skråstilt mot sør, eller nærmere bestemt mot sørøst (170°) i en vinkel på 40-60°. Ved å analysere sprekkenes retning, kom I.V Mushketov til den konklusjon at kilden til jordskjelvbølgene var lokalisert på en dybde på 10-12 km, 15 km sør for Alma-Ata.
Det dype senteret eller fokuset til et jordskjelv kalles hyposenteret. I plan er det skissert som et rundt eller ovalt område.
Området som ligger på jordoverflaten over hyposenteret kalles episenteret. Den er preget av maksimal ødeleggelse, med mange gjenstander som beveger seg vertikalt (spretter), og sprekker i hus er plassert veldig bratt, nesten vertikalt.
Området for episenteret til jordskjelvet Alma-Ata ble bestemt til å være 288 km² (36 * 8 km), og området der jordskjelvet var kraftigst dekket et område på 6000 km². Et slikt område ble kalt pleistoseist ("pleisto" - største og "seistos" - rystet).
Jordskjelvet i Alma-Ata fortsatte i mer enn én dag: etter skjelvingene 28. mai 1887 skjedde det skjelv med mindre styrke i mer enn to år. med intervaller på først flere timer, og deretter dager. På bare to år var det over 600 streiker, som stadig svekkes.
I jordens historie har jordskjelv blitt beskrevet siden stort beløp skjelvinger. I 1870 begynte for eksempel skjelvinger i provinsen Phocis i Hellas, som fortsatte i tre år. I de første tre dagene fulgte skjelvingene hvert 3. minutt i løpet av de første fem månedene, ca. 500 tusen skjelvinger, hvorav 300 var destruktive og fulgte hverandre med et gjennomsnittlig intervall på 25 sekunder. Over tre år skjedde over 750 tusen streiker.
Et jordskjelv oppstår altså ikke som et resultat av en engangshendelse som skjer på dypet, men som et resultat av en eller annen langvarig prosess med bevegelse av materie i de indre delene av kloden.
Vanligvis blir det innledende store sjokket etterfulgt av en kjede av mindre støt, og hele denne perioden kan kalles jordskjelvperioden. Alle sjokk i en periode kommer fra et felles hyposenter, som noen ganger kan skifte under utviklingen, og derfor skifter episenteret også.
Dette er tydelig synlig i en rekke eksempler på kaukasiske jordskjelv, samt jordskjelvet i Ashgabat-regionen, som inntraff 6. oktober 1948. Hovedsjokket fulgte etter 1 time og 12 minutter uten foreløpige sjokk og varte i 8-10 sekunder. I løpet av denne tiden var det i byen og omkringliggende landsbyer enorme ødeleggelser. Enetasjes hus av rå murstein smuldret opp, og takene ble dekket med hauger av murstein, husgeråd osv. Enkeltvegger i mer solid bygde hus falt ut, og rør og ovner kollapset. Det er interessant å merke seg at runde bygninger (heis, moske, katedral, etc.) tålte sjokket bedre enn vanlige firkantede bygninger.
Episenteret for jordskjelvet var lokalisert 25 km unna. sørøst for Ashgabat, i området til Karagaudan State Farm. Den episentrale regionen viste seg å være langstrakt i nordvestlig retning. Hyposenteret lå på 15-20 km dyp. Lengden på pleistoseist-regionen nådde 80 km og bredden 10 km. Perioden av jordskjelvet i Ashgabat var lang og besto av mange (mer enn 1000) skjelvinger, hvis episentre var lokalisert nordvest for det viktigste innen smal stripe, som ligger ved foten av Kopet-Dag
Hyposentrene til alle disse etterskjelvene var på samme grunne dybde (ca. 20-30 km) som hyposenteret til hovedsjokket.
Jordskjelvhyposentre kan være lokalisert ikke bare under overflaten av kontinenter, men også under bunnen av hav og hav. Under havskjelv er ødeleggelsen av kystbyer også svært betydelig og er ledsaget av menneskelige tap.
Det sterkeste jordskjelvet skjedde i 1775 i Portugal. Den pleistoseistiske regionen av dette jordskjelvet dekket et enormt område; episenteret lå under bunnen av Biscayabukta nær hovedstaden i Portugal, Lisboa, som ble hardest rammet.
Det første sjokket inntraff om ettermiddagen 1. november og ble ledsaget av et forferdelig brøl. Ifølge øyenvitner reiste bakken seg og falt deretter en hel alen. Hus falt med et forferdelig brak. Det enorme klosteret på fjellet svaiet så voldsomt fra side til side at det truet med å kollapse hvert minutt. Rystelsene fortsatte i 8 minutter. Noen timer senere gjenopptok jordskjelvet.
Marmorvollen kollapset og gikk under vann. Mennesker og skip som sto nær kysten ble trukket inn i vanntrakten. Etter jordskjelvet nådde dybden av bukta ved fyllingsstedet 200 moh.
Ved begynnelsen av jordskjelvet trakk havet seg tilbake, men så traff en enorm bølge 26 m høy kysten og oversvømmet kysten opp til 15 km bred. Det var tre slike bølger som fulgte etter hverandre. Det som overlevde jordskjelvet ble vasket bort og ført ut på havet. Mer enn 300 skip ble ødelagt eller skadet i Lisboa havn alene.
Bølgene fra jordskjelvet i Lisboa gikk gjennom hele Atlanterhavet: nær Cadiz nådde høyden deres 20 m, på den afrikanske kysten, utenfor kysten av Tanger og Marokko - 6 m, på øyene Funchal og Madera - opptil 5 m. Bølgene krysset Atlanterhavet og ble følt utenfor kysten av Amerika på øyene Martinique, Barbados, Antigua, etc. Lisboa jordskjelvet drepte over 60 tusen mennesker.
Slike bølger oppstår ganske ofte under havskjelv de kalles tsutsnaer. Forplantningshastigheten til disse bølgene varierer fra 20 til 300 m/sek, avhengig av: havets dybde; bølgehøyden når 30 m.
Tørking av kysten før en tsunami varer vanligvis i flere minutter og når unntaksvis en time. Tsunamier oppstår bare under havskjelv når en viss del av bunnen kollapser eller stiger.
Utseendet til tsunamier og lavvannsbølger er forklart som følger. I den episentrale regionen, på grunn av deformasjonen av bunnen, dannes en trykkbølge som forplanter seg oppover. Havet på dette stedet svulmer bare kraftig, kortsiktige strømmer dannes på overflaten, divergerer i alle retninger, eller "koker" med vann som kastes opp til en høyde på opptil 0,3 m. Alt dette er akkompagnert av en summing. Trykkbølgen forvandles så ved overflaten til tsunamibølger som sprer seg i forskjellige retninger. Lavvann før en tsunami forklares med at vann først suser inn i et undervannshull, hvorfra det deretter skyves inn i den episentrale regionen.
Når episentrene oppstår i tettbefolkede områder, forårsaker jordskjelv enorme katastrofer. Jordskjelvene i Japan var spesielt destruktive, hvor det over 1500 år ble registrert 233 store jordskjelv med et antall rystelser på over 2 millioner.
Store katastrofer er forårsaket av jordskjelv i Kina. Under katastrofen 16. desember 1920 døde mer enn 200 tusen mennesker i Kansu-regionen, og hovedårsaken Dødsfallene var kollapsen av boliger gravd i løsmassen. Jordskjelv av eksepsjonell styrke skjedde i Amerika. Et jordskjelv i Riobamba-regionen i 1797 drepte 40 tusen mennesker og ødela 80% av bygningene. I 1812 ble byen Caracas (Venezuela) fullstendig ødelagt i løpet av 15 sekunder. Byen Concepcion i Chile ble gjentatte ganger nesten fullstendig ødelagt, byen San Francisco ble alvorlig skadet i 1906. I Europa ble de største ødeleggelsene observert etter jordskjelvet på Sicilia, der i 1693 ble 50 landsbyer ødelagt og over 60 tusen mennesker døde .
På Sovjetunionens territorium var de mest ødeleggende jordskjelvene sør i Sentral-Asia, på Krim (1927) og i Kaukasus. Byen Shemakha i Transkaukasia led spesielt ofte av jordskjelv. Den ble ødelagt i 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. Fram til 1859 var byen Shemakha provinssenteret i Øst-Transkaukasia, men på grunn av jordskjelvet måtte hovedstaden flyttes til Baku. I fig. 173 viser plasseringen av episentrene til Shemakha-jordskjelvene. Akkurat som i Turkmenistan ligger de langs en viss linje som strekker seg i nordvestlig retning.
Under jordskjelv skjer det betydelige endringer på jordoverflaten, uttrykt i dannelse av sprekker, fall, folder, heving av enkeltområder på land, dannelse av øyer i havet osv. Disse forstyrrelsene, kalt seismikk, bidrar ofte til til dannelsen av kraftige skred, jordskred, gjørme og gjørme i fjellene, fremveksten av nye kilder, opphør av gamle, dannelsen av gjørmebakker, gassutslipp etc. Forstyrrelser dannet etter jordskjelv kalles postseismiske.
Fenomener. forbundet med jordskjelv både på jordoverflaten og i dens indre kalles seismiske fenomener. Vitenskapen som studerer seismiske fenomener kalles seismologi.
3. MINERALENES FYSISKE EGENSKAPER
Selv om de viktigste egenskapene til mineraler (kjemisk sammensetning og indre krystallstruktur) er etablert på grunnlag kjemiske analyser og røntgendiffraksjonsmetoden, reflekteres de indirekte i egenskaper som lett kan observeres eller måles. For å diagnostisere de fleste mineraler er det nok å bestemme deres glans, farge, spalting, hardhet og tetthet.
Glans (metallisk, semi-metallisk og ikke-metallisk - diamant, glass, fettete, voksaktig, silkeaktig, perleskimrende, etc.) bestemmes av mengden lys som reflekteres fra overflaten av mineralet og avhenger av dets brytningsindeks. Basert på gjennomsiktighet deles mineraler inn i transparent, gjennomskinnelig, gjennomskinnelig i tynne fragmenter og ugjennomsiktig. Kvantitativ bestemmelse av lysbrytning og lysrefleksjon er bare mulig under et mikroskop. Noen ugjennomsiktige mineraler er svært reflekterende og har metallisk glans. Dette er vanlig i malmmineraler som galena (blymineraler), kopiritt og bornitt (kobbermineraler), argentitt og akantitt (sølvmineraler). De fleste mineraler absorberer eller overfører en betydelig del av lyset som faller på dem og har en ikke-metallisk glans. Noen mineraler har en glans som går over fra metallisk til ikke-metallisk, som kalles halvmetallisk.
Mineraler med en ikke-metallisk glans er vanligvis lyse, noen av dem er gjennomsiktige. Kvarts, gips og lys glimmer er ofte gjennomsiktige. Andre mineraler (for eksempel melkehvit kvarts) som overfører lys, men som gjenstander ikke tydelig kan skilles gjennom, kalles gjennomskinnelige. Mineraler som inneholder metaller skiller seg fra andre i lystransmisjon. Hvis lys passerer gjennom et mineral, i det minste i de tynneste kantene av kornene, er det som regel ikke-metallisk; går ikke lyset gjennom, så er det malm. Det finnes imidlertid unntak: for eksempel lysfarget sfaleritt (sinkmineral) eller cinnabar (kvikksølvmineral) er ofte gjennomsiktige eller gjennomskinnelige.
Mineraler er forskjellige i de kvalitative egenskapene til deres ikke-metalliske glans. Leiren har en matt, jordaktig glans. Kvarts på kantene av krystaller eller på bruddflater er glassaktig, talkum, som er delt inn i tynne blader langs spaltningsplanene, er perlemor. Lys, glitrende, som en diamant, kalles glans diamant.
Når lys faller på et mineral med en ikke-metallisk glans, reflekteres det delvis fra overflaten av mineralet og brytes delvis ved denne grensen. Hvert stoff er preget av en viss brytningsindeks. Fordi det kan måles med høy presisjon, er det et veldig nyttig diagnostisk trekk ved mineraler.
Naturen til glansen avhenger av brytningsindeksen, og begge avhenger av den kjemiske sammensetningen og krystallstruktur mineral. I generell sak transparente mineraler som inneholder atomer tungmetaller, er preget av høy glans og høy brytningsindeks. Denne gruppen inkluderer slike vanlige mineraler som anglesite (blysulfat), kassiteritt (tinnoksid) og titanitt eller sfen (kalsiumtitansilikat). Mineraler sammensatt av relativt lette grunnstoffer kan også ha høy glans og høy brytningsindeks hvis atomene deres er tett pakket og holdt sammen av sterke kjemiske bindinger. Et slående eksempel er diamant, som består av kun ett lett element, karbon. I mindre grad gjelder dette for mineralet korund (Al2O3), hvis gjennomsiktige fargede varianter - rubin og safirer - er edelstener. Selv om korund er sammensatt av lette atomer av aluminium og oksygen, er de så tett bundet sammen at mineralet har en ganske sterk glans og en relativt høy brytningsindeks.
Noen glanser (oljeaktig, voksaktig, matt, silkeaktig, etc.) avhenger av tilstanden til overflaten av mineralet eller av strukturen til mineralaggregatet; en harpiksaktig glans er karakteristisk for mange amorfe stoffer (inkludert mineraler som inneholder de radioaktive elementene uran eller thorium).
Farge er et enkelt og praktisk diagnostisk tegn. Eksempler inkluderer messinggul pyritt (FeS2), blygrå galena (PbS) og sølvhvit arsenopyritt (FeAsS2). I andre malmmineraler med metallisk eller semimetallisk glans kan den karakteristiske fargen maskeres av lysspillet i en tynn overflatefilm (anløp). Dette er felles for de fleste kobbermineraler, spesielt bornitt, som kalles "påfuglmalm" på grunn av sin iriserende blågrønne anløpning som raskt utvikler seg når den er nybrudd. Imidlertid er andre kobbermineraler malt i kjente farger: malakitt er grønt, azuritt er blått.
Noen ikke-metalliske mineraler er umiskjennelig gjenkjennelige av fargen bestemt av det viktigste kjemiske elementet (gul - svovel og svart - mørk grå - grafitt, etc.). Mange ikke-metalliske mineraler er sammensatt av elementer som ikke gir dem en bestemt farge, men de er kjent for å ha fargede varianter, hvis farge skyldes tilstedeværelsen av urenheter kjemiske elementer i små mengder, ikke sammenlignbare med intensiteten til fargen de forårsaker. Slike grunnstoffer kalles kromoforer; deres ioner er preget av selektiv absorpsjon av lys. For eksempel skylder den dyplilla ametysten sin farge til en spormengde av jern i kvarts, mens den dypgrønne fargen på smaragd skyldes den lille mengden krom i beryl. Fargen på normalt fargeløse mineraler kan vises på grunn av defekter i krystallstrukturen (forårsaket av ufylte atomposisjoner i gitteret eller forekomsten av fremmede ioner), som kan forårsake selektiv absorpsjon av visse bølgelengder i det hvite lysspekteret. Deretter males mineralene i tilleggsfarger. Rubiner, safirer og alexandritter skylder fargen sin til nettopp disse lyseffektene.
Fargeløse mineraler kan farges av mekaniske inneslutninger. Således gir tynn spredt spredning av hematitt kvarts en rød farge, kloritt - grønn. Melkekvarts er uklar med gass-væske inneslutninger. Selv om mineralfarge er en av de lettest bestemmende egenskapene i mineraldiagnostikk, må den brukes med forsiktighet da den avhenger av mange faktorer.
Til tross for variasjonen i fargen til mange mineraler, er fargen på mineralpulveret veldig konstant, og er derfor et viktig diagnostisk trekk. Vanligvis bestemmes fargen på et mineralpulver av linjen (den såkalte "linjefargen") som mineralet forlater når det føres over en uglasert porselensplate (kjeks). For eksempel er mineralet fluoritt farget forskjellige farger, men streken hans er alltid hvit.
Spaltning - veldig perfekt, perfekt, gjennomsnittlig (klar), ufullkommen (uklar) og veldig ufullkommen - uttrykkes i mineralers evne til å splitte seg i visse retninger. Et brudd (glatt, trappet, ujevnt, splintet, conchoidal, etc.) karakteriserer overflaten av spaltningen av et mineral som ikke skjedde langs spaltningen. For eksempel har kvarts og turmalin, hvis bruddoverflate ligner en glassbrikke, et konkoidalt brudd. I andre mineraler kan bruddet beskrives som grovt, taggete eller splintret. For mange mineraler er karakteristikken ikke brudd, men spaltning. Dette betyr at de deler seg glatte fly, direkte relatert til deres krystallstruktur. Bindingskreftene mellom planene til krystallgitteret kan variere avhengig av den krystallografiske retningen. Hvis de er mye større i noen retninger enn i andre, vil mineralet dele seg over den svakeste bindingen. Siden spaltningen alltid er parallell med atomplanene, kan den betegnes ved å angi krystallografiske retninger. For eksempel har halitt (NaCl) kubespaltning, dvs. tre innbyrdes vinkelrette retninger av mulig splitt. Spaltning er også preget av den enkle manifestasjonen og kvaliteten på den resulterende spaltningsoverflaten. Glimmer har veldig perfekt spalting i én retning, dvs. deler seg lett i svært tynne blader med en glatt blank overflate. Topaz har perfekt spalting i én retning. Mineraler kan ha to, tre, fire eller seks spaltningsretninger som de er like enkle å spalte langs, eller flere spaltningsretninger av ulik grad. Noen mineraler har ingen spaltning i det hele tatt. Siden spaltning, som en manifestasjon av den indre strukturen til mineraler, er deres konstante egenskap, fungerer det som en viktig diagnostisk funksjon.
Hardhet er motstanden som et mineral gir når det blir ripet. Hardhet avhenger av krystallstrukturen: jo tettere atomene i strukturen til et mineral er koblet til hverandre, jo vanskeligere er det å skrape det. Talkum og grafitt er myke platelignende mineraler, bygget av lag med atomer knyttet til hverandre veldig svake krefter. De er fettete å ta på: når de gnis mot huden på hånden, glir individuelle tynne lag av. Det hardeste mineralet er diamant, der karbonatomene er så tett bundet at den bare kan ripes av en annen diamant. På begynnelsen av 1800-tallet. Den østerrikske mineralogen F. Moos arrangerte 10 mineraler i økende rekkefølge etter deres hardhet. Siden den gang har de blitt brukt som standarder for den relative hardheten til mineraler, den såkalte. Mohs-skala (tabell 1)
MOH HARDHETSSKALA
Tettheten og massen av atomer til kjemiske elementer varierer fra hydrogen (det letteste) til uran (det tyngste). Alt annet likt er massen til et stoff som består av tunge atomer større enn til et stoff som består av lette atomer. For eksempel har to karbonater - aragonitt og cerussitt - en lignende indre struktur, men aragonitt inneholder lette kalsiumatomer, og cerussitt inneholder tunge blyatomer. Som et resultat overstiger massen av cerussitt massen av aragonitt med samme volum. Massen per volumenhet av et mineral avhenger også av den atomære pakkingstettheten. Kalsitt, som aragonitt, er kalsiumkarbonat, men i kalsitt er atomene mindre tettpakket, så det har mindre masse per volumenhet enn aragonitt. Den relative massen, eller tettheten, avhenger av kjemisk sammensetning og indre struktur. Tetthet er forholdet mellom massen av et stoff og massen av samme volum vann ved 4 ° C. Så hvis massen til et mineral er 4 g, og massen til samme volum vann er 1 g, så mineralets tetthet er 4. I mineralogi er det vanlig å uttrykke tetthet i g/ cm3.
Tetthet er et viktig diagnostisk trekk ved mineraler og er ikke vanskelig å måle. Først veies prøven i luft og deretter i vann. Siden en prøve nedsenket i vann er utsatt for en oppadgående flytekraft, er vekten der mindre enn i luft. Vekttapet er lik vekten av fortrengt vann. Således bestemmes tettheten av forholdet mellom massen til en prøve i luft og vekttapet i vann.
Pyro-elektrisitet. Noen mineraler, som turmalin, calamin, etc., blir elektrifisert når de varmes opp eller avkjøles. Dette fenomenet kan observeres ved å pollinere et avkjølende mineral med en blanding av svovel og rødt blypulver. I dette tilfellet dekker svovel positivt ladede områder av mineraloverflaten, og minium dekker områder med negativ ladning.
Magnetisme er egenskapen til noen mineraler til å virke på en magnetisk nål eller bli tiltrukket av en magnet. For å bestemme magnetisme, bruk en magnetisk nål plassert på et skarpt stativ, eller en magnetisk sko eller stang. Det er også veldig praktisk å bruke en magnetisk nål eller kniv.
Når du tester for magnetisme, er tre tilfeller mulige:
a) når mineralet er inne naturlig form("av seg selv") virker på den magnetiske nålen,
b) når mineralet blir magnetisk først etter kalsinering i den reduserende flammen til et blåserør
c) når mineralet ikke utviser magnetisme verken før eller etter kalsinering i en reduserende flamme. For å kalsinere med en reduserende flamme, må du ta små biter på 2-3 mm i størrelse.
Gløde. Mange mineraler som ikke gløder av seg selv begynner å gløde under visse spesielle forhold.
Det er fosforescens, luminescens, termoluminescens og triboluminescens av mineraler. Fosforescens er evnen til et mineral til å gløde etter eksponering for en eller annen stråle (willitt). Luminescens er evnen til å gløde i bestrålingsøyeblikket (scheelitt når det bestråles med ultrafiolett og katodestråler, kalsitt, etc.). Termoluminescens - glød ved oppvarming (fluoritt, apatitt).
Triboluminescens - glød i øyeblikket av riper med en nål eller splitting (glimmer, korund).
Radioaktivitet. Mange mineraler som inneholder elementer som niob, tantal, zirkonium, sjeldne jordarter, uran, thorium har ofte ganske betydelig radioaktivitet, lett oppdaget selv av husholdningsradiometre, som kan tjene som et viktig diagnostisk tegn.
For å teste for radioaktivitet blir bakgrunnsverdien først målt og registrert, deretter bringes mineralet, eventuelt nærmere detektoren til enheten. En økning i avlesningene på mer enn 10-15% kan tjene som en indikator på radioaktiviteten til mineralet.
Elektrisk Strømføringsevne. Hele linjen mineraler har betydelig elektrisk ledningsevne, noe som gjør at de klart kan skilles fra lignende mineraler. Kan sjekkes med en vanlig husholdningstester.
EPEIROGENE BEVEGELSER AV JORDSKORPEN
Epeirogene bevegelser er langsomme sekulære løft og innsynkninger av jordskorpen som ikke forårsaker endringer i den primære forekomsten av lag. Disse vertikale bevegelsene er oscillerende og reversible, dvs. stigningen kan erstattes av et fall. Disse bevegelsene inkluderer:
Moderne, som er registrert i menneskets minne og kan måles instrumentelt ved gjentatt nivellering. Moderne hastighet oscillerende bevegelser i gjennomsnitt ikke overstiger 1-2 cm/år, og i fjellområder kan den nå 20 cm/år.
Neotektoniske bevegelser er bevegelser under den neogen-kvartære tiden (25 millioner år). I bunn og grunn er de ikke forskjellige fra moderne. Neotektoniske bevegelser er registrert i det moderne relieff og hovedmetoden deres studie er geomorfologisk. Hastigheten på deres bevegelse er en størrelsesorden lavere, i fjellområder - 1 cm/år; på slettene – 1 mm/år.
Gamle langsomme vertikale bevegelser registrert i seksjoner sedimentære bergarter. Hastigheten til gamle oscillerende bevegelser, ifølge forskere, er mindre enn 0,001 mm/år.
Orogene bevegelser skjer i to retninger - horisontal og vertikal. Den første fører til kollaps av steiner og dannelse av folder og fremstøt, d.v.s. til reduksjon av jordoverflaten. Vertikale bevegelser fører til heving av området der folding skjer og ofte utseendet til fjellstrukturer. Orogene bevegelser skjer mye raskere enn oscillerende.
De er ledsaget av aktiv effusiv og påtrengende magmatisme, så vel som metamorfose. De siste tiårene har disse bevegelsene blitt forklart med kollisjonen av store litosfæriske plater, som beveger seg horisontalt langs det asthenosfæriske laget av den øvre mantelen.
TYPER TEKTONISKE FEIL
Typer tektoniske forstyrrelser:
a – foldede (plikate) former;
I de fleste tilfeller er dannelsen forbundet med komprimering eller komprimering av jordens stoff. Foldefeil er morfologisk delt inn i to hovedtyper: konvekse og konkave. Ved et horisontalt snitt er lag som er eldre i alderen plassert i kjernen av den konvekse folden, og yngre lag er plassert på vingene. Konkave bend har derimot yngre avleiringer i kjernene. I folder er de konvekse vingene vanligvis skråstilt til sidene fra den aksiale overflaten.
b – diskontinuerlige (disjunktive) former
Forkastningstektoniske forstyrrelser er de endringene der kontinuiteten (integriteten) til bergarter blir forstyrret.
Forkastninger er delt inn i to grupper: forkastninger uten forskyvning av bergartene atskilt av dem i forhold til hverandre og forkastninger med forskyvning. De første kalles tektoniske sprekker, eller diaklaser, de andre kalles paraklaser.
BIBLIOGRAFI
1. Belousov V.V. Essays om geologiens historie. Ved opprinnelsen til jordvitenskapen (geologi til slutten av 1700-tallet). – M., – 1993.
Vernadsky V.I. Utvalgte verk i vitenskapshistorien. – M.: Nauka, – 1981.
Povarennykh A.S., Onoprienko V.I. Mineralogi: fortid, nåtid, fremtid. – Kiev: Naukova Dumka, – 1985.
Moderne ideer om teoretisk geologi. – L.: Nedra, – 1984.
Khain V.E. Hovedproblemene til moderne geologi (geologi på terskelen til det 21. århundre). – M.: Vitenskapelig verden, 2003..
Khain V.E., Ryabukhin A.G. Geologiske vitenskapers historie og metodikk. – M.: MSU, – 1996.
Hallem A. Store geologiske stridigheter. M.: Mir, 1985.
Endogene er interne prosesser; eksogen - ekstern, overflate, for dem er energikilden solens energi og tyngdekraften (jordens gravitasjonsfelt).
Endogene prosesser inkluderer:
Magmatisme (fra ordet magma) er en prosess knyttet til fødsel, bevegelse og transformasjon av magma til magmatisk bergart;
Tektonikk (tektoniske bevegelser) - eventuelle mekaniske bevegelser av jordskorpen - heving, innsynkning, horisontale bevegelser, etc.;
Jordskjelv er en konsekvens av tektoniske bevegelser, men vurderes vanligvis uavhengig;
Metamorfose - prosesser som fører til endringer i sammensetningen og strukturen til bergarter inne i jorden når de endres fysiske og kjemiske parametere(trykk, temperatur osv.).
Eksogene prosesser inkluderer prosesser som skjer på eller nær overflaten som endrer jordens utseende og er assosiert med aktivitetene til atmosfæren, hydrosfæren og biosfæren:
Forvitring (hypergenese);
Geologisk aktivitet vind;
Geologisk aktivitet av rennende vann;
Geologisk aktivitet av grunnvann;
Geologisk aktivitet av snø, is, permafrost;
Geologisk aktivitet av hav, innsjøer, sumper;
Menneskets geologiske aktivitet.
Endogene prosesser skaper ujevnheter på jordoverflaten. De største av dem er opprettet tektoniske bevegelser. Med nedadgående bevegelser (senking) av deler av jordskorpen oppstår forsenkninger av store innsjøer, hav og hav. Med oppadgående bevegelser (løfting) av individuelle deler av jordskorpen oppstår fjellhevinger, fjellrike land og hele kontinenter.
Eksogene prosesser ødelegger forhøyede områder av jordens overflate og har en tendens til å fylle de resulterende fordypningene. Dermed er jordens topografi arenaen for en uendelig kamp mellom endogene og eksogene krefter, og manifestasjonen og konfrontasjonen av disse kreftene er umulig uten hverandre. En slik uløselig forbindelse kalles dialektisk.
Denudering og penepelisering
Denudering refererer til prosessen med ødeleggelse av bergarter på jordens overflate, ledsaget av fjerning av den ødelagte massen. Naturligvis fører denudering til en reduksjon i forhøyede områder av relieffet (Figur 4).
Figur 4 – Skjema for reduksjon i relieff under denuderingsprosessen: 1 – initial overflate, 2 – overflate etter denudering
Som et resultat av denudasjonseksponering eksogene prosesser og alle nye deler av bergarter, tidligere beskyttet mot påvirkning av overliggende masser, er gjenstand for ødeleggelse.
I begrensede områder oppstår denudering oftest som et resultat av aktiviteten til noen av de eksterne faktorer: elveerosjon, sjøslitasje, etc. Store områder senkes under påvirkning av mange eksterne geodynamiske prosesser. Denudering av fjellrike land går jo raskere jo høyere de er, og kan nå en hastighet på 5-6 cm per år for de høyeste områdene (Kaukasus, Alpene). På slettene er denudasjonshastigheten mye lavere (brøkdeler av millimeter per år), og noen steder gir den plass til akkumulering av sedimenter. Grove beregninger viser at fjellrike land gradvis avtar når denudering overvinner tektonisk heving, og i stedet kan kuperte sletter - peneplains, som de vanligvis kalles - dukke opp, og tiden som kreves for dette varierer fra 20 til 50 millioner år. De samme beregningene viser at for fullstendig ødeleggelse av kontinentene, forutsatt opphør av tektoniske krefter, vil det ta 200-250 millioner år. Kontinenter kan kollapse til nivået havvann. Under dette nivået stopper denudasjonsprosesser praktisk talt: havnivået er akseptert som denudasjonsgrensen.
Uavhengige - lokale - nivåer av denudering kan eksistere på kontinenter som regel, dette er nivået av store avløpsfrie depresjoner (Kaspisk, Aral, Dødehavet).
Plutonisme og vulkanisme
Magmatisme refererer til fenomener knyttet til dannelse, endring i sammensetning og bevegelse av magma fra jordens tarm til overflaten.
Magma er en naturlig høytemperatursmelte som dannes i form av separate kammer i litosfæren og øvre mantel (hovedsakelig i astenosfæren). Hovedårsaken til smelting av materie og fremveksten av magmakamre i litosfæren er en økning i temperaturen. Fremveksten av magma og dets gjennombrudd i de overliggende horisontene skjer som et resultat av den såkalte tetthetsinversjonen, hvor lommer med mindre tett, men mobil smelte oppstår inne i litosfæren. Dermed er magmatisme en dyp prosess forårsaket av termisk og gravitasjonsfelt Jord.
Avhengig av arten av bevegelsen til magma, skilles påtrengende og effusiv magmatisme. Under påtrengende magmatisme (plutonisme) når ikke magma jordoverflaten, men trenger aktivt inn i verten overliggende bergarter, smelter dem delvis og størkner i sprekker og hulrom i jordskorpen. Under utstrømmende magmatisme (vulkanisme) når magma jordoverflaten gjennom en tilførselskanal, hvor den danner vulkaner forskjellige typer, og stivner på overflaten. I begge tilfeller, når smelten størkner, dannes magmatiske bergarter. Temperaturer av magmatiske smelter lokalisert inne i jordskorpen, bedømt av eksperimentelle data og studieresultater mineralsammensetning magmatiske bergarter er i området 700-1100°C. De målte temperaturene til magmaer som brøt ut til overflaten svinger i de fleste tilfeller i området 900-1100°C, og når noen ganger 1350°C. Mer varme terrestriske smelter skyldes det faktum at oksidasjonsprosesser forekommer i dem under påvirkning av atmosfærisk oksygen.
Fra et kjemisk sammensetningssynspunkt er magma et komplekst flerkomponentsystem hovedsakelig dannet av silika SiO2 og stoffer som er kjemisk ekvivalente med silikater Al, Na, K, Ca. Den dominerende komponenten i magma er silika. Det finnes flere typer magmaer i naturen, som er forskjellige i kjemisk oppbygning. Sammensetningen av magmaer avhenger av sammensetningen av materialet på grunn av smeltingen som de er dannet av. Men når magma stiger oppstår delvis smelting og oppløsning av vertsbergartene i jordskorpen, eller deres assimilering; samtidig endres dens primære sammensetning. Dermed endres sammensetningen av magmaer både under deres inntrengning i den øvre skorpen og krystallisering. På store dyp i magma er flyktige komponenter tilstede i oppløst tilstand - damper av vann og gasser (H2S, H2, CO2, HCl, etc.) Under forhold høye trykk innholdet deres kan nå 12 %. De er kjemisk svært aktive, mobile stoffer og holdes tilbake i magmaen kun på grunn av høyt ytre trykk.
I prosessen med at magma stiger til overflaten, når temperaturer og trykk avtar, desintegrerer systemet i to faser - smelte og gasser. Hvis bevegelsen av magma er langsom, begynner krystalliseringen under oppstigningen, og deretter blir den til et trefasesystem: gasser, smelte og mineralkrystaller som flyter i det. Ytterligere avkjøling av magmaet fører til overgangen av hele smelten til den faste fasen og til dannelse av magmatisk bergart. I dette tilfellet frigjøres flyktige komponenter, hvorav hoveddelen fjernes gjennom sprekker som omgir magmakammeret, eller direkte inn i atmosfæren ved magmautbrudd på overflaten. I herdet berg er det kun en liten del av gassfasen som holdes tilbake i form av bittesmå inneslutninger i mineralkorn. Således bestemmer sammensetningen av den opprinnelige magmaen sammensetningen av de viktigste, steindannende mineralene i den dannede bergarten, men er ikke strengt tatt identisk med den når det gjelder innholdet av flyktige komponenter.