Dział I. Endogeniczne i egzogeniczne procesy geologiczne

Procesy geologiczne to procesy zmieniające skład, strukturę, rzeźbę i głęboką strukturę skorupy ziemskiej. Procesy geologiczne, z kilkoma wyjątkami, charakteryzują się skalą i długim czasem trwania (do setek milionów lat); w porównaniu z nimi istnienie ludzkości jest bardzo krótkim epizodem w życiu Ziemi. Pod tym względem zdecydowanej większości procesów geologicznych nie da się bezpośrednio zaobserwować. Można je oceniać jedynie na podstawie wyników ich oddziaływania na określone obiekty geologiczne - skały, struktury geologiczne, rodzaje rzeźby kontynentów i dna oceanów. Duże znaczenie mają obserwacje współczesnych procesów geologicznych, które zgodnie z zasadą aktualności mogą służyć jako modele pozwalające zrozumieć procesy i wydarzenia z przeszłości, biorąc pod uwagę ich zmienność. Obecnie geolog może obserwować różne etapy tych samych procesów geologicznych, co znacznie ułatwia ich badanie.

Wszystkie procesy geologiczne zachodzące we wnętrzu Ziemi i na jej powierzchni dzielą się na endogenny I egzogenny. Endogeniczne procesy geologiczne zachodzą dzięki wewnętrznej energii Ziemi. Według współczesnych koncepcji (Sorokhtin, Ushakov, 1991) głównym planetarnym źródłem tej energii jest grawitacyjne różnicowanie materii ziemskiej. (Składniki o podwyższonym ciężarze właściwym pod wpływem sił grawitacyjnych zmierzają do środka Ziemi, natomiast lżejsze skupiają się na powierzchni). W wyniku tego procesu w centrum planety uwolnił się gęsty rdzeń żelazowo-niklowy, a w płaszczu powstały prądy konwekcyjne. Wtórnym źródłem energii jest energia rozpadu radioaktywnego materii. Odpowiada za zaledwie 12% energii wykorzystywanej do rozwoju tektonicznego Ziemi, a udział zróżnicowania grawitacyjnego wynosi 82%. Niektórzy autorzy uważają, że głównym źródłem energii dla procesów endogenicznych jest oddziaływanie zewnętrznego jądra Ziemi, będącego w stanie stopionym, z jądrem wewnętrznym i płaszczem. Procesy endogenne obejmują tektoniczne, magmowe, pneumatolityczno-hydrotermiczne i metamorficzne.

Procesy tektoniczne to procesy, pod wpływem których powstają struktury tektoniczne skorupy ziemskiej - pasy fałdów górskich, rynny, zagłębienia, głębokie uskoki itp. Pionowe i poziome ruchy skorupy ziemskiej również należą do procesów tektonicznych.

Procesy magmowe (magmatyzm) to ogół wszystkich procesów geologicznych związanych z działalnością magmy i jej pochodnych. Magma- ognista, płynna, stopiona masa, która tworzy się w skorupie ziemskiej lub górnym płaszczu ziemskim i po zestaleniu zamienia się w skały magmowe. Ze względu na pochodzenie magmatyzm dzieli się na natrętny i wylewny. Termin „magmatyzm natrętny” łączy procesy powstawania i krystalizacji magmy na głębokości z powstawaniem ciał natrętnych. Magmatyzm wylewny (wulkanizm) to zespół procesów i zjawisk związanych z przemieszczaniem się magmy z głębin na powierzchnię wraz z tworzeniem się struktur wulkanicznych.

Przydzielana jest specjalna grupa procesy hydrotermalne. Są to procesy powstawania minerałów w wyniku ich osadzania się w pęknięciach lub porach skał z roztworów hydrotermalnych. Hydrotermy – płynne gorące roztwory wodne krążące w skorupie ziemskiej i uczestniczące w procesach ruchu i osadzania się minerałów. Hydrotermy są często mniej lub bardziej wzbogacone w gazy; jeśli zawartość gazu jest wysoka, wówczas takie rozwiązania nazywane są pneumatolityczno-hydrotermicznymi. Obecnie wielu badaczy uważa, że ​​hydrotermy powstają w wyniku zmieszania wód podziemnych o głębokim obiegu i wód młodzieńczych powstałych w wyniku kondensacji pary wodnej magmy. Hydrotermy przemieszczają się przez pęknięcia i puste przestrzenie w skałach w kierunku niskiego ciśnienia – w stronę powierzchni ziemi. Będąc słabymi roztworami kwasów lub zasad, hydrotermy charakteryzują się dużą aktywnością chemiczną. W wyniku oddziaływania płynów hydrotermalnych ze skałami macierzystymi powstają minerały pochodzenia hydrotermalnego.

Metamorfizm – zespół procesów endogenicznych powodujących zmiany w strukturze, składzie mineralnym i chemicznym skał w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury; W tym przypadku topnienie skał nie następuje. Głównymi czynnikami metamorfizmu są temperatura, ciśnienie (hydrostatyczne i jednostronne) oraz płyny. Zmiany metamorficzne polegają na rozpadzie pierwotnych minerałów, przegrupowaniu molekularnym i powstaniu nowych minerałów, które są bardziej stabilne w danych warunkach środowiskowych. Wszystkie rodzaje skał ulegają metamorfizmowi; Powstałe skały nazywane są metamorficznymi.

Procesy egzogenne – procesy geologiczne zachodzące pod wpływem zewnętrznych źródeł energii, głównie Słońca. Występują na powierzchni Ziemi oraz w najwyżej położonych partiach litosfery (w strefie oddziaływania czynników hipergeneza lub wietrzenie). Do procesów egzogenicznych zalicza się: 1) mechaniczne kruszenie skał na składowe ziarna mineralne, głównie pod wpływem dobowych zmian temperatury powietrza oraz na skutek wietrzenia mrozowego. Proces ten nazywa się wietrzenie fizyczne; 2) chemiczne oddziaływanie ziaren minerałów z wodą, tlenem, dwutlenkiem węgla i związkami organicznymi, prowadzące do powstawania nowych minerałów – chemiczny zwietrzenie; 3) proces przemieszczania się produktów wietrzenia (tzw przenosić) pod wpływem grawitacji, poprzez poruszającą się wodę, lodowce i wiatr w obszarze sedymentacji (baseny oceaniczne, morza, rzeki, jeziora, obniżenia reliefowe); 4) akumulacja warstwy osadów i ich przemiana na skutek zagęszczenia i odwodnienia w skały osadowe. Podczas tych procesów tworzą się złoża minerałów osadowych.

Różnorodność form interakcji procesów egzogenicznych i endogenicznych determinuje różnorodność struktur skorupy ziemskiej i topografii jej powierzchni. Procesy endogenne i egzogenne są ze sobą nierozerwalnie powiązane. W swojej istocie procesy te są antagonistyczne, ale jednocześnie nierozłączne, a cały ten zespół procesów można warunkowo nazwać geologiczna forma ruchu materii. Ostatnio uwzględniono w nim także działalność człowieka.

W ciągu ostatniego stulecia wzrosła rola czynników technogenicznych (antropogenicznych) w całym kompleksie procesów geologicznych. Technogeneza– zespół procesów geomorfologicznych wywołanych działalnością produkcyjną człowieka. Ze względu na ich ukierunkowanie działalność człowieka dzieli się na rolnictwo, eksploatację złóż minerałów, budowę różnych obiektów, obronność i inne. Rezultatem technogenezy jest ulga technogeniczna. Granice technosfery stale się poszerzają. Zwiększa się zatem głębokość odwiertów ropy i gazu na lądzie i na morzu. Napełnianie zbiorników na obszarach górskich, sejsmicznie niebezpiecznych, powoduje w niektórych przypadkach sztuczne trzęsienia ziemi. Wydobyciu towarzyszy uwalnianie na powierzchnię w ciągu dnia ogromnych ilości „odpadowych” skał, w wyniku czego powstaje „księżycowy” krajobraz (na przykład w rejonie Prokopiewska, Kiselewska, Leninska-Kuznieckiego i innych miast Kuzbasa). Wysypiska z kopalń i innych gałęzi przemysłu, wysypiska śmieci tworzą nowe formy ulgi technogenicznej, zajmując coraz większą część gruntów rolnych. Rekultywacja tych gruntów przebiega bardzo powoli.

Zatem działalność gospodarcza człowieka stała się obecnie integralną częścią wszystkich współczesnych procesów geologicznych.

pytania

1.Procesy endogenne i egzogenne

Trzęsienie ziemi

.Właściwości fizyczne minerałów

.Ruchy epirogenne

.Bibliografia

1. PROCESY EGZOGENICZNE I ENDOGENNE

Procesy egzogeniczne - procesy geologiczne zachodzące na powierzchni Ziemi i w najwyższych partiach skorupy ziemskiej (wietrzenie, erozja, aktywność lodowcowa itp.); powodowane są głównie przez energię promieniowania słonecznego, grawitację i żywotną działalność organizmów.

Erozja (od łac. erosio – erozja) to niszczenie skał i gleb przez przepływy wód powierzchniowych i wiatr, polegające na oddzielaniu i usuwaniu fragmentów materiału oraz towarzyszącemu ich osadzaniu się.

Często, szczególnie w literaturze zagranicznej, przez erozję rozumie się wszelkie niszczycielskie działanie sił geologicznych, takich jak fale morskie, lodowce, grawitacja; w tym przypadku erozja jest równoznaczna z denudacją. Dla nich jednak istnieją również specjalne terminy: abrazja (erozja falowa), egzaracja (erozja lodowcowa), procesy grawitacyjne, soliflukcja itp. Tego samego terminu (deflacja) używa się równolegle z pojęciem erozji wietrznej, ale to drugie jest znacznie częstsze.

Ze względu na szybkość rozwoju erozja dzieli się na normalną i przyspieszoną. Normalny występuje zawsze w obecności wyraźnego spływu, zachodzi wolniej niż tworzenie się gleby i nie prowadzi do zauważalnych zmian w poziomie i kształcie powierzchni ziemi. Przyspieszenie jest szybsze niż powstawanie gleby, prowadzi do degradacji gleby i towarzyszy jej zauważalna zmiana topografii. Ze względów naturalnych wyróżnia się erozję naturalną i antropogeniczną. Należy zauważyć, że erozja antropogeniczna nie zawsze ulega przyspieszeniu i odwrotnie.

Praca lodowców polega na działalności rzeźbiarskiej lodowców górskich i pokrywowych, polegającej na wychwytywaniu cząstek skał przez poruszający się lodowiec, ich przenoszeniu i osadzaniu w czasie topnienia lodu.

Procesy endogeniczne Procesy endogeniczne to procesy geologiczne związane z energią powstającą w głębinach stałej Ziemi. Procesy endogeniczne obejmują procesy tektoniczne, magmatyzm, metamorfizm i aktywność sejsmiczną.

Procesy tektoniczne - powstawanie uskoków i fałd.

Magmatyzm to termin łączący procesy wylewne (wulkanizm) i natrętne (plutonizm) w rozwoju obszarów złożonych i platformowych. Magmatyzm rozumiany jest jako ogół wszystkich procesów geologicznych, których siłą napędową jest magma i jej pochodne.

Magmatyzm jest przejawem głębokiej aktywności Ziemi; jest to ściśle związane z jego rozwojem, historią termiczną i ewolucją tektoniczną.

Wyróżnia się magmatyzm:

geosynklinalny

platforma

oceaniczny

magmatyzm obszarów aktywacji

Według głębokości manifestacji:

głębinowy

hipabisalny

powierzchnia

Według składu magmy:

ultrazasadowy

podstawowy

alkaliczny

We współczesnej erze geologicznej magmatyzm jest szczególnie rozwinięty w pasie geosynklinalnym Pacyfiku, grzbietach śródoceanicznych, strefach rafowych Afryki i Morza Śródziemnego itp. Tworzenie się dużej liczby różnorodnych złóż minerałów wiąże się z magmatyzmem.

Aktywność sejsmiczna jest ilościową miarą reżimu sejsmicznego, określoną przez średnią liczbę źródeł trzęsień ziemi w określonym zakresie wielkości energii, które występują na rozpatrywanym terytorium w określonym czasie obserwacji.

2. Trzęsienia ziemi

geologiczna skorupa ziemska, epeirogeniczna

Działanie sił wewnętrznych Ziemi najwyraźniej objawia się w zjawisku trzęsień ziemi, które rozumiane są jako drgania skorupy ziemskiej spowodowane przemieszczeniami skał we wnętrzu Ziemi.

Trzęsienie ziemi- dość powszechne zjawisko. Obserwuje się je w wielu częściach kontynentów, a także na dnie oceanów i mórz (w tym drugim przypadku mówi się o „trzęsieniu morskim”). Liczba trzęsień ziemi na kuli ziemskiej sięga kilkuset tysięcy rocznie, co oznacza, że ​​średnio na minutę dochodzi do jednego lub dwóch trzęsień ziemi. Siła trzęsień ziemi jest różna: większość z nich jest wykrywana tylko przez bardzo czułe instrumenty - sejsmografy, inne są odczuwalne bezpośrednio przez człowieka. Liczba tych ostatnich sięga dwóch do trzech tysięcy rocznie i są one rozmieszczone bardzo nierównomiernie - w niektórych obszarach tak silne trzęsienia ziemi są bardzo częste, podczas gdy w innych są niezwykle rzadkie lub wręcz praktycznie nieobecne.

Trzęsienia ziemi można podzielić na endogenicznezwiązane z procesami zachodzącymi w głębi Ziemi, i egzogenne, w zależności od procesów zachodzących w pobliżu powierzchni Ziemi.

Do naturalnych trzęsień ziemiNależą do nich trzęsienia ziemi wulkaniczne spowodowane erupcjami wulkanów i trzęsienia ziemi tektoniczne spowodowane ruchem materii w głębokim wnętrzu Ziemi.

Do egzogenicznych trzęsień ziemiobejmują trzęsienia ziemi powstałe w wyniku zapadnięć podziemnych związanych z krasem i niektórymi innymi zjawiskami, eksplozjami gazów itp. Egzogeniczne trzęsienia ziemi mogą być również spowodowane procesami zachodzącymi na powierzchni samej Ziemi: opadami skał, uderzeniami meteorytów, spadaniem wody z dużych wysokości i innymi zjawiskami, a także czynnikami związanymi z działalnością człowieka (sztuczne eksplozje, praca maszyn itp.) .

Genetycznie trzęsienia ziemi można sklasyfikować w następujący sposób: Naturalny

Endogeniczne: a) tektoniczne, b) wulkaniczne. Egzogeniczne: a) osuwiska krasowe, b) atmosferyczne, c) fale, wodospady itp. Sztuczne

a) od eksplozji, b) od ostrzału artyleryjskiego, c) od zawalenia się sztucznej skały, d) od transportu itp.

Na kursie geologii uwzględnia się jedynie trzęsienia ziemi związane z procesami endogenicznymi.

Silne trzęsienia ziemi występujące na obszarach gęsto zaludnionych powodują ogromne szkody dla ludzi. Jeśli chodzi o katastrofy spowodowane przez człowieka, trzęsień ziemi nie można porównać z żadnym innym zjawiskiem naturalnym. Na przykład w Japonii podczas trzęsienia ziemi z 1 września 1923 r., które trwało zaledwie kilka sekund, całkowicie zniszczono 128 266 domów, a 126 233 uległo częściowemu zniszczeniu, zginęło około 800 statków, a 142 807 osób zginęło lub zaginęło. Rannych zostało ponad 100 tysięcy osób.

Niezwykle trudno jest opisać zjawisko trzęsienia ziemi, ponieważ cały proces trwa tylko kilka sekund lub minut, a człowiek nie ma czasu, aby dostrzec całą różnorodność zmian zachodzących w przyrodzie w tym czasie. Uwaga zwykle skupia się jedynie na kolosalnych zniszczeniach jakie powstają w wyniku trzęsienia ziemi.

Tak M. Gorki opisuje trzęsienie ziemi, które miało miejsce we Włoszech w 1908 r., którego był naocznym świadkiem: „Ziemia szumiała głucho, jęczała, garbiła się pod nogami i martwiła, tworząc głębokie pęknięcia - jakby w głębinach jakiś ogromny robak uśpiony przez stulecia, zbudził się, miotał i obracał... Drżąc i zataczając się, budynki przechyliły się, wzdłuż ich białych ścian jak błyskawice wiły się pęknięcia, a ściany rozpadły się, zasypiając na wąskich uliczkach i ludziach wśród nich nich... Podziemny łomot, łoskot kamieni, pisk drewna zagłuszyły wołanie o pomoc, wołanie szaleństwa. Ziemia wzburzona jest jak morze, wyrzucając ze swej piersi pałace, szałasy, świątynie, koszary, więzienia, szkoły, niszcząc przy każdym drżeniu setki i tysiące kobiet, dzieci, bogatych i biednych. "

W wyniku tego trzęsienia ziemi miasto Mesyna i wiele innych osad zostało zniszczonych.

Ogólną sekwencję wszystkich zjawisk podczas trzęsienia ziemi badał I.V. Mushketov podczas największego trzęsienia ziemi w Azji Środkowej, trzęsienia ziemi w Ałma-Acie w 1887 roku.

Wieczorem 27 maja 1887 r., jak napisali naoczni świadkowie, nie było śladów trzęsienia ziemi, ale zwierzęta domowe zachowywały się niespokojnie, nie brały jedzenia, zrywały się ze smyczy itp. Rankiem 28 maja o godz. 4:00: 35.00 rozległ się grzmot pod ziemią i dość mocne pchnięcie. Wstrząsy trwały nie dłużej niż sekundę. Po kilku minutach szum powrócił, przypominając głuchy dźwięk licznych potężnych dzwonów lub ryk przelatującej ciężkiej artylerii. Po huku nastąpiły silne, miażdżące uderzenia: w domach spadł tynk, wyleciało szkło, zawaliły się piece, runęły ściany i sufity: ulice wypełnił szary pył. Najbardziej zniszczone zostały masywne kamienne budynki. Wypadły ściany północne i południowe domów położonych wzdłuż południka, zachowały się natomiast ściany zachodnie i wschodnie. Początkowo wydawało się, że miasta już nie ma, że ​​wszystkie budynki bez wyjątku zostały zniszczone. Wstrząsy i wstrząsy, choć mniej poważne, trwały przez cały dzień. Wiele uszkodzonych, ale wcześniej stojących domów upadło w wyniku tych słabszych wstrząsów.

W górach utworzyły się osuwiska i pęknięcia, przez które miejscami wypływały na powierzchnię strumienie wód gruntowych. Gliniasta gleba na zboczach gór, już mocno zwilżona przez deszcz, zaczęła pełzać, zaśmiecając koryta rzek. Zebrana przez strumienie cała masa ziemi, gruzu i głazów w postaci gęstych potoków błota spłynęła do podnóża gór. Jeden z tych strumieni ciągnął się przez 10 km i miał 0,5 km szerokości.

Zniszczenia w samym mieście Ałmaty były ogromne: z 1800 domów ocalało zaledwie kilka, ale liczba ofiar w ludziach była stosunkowo niewielka (332 osoby).

Liczne obserwacje wykazały, że najpierw (ułamek sekundy wcześniej) zawaliły się południowe ściany domów, potem północne, a dzwony w kościele wstawienniczym (w północnej części miasta) biły kilka sekund później. zniszczenia, jakie miały miejsce w południowej części miasta. Wszystko to wskazywało, że centrum trzęsienia ziemi znajdowało się na południe od miasta.

Większość pęknięć w domach była również nachylona w kierunku południowym, a dokładniej południowo-wschodnim (170°) pod kątem 40-60°. Analizując kierunek pęknięć, I.V. Mushketov doszedł do wniosku, że źródło fal trzęsienia ziemi znajdowało się na głębokości 10-12 km, 15 km na południe od Ałma-Aty.

Głęboki środek lub ognisko trzęsienia ziemi nazywane jest hipocentrum. WNa planie jest on przedstawiony jako obszar okrągły lub owalny.

Obszar położony na powierzchni Ziemia znajdująca się nad hipocentrum nazywa sięepicentrum . Charakteryzuje się maksymalnym zniszczeniem, wiele obiektów porusza się pionowo (odbija się), a pęknięcia w domach są rozmieszczone bardzo stromo, niemal pionowo.

Powierzchnię epicentrum trzęsienia ziemi w Ałma-Acie określono na 288 km ² (36*8 km), a obszar, na którym trzęsienie ziemi było najpotężniejsze, zajmował powierzchnię 6000 km ². Obszar taki nazywano pleistoseistem („pleisto” – największy i „seistos” – wstrząśnięty).

Trzęsienie ziemi w Ałma-Acie trwało dłużej niż jeden dzień: po wstrząsach z 28 maja 1887 r. wstrząsy o mniejszej sile trwały przez ponad dwa lata. w odstępach najpierw kilkugodzinnych, a następnie kilkudniowych. W ciągu zaledwie dwóch lat doszło do ponad 600 strajków, które coraz bardziej słabły.

Historia Ziemi opisuje trzęsienia ziemi z jeszcze większą liczbą wstrząsów. Na przykład w 1870 r. w prowincji Fokida w Grecji rozpoczęły się wstrząsy, które trwały przez trzy lata. Przez pierwsze trzy dni wstrząsy następowały co 3 minuty, w ciągu pierwszych pięciu miesięcy wystąpiło około 500 tysięcy wstrząsów, z czego 300 miało charakter destrukcyjny i następowało po sobie średnio w odstępie 25 sekund. W ciągu trzech lat doszło do ponad 750 tysięcy strajków.

Zatem trzęsienie ziemi nie powstaje w wyniku jednorazowego zdarzenia zachodzącego na głębokości, ale w wyniku jakiegoś długotrwałego procesu ruchu materii w wewnętrznych częściach globu.

Zwykle po początkowym dużym szoku następuje łańcuch mniejszych wstrząsów i cały ten okres można nazwać okresem trzęsienia ziemi. Wszystkie wstrząsy jednego okresu pochodzą ze wspólnego hipocentrum, które czasami może się przesuwać w trakcie rozwoju, w związku z czym epicentrum również się przesuwa.

Jest to wyraźnie widoczne w wielu przykładach trzęsień ziemi na Kaukazie, a także trzęsienia ziemi w regionie Aszchabadu, które miało miejsce 6 października 1948 r. Główny szok nastąpił po 1 godzinie 12 minut bez wstępnych wstrząsów i trwał 8-10 sekund. W tym czasie w mieście i okolicznych wsiach doszło do ogromnych zniszczeń. Parterowe domy z surowej cegły rozpadały się, a dachy pokrywały stosy cegieł, sprzętów gospodarstwa domowego itp. W domach solidniej zbudowanych odpadały poszczególne ściany, zawalały się rury i piece. Warto zauważyć, że okrągłe budynki (winda, meczet, katedra itp.) Wytrzymały wstrząs lepiej niż zwykłe budynki czworokątne.

Epicentrum trzęsienia ziemi znajdowało się 25 km dalej. na południowy wschód od Aszchabadu, na terenie PGR Karagaudan. Region epicentralny okazał się wydłużony w kierunku północno-zachodnim. Hipocentrum znajdowało się na głębokości 15-20 km. Długość obszaru plejstoizmu sięgała 80 km, a szerokość 10 km. Okres trzęsienia ziemi w Aszchabadzie był długi i składał się z wielu (ponad 1000) wstrząsów, których epicentra znajdowały się na północny zachód od głównego w wąskim pasie położonym u podnóża Kopet-Dag

Hipocentrum wszystkich wstrząsów wtórnych znajdowało się na tej samej płytkiej głębokości (około 20-30 km), co hipocentrum wstrząsu głównego.

Hipocentra trzęsień ziemi mogą znajdować się nie tylko pod powierzchnią kontynentów, ale także pod dnem mórz i oceanów. Podczas trzęsień morskich zniszczenia miast przybrzeżnych są również bardzo znaczące i towarzyszą im ofiary w ludziach.

Najsilniejsze trzęsienie ziemi miało miejsce w 1775 roku w Portugalii. Pleistoseistyczny region tego trzęsienia ziemi zajmował ogromny obszar; epicentrum znajdowało się pod dnem Zatoki Biskajskiej w pobliżu stolicy Portugalii, Lizbony, która została najbardziej dotknięta.

Pierwszy szok nastąpił 1 listopada po południu i towarzyszył mu straszny ryk. Według naocznych świadków ziemia podniosła się, a następnie opadła na cały łokieć. Domy runęły ze straszliwym trzaskiem. Ogromny klasztor na górze kołysał się tak gwałtownie z boku na bok, że z każdą minutą groził zawaleniem. Wstrząsy trwały 8 minut. Kilka godzin później trzęsienie ziemi zostało wznowione.

Marmurowy nasyp zawalił się i znalazł się pod wodą. Do powstałego lejka wodnego wciągnięto ludzi i statki stojące w pobliżu brzegu. Po trzęsieniu ziemi głębokość zatoki w miejscu nasypu osiągnęła 200 m.

Morze cofnęło się na początku trzęsienia ziemi, ale potem w brzeg uderzyła ogromna fala o wysokości 26 m i zalała wybrzeże do szerokości 15 km. Były trzy takie fale, następujące jedna po drugiej. To, co przetrwało trzęsienie ziemi, zostało zmyte i wyniesione do morza. Tylko w porcie w Lizbonie zniszczeniu lub uszkodzeniu uległo ponad 300 statków.

Fale trzęsienia ziemi w Lizbonie przeszły przez cały Ocean Atlantycki: w pobliżu Kadyksu ich wysokość sięgała 20 m, na wybrzeżu Afryki, u wybrzeży Tangeru i Maroka – 6 m, na wyspach Funchal i Madera – do 5 m. Fale przekroczyły Ocean Atlantycki i były odczuwalne u wybrzeży Ameryki na wyspach Martynika, Barbados, Antigua itp. Podczas trzęsienia ziemi w Lizbonie zginęło ponad 60 tysięcy osób.

Takie fale często powstają podczas trzęsień morskich, nazywane są tsutsnami. Prędkość propagacji tych fal waha się od 20 do 300 m/s w zależności od: głębokości oceanu; wysokość fali sięga 30 m.

Osuszanie wybrzeża przed tsunami trwa zwykle kilka minut, a w wyjątkowych przypadkach sięga godziny. Tsunami występuje tylko podczas trzęsień morza, gdy pewna część dna zapada się lub podnosi.

Pojawienie się tsunami i fal odpływu wyjaśniono w następujący sposób. W obszarze epicentralnym, w wyniku deformacji dna, powstaje fala ciśnienia, która rozchodzi się w górę. Morze w tym miejscu tylko mocno wzburza się, na powierzchni tworzą się krótkotrwałe prądy, rozchodzące się we wszystkich kierunkach lub „wrze” pod wpływem wody wyrzucanej na wysokość do 0,3 m. Wszystko to towarzyszy szumowi. Fala ciśnienia przekształca się następnie na powierzchni w fale tsunami, rozprzestrzeniające się w różnych kierunkach. Niskie przypływy przed tsunami można wytłumaczyć faktem, że woda najpierw wpada do podwodnej dziury, skąd następnie jest wypychana do obszaru epicentralnego.

Kiedy epicentra występują na obszarach gęsto zaludnionych, trzęsienia ziemi powodują ogromne katastrofy. Szczególnie niszczycielskie były trzęsienia ziemi w Japonii, gdzie w ciągu 1500 lat odnotowano 233 duże trzęsienia ziemi z liczbą wstrząsów przekraczającą 2 miliony.

Wielkie katastrofy są spowodowane trzęsieniami ziemi w Chinach. Podczas katastrofy 16 grudnia 1920 r. w rejonie Kansu zginęło ponad 200 tysięcy osób, a główną przyczyną śmierci było zawalenie się domostw wykopanych w lessie. W Ameryce miały miejsce trzęsienia ziemi o wyjątkowej sile. Trzęsienie ziemi w regionie Riobamba w 1797 r. zginęło 40 tysięcy ludzi i zniszczyło 80% budynków. W 1812 roku miasto Caracas (Wenezuela) zostało całkowicie zniszczone w ciągu 15 sekund. Miasto Concepcion w Chile było wielokrotnie niemal całkowicie niszczone, miasto San Francisco zostało poważnie zniszczone w 1906 roku. W Europie największe zniszczenia odnotowano po trzęsieniu ziemi na Sycylii, gdzie w 1693 roku zniszczono 50 wiosek i zginęło ponad 60 tysięcy ludzi .

Na terytorium ZSRR najbardziej niszczycielskie trzęsienia ziemi miały miejsce na południu Azji Środkowej, na Krymie (1927) i na Kaukazie. Miasto Szemakha na Zakaukaziu szczególnie często ucierpiało z powodu trzęsień ziemi. Został zniszczony w latach 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. Do 1859 roku miasto Szemakha było prowincjonalnym centrum wschodniego Zakaukazia, ale z powodu trzęsienia ziemi stolicę trzeba było przenieść do Baku. Na ryc. 173 pokazuje lokalizację epicentrów trzęsień ziemi w Szemakha. Podobnie jak w Turkmenistanie, leżą one wzdłuż pewnej linii przedłużonej w kierunku północno-zachodnim.

Podczas trzęsień ziemi na powierzchni Ziemi zachodzą znaczące zmiany, wyrażające się powstawaniem pęknięć, zagłębień, fałd, podnoszeniem się poszczególnych obszarów na lądzie, powstawaniem wysp na morzu itp. Zaburzenia te, zwane sejsmicznymi, często przyczyniają się do do powstawania potężnych osuwisk, osuwisk, potoków błotnych i błotnych w górach, pojawienia się nowych źródeł, ustania starych, powstawania wzgórz błotnych, emisji gazów itp. Nazywa się zakłócenia powstałe po trzęsieniach ziemi postsejsmiczne.

Zjawiska. związane z trzęsieniami ziemi zarówno na powierzchni Ziemi, jak i w jej wnętrzu nazywane są zjawiskami sejsmicznymi. Nauka badająca zjawiska sejsmiczne nazywa się sejsmologią.

3. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE MINERAŁÓW

Chociaż główne cechy minerałów (skład chemiczny i wewnętrzna struktura kryształów) ustalane są na podstawie analiz chemicznych i dyfrakcji promieni rentgenowskich, to pośrednio przekładają się one na właściwości, które można łatwo zaobserwować lub zmierzyć. Aby zdiagnozować większość minerałów wystarczy określić ich połysk, barwę, łupliwość, twardość i gęstość.

Świecić(metaliczny, półmetaliczny i niemetaliczny - diamentowy, szklany, tłusty, woskowy, jedwabisty, perłowy itp.) zależy od ilości światła odbitego od powierzchni minerału i zależy od jego współczynnika załamania światła. Ze względu na przezroczystość minerały dzielą się na przezroczyste, półprzezroczyste, półprzezroczyste w cienkich fragmentach i nieprzezroczyste. Ilościowe określenie załamania i odbicia światła jest możliwe tylko pod mikroskopem. Niektóre nieprzezroczyste minerały silnie odbijają światło i mają metaliczny połysk. Jest to powszechne w przypadku minerałów rudnych, takich jak galena (minerał ołowiowy), chalkopiryt i Bornit (minerały miedzi), argentyt i akantyt (minerały srebra). Większość minerałów pochłania lub przepuszcza znaczną część padającego na nie światła i ma niemetaliczny połysk. Niektóre minerały mają połysk przechodzący z metalicznego w niemetaliczny, nazywany półmetalicznym.

Minerały o niemetalicznym połysku są zwykle jasne, niektóre z nich są przezroczyste. Kwarc, gips i jasna mika są często przezroczyste. Inne minerały (na przykład mlecznobiały kwarc), które przepuszczają światło, ale przez które nie można wyraźnie rozróżnić obiektów, nazywane są półprzezroczystymi. Minerały zawierające metale różnią się od innych przepuszczalnością światła. Jeśli światło przechodzi przez minerał, przynajmniej w najcieńszych krawędziach ziaren, to z reguły jest on niemetaliczny; jeśli światło nie przechodzi, jest to ruda. Są jednak wyjątki: na przykład jasny sfaleryt (minerał cynkowy) lub cynober (minerał rtęciowy) są często przezroczyste lub półprzezroczyste.

Minerały różnią się cechami jakościowymi niemetalicznego połysku. Glina ma matowy, ziemisty połysk. Kwarc na krawędziach kryształów lub na powierzchniach pęknięć jest szklisty, talk, który wzdłuż płaszczyzn łupania dzieli się na cienkie listki, jest macicą perłową. Jasny, błyszczący jak diament, połysk nazywany jest diamentem.

Kiedy światło pada na minerał o niemetalicznym połysku, jest częściowo odbijane od powierzchni minerału i częściowo załamywane na tej granicy. Każda substancja charakteryzuje się pewnym współczynnikiem załamania światła. Ponieważ można go zmierzyć z dużą precyzją, jest to bardzo przydatna funkcja diagnostyczna minerałów.

Charakter połysku zależy od współczynnika załamania światła, a oba zależą od składu chemicznego i struktury krystalicznej minerału. Ogólnie rzecz biorąc, przezroczyste minerały zawierające atomy metali ciężkich charakteryzują się wysokim połyskiem i wysokim współczynnikiem załamania światła. Do tej grupy zaliczają się takie powszechnie spotykane minerały jak anglezyt (siarczan ołowiu), kasyteryt (tlenek cyny) oraz tytanit czy sfen (krzemian tytanowo-wapniowy). Minerały składające się ze stosunkowo lekkich pierwiastków mogą również mieć wysoki połysk i wysoki współczynnik załamania światła, jeśli ich atomy są ciasno upakowane i utrzymywane razem silnymi wiązaniami chemicznymi. Uderzającym przykładem jest diament, który składa się tylko z jednego lekkiego pierwiastka – węgla. W mniejszym stopniu dotyczy to również korundu mineralnego (Al 2O 3), przezroczyste kolorowe odmiany - rubiny i szafiry - są kamieniami szlachetnymi. Chociaż korund składa się z lekkich atomów glinu i tlenu, są one tak ściśle ze sobą powiązane, że minerał ma dość silny połysk i stosunkowo wysoki współczynnik załamania światła.

Niektóre połyski (oleiste, woskowe, matowe, jedwabiste itp.) zależą od stanu powierzchni minerału lub struktury kruszywa mineralnego; żywiczny połysk jest charakterystyczny dla wielu substancji amorficznych (w tym minerałów zawierających pierwiastki radioaktywne uran lub tor).

Kolor- prosty i wygodny znak diagnostyczny. Przykładami są mosiężno-żółty piryt (FeS 2), galena ołowiowo-szara (PbS) i srebrno-biały arsenopiryt (FeAsS 2). W przypadku innych minerałów kruszcowych o metalicznym lub półmetalicznym połysku charakterystyczny kolor może być zamaskowany grą światła w postaci cienkiej warstwy na powierzchni (nalot). Jest to typowe dla większości minerałów miedzi, zwłaszcza Bornitu, zwanego „rudą pawia” ze względu na opalizujący niebiesko-zielony nalot, który szybko rozwija się po świeżo pękniętym. Jednak inne minerały miedzi są malowane w znanych kolorach: malachit - zielony, azuryt - niebieski.

Niektóre minerały niemetaliczne można łatwo rozpoznać po kolorze określonym przez główny pierwiastek chemiczny (żółty - siarka i czarny - ciemnoszary - grafit itp.). Wiele minerałów niemetalicznych składa się z pierwiastków, które nie nadają im określonego koloru, ale mają odmiany kolorowe, których kolor wynika z obecności zanieczyszczeń pierwiastkami chemicznymi w małych ilościach, nieporównywalnych z intensywnością kolor, jaki powodują. Takie pierwiastki nazywane są chromoforami; ich jony charakteryzują się selektywną absorpcją światła. Na przykład ciemnofioletowy ametyst swój kolor zawdzięcza śladowej ilości żelaza w kwarcu, natomiast ciemnozielony kolor szmaragdu zawdzięcza niewielkiej ilości chromu w berylu. Kolory w normalnie bezbarwnych minerałach mogą wynikać z defektów w strukturze kryształu (spowodowanych niewypełnionymi pozycjami atomów w siatce lub włączeniem obcych jonów), co może powodować selektywną absorpcję pewnych długości fal w widmie światła białego. Następnie minerały są malowane na dodatkowe kolory. Rubiny, szafiry i aleksandryty zawdzięczają swój kolor właśnie tym efektom świetlnym.

Bezbarwne minerały można barwić za pomocą wtrąceń mechanicznych. Zatem cienkie rozproszone rozproszenie hematytu nadaje kwarcowi kolor czerwony, chlorytowi - zielony. Kwarc mleczny jest zmętniały wtrąceniami gazowo-ciekłymi. Choć barwa minerału jest jedną z najłatwiejszych do określenia właściwości w diagnostyce minerałów, należy przy jej stosowaniu zachować ostrożność, gdyż zależy ona od wielu czynników.

Pomimo zmienności barwy wielu minerałów, barwa proszku mineralnego jest bardzo stała, dlatego stanowi ważną cechę diagnostyczną. Zazwyczaj kolor proszku mineralnego określa linia (tzw. „kolor linii”), którą minerał pozostawia po przejściu przez nieszkliwiony talerz porcelanowy (ciastko). Na przykład mineralny fluoryt występuje w różnych kolorach, ale jego smuga jest zawsze biała.

Łupliwość- bardzo doskonały, doskonały, przeciętny (wyraźny), niedoskonały (niejasny) i bardzo niedoskonały - wyraża się w zdolności minerałów do rozszczepiania się w określonych kierunkach. Pęknięcie (gładkie, schodkowe, nierówne, odpryskowe, muszlowe itp.) charakteryzuje powierzchnię pęknięcia minerału, która nie wystąpiła podczas łupania. Na przykład kwarc i turmalin, których powierzchnia pęknięcia przypomina odłamek szkła, mają pęknięcie muszlowe. W przypadku innych minerałów pęknięcie można opisać jako szorstkie, postrzępione lub rozszczepione. W przypadku wielu minerałów cechą charakterystyczną nie jest pękanie, ale rozszczepienie. Oznacza to, że rozszczepiają się wzdłuż gładkich płaszczyzn bezpośrednio związanych z ich strukturą krystaliczną. Siły wiązania pomiędzy płaszczyznami sieci krystalicznej mogą zmieniać się w zależności od kierunku krystalograficznego. Jeśli w niektórych kierunkach są znacznie większe niż w innych, minerał rozdzieli się w poprzek najsłabszego wiązania. Ponieważ rozszczepienie jest zawsze równoległe do płaszczyzn atomowych, można je wyznaczyć poprzez wskazanie kierunków krystalograficznych. Na przykład halit (NaCl) ma rozkład sześcienny, tj. trzy wzajemnie prostopadłe kierunki możliwego podziału. Rozszczepienie charakteryzuje się także łatwością manifestacji i jakością powstałej powierzchni rozszczepienia. Mika charakteryzuje się bardzo doskonałym dekoltem w jednym kierunku, tj. łatwo dzieli się na bardzo cienkie liście o gładkiej, błyszczącej powierzchni. Topaz charakteryzuje się doskonałym dekoltem w jednym kierunku. Minerały mogą mieć dwa, trzy, cztery lub sześć kierunków rozszczepienia, wzdłuż których są równie łatwe do rozszczepienia, lub kilka kierunków rozszczepienia o różnym stopniu. Niektóre minerały w ogóle nie mają rozkładu. Ponieważ rozszczepienie, jako przejaw wewnętrznej struktury minerałów, jest ich stałą właściwością, pełni funkcję ważnej cechy diagnostycznej.

Twardość- odporność, jaką zapewnia minerał podczas zarysowania. Twardość zależy od budowy kryształu: im ściślej atomy w strukturze minerału są ze sobą połączone, tym trudniej jest go zarysować. Talk i grafit to miękkie minerały przypominające płytki, zbudowane z warstw atomów połączonych ze sobą bardzo słabymi siłami. Są tłuste w dotyku: po natarciu na skórę dłoni poszczególne cienkie warstwy zsuwają się. Najtwardszym minerałem jest diament, w którym atomy węgla są tak ściśle związane, że można go zarysować jedynie innym diamentem. Na początku XIX wieku. Austriacki mineralog F. Moos ułożył 10 minerałów według rosnącej twardości. Od tego czasu zaczęto je stosować jako wzorce twardości względnej minerałów, tzw. Skala Mohsa (tabela 1)

Tabela 1. SKALA TWARDOŚCI MOH

Mineralny Twardość względnaTalk 1 Gips 2 Kalcyt 3 Fluoryt 4 Apatyt 5 Ortoklaz 6 Kwarc 7 Topaz 8 Korund 9 Diament 10

Aby określić twardość minerału, konieczne jest określenie najtwardszego minerału, jaki może on zarysować. Twardość badanego minerału będzie większa niż twardość minerału, który zarysował, ale mniejsza niż twardość następnego minerału w skali Mohsa. Siły wiązania mogą się różnić w zależności od kierunku krystalograficznego, a ponieważ twardość jest przybliżonym oszacowaniem tych sił, może zmieniać się w różnych kierunkach. Różnica ta jest zwykle niewielka, z wyjątkiem cyjanitu, który ma twardość 5 w kierunku równoległym do długości kryształu i 7 w kierunku poprzecznym.

W celu mniej dokładnego określenia twardości można zastosować następującą, prostszą, praktyczną skalę.

2 -2,5 Miniaturka 3 Srebrna moneta 3,5 Brązowa moneta 5,5-6 Ostrze scyzoryka 5,5-6 Szyba okienna 6,5-7 Pilnik

W praktyce mineralogicznej stosuje się także pomiar wartości twardości bezwzględnej (tzw. mikrotwardości) za pomocą sklerometru, którą wyraża się w kg/mm2. .

Gęstość.Masa atomów pierwiastków chemicznych waha się od wodoru (najlżejszy) do uranu (najcięższy). Przy wszystkich pozostałych czynnikach masa substancji składającej się z ciężkich atomów jest większa niż substancji składającej się z lekkich atomów. Na przykład dwa węglany - aragonit i cerusyt - mają podobną strukturę wewnętrzną, ale aragonit zawiera lekkie atomy wapnia, a cerusyt zawiera ciężkie atomy ołowiu. W rezultacie masa cerusytu przewyższa masę aragonitu o tej samej objętości. Masa na jednostkę objętości minerału zależy również od gęstości upakowania atomowego. Kalcyt, podobnie jak aragonit, jest węglanem wapnia, ale w kalcycie atomy są mniej gęsto upakowane, więc ma mniejszą masę na jednostkę objętości niż aragonit. Masa względna lub gęstość zależy od składu chemicznego i struktury wewnętrznej. Gęstość to stosunek masy substancji do masy tej samej objętości wody w temperaturze 4 ° C. Jeśli więc masa minerału wynosi 4 g, a masa tej samej objętości wody wynosi 1 g, to gęstość minerału wynosi 4. W mineralogii zwyczajowo wyraża się gęstość w g/ cm3 .

Gęstość jest ważną cechą diagnostyczną minerałów i nie jest trudna do zmierzenia. Najpierw próbkę waży się w powietrzu, a następnie w wodzie. Ponieważ na próbkę zanurzoną w wodzie działa siła wyporu skierowana ku górze, jej ciężar jest tam mniejszy niż w powietrzu. Ubytek masy jest równy masie wypartej wody. Zatem gęstość określa się jako stosunek masy próbki w powietrzu do jej utraty masy w wodzie.

Piroelektryczność.Niektóre minerały, takie jak turmalin, kalamina itp., ulegają elektryzowaniu po podgrzaniu lub ochłodzeniu. Zjawisko to można zaobserwować zapylając chłodzący minerał mieszaniną proszków siarki i czerwonego ołowiu. W tym przypadku siarka pokrywa dodatnio naładowane obszary powierzchni minerału, a minium obejmuje obszary z ładunkiem ujemnym.

Magnetyczność -Jest to właściwość niektórych minerałów polegająca na działaniu na igłę magnetyczną lub przyciąganiu przez magnes. Aby określić magnetyzm, użyj igły magnetycznej umieszczonej na ostrym statywie lub stopki lub pręta magnetycznego. Bardzo wygodne jest również użycie igły magnetycznej lub noża.

Podczas badania magnetyzmu możliwe są trzy przypadki:

a) gdy minerał w swojej naturalnej postaci („sam”) oddziałuje na igłę magnetyczną,

b) gdy minerał staje się magnetyczny dopiero po kalcynacji w płomieniu redukującym dmuchawki

c) gdy minerał nie wykazuje magnetyzmu ani przed, ani po kalcynacji w płomieniu redukującym. Aby kalcynować płomieniem redukującym, należy wziąć małe kawałki o wielkości 2-3 mm.

Blask.Wiele minerałów, które same nie świecą, zaczyna świecić w pewnych specjalnych warunkach.

Wyróżnia się fosforescencję, luminescencję, termoluminescencję i tryboluminescencję minerałów. Fosforescencja to zdolność minerału do świecenia po wystawieniu na działanie jednego lub drugiego promienia (willitu). Luminescencja to zdolność do świecenia w momencie naświetlania (scheelit po naświetleniu promieniami ultrafioletowymi i katodowymi, kalcyt itp.). Termoluminescencja - świeci po podgrzaniu (fluoryt, apatyt).

Tryboluminescencja - świecenie w momencie zarysowania igłą lub rozszczepienia (mika, korund).

Radioaktywność.Wiele minerałów zawierających pierwiastki takie jak niob, tantal, cyrkon, pierwiastki ziem rzadkich, uran i tor często wykazuje dość znaczną radioaktywność, łatwo wykrywalną nawet przez radiometry domowe, co może służyć jako ważny znak diagnostyczny.

Aby zbadać radioaktywność, najpierw mierzy się i rejestruje wartość tła, a następnie przybliża minerał możliwie bliżej detektora urządzenia. Wzrost odczytów o ponad 10-15% może służyć jako wskaźnik radioaktywności minerału.

Przewodnictwo elektryczne.Szereg minerałów ma znaczną przewodność elektryczną, co pozwala na ich wyraźne odróżnienie od podobnych minerałów. Można sprawdzić za pomocą zwykłego domowego testera.

4. EPEIROGENICZNE RUCHY SKÓRY ZIEMSKIEJ

Ruchy epirogenne- powolne, świeckie wypiętrzenia i osiadania skorupy ziemskiej, które nie powodują zmian w pierwotnym występowaniu warstw. Te ruchy pionowe mają charakter oscylacyjny i są odwracalne, tj. wzrost można zastąpić spadkiem. Ruchy te obejmują:

Nowoczesne, które zapisują się w ludzkiej pamięci i można je zmierzyć instrumentalnie poprzez wielokrotne niwelowanie. Prędkość współczesnych ruchów oscylacyjnych przeciętnie nie przekracza 1-2 cm/rok, a na terenach górskich może osiągnąć 20 cm/rok.

Ruchy neotektoniczne to ruchy występujące w okresie neogenu i czwartorzędu (25 milionów lat). Zasadniczo nie różnią się one od współczesnych. Ruchy neotektoniczne są rejestrowane we współczesnej rzeźbie, a główną metodą ich badania jest geomorfologia. Szybkość ich ruchu jest o rząd wielkości mniejsza, na obszarach górskich - 1 cm/rok; na równinach - 1 mm/rok.

W odcinkach skał osadowych rejestrowane są starożytne, powolne ruchy pionowe. Według naukowców prędkość starożytnych ruchów oscylacyjnych wynosi mniej niż 0,001 mm/rok.

Ruchy orogenicznezachodzą w dwóch kierunkach - poziomym i pionowym. Pierwsza prowadzi do zapadania się skał i powstawania fałd i pchnięć, czyli tzw. do zmniejszenia powierzchni ziemi. Ruchy pionowe prowadzą do podniesienia obszaru, na którym występuje fałdowanie i często do pojawienia się struktur górskich. Ruchy orogeniczne zachodzą znacznie szybciej niż ruchy oscylacyjne.

Towarzyszy im aktywny, wylewny i natrętny magmatyzm oraz metamorfizm. W ostatnich dziesięcioleciach ruchy te wyjaśniono zderzeniami dużych płyt litosferycznych, które poruszają się poziomo wzdłuż astenosferycznej warstwy górnego płaszcza.

RODZAJE USZKODZEŃ TEKTONICZNYCH

Rodzaje zaburzeń tektonicznych

a - formy złożone (plicate);

W większości przypadków ich powstawanie wiąże się z zagęszczaniem lub ściskaniem substancji ziemskiej. Uskoki fałdowe dzieli się morfologicznie na dwa główne typy: wypukłe i wklęsłe. W przypadku cięcia poziomego starsze warstwy znajdują się w rdzeniu fałdu wypukłego, a warstwy młodsze na skrzydłach. Natomiast w zakrętach wklęsłych znajdują się w rdzeniu młodsze osady. W fałdach wypukłe skrzydła są zwykle nachylone na boki od powierzchni osiowej.

b - formy nieciągłe (rozłączne).

Nieciągłe zaburzenia tektoniczne to zmiany, w wyniku których zostaje zakłócona ciągłość (integralność) skał.

Uskoki dzieli się na dwie grupy: uskoki bez przemieszczenia oddzielonych od siebie skał oraz uskoki z przemieszczeniami. Pierwsze nazywane są pęknięciami tektonicznymi, czyli diaklazami, drugie paraklazami.

BIBLIOGRAFIA

1. Biełousow V.V. Eseje z historii geologii. U początków nauk o Ziemi (geologia do końca XVIII w.). - M., - 1993.

Wiernadski V.I. Wybrane prace z historii nauki. - M.: Nauka, - 1981.

Povarennykh A.S., Onoprienko V.I. Mineralogia: przeszłość, teraźniejszość, przyszłość. - Kijów: Naukova Dumka, - 1985.

Współczesne idee geologii teoretycznej. - L.: Nedra, - 1984.

Khain VE Główne problemy współczesnej geologii (geologia u progu XXI wieku). - M.: Świat naukowy, 2003..

Khain V.E., Ryabukhin A.G. Historia i metodologia nauk geologicznych. - M.: MSU, - 1996.

Hallem A. Wielkie spory geologiczne. M.: Mir, 1985.

Procesy endogenne

Skorupa ziemska podlega ciągłym wpływom sił wewnętrznych (endogenicznych) i zewnętrznych (egzogenicznych), które zmieniają jej skład, strukturę i kształt powierzchni.

Siły wewnętrzne Ziemi, wywołane głównie kolosalnym ciśnieniem i wysoką temperaturą głębokich warstw, powodują zaburzenia w pierwotnym występowaniu warstw skalnych, w wyniku czego powstają fałdy, pęknięcia, uskoki i przesunięcia.

Trzęsienia ziemi i magmatyzm są związane z działaniem sił wewnętrznych.

Magmatyzm to złożony proces geologiczny, który obejmuje zjawiska powstawania magmy w obszarze podskorupowym, jej przemieszczanie się do górnych poziomów skorupy ziemskiej i powstawanie skał magmowych.

Ruch magmy na powierzchnię wynika po pierwsze z ciśnienia hydrostatycznego, a po drugie ze znacznego wzrostu objętości, jaki towarzyszy przechodzeniu skał stałych w stan stopiony.

Efektem działania sił wewnętrznych jest powstawanie gór i głębokich zagłębień na powierzchni ziemi.

Siły wewnętrzne powodują wahania sekularne - powolne podnoszenie i opuszczanie poszczególnych części skorupy ziemskiej. W tym przypadku morze wkracza na ląd (transgresja) lub cofa się (regresja). Oprócz powolnych ruchów pionowych występują również poziome przemieszczenia skorupy ziemskiej.

Dział geologii badający ruchy skorupy ziemskiej, zmiany jej struktury i występowanie skał (fałdy, uskoki itp.) nazywa się tektoniką. Procesy tektoniczne objawiały się w całej historii geologicznej Ziemi, zmieniała się jedynie ich intensywność.

Współczesne ruchy powierzchni skorupy ziemskiej bada neotektonika (nauka o najnowszych ruchach skorupy ziemskiej).

Skandynawia powoli się podnosi, a górzysta struktura Wielkiego Kaukazu „rośnie” co roku o prawie 1 cm. Płaskie obszary Niziny Wschodnioeuropejskiej, Niziny Zachodniosyberyjskiej, Syberii Wschodniej i wielu innych obszarów również doświadczają bardzo powolnego wypiętrzenia i osiadania .

Skorupa ziemska podlega ruchom nie tylko pionowym, ale także poziomym, a ich prędkość wynosi kilka centymetrów rocznie. Innymi słowy, skorupa ziemska wydaje się „oddychać”, stale będąc w zwolnionym tempie.

Zagadnienie to jest bardzo poważne i przede wszystkim ma ogromne znaczenie zarówno podczas budowy dużych obiektów, jak i podczas ich eksploatacji. Podwyższenia i obniżenia niewątpliwie mają wpływ na ich bezpieczeństwo, szczególnie w przypadku obiektów o liniowo wydłużonych kształtach (np. tamy, kanały), a także zbiorników wodnych i innych obiektów.

Przy zagospodarowaniu kamieniołomów i ocenie wytrzymałości fundamentów konstrukcji należy również wziąć pod uwagę obecność pęknięć i uskoków w skorupie ziemskiej, które powstają również w wyniku ruchów skorupy ziemskiej.

W związku z tym wiedza o procesach geologicznych jest niezbędna, aby z wyprzedzeniem przewidzieć możliwość ich wystąpienia, skutki zmian zachodzących w przyrodzie pod wpływem przyczyn naturalnych i działalności człowieka.

Oceniając dowolne terytorium w związku z budową obiektów, geologia inżynierska dostarcza organom planistycznym informacji o możliwości i charakterze procesów geologicznych na tym obszarze. Prognoza musi być podana zarówno w czasie, jak i w przestrzeni. Umożliwi to prawidłowe i racjonalne zaprojektowanie konstrukcji, biorąc pod uwagę wszystkie środki inżynieryjne i normalną eksploatację.

Pod tym względem geologia inżynierska bada także te procesy, które wcześniej nie występowały na danym terytorium, ale mogą powstać w wyniku działalności człowieka. Procesy te nazywane są inżynieryjno-geologicznymi. Mają wiele wspólnego z naturalnymi procesami geologicznymi, ale są też różnice.

Różnica polega na tym, że procesy inżynieryjno-geologiczne charakteryzują się większą intensywnością, szybszym postępem w czasie i bardziej ograniczonym obszarem ich manifestacji. Szczególnie istotny jest wpływ na stan i właściwości skał.

Skorupa ziemska charakteryzuje się różną mobilnością, stąd jej charakterystyczne uformowanie oraz połączenie platform i geosynklin.

Platformy są najbardziej sztywnymi częściami Ziemi, charakteryzują się stosunkowo spokojnymi ruchami oscylacyjnymi o charakterze pionowym. Zajmują ogromne przestrzenie. Należą do nich platformy wschodnioeuropejskie, syberyjskie, australijskie, północnoafrykańskie itp.

Obszary leżące pomiędzy platformami nazywane są złożonymi i stanowią ich ruchome połączenia.

Na początku swojego rozwoju strefy fałdowe reprezentują basen morski, do którego transportowany był materiał klastyczny. Gromadzą się wielokilometrowe warstwy osadów. W wyniku procesów endogenicznych siły tektoniczne miażdżą nagromadzone warstwy osadowe i następuje proces górotwórczy. Tak powstały Alpy, Karpaty, Góry Krymskie, Kaukaz i inne.

Rejony geosynklin charakteryzują się różnorodnymi ruchami, ale głównie mają charakter fałdowy i uskokowy, co powoduje zmiany pierwotnego położenia skał i powstawanie uskoków.

Usterki na Ziemi mogą być ukryte pod osłoną skał i mogą być wyraźnie widoczne na powierzchni.

Uskoki to strefy kruszenia skorupy ziemskiej, obszary osłabione, które z kolei pomagają naukowcom badać różne zjawiska, takie jak trzęsienia ziemi, i badać same korzenie tego zjawiska. W skorupie ziemskiej na skutek ciśnień pionowych i poprzecznych zostaje zakłócony pierwotny przebieg warstw skalnych, powstają fałdy uskokowe, uskoki uderzeniowo-poślizgowe i inne formy tektoniczne.

Góry nazywane są zwykle wzgórzami o wysokości ponad 500 m n.p.m., charakteryzującymi się rozciętą rzeźbą terenu.

Istnieją różne formy - grzbiety, pasma górskie, masywne góry, a nawet bloki.

5-7 milionów lat temu powstały Góry Zhiguli - jedyna unikalna struktura tektoniczna w obrębie Platformy Rosyjskiej. Blok wzniósł się wzdłuż uskoku fundamentu. Ruchy warstw osadowych były płynne, bez pęknięć i przemieszczeń warstw względem siebie.

Powstałe przemieszczenie ma kształt fałdu ze stromym skrzydłem północnym i łagodnym południowym. Uskok fundamentu biegnie od miasta Kuźnieck przez miasto Syzran, wieś Zolnoje i przechodzi na lewy brzeg Wołgi. Góry Sokoły są kontynuacją Żiguli. Góry Samara Luka i Sokoły stanowią część wspólnego wypiętrzenia tektonicznego w kształcie kopuły, które stopniowo staje się łagodne w kierunku wschodnim, południowym i zachodnim. Miasto Samara położone jest na południowym skrzydle zakrętu.

Skały tworzące góry występują zwykle w postaci warstw (warstw). Jeśli warstwy są ułożone poziomo lub lekko nachylone, nazywa się je zjawiskiem normalnym. Równoległe występowanie kilku warstw nazywa się występowaniem zgodnym.

Najprostszą strukturą tektoniczną jest monoklina (ryc. 2), w której warstwy mają ogólne nachylenie w jednym lub drugim kierunku.

Fałd to ciągłe zagięcie warstw powstałe w wyniku działania pionowych sił tektonicznych na skały (ryc. 3).

Ryc. 3 Antyklina (A) i synklina (C): 1 -1 zgięcie osi, 2 zgięcia, 3 - złożenie skrzydła, 4 - złożenie rdzenia

Istnieją dwa główne rodzaje fałd: antyklina - z wypukłą częścią zwróconą ku górze i synklina - z odwróconym kształtem.

Fałd pierwszy charakteryzuje się tym, że w jego środkowej części czyli rdzeniu znajdują się skały starsze, w drugim – skały młodsze. Definicje te nie zmieniają się nawet wtedy, gdy fałdy zostaną przechylone, ułożone na boki lub odwrócone.

Każdy fałd ma pewne elementy: skrzydło fałdy, rdzeń, łuk, powierzchnię osiową, oś i zawias fałdy.

Charakter nachylenia powierzchni osiowej fałdu pozwala wyróżnić następujące rodzaje fałd: proste, nachylone, odwrócone, leżące, nurkowe (ryc. 4).

W zależności od położenia płaszczyzny osiowej fałdy dzielą się na

Ryc.4. Klasyfikacja fałd ze względu na nachylenie powierzchni osiowej i skrzydeł (fałdy pokazano w przekroju): a - proste; b- nachylony; c - przewrócony; g - leżący; d - nurkowanie

W pewnych warunkach dochodzi do różnego rodzaju przemieszczeń – zginania – fałdu kolanowego (ryc. 5), powstałego w wyniku przemieszczenia jednego górotworu względem drugiego bez przerwania ciągłości.

Ryc.5 Zginanie

Należy pamiętać, że przy wyborze placów budowy na terenie ze skałami pofałdowanymi, skały w wierzchołkach fałdów są zawsze bardziej spękane, a czasem nawet zmiażdżone, co w naturalny sposób pogarsza ich właściwości techniczne.

Kiedy skały poruszają się poziomo, powstają naprężenia tektoniczne.

Jeżeli naprężenia tektoniczne wzrosną, to w pewnym momencie może nastąpić przekroczenie wytrzymałości skał na rozciąganie i wówczas naprężenia te mogą się zawalić lub rozerwać - powstaje nieciągłość, pęknięcie i uskok, a wzdłuż tej płaszczyzny pęknięcia następuje przemieszczenie jednego masywu względem drugiego .

Pęknięcia tektoniczne, podobnie jak fałdy, są niezwykle zróżnicowane pod względem kształtu, rozmiaru, przemieszczenia itp.

Głównymi formami przemieszczeń uskoków są uskoki i uskoki odwrotne. Formy te charakteryzują się występowaniem pęknięć formacyjnych i następującym po nich względnym ruchem pękniętych części. Powstają w miejscu nieciągłości ruchu warstw w górę (uskok wsteczny) lub w dół (uskok) (ryc. 6).

Rys.6 Reset. Podnieść

Graben ma miejsce wtedy, gdy kawałek ziemi opada pomiędzy dwoma stałymi

(Morze Czerwone) (ryc. 7).

Ryż. 7 Graben. Horsta.

Słynne jezioro Bajkał, największy na świecie zbiornik słodkiej wody, jest ściśle ograniczone do asymetrycznego rowu, w którym największa głębokość jeziora sięga 1620 m, a głębokość dna rowu opiera się na osadach epoki pliocenu (4 milionów lat) wynosi 5 km. Rów Bajkał jest wielostopniowy i stanowi część złożonego systemu ryftowego młodych rowów o długości 2500 km

Horst to odcinek wznoszący się pomiędzy dwoma nieruchomymi skrzydłami.

Ścinanie i napór to poziome przemieszczenia warstw (rys. 8). W wyniku tych procesów młodsze skały mogą zostać zakopane pod starszymi.

Ryż. 8 Przesunięcie. Pchnięcie.

Uskoki poślizgu i uskoki oporowe są interesujące, ponieważ mogą zawierać ważne minerały, zwłaszcza ropę i gaz. Ale na powierzchni nie ma śladów ropy i żeby się do niej dostać, trzeba przewiercić się przez warstwę zupełnie innych skał o grubości 3-4 km.

Podczas budowy należy wziąć pod uwagę rodzaj występowania warstw, ich grubość i skład.

Zatem z inżynieryjno-geologicznego punktu widzenia najkorzystniejsze jest poziome występowanie warstw, ich większa grubość i jednolity skład.W tym przypadku stworzono warunki dla równomiernej ściśliwości warstw pod ciężarem konstrukcji, największą stabilność (ryc. 9).

Ryż. 9 Niekorzystne i korzystne warunki budowy.

Obecność dyslokacji i zaburzeń geologicznych radykalnie zmienia i komplikuje warunki inżynieryjne i geologiczne placów budowy.

Na przykład budowa na stromych formacjach może być bardzo niekorzystna.

Jeżeli na przykład uskoki występują na dużych obszarach, należy wybrać lokalizację konstrukcji z dala od linii uskoku.

Zjawiska sejsmiczne

Trzęsienia ziemi to nagłe wstrząsy skorupy ziemskiej, zwykle spowodowane przyczynami naturalnymi.

Trzęsienia ziemi bada nauka - sejsmologia (od greckiego seismos - trzęsę się).

Ze względu na pochodzenie trzęsienia ziemi dzielą się na:

Tektoniczne, wulkaniczne, osuwiska (denudacja), uderzenia

(meteoryt) i antropogeniczne (sztuczne, spowodowane przez człowieka).

Architektoniczny - spowodowane ruchem skał w głębokich wnętrznościach ziemi.

Wulkaniczny - spowodowane erupcjami wulkanów.

bębny - spowodowane uderzeniami meteorytów.

Antropogeniczny - sztuczne, spowodowane przez człowieka.

Słabe wstrząsy tego typu są rejestrowane w sposób ciągły przez przyrządy. Rocznie jest ich ponad milion. Większość z nich nie jest odczuwalna. Prawie co minutę na Ziemi występują 2 - 3 uderzenia makrosejsmiczne, a megasejsmiczne - katastrofalne trzęsienia ziemi obserwuje się 1-2 razy w roku. Zwykle jest ich kilkaset powodujących minimalne szkody i 20 dużych.

Wulkaniczne trzęsienia ziemi występują podczas erupcji wulkanów, mogą osiągnąć dużą siłę, ale są odczuwalne tylko w bezpośrednim sąsiedztwie wulkanu .

Trzęsienia uderzeniowe (meteorytowe, kosmogeniczne) w obecnym okresie obserwowano jedynie podczas upadku bardzo dużych meteorytów (w 1908 r. . Meteoryt Tunguska, a w 1947 r. Sikhote-Alin).

Trzęsienia ziemi antropogeniczne nie są zwykle opisywane w rozdziałach poświęconych opisowi trzęsień ziemi, które powstają pod wpływem czynników naturalnych. Jednak działalność człowieka często prowadzi do wystąpienia wstrząsów porównywalnych z trzęsieniami ziemi związanymi z osuwiskami.

W centrum ogniska znajduje się punkt zwany hipocentrum. Rzut hipocentrum na powierzchnię Ziemi nazywa się epicentrum.

Fale sejsmiczne rozchodzą się z hipocentrum we wszystkich kierunkach. Istnieją dwa rodzaje fal; podłużne i poprzeczne.

Te pierwsze powodują drgania cząstek skały wzdłuż, drugie - prostopadle do kierunków promieni sejsmicznych.

Największą energię mają fale podłużne. Zniszczenie budynków i budowli spowodowane jest głównie działaniem fal podłużnych.

Fale poprzeczne niosą mniej energii, ich prędkość jest 1,7 razy mniejsza. Nie rozprzestrzeniają się w mediach ciekłych i gazowych.

Przy ocenie niszczycielskiego oddziaływania fali sejsmicznej ogromne znaczenie ma kąt, pod jakim przechodzi ona od hipocentrum do powierzchni ziemi. Jego rozmiar może się różnić.

Stopień destrukcyjności trzęsień ziemi ocenia się na podstawie wielkości przyspieszenia składowej poziomej (λ).

Jego maksymalną wartość oblicza się ze wzoru:

gdzie: T - okres, sek.

A to amplituda fali sejsmicznej, mm.

Aby oszacować siłę trzęsienia ziemi, stosuje się współczynnik sejsmiczności

gdzie g jest przyspieszeniem ziemskim.

Przy obliczaniu konstrukcji, a także określaniu stateczności zboczy kurierów, wartość składowej poziomej fali sejsmicznej (sejsmicznej siły bezwładności) określa się według wzoru:

gdzie P jest ciężarem konstrukcji lub masą osuwiska, tj.

Kąt podejścia fal sejsmicznych do powierzchni ziemi wpływa również na siłę trzęsienia ziemi.

Największe zagrożenie stwarzają te źródła, z których fale sejsmiczne zbliżają się do powierzchni pod kątem 30-6 stopni.W tym przypadku warunki inżynieryjno-geologiczne będą odgrywać szczególnie dużą rolę w manifestowaniu się siły wstrząsu sejsmicznego.

Gleby podmokłe wpływają na wzrost siły trzęsienia ziemi. Stwierdzono, że w obrębie górnych 10-metrowych miąższości przyrost wód gruntowych powoduje stały wzrost ich intensywności.

Analiza sejsmicznych danych geologicznych i geofizycznych pozwala z wyprzedzeniem zidentyfikować obszary, w których w przyszłości należy spodziewać się trzęsień ziemi i oszacować ich maksymalne natężenie.

Na tym polega istota stref sejsmicznych.

Mapa stref sejsmicznych – dokument urzędowy,

które organizacje projektujące w obszarach sejsmicznych muszą wziąć pod uwagę. Ścisłe przestrzeganie norm budowlanych odpornych na trzęsienia ziemi może znacznie zmniejszyć niszczycielski wpływ trzęsienia ziemi.

Siłę trzęsień ziemi ocenia się za pomocą szeregu cech; przemieszczenie gleby, stopień zniszczenia budynków, zmiany w reżimie wód gruntowych, zjawiska resztkowe w glebach itp.

W Rosji do określenia siły trzęsienia ziemi stosuje się 12-punktową skalę, według której najsłabsze trzęsienie ziemi ocenia się na 1 punkt, najsilniejsze - 12 punktów.

Budowa obiektów i projektowanie kamieniołomów w obszarach sejsmicznych

Na obszarach narażonych na trzęsienia ziemi (o sile 7 i większej) prowadzone są budownictwo antysejsmiczne, w którym podejmuje się działania mające na celu poprawę odporności sejsmicznej budynków i budowli,

W obszarach sejsmicznych, w których maksymalna aktywność sejsmiczna nie przekracza 5 punktów, nie przewiduje się żadnych specjalnych środków.

Dzięki 6 punktom budowa odbywa się przy użyciu odpowiednich materiałów budowlanych, a jakość prac budowlanych stawiane są wyższe wymagania:

Przy projektowaniu konstrukcji w obszarach o możliwych 7 Trzęsienie ziemi o sile 9 stopni w skali Richtera wymaga zastosowania specjalnych środków przewidzianych w specjalnych normach.

Na tych terenach przy wyborze lokalizacji obiektów należy dążyć do ich umiejscowienia na terenach zbudowanych z masywnych skał lub grubych warstw luźnych osadów o głębokim poziomie wód gruntowych.

Niebezpieczne jest umieszczanie konstrukcji w obszarach uszkodzonych uskokami.

Konstrukcje budynków są tak sztywne, jak to możliwe. W tym celu zaleca się stosowanie żelbetowych konstrukcji monolitycznych.

Z reguły instaluje się jeden, dwa lub więcej pasów żelbetowych.

Unika się ciężkich dekoracji architektonicznych.

Zarysy budynku na rzucie zaprojektowano tak, aby były jak najprostsze, bez wchodzących narożników.

Wysokość budynków jest ograniczona.

Duże znaczenie przy projektowaniu konstrukcji ma przestrzeganie zasady: okres drgań swobodnych konstrukcji nie powinien znacząco różnić się od okresu drgań sejsmicznych charakterystycznych dla danego obszaru.

Spełnienie tego warunku pozwala uniknąć wystąpienia rezonansu (dodatku jednoznacznych oscylacji w fazie), który może doprowadzić do całkowitego zniszczenia budynków.

Jeżeli okresy oscylacji są bliskie, zmienia się sztywność konstrukcji lub sposób konstruowania fundamentów i fundamentów.

Projektując kamieniołomy materiałów budowlanych i różne wykopy w obszarach sejsmicznych, należy pamiętać, że podczas trzęsień ziemi stabilność zboczy gwałtownie spada.

Zmusza to nas do ograniczenia wysokości i stromości ścian wnęk. Jeśli wymagania te nie zostaną spełnione podczas trzęsień ziemi, osuwiska i osunięcia ziemi są nieuniknione. Przy szacunkowej sile trzęsienia ziemi wynoszącej 7 punktów głębokość wykopów nie powinna przekraczać 15-16 m. Na obszarach dotkniętych trzęsieniem ziemi o sile 8 w skali Richtera -14-15m.

Ministerstwo Edukacji i Nauki Federacji Rosyjskiej

Federalna Agencja Edukacji

Państwowa instytucja edukacyjna szkolnictwa wyższego

Kształcenie zawodowe

„Państwowy Uniwersytet Techniczny Naftowy w Ufa”
Katedra Ekologii Stosowanej

1. KONCEPCJA PROCESÓW……………………………………………………3

2. PROCESY EGZOGENICZNE…………………………………………………..3

2.1 WARUNKI WARUNKOWE ………………………………………………...3

2.1.1 WARUNKI FIZYCZNE ………………………….4

2.1.2 WIETRZENIE CHEMICZNE………………………...5

2.2 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA WIATRAKU………………………6

2.2.1 DEFLACJA I KOROZJA………………………………….7

2.2.2 PRZENIESIENIE…………………………………………………...8

2.2.3 AKUMULACJA I DEPOZYCJA EOLIJNA………..8

^ 2.3 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA POWIERZCHNI

PŁYNĄCA WODA……………………………………………………………...9

2.4 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA WÓD PODZIEMNYCH…………… 10

2.5 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA LODÓW……………. 12

2.6 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA OCEANÓW I MORZÓW… 12

3. PROCESY ENDOGENNE ……………………………………………………………………. 13

3.1 MAGMATIZM………………………………………………………. 13

3.2 METAMORFIZM…………………………………………………... 14

3.2.1 GŁÓWNE CZYNNIKI METAMORFIZMU……………. 14

3.2.2.FUNKCJE METAMORFIKA……………………………. 15

3.3 Trzęsienie ziemi…………………………………………………15

WYKAZ BIBLIOGRAFII……………………… 16

1. 
   ^ KONCEPCJA PROCESÓW

W ciągu swojego istnienia Ziemia przeszła długą serię zmian. W istocie nigdy nie była taka sama jak w poprzedniej chwili. Zmienia się w sposób ciągły. Zmienia się jego skład, stan fizyczny, wygląd, pozycja w przestrzeni świata i relacje z innymi członkami Układu Słonecznego.

Geologia (gr. „geo” – ziemia, „logos” – nauka) to jedna z najważniejszych nauk o Ziemi. Zajmuje się badaniem składu, budowy, historii rozwoju Ziemi oraz procesów zachodzących w jej wnętrzu i na powierzchni. Współczesna geologia wykorzystuje najnowsze osiągnięcia i metody szeregu nauk przyrodniczych - matematyki, fizyki, chemii, biologii, geografii.

Przedmiotem bezpośrednich badań geologicznych jest skorupa ziemska i leżąca pod nią stała warstwa górnego płaszcza - litosfera (gr. lithos - kamień), która ma ogromne znaczenie dla życia i działalności człowieka.

Jednym z kilku głównych kierunków geologii jest geologia dynamiczna, która bada różne procesy geologiczne, ukształtowanie powierzchni ziemi, powiązania skał o różnej genezie, charakter ich występowania i deformacji. Wiadomo, że w toku rozwoju geologicznego zachodziły liczne zmiany w składzie, stanie materii, wyglądzie powierzchni Ziemi i strukturze skorupy ziemskiej. Przekształcenia te są związane z różnymi procesami geologicznymi i ich interakcjami.

Wśród nich są dwie grupy:

1) endogeniczne (gr. „endos” - wewnątrz) lub wewnętrzne, związane z efektem termicznym Ziemi, naprężeniami powstającymi w jej głębinach, z energią grawitacyjną i jej nierównomiernym rozkładem;

2) egzogenny (gr. „exos” - zewnętrzny, zewnętrzny) lub zewnętrzny, powodujący znaczne zmiany w powierzchniowych i przypowierzchniowych częściach skorupy ziemskiej. Zmiany te są związane z energią promienistą Słońca, grawitacją, ciągłym ruchem mas wody i powietrza, cyrkulacją wody na powierzchni i wewnątrz skorupy ziemskiej, z życiową aktywnością organizmów i innymi czynnikami. Wszystkie procesy egzogeniczne są ściśle powiązane z procesami endogennymi, co odzwierciedla złożoność i jedność sił działających wewnątrz Ziemi i na jej powierzchni. Procesy geologiczne modyfikują skorupę ziemską i jej powierzchnię, prowadząc do zniszczenia i jednocześnie powstania skał. Procesy egzogeniczne powstają na skutek działania grawitacji i energii słonecznej, zaś procesy endogeniczne na skutek działania ciepła wewnętrznego Ziemi i grawitacji. Wszystkie procesy są ze sobą powiązane, a ich badanie pozwala zastosować metodę aktualności do zrozumienia procesów geologicznych z odległej przeszłości.

^ 2. PROCESY EGZOGENICZNE

Powszechnie używany w literaturze termin „wietrzenie” nie oddaje istoty i złożoności procesów przyrodniczych definiowanych przez to pojęcie. Nieudany termin doprowadził do tego, że badacze nie mają jednolitego rozumienia jego istoty. W żadnym wypadku wietrzenia nie należy mylić z działaniem samego wiatru.

Wietrzenie to zespół złożonych procesów jakościowej i ilościowej przemiany skał i ich minerałów składowych, zachodzących pod wpływem różnych czynników działających na powierzchnię ziemi, wśród których główną rolę odgrywają wahania temperatury, zamarzanie wody, kwasy , zasady, dwutlenek węgla, działanie wiatru, organizmy itp. .d . W zależności od przewagi określonych czynników w pojedynczym i złożonym procesie wietrzenia, umownie wyróżnia się dwa powiązane ze sobą typy:

1) wietrzenie fizyczne i 2) wietrzenie chemiczne.
^ 2.1.1 WARUNKI WARUNKOWE FIZYCZNE

W tym typie największe znaczenie ma wietrzenie temperaturowe, które wiąże się z dobowymi i sezonowymi wahaniami temperatury, co powoduje nagrzewanie lub ochładzanie powierzchniowej części skał. W warunkach powierzchni ziemi, szczególnie na pustyniach, dobowe wahania temperatury są dość znaczne. Tak więc latem w ciągu dnia skały nagrzewają się do + 80 0 C, a nocą ich temperatura spada do + 20 0 C. Ze względu na wyraźną różnicę w przewodności cieplnej, współczynnikach rozszerzalności cieplnej i ściskania oraz anizotropii właściwości termiczne minerałów tworzących skały, powstają pewne naprężenia. Oprócz naprzemiennego ogrzewania i chłodzenia, nierównomierne nagrzewanie skał ma również działanie destrukcyjne, co wiąże się z różnymi właściwościami termicznymi, kolorem i wielkością minerałów tworzących skały.

Skały mogą być wielomineralne lub jednomineralne. Największym zniszczeniom na skutek procesów wietrzenia temperaturowego ulegają skały wielomineralne.

Proces wietrzenia temperaturowego, który powoduje mechaniczny rozpad skał, jest szczególnie charakterystyczny dla krajobrazów wyjątkowo suchych i niwalnych z klimatem kontynentalnym i nieperkolacyjnym typem reżimu wilgoci. Jest to szczególnie widoczne na terenach pustynnych, gdzie wielkość opadów atmosferycznych waha się w granicach 100-250 mm/rok (przy kolosalnym parowaniu) i występuje duża amplituda temperatur dobowych na powierzchni skał nieosłoniętych roślinnością. W tych warunkach minerały, szczególnie ciemne, nagrzewają się do temperatur przekraczających temperaturę powietrza, co powoduje rozpad skał, a na skonsolidowanym, nienaruszonym podłożu tworzą się klastyczne produkty wietrzenia. Na pustyniach obserwuje się złuszczanie lub złuszczanie (łac. „desquamare” - w celu usunięcia łusek), gdy łuski lub grube płytki równoległe do powierzchni odklejają się od gładkiej powierzchni skał na skutek znacznych wahań temperatury. Proces ten można szczególnie dobrze zaobserwować na pojedynczych blokach i głazach. Intensywne wietrzenie fizyczne (mechaniczne) występuje na obszarach o trudnych warunkach klimatycznych (w krajach polarnych i subpolarnych) z obecnością wiecznej zmarzliny, spowodowanej jej nadmiarem wilgoci powierzchniowej. W tych warunkach wietrzenie wiąże się głównie z efektem klinowania zamarzającej wody w pęknięciach oraz z innymi procesami fizycznymi i mechanicznymi związanymi z tworzeniem się lodu. Wahania temperatur w poziomach powierzchniowych skał, zwłaszcza silna hipotermia w okresie zimowym, prowadzą do naprężeń gradientu objętościowego i powstawania pęknięć mrozowych, które następnie powstają w wyniku zamarzania w nich wody. Powszechnie wiadomo, że gdy woda zamarza, jej objętość zwiększa się o ponad 9% (P. A. Shumsky, 1954). W rezultacie na ściankach dużych pęknięć powstaje ciśnienie, powodujące duże naprężenia rozłączające, fragmentację skał i powstawanie głównie blokowego materiału. To wietrzenie jest czasami nazywane wietrzeniem mrozowym. System korzeniowy rosnących drzew również działa klinująco na skały. Prace mechaniczne wykonują także różne kopiące zwierzęta. Podsumowując, należy stwierdzić, że wietrzenie czysto fizyczne prowadzi do fragmentacji skał, do mechanicznego zniszczenia, nie zmieniając ich składu mineralogicznego i chemicznego.

^ 2.1.2 WIETRZENIE CHEMICZNE

Równolegle z wietrzeniem fizycznym, na obszarach o reżimie wilgoci typu wymywania, zachodzą procesy przemian chemicznych wraz z powstawaniem nowych minerałów. Podczas mechanicznego rozpadu zwartych skał powstają makropęknięcia, co ułatwia wnikanie w nie wody i gazu, a dodatkowo zwiększa powierzchnię reakcji wietrzejących skał. Stwarza to warunki do aktywacji reakcji chemicznych i biogeochemicznych. Wnikanie wody czy stopień zawilgocenia nie tylko determinuje przemianę skał, ale także determinuje migrację najbardziej mobilnych składników chemicznych. Szczególnie wyraźnie widać to w wilgotnych strefach tropikalnych, gdzie łączy się wysoka wilgotność, wysokie warunki termiczne i bogata roślinność leśna. Ta ostatnia charakteryzuje się ogromną biomasą i znacznym spadkiem. Ta masa umierającej materii organicznej jest przekształcana i przetwarzana przez mikroorganizmy, w wyniku czego powstają duże ilości agresywnych kwasów organicznych (roztworów). Wysokie stężenie jonów wodorowych w roztworach kwaśnych przyczynia się do najbardziej intensywnej przemiany chemicznej skał, ekstrakcji kationów z sieci krystalicznych minerałów i ich udziału w migracji.

Procesy wietrzenia chemicznego obejmują utlenianie, hydratację, rozpuszczanie i hydrolizę.

Utlenianie. Szczególnie intensywnie występuje w minerałach zawierających żelazo. Przykładem jest utlenianie magnetytu, który przekształca się w bardziej stabilną formę – hematyt (Fe 2 0 4 Fe 2 0 3). Takie przemiany zidentyfikowano w starożytnej skorupie wietrznej KMA, gdzie wydobywa się bogate rudy hematytu. Siarczki żelaza ulegają intensywnemu utlenianiu (często wraz z hydratacją). Możemy więc sobie wyobrazić na przykład wietrzenie pirytu:

FeS 2 + mO 2 + nH 2 O FeS0 4 Fe 2 (SO 4) Fe 2 O 3. nH20

Limonit (ruda żelaza brunatnego)

Na niektórych złożach siarczków i innych rud żelaza obserwuje się „kapelusze rud żelaza brunatnego”, składające się z utlenionych i uwodnionych produktów wietrzenia. Powietrze i woda w postaci zjonizowanej niszczą krzemiany żelazawe i przekształcają żelazo żelazne w żelazo żelazowe.

Uwodnienie. Pod wpływem wody następuje uwodnienie minerałów, tj. wiązanie cząsteczek wody na powierzchni poszczególnych odcinków struktury krystalicznej minerału. Przykładem hydratacji jest przejście anhydrytu do gipsu: anhydryt-CaSO 4 +2H 2 O CaSO 4. 2H 2 0 - gips. Hydrogoetyt to także odmiana uwodniona: getyt – FeOOH + nH 2 O FeOH. nH2O - hydrogoetyt.

Proces hydratacji obserwuje się także w bardziej złożonych minerałach – krzemianach.

Rozpuszczenie. Wiele związków charakteryzuje się pewnym stopniem rozpuszczalności. Ich rozpuszczanie następuje pod wpływem wody spływającej po powierzchni skał i przenikającej przez pęknięcia i pory w głąb skał. Przyspieszeniu procesów rozpuszczania sprzyja wysokie stężenie jonów wodorowych oraz zawartość w wodzie O 2, CO 2 i kwasów organicznych. Spośród związków chemicznych najlepszą rozpuszczalność mają chlorki - halit (sól kuchenna), sylwin itp. Na drugim miejscu są siarczany - anhydryt i gips. Na trzecim miejscu znajdują się węglany – wapienie i dolomity. Podczas rozpuszczania tych skał na powierzchni i w wielu miejscach w głębi tworzą się różne formy krasowe.

Hydroliza. Podczas wietrzenia krzemianów i glinokrzemianów istotna jest hydroliza, podczas której struktura minerałów krystalicznych ulega zniszczeniu pod wpływem wody i rozpuszczonych w niej jonów i zostaje zastąpiona nową, znacznie różniącą się od pierwotnej i związaną z nowo powstającym minerały supergenowe. W procesie tym następuje: 1) struktura szkieletowa skaleni zmienia się w warstwową, charakterystyczną dla nowo powstałych minerałów ilastych supergenów; 2) usunięcie z sieci krystalicznej skaleni rozpuszczalnych związków mocnych zasad (K, Na, Ca), które wchodząc w interakcję z CO 2 tworzą prawdziwe roztwory wodorowęglanów i węglanów (K 2 CO 3, Na 2 CO 3, CaCO 3 ). W warunkach płukania węglany i wodorowęglany są wynoszone poza miejsce ich powstawania. W warunkach klimatu suchego pozostają na miejscu, tworzą miejscami błony o różnej grubości lub wypadają na niewielką głębokość z powierzchni (następuje karbonatyzacja); 3) częściowe usunięcie krzemionki; 4) dodanie jonów hydroksylowych.

Proces hydrolizy zachodzi etapami, w których pojawia się po kolei kilka minerałów. I tak podczas supergenowej transformacji skaleni pojawiają się hydromiki, które następnie przekształcają się w minerały z grupy kaolinitów lub galoizytów:

K (K,H 3O)A1 2 (OH) 2 [A1Si 3O 10]. H 2 O Al 4 (OH) 8

Ortoklaz hydromika-kaolinit

W umiarkowanych strefach klimatycznych kaolinit jest dość stabilny i w wyniku jego akumulacji podczas procesów wietrzenia tworzą się osady kaolinu. Jednak w wilgotnym klimacie tropikalnym może nastąpić dalszy rozkład kaolinitu na wolne tlenki i wodorotlenki:

Al 4 (OH) 8 Al(OH) 3 + SiO 2. nH2O

Hydragillit

W ten sposób powstają tlenki i wodorotlenki glinu, które są integralną częścią rudy aluminium - boksytu.

Podczas wietrzenia skał podstawowych, a zwłaszcza tufów wulkanicznych, wśród powstałych minerałów ilastych supergenów, wraz z hydromikami, montmorylonitami (Al 2 Mg 3) (OH) 2 * nH 2 O i minerałem wysokoglinowym beidellitem A1 2 (OH) 2 [A1Si 3 О 10 ]nН 2 O. Podczas wietrzenia skał ultramaficznych (ultrabazytów) tworzą się nontronity, czyli żelaziste montmorylonity (FeAl 2)(OH) 2. nH 2 O. W warunkach znacznego zawilgocenia atmosferycznego nontronit ulega zniszczeniu, powstają tlenki i wodorotlenki żelaza (zjawisko chłodzenia nietronitu) oraz aluminium.
^ 2.2. AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA WIATRAKU

Wiatry nieustannie wieją na powierzchnię ziemi. Prędkość, siła i kierunek wiatru są różne. Często mają charakter huraganowy.

Wiatr jest jednym z najważniejszych czynników egzogenicznych, które przekształcają topografię Ziemi i tworzą specyficzne złoża. Aktywność ta najwyraźniej objawia się na pustyniach, które zajmują około 20% powierzchni kontynentów, gdzie silne wiatry łączą się z niewielką ilością opadów (roczna ilość nie przekracza 100-200 mm/rok); ostre wahania temperatury, czasami sięgające 50 o i więcej, co przyczynia się do intensywnych procesów wietrzenia; brak lub rzadka szata roślinna.

Wiatr wykonuje wiele pracy geologicznej: niszczenie powierzchni ziemi (dmuchanie, czyli deflacja, rozdrabnianie lub korozja), transport produktów zniszczenia i osadzanie (akumulację) tych produktów w postaci skupisk o różnych kształtach. Wszystkie procesy spowodowane działalnością wiatru, formy reliefowe i osady, które tworzą, nazywane są eolami (Aeolus w mitologii starożytnej Grecji jest bogiem wiatrów).
^

2.2.1. DEFLACJA I KORAZJA

Deflacja to nawiewanie i rozpraszanie przez wiatr luźnych cząstek skał (głównie piaszczystych i mulistych). Słynny badacz pustyni B. A. Fiodorowicz wyróżnia dwa rodzaje deflacji: obszarową i lokalną.

Deflację obszarową obserwuje się zarówno w obrębie podłoża skalnego, podlegającego intensywnym procesom wietrzenia, a zwłaszcza na powierzchniach składających się z rzek, morza, piasków polodowcowych i innych luźnych osadów. W skałach twardych, spękanych wiatr wnika we wszystkie pęknięcia i wywiewa z nich luźne produkty wietrzenia.

W wyniku deflacji powierzchnia pustyń w miejscach, gdzie rozwija się różnorodny materiał klastyczny, jest stopniowo oczyszczana z piasku i drobniejszych cząstek ziemi (niesionych przez wiatr), a na miejscu pozostają jedynie gruboziarniste fragmenty – materiał skalisty i żwirowy. Deflacja obszarowa objawia się czasami w suchych regionach stepowych różnych krajów, gdzie okresowo pojawiają się silne wiatry suszące - „gorące wiatry”, które wywiewają zaoraną glebę, przenosząc duże ilości jej cząstek na duże odległości.

Lokalna deflacja objawia się ulgą w indywidualnych depresjach. Wielu badaczy wyjaśnia pochodzenie niektórych dużych, głębokich bezodpływowych basenów na pustyniach Azji Środkowej, Arabii i Afryki Północnej, których dno w niektórych miejscach znajduje się kilkadziesiąt, a nawet kilkaset metrów poniżej poziomu Oceanu Światowego, poprzez deflację.

Korozja to mechaniczna obróbka odsłoniętych skał przez wiatr za pomocą przenoszonych przez niego cząstek stałych - szlifowanie, szlifowanie, wiercenie itp.

Cząsteczki piasku unoszone są przez wiatr na różne wysokości, jednak największe ich stężenie występuje w dolnych partiach powierzchniowych strumienia powietrza (do 1,0-2,0 m). Silne, długotrwałe uderzenia piasku w dolne partie półek skalnych podważają je, a nawet rozcinają, przez co stają się cieńsze w porównaniu z leżącymi nad nimi. Sprzyjają temu także procesy wietrzenia zakłócające trwałość skały, czemu towarzyszy szybkie usuwanie produktów zniszczenia. Zatem interakcja deflacji, transportu piasku, korozji i wietrzenia nadaje skałom na pustyniach charakterystyczne kształty.

Akademik V. A. Obruchev w 1906 roku odkrył w Dzungarii, graniczącej ze wschodnim Kazachstanem, całe „miasto eoliczne”, składające się z dziwacznych budowli i postaci powstałych z piaskowców i różnorodnych glin w wyniku pustynnego wietrzenia, deflacji i korozji. Jeśli na drodze ruchu piasku napotkane zostaną kamyczki lub małe fragmenty twardej skały, są one ścierane i szlifowane wzdłuż jednej lub więcej płaskich krawędzi. Przy dostatecznie długotrwałym działaniu piasku nawiewanego przez wiatr, kamyki i gruz tworzą wielościany lub trójściany eoliczne z błyszczącymi, wypolerowanymi krawędziami i stosunkowo ostrymi krawędziami pomiędzy nimi (ryc. 5.2). Należy również zaznaczyć, że korozja i deflacja objawiają się także na poziomej gliniastej powierzchni pustyń, gdzie przy stabilnych wiatrach z jednego kierunku strumienie piasku tworzą oddzielne długie bruzdy lub rynny o głębokości od kilkudziesięciu centymetrów do kilku metrów, oddzielone od siebie równoległymi, nieregularnymi grzbietami. Takie formacje w Chinach nazywane są jardangami.

2.2.2 PRZENIESIENIE

Gdy wiatr się porusza, zbiera cząsteczki piasku i pyłu i przenosi je na różne odległości. Przenoszenie odbywa się albo spazmatycznie, albo poprzez zwijanie ich po dnie, albo w zawieszeniu. Różnica w transporcie zależy od wielkości cząstek, prędkości wiatru i stopnia turbulencji. Przy wietrze dochodzącym do 7 m/s około 90% cząstek piasku jest transportowanych warstwą 5-10 cm od powierzchni Ziemi, przy silnym wietrze (15-20 m/s) piasek unosi się kilka metrów. Wiatry sztormowe i huragany unoszą piasek na wysokość kilkudziesięciu metrów, a nawet przewracają kamyki i płaski tłuczeń kamienny o średnicy do 3-5 cm i większej. Proces przemieszczania ziaren piasku odbywa się w formie skoków lub skoków pod ostrym kątem od kilku centymetrów do kilku metrów po zakrzywionych trajektoriach. Kiedy lądują, uderzają i zakłócają inne ziarna piasku, które biorą udział w ruchu spazmatycznym, czyli zasoleniu (łac. „saltatio” – skok). W ten sposób zachodzi ciągły proces przemieszczania się wielu ziaren piasku.

^

2.2.3 AKUMULACJA I DEPOZYCJA EOLIJNA

Równolegle z dyflacją i transportem następuje akumulacja, w wyniku której powstają osady eoliczne kontynentalne, wśród których wyróżniają się piaski i lessy.

Piaski eoliczne wyróżniają się znacznym wysortowaniem, dobrą okrągłością i matową powierzchnią ziaren. Są to przeważnie piaski drobnoziarniste, których wielkość ziaren wynosi 0,25-0,1 mm.

Najpopularniejszym w nich minerałem jest kwarc, ale można znaleźć także inne stabilne minerały (skalenie itp.). Mniej trwałe minerały, takie jak miki, są ścierane i usuwane podczas przetwarzania eolicznego. Barwa piasków eolicznych jest zróżnicowana, najczęściej jasnożółta, czasem żółtobrązowa, a czasem czerwonawa (w czasie deflacji skorup wietrzenia czerwonej ziemi). Zdeponowane piaski eoliczne charakteryzują się ukośnym lub krzyżującym się podłożem, wskazującym kierunki transportu.

Less eolski (niem. less – ziemia żółta) reprezentuje unikalny typ genetyczny osadów kontynentalnych. Powstaje w wyniku akumulacji zawieszonych cząstek pyłu przenoszonych przez wiatr poza pustynie i do ich marginalnych części oraz na obszary górskie. Charakterystycznym zespołem cech lessu jest:

1) skład cząstek mułu o przeważnie ilastej wielkości - od 0,05 do 0,005 mm (ponad 50%) z podrzędną zawartością frakcji ilastych i drobnych piasków oraz prawie całkowitym brakiem większych cząstek;

2) brak warstwowania i jednorodności na całej grubości;

3) obecność drobno zdyspergowanego węglanu wapnia i grudek wapiennych;

4) różnorodność składu mineralnego (kwarc, skaleń, hornblenda, mika itp.);

5) w lessie występują liczne krótkie, pionowe makropory rurkowe;

6) zwiększona porowatość całkowita, sięgająca miejscami 50-60%, co wskazuje na niedostateczną konsolidację;

7) osiadanie pod obciążeniem i po zawilgoceniu;

8) kolumnowa separacja pionowa w wychodniach naturalnych, co może wynikać z kątowości kształtów ziaren minerałów, zapewniających silną przyczepność. Miąższość lessu waha się od kilku do 100 m i więcej.

Szczególnie duże miąższości notuje się w Chinach, których powstanie według niektórych badaczy wynika z usunięcia materiału pyłowego z pustyń Azji Środkowej.

1. ^

2. 2.3 AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA WÓD POWIERZCHNIOWYCH PŁYNNYCH

Wody gruntowe i chwilowe strumienie opadów atmosferycznych spływające wąwozami i wąwozami gromadzą się w stałych ciekach wodnych - rzekach. Pełno płynące rzeki wykonują wiele prac geologicznych - niszczenie skał (erozja), transport i osadzanie (akumulację) produktów zniszczenia.

Erozja następuje poprzez dynamiczne działanie wody na skały. Ponadto nurt rzeki ściera skały z gruzem niesionym przez wodę, a sam gruz ulega zniszczeniu i niszczy koryto strumienia w wyniku tarcia podczas toczenia. Jednocześnie woda działa rozpuszczająco na skały.

Wyróżnia się dwa rodzaje erozji:

1) dolny lub głęboki, mający na celu podcięcie przepływu rzeki na głębokość;

2) boczne, prowadzące do erozji brzegów i ogólnie do ekspansji doliny.

W początkowych stadiach rozwoju rzeki dominuje erozja denna, która ma tendencję do wykształcania się profilu równowagi w stosunku do podłoża erozji – poziomu zlewni, do której wpływa. Podstawę erozji determinuje rozwój całego systemu rzecznego – rzeki głównej wraz z dopływami różnych rzędów. Pierwotny profil, na którym leży rzeka, charakteryzuje się zwykle różnymi nierównościami powstałymi przed uformowaniem się doliny. Przyczyną takich nierówności mogą być różne czynniki: obecność w korycie rzeki wychodni skał o niejednorodnej stabilności (czynnik litologiczny); jeziora na trasie rzeki (czynnik klimatyczny); formy strukturalne - różne fałdy, pęknięcia, ich połączenie (czynnik tektoniczny) i inne formy. W miarę kształtowania się profilu równowagi i zmniejszania się nachyleń koryta, erozja denna stopniowo słabnie, a erozja boczna zaczyna coraz bardziej oddziaływać na siebie, mając na celu erozję brzegów i poszerzanie doliny. Jest to szczególnie widoczne w okresach powodzi, kiedy prędkość i stopień turbulencji przepływu gwałtownie wzrasta, szczególnie w części rdzeniowej, co powoduje cyrkulację poprzeczną. Powstałe wirowe ruchy wody w warstwie dennej przyczyniają się do aktywnej erozji dna w rdzeniowej części koryta, a część osadów dennych jest wynoszona na brzeg. Nagromadzenie osadów powoduje zniekształcenie kształtu przekroju koryta, zakłócenie prostoliniowości przepływu, w wyniku czego rdzeń przepływowy przesuwa się na jeden z brzegów. Rozpoczyna się wzmożona erozja jednego brzegu i akumulacja osadów na drugim, co powoduje powstanie zakola rzeki. Takie pierwotne zakola, stopniowo rozwijające się, przekształcają się w zakola, które odgrywają dużą rolę w kształtowaniu dolin rzecznych.

Rzeki transportują duże ilości śmieci o różnej wielkości, od drobnych cząstek mułu i piasku po duże gruzy. Jego przenoszenie odbywa się poprzez przeciąganie (przetaczanie) po dnie największych fragmentów oraz w stanie zawieszonym piasku, mułu i drobniejszych cząstek. Transportowane gruzy dodatkowo wzmagają głęboką erozję. Są w pewnym sensie narzędziami erozyjnymi, które kruszą, niszczą i polerują skały tworzące dno koryta rzeki, ale same są miażdżone i ścierane, tworząc piasek, żwir i kamyki. Transportowane materiały niesione dnem i zawieszone nazywane są odpływami stałymi. Oprócz gruzu rzeki transportują także rozpuszczone związki mineralne. W wodach rzek obszarów wilgotnych dominują węglany Ca i Mg, które stanowią około 60% odpływu jonów (O. A. Alekin). Związki Fe i Mn występują w małych ilościach, często tworząc roztwory koloidalne. W wodach rzek regionów suchych oprócz węglanów znaczącą rolę odgrywają chlorki i siarczany.

Wraz z erozją i przenoszeniem różnych materiałów następuje także ich akumulacja (odkładanie). W pierwszych fazach rozwoju rzeki, gdy przeważają procesy erozji, pojawiające się miejscami osady okazują się niestabilne i wraz ze wzrostem prędkości przepływu w czasie powodzi są ponownie chwytane przez nurt i przemieszczane w dół rzeki. Ale w miarę rozwoju profilu równowagi i rozszerzania się dolin powstają trwałe osady, zwane aluwialnymi lub aluwiami (łac. „alluvio” - osad, aluwium).
^

2.4. AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA WÓD PODZIEMNYCH

Wody podziemne obejmują całą wodę znajdującą się w porach i pęknięciach skał. Są szeroko rozpowszechnione w skorupie ziemskiej, a ich badanie ma ogromne znaczenie w rozwiązywaniu problemów: zaopatrzenia w wodę osiedli i przedsiębiorstw przemysłowych, inżynierii wodnej, budownictwa przemysłowego i cywilnego, działalności rekultywacyjnej, działalności uzdrowiskowej i sanatoryjnej itp.

Aktywność geologiczna wód gruntowych jest duża. Są one związane z procesami krasowymi w skałach rozpuszczalnych, osuwaniem się mas ziemnych po zboczach wąwozów, rzek i mórz, niszczeniem złóż minerałów i ich powstawaniem w nowych miejscach, usuwaniem różnych związków i ciepła z głębokich stref ziemi. Skorupa.

Kras to proces rozpuszczania, czyli wymywania spękanych skał rozpuszczalnych przez wody podziemne i powierzchniowe, w wyniku czego powstają ujemne zagłębienia reliefowe na powierzchni Ziemi oraz różne zagłębienia, kanały i jaskinie w głębinach. Po raz pierwszy tak szeroko rozwinięte procesy zostały szczegółowo zbadane na wybrzeżu Morza Adriatyckiego, na płaskowyżu krasowym w pobliżu Triestu, skąd wzięły swoją nazwę. Skały rozpuszczalne obejmują sole, gips, wapień, dolomit i kredę. Zgodnie z tym wyróżnia się kras solny, gipsowy i węglanowy. Najbardziej zbadanym jest kras węglanowy, co wiąże się ze znacznym rozmieszczeniem powierzchniowym wapienia, dolomitu i kredy.

Niezbędnymi warunkami rozwoju krasu są:

1) obecność rozpuszczalnych skał;

2) spękanie skał, umożliwiające penetrację wody;

3) zdolność rozpuszczania wody.
Formy krasu powierzchniowego obejmują:

1) karry, czyli blizny, małe zagłębienia w postaci dziur i bruzd o głębokości od kilku centymetrów do 1-2 m;

2) pory - pionowe lub nachylone otwory, które wnikają głęboko i wchłaniają wodę powierzchniową;

3) zapadliska krasowe, które są najbardziej rozpowszechnione zarówno w regionach górskich, jak i na równinach. Wśród nich, według warunków rozwoju, wyróżniają się:

A) lejki ługujące powierzchniowe związane z działaniem rozpuszczającym wód meteorycznych;

B) kratery awaryjne powstałe w wyniku zawalenia się łuków podziemnych jam krasowych;

4) duże baseny krasowe, na dnie których mogą powstawać zapadliska krasowe;

5) największymi formami krasowymi są pola, dobrze znane w Jugosławii i na innych obszarach;

6) studnie i kopalnie krasowe, osiągające miejscami głębokość ponad 1000 m i będące niejako przejściowe do podziemnych form krasowych.

Podziemne formy krasowe obejmują różne kanały i jaskinie. Największymi formami podziemnymi są jaskinie krasowe, które stanowią system poziomych lub kilku nachylonych kanałów, często kompleksowo rozgałęziających się i tworzących ogromne sale lub groty. Ta nierówność w zarysie wynika najwyraźniej z natury złożonego pękania skał i prawdopodobnie z ich niejednorodności. Na dnie wielu jaskiń znajduje się wiele jezior, przez inne jaskinie przepływają podziemne cieki wodne (rzeki), które podczas ruchu powodują nie tylko efekt chemiczny (wymywanie), ale także erozję (erozja). Obecność stałego przepływu wody w jaskiniach często wiąże się z wchłanianiem powierzchniowego spływu rzecznego. W masywach krasowych znane są zanikające rzeki (częściowo lub całkowicie) oraz okresowo zanikające jeziora.

Różne przemieszczenia skał tworzących strome zbocza przybrzeżne dolin rzecznych, jezior i mórz związane są z działalnością wód podziemnych i powierzchniowych oraz innymi czynnikami. Do takich przemieszczeń grawitacyjnych, oprócz piargów i osuwisk, zaliczają się także osuwiska. W procesach osuwiskowych ważną rolę odgrywają wody gruntowe. Osuwiska rozumiane są jako duże przemieszczenia różnych skał wzdłuż zbocza, rozprzestrzeniające się w niektórych obszarach na dużych przestrzeniach i głębokościach. Osuwiska mają często bardzo złożoną budowę, mogą składać się z szeregu bloków zsuwających się po płaszczyznach ślizgowych z przechyleniem warstw przemieszczonej skały w stronę podłoża skalnego.

Procesy osuwiskowe zachodzą pod wpływem wielu czynników, m.in.:

1) znaczne nachylenie zboczy wybrzeża i powstawanie pęknięć w ścianie bocznej;

2) erozja brzegów nad rzeką (rejon Wołgi i inne rzeki) lub abrazja przez morze (Krym, Kaukaz), co zwiększa stan naprężenia zbocza i zakłóca istniejącą równowagę;

3) duża ilość opadów i wzrost stopnia uwodnienia skał stokowych zarówno wodami powierzchniowymi, jak i gruntowymi. W niektórych przypadkach osuwiska występują dokładnie w trakcie lub na końcu intensywnych opadów. Szczególnie duże osuwiska są spowodowane powodziami;

4) wpływ wód gruntowych zależy od dwóch czynników - sufuzji i ciśnienia hydrodynamicznego. Sufuzja lub podkopanie spowodowane przez źródła wód gruntowych wypływających na zbocze, niosące z warstwy wodonośnej małe cząstki skał wodonośnych i substancji rozpuszczalnych chemicznie. W efekcie prowadzi to do rozluźnienia poziomu wodonośnego, co w naturalny sposób powoduje niestabilność w wyższej części zbocza i dochodzi do jego osunięcia; ciśnienie hydrodynamiczne wytwarzane przez wodę gruntową, gdy dotrze ona do powierzchni zbocza. Jest to szczególnie widoczne, gdy poziom wody w rzece zmienia się w czasie powodzi, gdy wody rzeczne przedostają się na zbocza doliny i podnosi się poziom wód gruntowych. Spadek poziomu wód niżowych w rzece następuje stosunkowo szybko, natomiast spadek poziomu wód gruntowych jest stosunkowo powolny (opóźniony). W wyniku takiej szczeliny pomiędzy poziomem wód rzecznych i gruntowych może nastąpić wyciśnięcie ze zbocza części warstwy wodonośnej, a następnie osunięcie się skał znajdujących się powyżej;

5) opadanie skał w kierunku rzeki lub morza, zwłaszcza jeśli zawierają gliny, które pod wpływem wody i procesów wietrzenia nabierają właściwości plastycznych;

6) wpływ antropogeniczny na zbocza (sztuczne podcięcie zbocza i zwiększenie jego stromości, dodatkowe obciążenie zboczy poprzez montaż różnych konstrukcji, niszczenie plaż, wylesianie itp.).

Zatem w zespole czynników przyczyniających się do procesów osuwiskowych wody gruntowe odgrywają znaczącą, a czasem decydującą rolę. We wszystkich przypadkach, podejmując decyzję o budowie określonych konstrukcji w pobliżu zboczy, szczegółowo bada się ich stabilność i w każdym konkretnym przypadku opracowywane są środki zwalczania osuwisk. W wielu miejscach znajdują się specjalne stacje przeciwosuwiskowe.
^ 2.5. AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA LODOWCÓW

Lodowce to duże ciała naturalne składające się z krystalicznego lodu powstałego na powierzchni ziemi w wyniku akumulacji i późniejszej przemiany stałych opadów atmosferycznych i będące w ruchu.

Kiedy lodowce się poruszają, zachodzi szereg powiązanych ze sobą procesów geologicznych:

1) zniszczenie skał podłoża subglacjalnego poprzez utworzenie materiału klastycznego o różnych kształtach i rozmiarach (od cienkich cząstek piasku po duże głazy);

2) transport odłamków skalnych po powierzchni i wewnątrz lodowców, a także zamarzniętych w dolnych partiach lodu lub transportowanych poprzez wleczenie po dnie;

3) akumulacja materiału klastycznego, która zachodzi zarówno podczas ruchu lodowca, jak i podczas deglacjacji. Cały zespół tych procesów i ich skutki można zaobserwować w lodowcach górskich, zwłaszcza tam, gdzie lodowce sięgały wcześniej wiele kilometrów poza współczesne granice. Niszczycielska praca lodowców nazywa się exaration (od łacińskiego „exaratio” – wyorywanie). Szczególnie intensywnie objawia się to przy dużych grubościach lodu, tworząc ogromne ciśnienie na dnie subglacjalnym. Różne bloki skał są wychwytywane, rozbijane, miażdżone i niszczone.

Lodowce, nasycone fragmentarycznym materiałem zamrożonym w dolnych partiach lodu, poruszając się po skałach, pozostawiają na swojej powierzchni różne uderzenia, rysy, bruzdy - blizny polodowcowe, które są zorientowane w kierunku ruchu lodowca.

Lodowce podczas swojego ruchu transportują ogromną ilość różnorodnego materiału klastycznego, składającego się głównie z produktów wietrzenia nadlodowcowego i subglacjalnego, a także fragmentów powstałych w wyniku mechanicznego niszczenia skał przez poruszające się lodowce. Cały gruz, który dostaje się do lodowca, jest transportowany i osadzany, nazywany jest moreną. Wśród ruchomego materiału morenowego rozróżnia się moreny powierzchniowe (boczne i środkowe), wewnętrzne i denne. Osadzony materiał nazywany jest morenami przybrzeżnymi i czołowymi.

Moreny przybrzeżne to grzbiety rumowiska położone wzdłuż zboczy dolin polodowcowych. Moreny czołowe tworzą się na końcach lodowców, gdzie całkowicie się topią.
^ 2.6. AKTYWNOŚĆ GEOLOGICZNA OCEANÓW I MORZÓW

Wiadomo, że powierzchnia globu wynosi 510 milionów km 2, z czego około 361 milionów km 2, czyli 70,8%, zajmują oceany i morza, a 149 milionów km 2, czyli 29,2% to ląd. Tym samym powierzchnia zajmowana przez oceany i morza jest prawie 2,5 razy większa od powierzchni lądu. W basenach morskich, jak zwykle nazywa się morza i oceany, zachodzą złożone procesy niszczenia energetycznego, przemieszczania się produktów zniszczenia, osadzania się osadów i powstawania różnorodnych skał osadowych.

Aktywność geologiczna morza w postaci niszczenia skał, brzegów i dna nazywana jest abrazją. Procesy ścierania są bezpośrednio zależne od charakterystyki ruchu wody, intensywności i kierunku wiejących wiatrów i prądów.

Główną pracę niszczycielską wykonują: fale morskie oraz, w mniejszym stopniu, różne prądy (przybrzeżne, denne, przypływy i odpływy).

^ PROCESY ENDOGENNE

3.1.MAGMATIZM

Skały magmowe powstałe z ciekłej stopionej magmy odgrywają ogromną rolę w strukturze skorupy ziemskiej. Skały te powstawały na różne sposoby. Duże ich ilości zamarzały na różnych głębokościach, zanim dotarły na powierzchnię, i wywierały silny wpływ na skały macierzyste za pomocą wysokich temperatur, gorących roztworów i gazów. Tak powstały ciała natrętne (łac. „intrusio” – penetrować, wprowadzać). Jeśli na powierzchnię wybuchły stopione magmy, dochodziło do erupcji wulkanów, które w zależności od składu magmy były spokojne lub katastrofalne. Ten rodzaj magmatyzmu nazywany jest wylewnym (łac. „effusio” – wylew), co nie jest do końca trafne. Często erupcje wulkanów mają charakter wybuchowy, podczas którego magma nie wylewa się, ale eksploduje, a drobno pokruszone kryształy i zamarznięte kropelki szkła - stopione - opadają na powierzchnię ziemi. Takie erupcje nazywane są wybuchowymi (łac. „explosio” – eksplodować). Dlatego też mówiąc o magmatyzmie (od greckiego „magma” – plastyczna, papkowata, lepka masa), należy rozróżnić procesy inwazyjne, związane z powstawaniem i przemieszczaniem się magmy pod powierzchnią Ziemi, od procesów wulkanicznych, wywołanych uwalnianiem się magmy na powierzchnia Ziemi. Obydwa te procesy są ze sobą nierozerwalnie powiązane, a przejaw jednego lub drugiego z nich zależy od głębokości i sposobu powstawania magmy, jej temperatury, ilości rozpuszczonych gazów, budowy geologicznej obszaru, charakteru i szybkości ruchy skorupy ziemskiej itp.

Wyróżnia się magmatyzm:

Geosynklinalny

Platforma

oceaniczny

Magmatyzm obszarów aktywacji
Według głębokości manifestacji:

Głębinowy

Hipabisalny

Powierzchnia
Według składu magmy:

Ultrazasadowy

Podstawowy

Alkaliczny
We współczesnej erze geologicznej magmatyzm jest szczególnie rozwinięty w pasie geosynklinalnym Pacyfiku, grzbietach śródoceanicznych, strefach rafowych Afryki i Morza Śródziemnego itp. Tworzenie się dużej liczby różnorodnych złóż minerałów wiąże się z magmatyzmem.

Jeżeli ciekły stop magmowy dotrze do powierzchni ziemi, następuje erupcja, której charakter określa skład stopu, jego temperatura, ciśnienie, stężenie składników lotnych i inne parametry. Jedną z najważniejszych przyczyn erupcji magmy jest jej odgazowanie. To gazy zawarte w stopie służą jako „czynnik napędowy” powodujący erupcję. W zależności od ilości gazów, ich składu i temperatury, można je stosunkowo spokojnie uwolnić z magmy, po czym następuje wylew – wylew lawy. Kiedy gazy zostaną szybko rozdzielone, stop natychmiast się zagotuje, a magma pęknie z rozszerzającymi się pęcherzykami gazu, powodując potężną erupcję wybuchową – eksplozję. Jeśli magma jest lepka, a jej temperatura jest niska, wówczas stop jest powoli wyciskany, wyciskany na powierzchnię i następuje wytłaczanie magmy.

Zatem sposób i szybkość separacji substancji lotnych determinuje trzy główne formy erupcji: wylewną, wybuchową i ekstruzyjną. Produkty wulkaniczne powstające w wyniku erupcji są płynne, stałe i gazowe

Jak wykazano powyżej, decydującą rolę w erupcjach wulkanicznych odgrywają produkty gazowe lub lotne, a ich skład jest bardzo złożony i nie do końca poznany ze względu na trudności w określeniu składu fazy gazowej w magmie znajdującej się głęboko pod powierzchnią Ziemi. Według bezpośrednich pomiarów różne aktywne wulkany zawierają wśród substancji lotnych parę wodną, ​​dwutlenek węgla (CO 2), tlenek węgla (CO), azot (N 2), dwutlenek siarki (SO 2), tlenek siarki (III) (SO 3) , siarka gazowa (S), wodór (H 2), amoniak (NH 3), chlorowodór (HCL), fluorowodór (HF), siarkowodór (H 2 S), metan (CH 4), kwas borowy (H 3 BO 2), chlor (Cl), argon i inne, chociaż przeważają H 2 O i CO 2. Występują chlorki metali alkalicznych i żelaza. Skład gazów i ich stężenie w obrębie jednego wulkanu są bardzo zróżnicowane w zależności od miejsca i czasu, zależą od temperatury i, najogólniej mówiąc, od stopnia odgazowania płaszcza, tj. od rodzaju skorupy ziemskiej.

Ciekłe produkty wulkaniczne są reprezentowane przez lawę - magmę, która dotarła na powierzchnię i jest już silnie odgazowana. Termin „lawa” pochodzi od łacińskiego słowa „laver” (myć, myć), a wcześniej strumienie błota nazywano lawą. Główne właściwości lawy – skład chemiczny, lepkość, temperatura, zawartość substancji lotnych – determinują charakter erupcji wylewnych, kształt i zasięg wypływów lawy.

3.2.METAMORFIZM

Metamorfizm (gr. metamorphoómai – ulegający przemianie, ulegający przemianie) to proces zmian mineralnych i strukturalnych w fazie stałej w skałach pod wpływem temperatury i ciśnienia w obecności płynu.

Wyróżnia się metamorfizm izochemiczny, w którym skład chemiczny skały zmienia się w niewielkim stopniu, oraz metamorfizm nieizochemiczny (metasomatoza), który charakteryzuje się zauważalną zmianą składu chemicznego skały w wyniku przeniesienia składników przez płyn.

Ze względu na wielkość obszarów występowania skał metamorficznych, ich położenie strukturalne oraz przyczyny metamorfizmu wyróżnia się:

Metamorfizm regionalny, który wpływa na znaczne objętości skorupy ziemskiej i jest rozproszony na dużych obszarach

Metamorfizm ultrawysokiego ciśnienia

Metamorfizm kontaktowy ogranicza się do intruzji magmowych i zachodzi pod wpływem ciepła stygnącej magmy

Dynamometamorfizm występuje w strefach uskoków i wiąże się ze znacznymi deformacjami skał

Metamorfizm uderzeniowy, który występuje, gdy meteoryt nagle uderza w powierzchnię planety.
^ 3.2.1 GŁÓWNE CZYNNIKI METAMORFIZMU

Głównymi czynnikami metamorfizmu są temperatura, ciśnienie i płyn.

Wraz ze wzrostem temperatury zachodzą reakcje metamorficzne z rozkładem faz zawierających wodę (chloryny, mika, amfibole). Wraz ze wzrostem ciśnienia zachodzą reakcje ze spadkiem objętości faz. W temperaturach powyżej 600°C rozpoczyna się częściowe topienie niektórych skał, tworzą się wytopy, które przedostają się do górnych poziomów, pozostawiając ogniotrwałą pozostałość – restyt.
Płyny są lotnymi składnikami układów metamorficznych. Są to przede wszystkim woda i dwutlenek węgla. Rzadziej tlen, wodór, węglowodory, związki halogenowe i inne mogą odgrywać rolę. W obecności płynu zmienia się obszar stabilności wielu faz (zwłaszcza tych zawierających te lotne składniki). W ich obecności topnienie skał rozpoczyna się w znacznie niższych temperaturach.
^ 3.2.2.FUNKCJE METAMORFIKA

Skały metamorficzne są bardzo różnorodne. Zidentyfikowano ponad 20 minerałów zaliczanych do minerałów tworzących skały. Skały o podobnym składzie, ale powstałe w różnych warunkach termodynamicznych, mogą mieć zupełnie inny skład mineralny. Pierwsi badacze kompleksów metamorficznych odkryli, że można zidentyfikować kilka charakterystycznych, szeroko rozpowszechnionych asocjacji, które powstały w różnych warunkach termodynamicznych. Pierwszego podziału skał metamorficznych ze względu na termodynamiczne warunki powstawania dokonał Eskola. W skałach o składzie bazaltowym zidentyfikował zieleńce, epidoty, amfibolity, granulity i eklogity. Kolejne badania ukazały logikę i treść tego podziału.

Następnie rozpoczęto intensywne badania eksperymentalne reakcji mineralnych i dzięki wysiłkom wielu badaczy opracowano diagram facji metamorfizmu - diagram P-T, który pokazuje półstabilność poszczególnych minerałów i asocjacji minerałów. Diagram facjalny stał się jednym z głównych narzędzi analizy zespołów metamorficznych. Geolodzy, po ustaleniu składu mineralnego skały, korelowali go z dowolnymi facjami i na podstawie pojawiania się i zanikania minerałów sporządzali mapy izogradów – linii jednakowych temperatur. W niemal współczesnej wersji schemat facji metamorficznych opublikowała grupa naukowców pod przewodnictwem V.S. Sobolewa w Syberyjskim Oddziale Akademii Nauk ZSRR.

3.3.Trzęsienia ziemi

Trzęsienie ziemi to wszelkie drgania powierzchni ziemi wywołane przyczynami naturalnymi, wśród których pierwszorzędne znaczenie mają procesy tektoniczne. W niektórych miejscach trzęsienia ziemi występują często i osiągają dużą siłę.

Na wybrzeżach morze cofa się, odsłaniając dno, a następnie w brzeg uderza gigantyczna fala, zmiatając wszystko na swojej drodze, unosząc do morza pozostałości budynków. Dużym trzęsieniom ziemi towarzyszą liczne ofiary wśród ludności, która ginie pod ruinami budynków, w wyniku pożarów, a w końcu po prostu w wyniku wywołanej paniki. Trzęsienie ziemi jest katastrofą, katastrofą, dlatego też wkładamy ogromne wysiłki w przewidywanie możliwych wstrząsów sejsmicznych, w identyfikację obszarów narażonych na trzęsienia ziemi, w środki mające na celu uczynienie budynków przemysłowych i cywilnych odpornymi na trzęsienia ziemi, co prowadzi do dużych dodatkowych kosztów budowy.

Każde trzęsienie ziemi to deformacja tektoniczna skorupy ziemskiej lub górnego płaszcza Ziemi, powstająca w wyniku tego, że skumulowane naprężenia w pewnym momencie przekroczyły wytrzymałość skał w danym miejscu. Wyładowanie tych naprężeń powoduje drgania sejsmiczne w postaci fal, które po dotarciu do powierzchni ziemi powodują zniszczenia. „Wyzwalaczem” powodującym rozluźnienie napięcia może być na pierwszy rzut oka drobnostka, np. napełnienie zbiornika, gwałtowna zmiana ciśnienia atmosferycznego, przypływy oceaniczne itp.

^ WYKAZ WYKORZYSTANYCH BIBLIOGRAFII

1. G. P. Gorszkow, A. F. Jakuszewa Geologia ogólna. Trzecia edycja. - Wydawnictwo Uniwersytetu Moskiewskiego, 1973-589 s.: il.

2. N.V. Koronovsky, A.F. Yakusheva Podstawy geologii - 213 s.: chory.

3. V.P. Ananyev, A.D. Geologia Inżynierska Potapowa. Wydanie trzecie, poprawione i poprawione - M.: Szkoła Wyższa, 2005. - 575 s.: il.

1. PROCESY EGZOGENICZNE I ENDOGENNE

Procesy egzogeniczne - procesy geologiczne zachodzące na powierzchni Ziemi i w najwyższych partiach skorupy ziemskiej (wietrzenie, erozja, aktywność lodowcowa itp.); powodowane są głównie przez energię promieniowania słonecznego, grawitację i żywotną działalność organizmów.

Erozja (od łac. erosio – erozja) to niszczenie skał i gleb przez przepływy wód powierzchniowych i wiatr, polegające na oddzielaniu i usuwaniu fragmentów materiału oraz towarzyszącemu ich osadzaniu się.

Często, szczególnie w literaturze zagranicznej, przez erozję rozumie się wszelkie niszczycielskie działanie sił geologicznych, takich jak fale morskie, lodowce, grawitacja; w tym przypadku erozja jest równoznaczna z denudacją. Dla nich jednak istnieją również specjalne terminy: abrazja (erozja falowa), egzaracja (erozja lodowcowa), procesy grawitacyjne, soliflukcja itp. Tego samego terminu (deflacja) używa się równolegle z pojęciem erozji wietrznej, ale to drugie jest znacznie częstsze.

Ze względu na szybkość rozwoju erozja dzieli się na normalną i przyspieszoną. Normalny występuje zawsze w obecności wyraźnego spływu, zachodzi wolniej niż tworzenie się gleby i nie prowadzi do zauważalnych zmian w poziomie i kształcie powierzchni ziemi. Przyspieszenie jest szybsze niż powstawanie gleby, prowadzi do degradacji gleby i towarzyszy jej zauważalna zmiana topografii. Ze względów naturalnych wyróżnia się erozję naturalną i antropogeniczną. Należy zauważyć, że erozja antropogeniczna nie zawsze ulega przyspieszeniu i odwrotnie.

Praca lodowców polega na działalności rzeźbiarskiej lodowców górskich i pokrywowych, polegającej na wychwytywaniu cząstek skał przez poruszający się lodowiec, ich przenoszeniu i osadzaniu w czasie topnienia lodu.

Procesy endogeniczne Procesy endogeniczne to procesy geologiczne związane z energią powstającą w głębinach stałej Ziemi. Procesy endogeniczne obejmują procesy tektoniczne, magmatyzm, metamorfizm i aktywność sejsmiczną.

Procesy tektoniczne - powstawanie uskoków i fałd.

Magmatyzm to termin łączący procesy wylewne (wulkanizm) i natrętne (plutonizm) w rozwoju obszarów złożonych i platformowych. Magmatyzm rozumiany jest jako ogół wszystkich procesów geologicznych, których siłą napędową jest magma i jej pochodne.

Magmatyzm jest przejawem głębokiej aktywności Ziemi; jest to ściśle związane z jego rozwojem, historią termiczną i ewolucją tektoniczną.

Wyróżnia się magmatyzm:

geosynklinalny

platforma

oceaniczny

magmatyzm obszarów aktywacji

Według głębokości manifestacji:

głębinowy

hipabisalny

powierzchnia

Według składu magmy:

ultrazasadowy

podstawowy

kwaśny

alkaliczny

We współczesnej erze geologicznej magmatyzm jest szczególnie rozwinięty w pasie geosynklinalnym Pacyfiku, grzbietach śródoceanicznych, strefach rafowych Afryki i Morza Śródziemnego itp. Tworzenie się dużej liczby różnorodnych złóż minerałów wiąże się z magmatyzmem.

Aktywność sejsmiczna jest ilościową miarą reżimu sejsmicznego, określoną przez średnią liczbę źródeł trzęsień ziemi w określonym zakresie wielkości energii, które występują na rozpatrywanym terytorium w określonym czasie obserwacji.

2. Trzęsienia ziemi

geologiczna skorupa ziemska, epeirogeniczna

Działanie sił wewnętrznych Ziemi najwyraźniej objawia się w zjawisku trzęsień ziemi, które rozumiane są jako drgania skorupy ziemskiej spowodowane przemieszczeniami skał we wnętrzu Ziemi.

Trzęsienia ziemi są zjawiskiem dość powszechnym. Obserwuje się je w wielu częściach kontynentów, a także na dnie oceanów i mórz (w tym drugim przypadku mówi się o „trzęsieniu morskim”). Liczba trzęsień ziemi na kuli ziemskiej sięga kilkuset tysięcy rocznie, co oznacza, że ​​średnio na minutę dochodzi do jednego lub dwóch trzęsień ziemi. Siła trzęsień ziemi jest różna: większość z nich jest wykrywana tylko przez bardzo czułe instrumenty - sejsmografy, inne są odczuwalne bezpośrednio przez człowieka. Liczba tych ostatnich sięga dwóch do trzech tysięcy rocznie i są one rozmieszczone bardzo nierównomiernie - w niektórych obszarach tak silne trzęsienia ziemi są bardzo częste, podczas gdy w innych są niezwykle rzadkie lub wręcz praktycznie nieobecne.

Trzęsienia ziemi można podzielić na endogenne, związane z procesami zachodzącymi w głębi Ziemi oraz egzogeniczne, zależne od procesów zachodzących w pobliżu powierzchni Ziemi.

Naturalne trzęsienia ziemi obejmują trzęsienia ziemi wulkaniczne, spowodowane erupcjami wulkanów i trzęsienia ziemi tektoniczne, spowodowane ruchem materii w głębokim wnętrzu Ziemi.

Egzogeniczne trzęsienia ziemi obejmują trzęsienia ziemi powstałe w wyniku zapadnięć podziemnych związanych z krasem i niektórymi innymi zjawiskami, eksplozjami gazu itp. Egzogeniczne trzęsienia ziemi mogą być również spowodowane procesami zachodzącymi na powierzchni samej Ziemi: opadami skał, uderzeniami meteorytów, spadaniem wody z dużych wysokości i innymi zjawiskami, a także czynnikami związanymi z działalnością człowieka (sztuczne eksplozje, praca maszyn itp.) .

Genetycznie trzęsienia ziemi można sklasyfikować w następujący sposób: Naturalny

Endogeniczne: a) tektoniczne, b) wulkaniczne. Egzogeniczne: a) osuwiska krasowe, b) atmosferyczne, c) fale, wodospady itp. Sztuczne

a) od eksplozji, b) od ostrzału artyleryjskiego, c) od zawalenia się sztucznej skały, d) od transportu itp.

Na kursie geologii uwzględnia się jedynie trzęsienia ziemi związane z procesami endogenicznymi.

Silne trzęsienia ziemi występujące na obszarach gęsto zaludnionych powodują ogromne szkody dla ludzi. Jeśli chodzi o katastrofy spowodowane przez człowieka, trzęsień ziemi nie można porównać z żadnym innym zjawiskiem naturalnym. Na przykład w Japonii podczas trzęsienia ziemi z 1 września 1923 r., które trwało zaledwie kilka sekund, całkowicie zniszczono 128 266 domów, a 126 233 uległo częściowemu zniszczeniu, zginęło około 800 statków, a 142 807 osób zginęło lub zaginęło. Rannych zostało ponad 100 tysięcy osób.

Niezwykle trudno jest opisać zjawisko trzęsienia ziemi, ponieważ cały proces trwa tylko kilka sekund lub minut, a człowiek nie ma czasu, aby dostrzec całą różnorodność zmian zachodzących w przyrodzie w tym czasie. Uwaga zwykle skupia się jedynie na kolosalnych zniszczeniach jakie powstają w wyniku trzęsienia ziemi.

Tak M. Gorki opisuje trzęsienie ziemi, które miało miejsce we Włoszech w 1908 r., którego był naocznym świadkiem: „Ziemia szumiała głucho, jęczała, garbiła się pod nogami i martwiła, tworząc głębokie pęknięcia - jakby w głębinach jakiś ogromny robak uśpiony przez stulecia, zbudził się, miotał i obracał... Drżąc i zataczając się, budynki przechyliły się, wzdłuż ich białych ścian jak błyskawice wiły się pęknięcia, a ściany rozpadły się, zasypiając na wąskich uliczkach i ludziach wśród nich nich... Podziemny łomot, łoskot kamieni, pisk drewna zagłuszyły wołanie o pomoc, wołanie szaleństwa. Ziemia wzburzona jest jak morze, wyrzucając ze swej piersi pałace, szałasy, świątynie, koszary, więzienia, szkoły, niszcząc przy każdym drżeniu setki i tysiące kobiet, dzieci, bogatych i biednych. "

W wyniku tego trzęsienia ziemi miasto Mesyna i wiele innych osad zostało zniszczonych.

Ogólną sekwencję wszystkich zjawisk podczas trzęsienia ziemi badał I.V. Mushketov podczas największego trzęsienia ziemi w Azji Środkowej, trzęsienia ziemi w Ałma-Acie w 1887 roku.

Wieczorem 27 maja 1887 r., jak napisali naoczni świadkowie, nie było śladów trzęsienia ziemi, ale zwierzęta domowe zachowywały się niespokojnie, nie brały jedzenia, zrywały się ze smyczy itp. Rankiem 28 maja o godz. 4:00: 35.00 rozległ się grzmot pod ziemią i dość mocne pchnięcie. Wstrząsy trwały nie dłużej niż sekundę. Po kilku minutach szum powrócił, przypominając głuchy dźwięk licznych potężnych dzwonów lub ryk przelatującej ciężkiej artylerii. Po huku nastąpiły silne, miażdżące uderzenia: w domach spadł tynk, wyleciało szkło, zawaliły się piece, runęły ściany i sufity: ulice wypełnił szary pył. Najbardziej zniszczone zostały masywne kamienne budynki. Wypadły ściany północne i południowe domów położonych wzdłuż południka, zachowały się natomiast ściany zachodnie i wschodnie. Początkowo wydawało się, że miasta już nie ma, że ​​wszystkie budynki bez wyjątku zostały zniszczone. Wstrząsy i wstrząsy, choć mniej poważne, trwały przez cały dzień. Wiele uszkodzonych, ale wcześniej stojących domów upadło w wyniku tych słabszych wstrząsów.

W górach utworzyły się osuwiska i pęknięcia, przez które miejscami wypływały na powierzchnię strumienie wód gruntowych. Gliniasta gleba na zboczach gór, już mocno zwilżona przez deszcz, zaczęła pełzać, zaśmiecając koryta rzek. Zebrana przez strumienie cała masa ziemi, gruzu i głazów w postaci gęstych potoków błota spłynęła do podnóża gór. Jeden z tych strumieni ciągnął się przez 10 km i miał 0,5 km szerokości.

Zniszczenia w samym mieście Ałmaty były ogromne: z 1800 domów ocalało zaledwie kilka, ale liczba ofiar w ludziach była stosunkowo niewielka (332 osoby).

Liczne obserwacje wykazały, że najpierw (ułamek sekundy wcześniej) zawaliły się południowe ściany domów, potem północne, a dzwony w kościele wstawienniczym (w północnej części miasta) biły kilka sekund później. zniszczenia, jakie miały miejsce w południowej części miasta. Wszystko to wskazywało, że centrum trzęsienia ziemi znajdowało się na południe od miasta.

Większość pęknięć w domach była również nachylona w kierunku południowym, a dokładniej południowo-wschodnim (170°) pod kątem 40-60°. Analizując kierunek pęknięć, I.V. Mushketov doszedł do wniosku, że źródło fal trzęsienia ziemi znajdowało się na głębokości 10-12 km, 15 km na południe od Ałma-Aty.

Głęboki środek lub ognisko trzęsienia ziemi nazywane jest hipocentrum. Na planie jest on przedstawiony jako obszar okrągły lub owalny.

Obszar znajdujący się na powierzchni Ziemi powyżej hipocentrum nazywany jest epicentrum. Charakteryzuje się maksymalnym zniszczeniem, wiele obiektów porusza się pionowo (odbija się), a pęknięcia w domach są rozmieszczone bardzo stromo, niemal pionowo.

Powierzchnię epicentrum trzęsienia ziemi w Ałma-Acie określono na 288 km² (36*8 km), a obszar, w którym trzęsienie ziemi było najsilniejsze, zajmował powierzchnię 6000 km². Obszar taki nazywano pleistoseistem („pleisto” – największy i „seistos” – wstrząśnięty).

Trzęsienie ziemi w Ałma-Acie trwało dłużej niż jeden dzień: po wstrząsach z 28 maja 1887 r. wstrząsy o mniejszej sile trwały przez ponad dwa lata. w odstępach najpierw kilkugodzinnych, a następnie kilkudniowych. W ciągu zaledwie dwóch lat doszło do ponad 600 strajków, które coraz bardziej słabły.

Historia Ziemi opisuje trzęsienia ziemi z jeszcze większą liczbą wstrząsów. Na przykład w 1870 r. w prowincji Fokida w Grecji rozpoczęły się wstrząsy, które trwały przez trzy lata. Przez pierwsze trzy dni wstrząsy następowały co 3 minuty, w ciągu pierwszych pięciu miesięcy wystąpiło około 500 tysięcy wstrząsów, z czego 300 miało charakter destrukcyjny i następowało po sobie średnio w odstępie 25 sekund. W ciągu trzech lat doszło do ponad 750 tysięcy strajków.

Zatem trzęsienie ziemi nie powstaje w wyniku jednorazowego zdarzenia zachodzącego na głębokości, ale w wyniku jakiegoś długotrwałego procesu ruchu materii w wewnętrznych częściach globu.

Zwykle po początkowym dużym szoku następuje łańcuch mniejszych wstrząsów i cały ten okres można nazwać okresem trzęsienia ziemi. Wszystkie wstrząsy jednego okresu pochodzą ze wspólnego hipocentrum, które czasami może się przesuwać w trakcie rozwoju, w związku z czym epicentrum również się przesuwa.

Jest to wyraźnie widoczne w wielu przykładach trzęsień ziemi na Kaukazie, a także trzęsienia ziemi w regionie Aszchabadu, które miało miejsce 6 października 1948 r. Główny szok nastąpił po 1 godzinie 12 minut bez wstępnych wstrząsów i trwał 8-10 sekund. W tym czasie w mieście i okolicznych wsiach doszło do ogromnych zniszczeń. Parterowe domy z surowej cegły rozpadały się, a dachy pokrywały stosy cegieł, sprzętów gospodarstwa domowego itp. W domach solidniej zbudowanych odpadały poszczególne ściany, zawalały się rury i piece. Warto zauważyć, że okrągłe budynki (winda, meczet, katedra itp.) Wytrzymały wstrząs lepiej niż zwykłe budynki czworokątne.

Epicentrum trzęsienia ziemi znajdowało się 25 km dalej. na południowy wschód od Aszchabadu, na terenie PGR Karagaudan. Region epicentralny okazał się wydłużony w kierunku północno-zachodnim. Hipocentrum znajdowało się na głębokości 15-20 km. Długość obszaru plejstoizmu sięgała 80 km, a szerokość 10 km. Okres trzęsienia ziemi w Aszchabadzie był długi i składał się z wielu (ponad 1000) wstrząsów, których epicentra znajdowały się na północny zachód od głównego w wąskim pasie położonym u podnóża Kopet-Dag

Hipocentrum wszystkich wstrząsów wtórnych znajdowało się na tej samej płytkiej głębokości (około 20-30 km), co hipocentrum wstrząsu głównego.

Hipocentra trzęsień ziemi mogą znajdować się nie tylko pod powierzchnią kontynentów, ale także pod dnem mórz i oceanów. Podczas trzęsień morskich zniszczenia miast przybrzeżnych są również bardzo znaczące i towarzyszą im ofiary w ludziach.

Najsilniejsze trzęsienie ziemi miało miejsce w 1775 roku w Portugalii. Pleistoseistyczny region tego trzęsienia ziemi zajmował ogromny obszar; epicentrum znajdowało się pod dnem Zatoki Biskajskiej w pobliżu stolicy Portugalii, Lizbony, która została najbardziej dotknięta.

Pierwszy szok nastąpił 1 listopada po południu i towarzyszył mu straszny ryk. Według naocznych świadków ziemia podniosła się, a następnie opadła na cały łokieć. Domy runęły ze straszliwym trzaskiem. Ogromny klasztor na górze kołysał się tak gwałtownie z boku na bok, że z każdą minutą groził zawaleniem. Wstrząsy trwały 8 minut. Kilka godzin później trzęsienie ziemi zostało wznowione.

Marmurowy nasyp zawalił się i znalazł się pod wodą. Do powstałego lejka wodnego wciągnięto ludzi i statki stojące w pobliżu brzegu. Po trzęsieniu ziemi głębokość zatoki w miejscu nasypu osiągnęła 200 m.

Morze cofnęło się na początku trzęsienia ziemi, ale potem w brzeg uderzyła ogromna fala o wysokości 26 m i zalała wybrzeże do szerokości 15 km. Były trzy takie fale, następujące jedna po drugiej. To, co przetrwało trzęsienie ziemi, zostało zmyte i wyniesione do morza. Tylko w porcie w Lizbonie zniszczeniu lub uszkodzeniu uległo ponad 300 statków.

Fale trzęsienia ziemi w Lizbonie przeszły przez cały Ocean Atlantycki: w pobliżu Kadyksu ich wysokość sięgała 20 m, na wybrzeżu Afryki, u wybrzeży Tangeru i Maroka – 6 m, na wyspach Funchal i Madera – do 5 m. Fale przekroczyły Ocean Atlantycki i były odczuwalne u wybrzeży Ameryki na wyspach Martynika, Barbados, Antigua itp. Podczas trzęsienia ziemi w Lizbonie zginęło ponad 60 tysięcy osób.

Takie fale często powstają podczas trzęsień morskich, nazywane są tsutsnami. Prędkość propagacji tych fal waha się od 20 do 300 m/s w zależności od: głębokości oceanu; wysokość fali sięga 30 m.

Osuszanie wybrzeża przed tsunami trwa zwykle kilka minut, a w wyjątkowych przypadkach sięga godziny. Tsunami występuje tylko podczas trzęsień morza, gdy pewna część dna zapada się lub podnosi.

Pojawienie się tsunami i fal odpływu wyjaśniono w następujący sposób. W obszarze epicentralnym, w wyniku deformacji dna, powstaje fala ciśnienia, która rozchodzi się w górę. Morze w tym miejscu tylko mocno wzburza się, na powierzchni tworzą się krótkotrwałe prądy, rozchodzące się we wszystkich kierunkach lub „wrze” pod wpływem wody wyrzucanej na wysokość do 0,3 m. Wszystko to towarzyszy szumowi. Fala ciśnienia przekształca się następnie na powierzchni w fale tsunami, rozprzestrzeniające się w różnych kierunkach. Niskie przypływy przed tsunami można wytłumaczyć faktem, że woda najpierw wpada do podwodnej dziury, skąd następnie jest wypychana do obszaru epicentralnego.

Kiedy epicentra występują na obszarach gęsto zaludnionych, trzęsienia ziemi powodują ogromne katastrofy. Szczególnie niszczycielskie były trzęsienia ziemi w Japonii, gdzie w ciągu 1500 lat odnotowano 233 duże trzęsienia ziemi z liczbą wstrząsów przekraczającą 2 miliony.

Wielkie katastrofy są spowodowane trzęsieniami ziemi w Chinach. Podczas katastrofy 16 grudnia 1920 r. w rejonie Kansu zginęło ponad 200 tysięcy osób, a główną przyczyną śmierci było zawalenie się domostw wykopanych w lessie. W Ameryce miały miejsce trzęsienia ziemi o wyjątkowej sile. Trzęsienie ziemi w regionie Riobamba w 1797 r. zginęło 40 tysięcy ludzi i zniszczyło 80% budynków. W 1812 roku miasto Caracas (Wenezuela) zostało całkowicie zniszczone w ciągu 15 sekund. Miasto Concepcion w Chile było wielokrotnie niemal całkowicie niszczone, miasto San Francisco zostało poważnie zniszczone w 1906 roku. W Europie największe zniszczenia odnotowano po trzęsieniu ziemi na Sycylii, gdzie w 1693 roku zniszczono 50 wiosek i zginęło ponad 60 tysięcy ludzi .

Na terytorium ZSRR najbardziej niszczycielskie trzęsienia ziemi miały miejsce na południu Azji Środkowej, na Krymie (1927) i na Kaukazie. Miasto Szemakha na Zakaukaziu szczególnie często ucierpiało z powodu trzęsień ziemi. Został zniszczony w latach 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. Do 1859 roku miasto Szemakha było prowincjonalnym centrum wschodniego Zakaukazia, ale z powodu trzęsienia ziemi stolicę trzeba było przenieść do Baku. Na ryc. 173 pokazuje lokalizację epicentrów trzęsień ziemi w Szemakha. Podobnie jak w Turkmenistanie, leżą one wzdłuż pewnej linii przedłużonej w kierunku północno-zachodnim.

Podczas trzęsień ziemi na powierzchni Ziemi zachodzą znaczące zmiany, wyrażające się powstawaniem pęknięć, zagłębień, fałd, podnoszeniem się poszczególnych obszarów na lądzie, powstawaniem wysp na morzu itp. Zaburzenia te, zwane sejsmicznymi, często przyczyniają się do do powstawania potężnych osuwisk, osuwisk, potoków błotnych i błotnych w górach, pojawienia się nowych źródeł, ustania starych, powstawania wzgórz błotnych, emisji gazów itp. Zakłócenia powstałe po trzęsieniach ziemi nazywane są postsejsmicznymi.

Zjawiska. związane z trzęsieniami ziemi zarówno na powierzchni Ziemi, jak i w jej wnętrzu nazywane są zjawiskami sejsmicznymi. Nauka badająca zjawiska sejsmiczne nazywa się sejsmologią.

3. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE MINERAŁÓW

Chociaż główne cechy minerałów (skład chemiczny i wewnętrzna struktura kryształów) ustalane są na podstawie analiz chemicznych i dyfrakcji promieni rentgenowskich, to pośrednio przekładają się one na właściwości, które można łatwo zaobserwować lub zmierzyć. Aby zdiagnozować większość minerałów wystarczy określić ich połysk, barwę, łupliwość, twardość i gęstość.

Połysk (metaliczny, półmetaliczny i niemetaliczny - diamentowy, szklany, tłusty, woskowy, jedwabisty, perłowy itp.) zależy od ilości światła odbitego od powierzchni minerału i zależy od jego współczynnika załamania światła. Ze względu na przezroczystość minerały dzielą się na przezroczyste, półprzezroczyste, półprzezroczyste w cienkich fragmentach i nieprzezroczyste. Ilościowe określenie załamania i odbicia światła jest możliwe tylko pod mikroskopem. Niektóre nieprzezroczyste minerały silnie odbijają światło i mają metaliczny połysk. Jest to powszechne w przypadku minerałów rudnych, takich jak galena (minerał ołowiowy), chalkopiryt i Bornit (minerały miedzi), argentyt i akantyt (minerały srebra). Większość minerałów pochłania lub przepuszcza znaczną część padającego na nie światła i ma niemetaliczny połysk. Niektóre minerały mają połysk przechodzący z metalicznego w niemetaliczny, nazywany półmetalicznym.

Minerały o niemetalicznym połysku są zwykle jasne, niektóre z nich są przezroczyste. Kwarc, gips i jasna mika są często przezroczyste. Inne minerały (na przykład mlecznobiały kwarc), które przepuszczają światło, ale przez które nie można wyraźnie rozróżnić obiektów, nazywane są półprzezroczystymi. Minerały zawierające metale różnią się od innych przepuszczalnością światła. Jeśli światło przechodzi przez minerał, przynajmniej w najcieńszych krawędziach ziaren, to z reguły jest on niemetaliczny; jeśli światło nie przechodzi, jest to ruda. Są jednak wyjątki: na przykład jasny sfaleryt (minerał cynkowy) lub cynober (minerał rtęciowy) są często przezroczyste lub półprzezroczyste.

Minerały różnią się cechami jakościowymi niemetalicznego połysku. Glina ma matowy, ziemisty połysk. Kwarc na krawędziach kryształów lub na powierzchniach pęknięć jest szklisty, talk, który wzdłuż płaszczyzn łupania dzieli się na cienkie listki, jest macicą perłową. Jasny, błyszczący jak diament, połysk nazywany jest diamentem.

Kiedy światło pada na minerał o niemetalicznym połysku, jest częściowo odbijane od powierzchni minerału i częściowo załamywane na tej granicy. Każda substancja charakteryzuje się pewnym współczynnikiem załamania światła. Ponieważ można go zmierzyć z dużą precyzją, jest to bardzo przydatna funkcja diagnostyczna minerałów.

Charakter połysku zależy od współczynnika załamania światła, a oba zależą od składu chemicznego i struktury krystalicznej minerału. Ogólnie rzecz biorąc, przezroczyste minerały zawierające atomy metali ciężkich charakteryzują się wysokim połyskiem i wysokim współczynnikiem załamania światła. Do tej grupy zaliczają się takie powszechnie spotykane minerały jak anglezyt (siarczan ołowiu), kasyteryt (tlenek cyny) oraz tytanit czy sfen (krzemian tytanowo-wapniowy). Minerały składające się ze stosunkowo lekkich pierwiastków mogą również mieć wysoki połysk i wysoki współczynnik załamania światła, jeśli ich atomy są ciasno upakowane i utrzymywane razem silnymi wiązaniami chemicznymi. Uderzającym przykładem jest diament, który składa się tylko z jednego lekkiego pierwiastka – węgla. W mniejszym stopniu dotyczy to korundu mineralnego (Al2O3), którego przezroczyste kolorowe odmiany – rubiny i szafiry – są kamieniami szlachetnymi. Chociaż korund składa się z lekkich atomów glinu i tlenu, są one tak ściśle ze sobą powiązane, że minerał ma dość silny połysk i stosunkowo wysoki współczynnik załamania światła.

Niektóre połyski (oleiste, woskowe, matowe, jedwabiste itp.) zależą od stanu powierzchni minerału lub struktury kruszywa mineralnego; żywiczny połysk jest charakterystyczny dla wielu substancji amorficznych (w tym minerałów zawierających pierwiastki radioaktywne uran lub tor).

Kolor jest prostym i wygodnym znakiem diagnostycznym. Przykładami są mosiężno-żółty piryt (FeS2), ołowiowo-szara galena (PbS) i srebrzystobiały arsenopiryt (FeAsS2). W przypadku innych minerałów kruszcowych o metalicznym lub półmetalicznym połysku charakterystyczny kolor może być zamaskowany grą światła w postaci cienkiej warstwy na powierzchni (nalot). Jest to typowe dla większości minerałów miedzi, zwłaszcza Bornitu, zwanego „rudą pawia” ze względu na opalizujący niebiesko-zielony nalot, który szybko rozwija się po świeżo pękniętym. Jednak inne minerały miedzi są pomalowane na znane kolory: malachit jest zielony, azuryt jest niebieski.

Niektóre minerały niemetaliczne można łatwo rozpoznać po kolorze określonym przez główny pierwiastek chemiczny (żółty - siarka i czarny - ciemnoszary - grafit itp.). Wiele minerałów niemetalicznych składa się z pierwiastków, które nie nadają im określonego koloru, ale mają odmiany kolorowe, których kolor wynika z obecności zanieczyszczeń pierwiastkami chemicznymi w małych ilościach, nieporównywalnych z intensywnością kolor, jaki powodują. Takie pierwiastki nazywane są chromoforami; ich jony charakteryzują się selektywną absorpcją światła. Na przykład ciemnofioletowy ametyst swój kolor zawdzięcza śladowej ilości żelaza w kwarcu, natomiast ciemnozielony kolor szmaragdu zawdzięcza niewielkiej ilości chromu w berylu. Kolory w normalnie bezbarwnych minerałach mogą wynikać z defektów w strukturze kryształu (spowodowanych niewypełnionymi pozycjami atomów w siatce lub włączeniem obcych jonów), co może powodować selektywną absorpcję pewnych długości fal w widmie światła białego. Następnie minerały są malowane na dodatkowe kolory. Rubiny, szafiry i aleksandryty zawdzięczają swój kolor właśnie tym efektom świetlnym.

Bezbarwne minerały można barwić za pomocą wtrąceń mechanicznych. Zatem cienkie rozproszone rozproszenie hematytu nadaje kwarcowi kolor czerwony, chlorytowi - zielony. Kwarc mleczny jest zmętniały wtrąceniami gazowo-ciekłymi. Choć barwa minerału jest jedną z najłatwiejszych do określenia właściwości w diagnostyce minerałów, należy przy jej stosowaniu zachować ostrożność, gdyż zależy ona od wielu czynników.

Pomimo zmienności barwy wielu minerałów, barwa proszku mineralnego jest bardzo stała, dlatego stanowi ważną cechę diagnostyczną. Zazwyczaj kolor proszku mineralnego określa linia (tzw. „kolor linii”), którą minerał pozostawia po przejściu przez nieszkliwiony talerz porcelanowy (ciastko). Na przykład mineralny fluoryt występuje w różnych kolorach, ale jego smuga jest zawsze biała.

Rozszczepienie – bardzo doskonałe, doskonałe, średnie (wyraźne), niedoskonałe (niejasne) i bardzo niedoskonałe – wyraża się w zdolności minerałów do rozszczepiania się w określonych kierunkach. Pęknięcie (gładkie, schodkowe, nierówne, odpryskowe, muszlowe itp.) charakteryzuje powierzchnię pęknięcia minerału, która nie wystąpiła podczas łupania. Na przykład kwarc i turmalin, których powierzchnia pęknięcia przypomina odłamek szkła, mają pęknięcie muszlowe. W przypadku innych minerałów pęknięcie można opisać jako szorstkie, postrzępione lub rozszczepione. W przypadku wielu minerałów cechą charakterystyczną nie jest pękanie, ale rozszczepienie. Oznacza to, że rozszczepiają się wzdłuż gładkich płaszczyzn bezpośrednio związanych z ich strukturą krystaliczną. Siły wiązania pomiędzy płaszczyznami sieci krystalicznej mogą zmieniać się w zależności od kierunku krystalograficznego. Jeśli w niektórych kierunkach są znacznie większe niż w innych, minerał rozdzieli się w poprzek najsłabszego wiązania. Ponieważ rozszczepienie jest zawsze równoległe do płaszczyzn atomowych, można je wyznaczyć poprzez wskazanie kierunków krystalograficznych. Na przykład halit (NaCl) ma rozkład sześcienny, tj. trzy wzajemnie prostopadłe kierunki możliwego podziału. Rozszczepienie charakteryzuje się także łatwością manifestacji i jakością powstałej powierzchni rozszczepienia. Mika charakteryzuje się bardzo doskonałym dekoltem w jednym kierunku, tj. łatwo dzieli się na bardzo cienkie liście o gładkiej, błyszczącej powierzchni. Topaz charakteryzuje się doskonałym dekoltem w jednym kierunku. Minerały mogą mieć dwa, trzy, cztery lub sześć kierunków rozszczepienia, wzdłuż których są równie łatwe do rozszczepienia, lub kilka kierunków rozszczepienia o różnym stopniu. Niektóre minerały w ogóle nie mają rozkładu. Ponieważ rozszczepienie, jako przejaw wewnętrznej struktury minerałów, jest ich stałą właściwością, pełni funkcję ważnej cechy diagnostycznej.

Twardość to opór, jaki stawia minerał podczas zarysowania. Twardość zależy od budowy kryształu: im ściślej atomy w strukturze minerału są ze sobą połączone, tym trudniej jest go zarysować. Talk i grafit to miękkie minerały przypominające płytki, zbudowane z warstw atomów połączonych ze sobą bardzo słabymi siłami. Są tłuste w dotyku: po natarciu na skórę dłoni poszczególne cienkie warstwy zsuwają się. Najtwardszym minerałem jest diament, w którym atomy węgla są tak ściśle związane, że można go zarysować jedynie innym diamentem. Na początku XIX wieku. Austriacki mineralog F. Moos ułożył 10 minerałów według rosnącej twardości. Od tego czasu zaczęto je stosować jako wzorce twardości względnej minerałów, tzw. Skala Mohsa (tabela 1)

SKALA TWARDOŚCI MOH

Gęstość i masa atomów pierwiastków chemicznych waha się od wodoru (najlżejszy) do uranu (najcięższy). Przy wszystkich pozostałych czynnikach masa substancji składającej się z ciężkich atomów jest większa niż substancji składającej się z lekkich atomów. Na przykład dwa węglany - aragonit i cerusyt - mają podobną strukturę wewnętrzną, ale aragonit zawiera lekkie atomy wapnia, a cerusyt zawiera ciężkie atomy ołowiu. W rezultacie masa cerusytu przewyższa masę aragonitu o tej samej objętości. Masa na jednostkę objętości minerału zależy również od gęstości upakowania atomowego. Kalcyt, podobnie jak aragonit, jest węglanem wapnia, ale w kalcycie atomy są mniej gęsto upakowane, więc ma mniejszą masę na jednostkę objętości niż aragonit. Masa względna lub gęstość zależy od składu chemicznego i struktury wewnętrznej. Gęstość to stosunek masy substancji do masy tej samej objętości wody w temperaturze 4°C. Zatem, jeśli masa minerału wynosi 4 g, a masa tej samej objętości wody wynosi 1 g, to gęstość minerału wynosi 4. W mineralogii zwyczajowo wyraża się gęstość w g/ cm3.

Gęstość jest ważną cechą diagnostyczną minerałów i nie jest trudna do zmierzenia. Najpierw próbkę waży się w powietrzu, a następnie w wodzie. Ponieważ na próbkę zanurzoną w wodzie działa siła wyporu skierowana ku górze, jej ciężar jest tam mniejszy niż w powietrzu. Ubytek masy jest równy masie wypartej wody. Zatem gęstość określa się jako stosunek masy próbki w powietrzu do jej utraty masy w wodzie.

Piroelektryczność. Niektóre minerały, takie jak turmalin, kalamina itp., ulegają elektryzowaniu po podgrzaniu lub ochłodzeniu. Zjawisko to można zaobserwować zapylając chłodzący minerał mieszaniną proszków siarki i czerwonego ołowiu. W tym przypadku siarka pokrywa dodatnio naładowane obszary powierzchni minerału, a minium obejmuje obszary z ładunkiem ujemnym.

Magnetyzm to właściwość niektórych minerałów polegająca na oddziaływaniu na igłę magnetyczną lub przyciąganiu przez magnes. Aby określić magnetyzm, użyj igły magnetycznej umieszczonej na ostrym statywie lub stopki lub pręta magnetycznego. Bardzo wygodne jest również użycie igły magnetycznej lub noża.

Podczas badania magnetyzmu możliwe są trzy przypadki:

a) gdy minerał w swojej naturalnej postaci („sam”) oddziałuje na igłę magnetyczną,

b) gdy minerał staje się magnetyczny dopiero po kalcynacji w płomieniu redukującym dmuchawki

c) gdy minerał nie wykazuje magnetyzmu ani przed, ani po kalcynacji w płomieniu redukującym. Aby kalcynować płomieniem redukującym, należy wziąć małe kawałki o wielkości 2-3 mm.

Blask. Wiele minerałów, które same nie świecą, zaczyna świecić w pewnych specjalnych warunkach.

Wyróżnia się fosforescencję, luminescencję, termoluminescencję i tryboluminescencję minerałów. Fosforescencja to zdolność minerału do świecenia po wystawieniu na działanie jednego lub drugiego promienia (willitu). Luminescencja to zdolność do świecenia w momencie naświetlania (scheelit po naświetleniu promieniami ultrafioletowymi i katodowymi, kalcyt itp.). Termoluminescencja - świeci po podgrzaniu (fluoryt, apatyt).

Tryboluminescencja - świecenie w momencie zarysowania igłą lub rozszczepienia (mika, korund).

Radioaktywność. Wiele minerałów zawierających pierwiastki takie jak niob, tantal, cyrkon, pierwiastki ziem rzadkich, uran i tor często wykazuje dość znaczną radioaktywność, łatwo wykrywalną nawet przez radiometry domowe, co może służyć jako ważny znak diagnostyczny.

Aby zbadać radioaktywność, najpierw mierzy się i rejestruje wartość tła, a następnie przybliża minerał możliwie bliżej detektora urządzenia. Wzrost odczytów o ponad 10-15% może służyć jako wskaźnik radioaktywności minerału.

Przewodnictwo elektryczne. Szereg minerałów ma znaczną przewodność elektryczną, co pozwala na ich wyraźne odróżnienie od podobnych minerałów. Można sprawdzić za pomocą zwykłego domowego testera.

EPEIROGENICZNE RUCHY SKÓRY ZIEMSKIEJ

Ruchy epirogeniczne to powolne, świeckie wypiętrzenia i osiadania skorupy ziemskiej, które nie powodują zmian w pierwotnym występowaniu warstw. Te ruchy pionowe mają charakter oscylacyjny i są odwracalne, tj. wzrost można zastąpić spadkiem. Ruchy te obejmują:

Nowoczesne, które zapisują się w ludzkiej pamięci i można je zmierzyć instrumentalnie poprzez wielokrotne niwelowanie. Prędkość współczesnych ruchów oscylacyjnych przeciętnie nie przekracza 1-2 cm/rok, a na terenach górskich może osiągnąć 20 cm/rok.

Ruchy neotektoniczne to ruchy występujące w okresie neogenu i czwartorzędu (25 milionów lat). Zasadniczo nie różnią się one od współczesnych. Ruchy neotektoniczne są rejestrowane we współczesnej rzeźbie, a główną metodą ich badania jest geomorfologia. Szybkość ich ruchu jest o rząd wielkości mniejsza, na obszarach górskich - 1 cm/rok; na równinach – 1 mm/rok.

W odcinkach skał osadowych rejestrowane są starożytne, powolne ruchy pionowe. Według naukowców prędkość starożytnych ruchów oscylacyjnych wynosi mniej niż 0,001 mm/rok.

Ruchy orogeniczne zachodzą w dwóch kierunkach - poziomym i pionowym. Pierwsza prowadzi do zapadania się skał i powstawania fałd i pchnięć, czyli tzw. do zmniejszenia powierzchni ziemi. Ruchy pionowe prowadzą do podniesienia obszaru, na którym występuje fałdowanie i często do pojawienia się struktur górskich. Ruchy orogeniczne zachodzą znacznie szybciej niż ruchy oscylacyjne.

Towarzyszy im aktywny, wylewny i natrętny magmatyzm oraz metamorfizm. W ostatnich dziesięcioleciach ruchy te wyjaśniono zderzeniami dużych płyt litosferycznych, które poruszają się poziomo wzdłuż astenosferycznej warstwy górnego płaszcza.

RODZAJE USZKODZEŃ TEKTONICZNYCH

Rodzaje zaburzeń tektonicznych:

a – formy złożone (plicate);

W większości przypadków ich powstawanie wiąże się z zagęszczaniem lub ściskaniem substancji ziemskiej. Uskoki fałdowe dzieli się morfologicznie na dwa główne typy: wypukłe i wklęsłe. W przypadku przekroju poziomego warstwy starsze znajdują się w rdzeniu fałdu wypukłego, natomiast warstwy młodsze na skrzydłach. Natomiast w zakrętach wklęsłych znajdują się w rdzeniu młodsze osady. W fałdach wypukłe skrzydła są zwykle nachylone na boki od powierzchni osiowej.

b – formy nieciągłe (rozłączne).

Nieciągłe zaburzenia tektoniczne to zmiany, w wyniku których zostaje zakłócona ciągłość (integralność) skał.

Uskoki dzieli się na dwie grupy: uskoki bez przemieszczenia oddzielonych od siebie skał oraz uskoki z przemieszczeniami. Pierwsze nazywane są pęknięciami tektonicznymi, czyli diaklazami, drugie paraklazami.

BIBLIOGRAFIA

1. Biełousow V.V. Eseje z historii geologii. U początków nauk o Ziemi (geologia do końca XVIII w.). – M., – 1993.

Wiernadski V.I. Wybrane prace z historii nauki. – M.: Nauka, – 1981.

Povarennykh A.S., Onoprienko V.I. Mineralogia: przeszłość, teraźniejszość, przyszłość. – Kijów: Naukova Dumka, – 1985.

Współczesne idee geologii teoretycznej. – L.: Nedra, – 1984.

Khain VE Główne problemy współczesnej geologii (geologia u progu XXI wieku). – M.: Świat naukowy, 2003..

Khain V.E., Ryabukhin A.G. Historia i metodologia nauk geologicznych. – M.: MSU, – 1996.

Hallem A. Wielkie spory geologiczne. M.: Mir, 1985.