Vitenskapelig elektronisk bibliotek.

ENDOGENE PROSESSER (a. endogene prosesser; n. endogene Vorgange; ph. processus endogenes, processus endogeniques; og. procesos endogenos) - geologiske prosesser assosiert med energi som oppstår i jorden. Endogene prosesser inkluderer tektoniske bevegelser av jordskorpen, magmatisme, metamorfose,. De viktigste energikildene for endogene prosesser er varme og omfordeling av materiale i jordens indre når det gjelder tetthet (gravitasjonsdifferensiering).

Den dype varmen på jorden, ifølge de fleste forskere, er hovedsakelig av radioaktiv opprinnelse. En viss mengde varme frigjøres også under gravitasjonsdifferensiering. Den kontinuerlige genereringen av varme i jordens tarmer fører til dannelsen av dens strømning til overflaten (varmestrøm). På enkelte dyp i jordens tarmer, med en gunstig kombinasjon av materialsammensetning, temperatur og trykk, kan det oppstå foci og lag med delvis smelting. Et slikt lag i den øvre mantelen er astenosfæren, hovedkilden til magmadannelse; konveksjonsstrømmer kan oppstå i den, som tjener som en antatt årsak til vertikale og horisontale bevegelser i litosfæren. Konveksjon forekommer også på skalaen til hele mantelen, muligens separat i den nedre og øvre mantelen, som på en eller annen måte fører til store horisontale forskyvninger av litosfæriske plater. Avkjølingen av sistnevnte fører til vertikal innsynkning (se). I sonene til vulkanske belter av øybuer og kontinentale marginer er hovedkamrene med magma i mantelen assosiert med superdype skråforkastninger (seismiske fokalsoner til Wadati-Zavaritsky-Benioff), som strekker seg under dem fra havet (omtrent til en dybde). på 700 km). Under påvirkning av en varmestrøm eller direkte fra varmen brakt av stigende dyp magma, oppstår de såkalte skorpe-magmakamrene i selve jordskorpen; når de nærliggende delene av jordskorpen, trenger magma inn i dem i form av inntrengninger av forskjellige former (plutoner) eller strømmer ut til overflaten og danner vulkaner.

Gravitasjonsdifferensiering førte til stratifisering av jorden i geosfærer med forskjellige tettheter. På jordens overflate manifesterer den seg også i form av tektoniske bevegelser, som igjen fører til tektoniske deformasjoner av bergartene i jordskorpen og den øvre mantelen; akkumulering og påfølgende utladning av tektoniske spenninger langs aktive forkastninger fører til jordskjelv.

Begge typer dype prosesser er nært beslektet: radioaktiv varme, ved å senke viskositeten til materialet, fremmer dets differensiering, og sistnevnte akselererer fjerning av varme til overflaten. Det antas at kombinasjonen av disse prosessene fører til ujevn transport av varme og lett stoff til overflaten i tid, noe som igjen kan forklare tilstedeværelsen av tektonomagmatiske sykluser i jordskorpens historie. Romlige uregelmessigheter i de samme dype prosessene er involvert i å forklare inndelingen av jordskorpen i mer eller mindre geologisk aktive regioner, for eksempel i geosynkliner og plattformer. Endogene prosesser er assosiert med dannelsen av jordens relieff og dannelsen av mange av de viktigste

Spørsmål

1.Endogene og eksogene prosesser

.Jordskjelv

.Fysiske egenskaper til mineraler

.Epirogene bevegelser

.Bibliografi

1. EKSOGENE OG ENDOGENE PROSESSER

Eksogene prosesser - geologiske prosesser som skjer på jordoverflaten og i de øverste delene av jordskorpen (forvitring, erosjon, breaktivitet, etc.); er hovedsakelig på grunn av energien fra solstråling, tyngdekraften og vital aktivitet av organismer.

Erosjon (fra latin erosio - etsende) - ødeleggelse av bergarter og jord ved overflatevannstrømmer og vind, som inkluderer separasjon og fjerning av fragmenter av materiale og er ledsaget av deres avsetning.

Ofte, spesielt i utenlandsk litteratur, er erosjon forstått som enhver destruktiv aktivitet av geologiske krefter, som havbrent, isbreer, gravitasjon; i dette tilfellet er erosjon synonymt med denudering. Det finnes imidlertid også spesielle begreper for dem: abrasjon (bølgeerosjon), eksarasjon (glasial erosjon), gravitasjonsprosesser, solfluksjon osv. Det samme begrepet (deflasjon) brukes parallelt med begrepet vinderosjon, men sistnevnte er mye mer vanlig.

I henhold til utviklingshastigheten er erosjon delt inn i normal og akselerert. Normal oppstår alltid i nærvær av noen uttalt avrenning, går langsommere enn jorddannelse og fører ikke til en merkbar endring i nivået og formen på jordoverflaten. Akselerert er raskere enn jorddannelse, fører til jordforringelse og er ledsaget av en merkbar endring i relieff. Av grunner skilles naturlig og menneskeskapt erosjon. Det skal bemerkes at menneskeskapt erosjon ikke alltid akselereres, og omvendt.

Arbeidet til isbreer er den relieffdannende aktiviteten til fjell- og arkbreer, som består i fangst av steinpartikler av en isbre i bevegelse, deres overføring og avsetning når is smelter.

Endogene prosesser Endogene prosesser er geologiske prosesser knyttet til energien som oppstår i dypet av den faste jorden. Endogene prosesser inkluderer tektoniske prosesser, magmatisme, metamorfose og seismisk aktivitet.

Tektoniske prosesser - dannelsen av feil og folder.

Magmatisme er et begrep som kombinerer effusive (vulkanisme) og påtrengende (plutonisme) prosesser i utviklingen av foldede områder og plattformområder. Magmatisme forstås som helheten av alle geologiske prosesser, hvis drivkraft er magma og dets derivater.

Magmatisme er en manifestasjon av jordens dype aktivitet; den er nært knyttet til dens utvikling, termiske historie og tektoniske evolusjon.

Tildel magmatisme:

geosynklinal

plattform

oseanisk

magmatisme av aktiveringsområder

Dybde av manifestasjon:

avgrunn

hypabyssal

flate

I henhold til sammensetningen av magma:

ultrabasisk

grunnleggende

alkalisk

I den moderne geologiske epoken er magmatisme spesielt utviklet innenfor Stillehavets geosynklinale belte, midthavsrygger, revsoner i Afrika og Middelhavet osv. Dannelsen av et stort antall ulike mineralforekomster er assosiert med magmatisme.

Seismisk aktivitet er et kvantitativt mål på det seismiske regimet, bestemt av gjennomsnittlig antall jordskjelvkilder i et visst energiområde som oppstår i området som vurderes for en viss observasjonstid.

2. JORDSKELV

geologisk skorpe epeirogen

Virkningen av de indre kreftene til jorden er tydeligst avslørt i fenomenet jordskjelv, som forstås som skjelvinger i jordskorpen forårsaket av forskyvninger av bergarter i jordens tarmer.

Jordskjelver et ganske vanlig fenomen. Det er observert i mange deler av kontinentene, så vel som på bunnen av havene og havene (i sistnevnte tilfelle snakker de om et "sjøskjelv"). Antallet jordskjelv på kloden når flere hundre tusen i året, det vil si at det i gjennomsnitt oppstår ett eller to jordskjelv per minutt. Styrken på jordskjelvet er forskjellig: de fleste av dem fanges bare av svært følsomme instrumenter - seismografer, andre føles direkte av en person. Antallet av sistnevnte når to til tre tusen i året, og de er svært ujevnt fordelt - i noen områder er slike sterke jordskjelv svært hyppige, mens de i andre er uvanlig sjeldne eller til og med praktisk talt fraværende.

Jordskjelv kan deles inn i endogeneassosiert med prosessene som skjer i dypet av jorden, og eksogene, avhengig av prosessene som skjer nær jordoverflaten.

Til endogene jordskjelvinkluderer vulkanske jordskjelv, forårsaket av prosessene med vulkanske utbrudd, og tektoniske, på grunn av bevegelse av materie i jordens dype tarmer.

Til eksogene jordskjelvinkludere jordskjelv som oppstår som et resultat av underjordiske kollapser knyttet til karst og noen andre fenomener, gasseksplosjoner osv. Eksogene jordskjelv kan også være forårsaket av prosesser som skjer på selve jordoverflaten: steinsprang, meteorittnedslag, vann som faller fra store høyder og andre fenomener, samt faktorer knyttet til menneskelig aktivitet (kunstige eksplosjoner, maskindrift, etc.) .

Genetisk kan jordskjelv klassifiseres som følger: naturlig

Endogent: a) tektonisk, b) vulkansk. Eksogent: a) karstskred, b) atmosfærisk c) fra påvirkning av bølger, fossefall osv. Kunstig

a) fra eksplosjoner, b) fra artilleriild, c) fra kunstig kollaps av steiner, d) fra transport, etc.

I løpet av geologien vurderes bare jordskjelv assosiert med endogene prosesser.

I tilfeller hvor kraftige jordskjelv oppstår i tettbygde områder, forårsaker de stor skade på mennesker. Jordskjelv kan ikke sammenlignes med noe annet naturfenomen når det gjelder katastrofer forårsaket av mennesker. For eksempel, i Japan, under jordskjelvet 1. september 1923, som varte bare noen få sekunder, ble 128.266 hus fullstendig ødelagt og 126.233 ble delvis ødelagt, rundt 800 skip omkom, 142.807 mennesker ble drept og savnet. Mer enn 100 tusen mennesker ble skadet.

Det er ekstremt vanskelig å beskrive fenomenet med et jordskjelv, siden hele prosessen varer bare noen få sekunder eller minutter, og en person har ikke tid til å oppfatte alle de forskjellige endringene som skjer i løpet av denne tiden i naturen. Oppmerksomheten er vanligvis bare festet til de kolossale ødeleggelsene som dukker opp som et resultat av et jordskjelv.

Her er hvordan M. Gorky beskriver jordskjelvet som skjedde i Italia i 1908, som han var vitne til: ... Forskrekket og forskjøvet, bygningene lente seg, sprekker slanget seg langs deres hvite vegger som lyn og veggene smuldret, og sovnet trange gater og mennesker blant dem ... Den underjordiske rumlingen, brølet av steiner, skriket fra tre overdøver rop om hjelp, rop om galskap. Jorden er opprørt som havet, og kaster palasser, hytter, templer, brakker, fengsler, skoler fra brystet, og ødelegger hundrevis og tusenvis av kvinner, barn, rike og fattige for hver gysing. ".

Som et resultat av dette jordskjelvet ble byen Messina og en rekke andre bosetninger ødelagt.

Den generelle sekvensen av alle fenomener under et jordskjelv ble studert av I. V. Mushketov under det største sentralasiatiske jordskjelvet i Alma-Ata i 1887.

Den 27. mai 1887, om kvelden, som øyenvitner skrev, var det ingen tegn til jordskjelv, men husdyr oppførte seg urolig, tok ikke mat, ble revet fra bånd osv. Om morgenen 28. mai klokken 4: 35 hørtes en underjordisk bulder og ganske kraftig dytt. Rystelsen varte ikke mer enn et sekund. Noen minutter senere gjenopptok rumlingen, den lignet dempet ringing av tallrike kraftige klokker eller brølet fra forbipasserende tungt artilleri. Rumlet ble fulgt av kraftige knusende slag: Det falt puss i husene, vinduer fløy ut, ovner kollapset, vegger og tak falt: gatene var fylt med grått støv. Massive steinbygninger led mest. Ved husene som ligger langs meridianen falt den nordlige og sørlige veggen ut, mens den vestlige og østlige ble bevart. I det første minuttet så det ut til at byen ikke lenger eksisterte, at alle bygningene ble ødelagt uten unntak. Slag og hjernerystelser, men mindre alvorlige, fortsatte utover dagen. Mange skadede, men tidligere stående hus falt fra disse svakere støtene.

Kollapser og sprekker dannet seg i fjellene, gjennom hvilke strømmer av underjordisk vann kom til overflaten noen steder. Leirejord i fjellskråningene, allerede tungt fuktet av regn, begynte å krype og blokkerte elvebunnene. All denne massen av jord, steinsprut, steinblokker, i form av tette gjørmestrømmer, stormet opp til foten av fjellene. En av disse bekkene strakte seg over 10 km med en bredde på 0,5 km.

Ødeleggelsene i selve Alma-Ata var enorme: av 1800 hus var det bare noen få som overlevde, men antallet menneskelige ofre var relativt lite (332 mennesker).

Tallrike observasjoner har vist at i husene, først (en brøkdel av et sekund tidligere), kollapset de sørlige veggene, og deretter de nordlige, at klokkene i forbønnskirken (i den nordlige delen av byen) slo noen sekunder etter ødeleggelsene som skjedde i den sørlige delen av byen. Alt dette vitnet om at sentrum av jordskjelvet var lokalisert sør for byen.

De fleste sprekkene i husene var også skråstilt mot sør, eller rettere sagt mot sørøst (170°) i en vinkel på 40-60°. Ved å analysere retningen til sprekkene kom I. V. Mushketov til den konklusjon at kilden til jordskjelvbølgene var lokalisert på en dybde på 10-12 km, 15 km sør for byen Alma-Ata.

Det dype senteret, eller fokuset til et jordskjelv, kalles hyposenteret. PÅplan det er skissert som et avrundet eller ovalt område.

Området som ligger på overflaten Landet over hyposenteret kallesepisenter . Den er preget av maksimal ødeleggelse, og mange gjenstander her er forskjøvet vertikalt (sprett), og sprekkene i husene er plassert svært bratt, nesten vertikalt.

Området for episenteret til jordskjelvet Alma-Ata ble bestemt til 288 km ² (36 *8 km), og området der jordskjelvet var det sterkeste dekket et område på 6000 km ². Et slikt område ble kalt pleistoseist ("pleisto" - den største og "seistos" - rystet).

Alma-Ata jordskjelvet varte mer enn én dag: etter sjokkene 28. mai 1887, sjokk av mindre styrke ca. med intervaller, først av flere timer, og deretter av dager. På bare to år var det over 600 slag, flere og flere svekket.

I jordens historie beskrives jordskjelv med enda flere etterskjelv. Så, for eksempel, i 1870 begynte etterskjelv i provinsen Phokis i Hellas, som fortsatte i tre år. I de første tre dagene fulgte sjokk hvert 3. minutt, i løpet av de første fem månedene var det ca 500 tusen sjokk, hvorav 300 hadde destruktiv kraft og fulgte hverandre med et gjennomsnittlig intervall på 25 sekunder. Over tre år oppsto mer enn 750 tusen slag totalt.

Dermed oppstår et jordskjelv ikke som et resultat av en enkelt handling som skjer på dypet, men som et resultat av en langsiktig utviklingsprosess for bevegelse av materie i de indre delene av kloden.

Vanligvis blir et innledende stort sjokk etterfulgt av en kjede av mindre sjokk, og hele denne perioden kan kalles en jordskjelvperiode. Alle sjokk i en periode kommer fra et felles hyposenter, som noen ganger kan skifte i utviklingsprosessen, og derfor skifter episenteret også.

Dette sees tydelig i en rekke eksempler på kaukasiske jordskjelv, samt et jordskjelv i Ashgabat-regionen, som inntraff 6. oktober 1948. Hovedsjokket fulgte klokken 01:12 uten foreløpige sjokk og varte i 8-10 sekunder. I løpet av denne tiden skjedde enorme ødeleggelser i byen og landsbyene rundt. Enetasjes hus av rå murstein smuldret opp, og takene ble dekket med disse murhaugene, husgeråd osv. I mer solid bygde hus fløy det ut separate vegger, rør og ovner falt fra hverandre. Det er interessant å merke seg at rundformede bygninger (heis, moske, katedral, etc.) tålte sjokket bedre enn vanlige firkantede bygninger.

Episenteret for jordskjelvet var lokalisert 25 km. sørøst for Ashgabat, nær statsgården "Karagaudan". Den episentrale regionen viste seg å være langstrakt i nordvestlig retning. Hyposenteret lå på 15-20 km dyp. Pleistoseist-regionen var 80 km lang og 10 km bred. Perioden med jordskjelvet i Ashgabat var lang og besto av mange (mer enn 1000) sjokk, hvis episentre var lokalisert nordvest for det viktigste innenfor en smal stripe ved foten av Kopet-Dag

Hyposentrene til alle disse etterskjelvene var på samme grunne dybde (omtrent 20–30 km) som hyposenteret til hovedsjokket.

Jordskjelvhyposentre kan være lokalisert ikke bare under overflaten av kontinentene, men også under bunnen av hav og hav. Under havskjelv er ødeleggelsen av kystbyer også svært betydelig og er ledsaget av menneskelige tap.

Det sterkeste jordskjelvet skjedde i 1775 i Portugal. Den pleistoseistiske regionen av dette jordskjelvet dekket et enormt område; episenteret lå under bunnen av Biscayabukta nær hovedstaden i Portugal, Lisboa, som led mest.

Det første sjokket inntraff om ettermiddagen 1. november og ble ledsaget av et forferdelig brøl. Ifølge øyenvitner steg jorden opp og ned i en hel alen. Hus falt med et forferdelig brak. Det enorme klosteret på fjellet svaiet så voldsomt fra side til side at det truet med å kollapse hvert minutt. Sjokkene varte i 8 minutter. Noen timer senere gjenopptok jordskjelvet.

Marmorvollen kollapset og gikk under vann. Folk og skip som sto nær kysten ble ført bort i den dannede vanntrakten. Etter jordskjelvet nådde dybden av bukten på stedet for vollen 200 m.

Havet trakk seg tilbake i begynnelsen av jordskjelvet, men så traff en enorm bølge 26 m høy kysten og oversvømmet kysten til en bredde på 15 km. Det var tre slike bølger som fulgte etter hverandre. Det som overlevde jordskjelvet ble vasket bort og ført bort til havet. Bare i havnen i Lisboa ble mer enn 300 skip ødelagt eller skadet.

Bølgene fra jordskjelvet i Lisboa gikk gjennom hele Atlanterhavet: nær Cadiz nådde høyden deres 20 m, på den afrikanske kysten, utenfor kysten av Tanger og Marokko - 6 m, på øyene Funchal og Madera - opptil 5 m Bølgene krysset Atlanterhavet og ble følt utenfor kysten av Amerika på øyene Martinique, Barbados, Antigua osv. Under jordskjelvet i Lisboa døde mer enn 60 tusen mennesker.

Slike bølger oppstår ganske ofte under havskjelv, de kalles tsutsnas. Forplantningshastigheten til disse bølgene varierer fra 20 til 300 m / s avhengig av: havets dybde; bølgehøyden når 30 m.

Utseendet til tsunamier og ebbebølger er forklart som følger. I den episentrale regionen, på grunn av deformasjonen av bunnen, dannes en trykkbølge som forplanter seg oppover. Havet på dette stedet sveller bare kraftig, kortvarige strømmer dannes på overflaten, divergerer i alle retninger, eller "koker" med vann som kaster seg opp til en høyde på opptil 0,3 m. Alt dette er akkompagnert av en summing. Trykkbølgen forvandles så på overflaten til tsunamibølger som går i forskjellige retninger. Ebben før tsunamien forklares med at vannet først strømmer inn i det undersjøiske synkehullet, hvorfra det deretter skyves ut i den episentrale regionen.

I tilfellet når episentrene er i tettbefolkede områder, bringer jordskjelv store katastrofer. Spesielt ødeleggende var jordskjelvene i Japan, der 233 store jordskjelv ble registrert over 1500 år med antall sjokk som oversteg 2 millioner.

Store katastrofer er forårsaket av jordskjelv i Kina. Under katastrofen 16. desember 1920 døde mer enn 200 tusen mennesker i Kansu-regionen, og hovedårsaken til døden var kollapsen av boliger gravd i løsmassen. Jordskjelv av eksepsjonell styrke har skjedd i Amerika. Et jordskjelv i Riobamba-regionen i 1797 drepte 40 000 mennesker og ødela 80 % av bygningene. I 1812 ble byen Caracas (Venezuela) fullstendig ødelagt i løpet av 15 sekunder. Byen Concepcion i Chile ble gjentatte ganger nesten fullstendig ødelagt, byen San Francisco ble hardt skadet i 1906. I Europa ble den største ødeleggelsen observert etter et jordskjelv på Sicilia, der i 1693 ble 50 landsbyer ødelagt og mer enn 60 tusen mennesker døde.

På Sovjetunionens territorium var de mest ødeleggende jordskjelvene sør i Sentral-Asia, på Krim (1927) og i Kaukasus. Byen Shamakhi i Transkaukasia led spesielt ofte av jordskjelv. Den ble ødelagt i 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. Fram til 1859 var byen Shamakhi provinssenteret i Øst-Transkaukasia, men på grunn av jordskjelvet måtte hovedstaden flyttes til Baku. På fig. 173 viser plasseringen av episentrene til Shamakhi-jordskjelv. Akkurat som i Turkmenistan ligger de langs en viss linje, langstrakt i nordvestlig retning.

Under jordskjelv skjer det betydelige endringer på jordoverflaten, uttrykt i dannelse av sprekker, fall, folder, heving av enkeltseksjoner på land, dannelse av øyer i havet osv. Disse forstyrrelsene, kalt seismikk, bidrar ofte til til dannelsen av kraftige kollapser, skred, jordskred, gjørme og gjørme i fjellene, fremveksten av nye kilder, opphør av gamle, dannelse av gjørmebakker, gassutslipp, etc. Forstyrrelser dannet etter jordskjelv kalles postseismisk.

Fenomener. forbundet med jordskjelv både på jordoverflaten og i innvollene kalles seismiske fenomener. Vitenskapen som studerer seismiske fenomener kalles seismologi.

3. MINERALENES FYSISKE EGENSKAPER

Selv om hovedkarakteristikkene til mineraler (kjemisk sammensetning og indre krystallstruktur) er etablert på grunnlag av kjemiske analyser og røntgendiffraksjon, reflekteres de indirekte i egenskaper som lett kan observeres eller måles. For å diagnostisere de fleste mineraler er det nok å bestemme deres glans, farge, spalting, hardhet og tetthet.

Skinne(metallisk, semi-metallisk og ikke-metallisk - diamant, glass, oljeaktig, voksaktig, silkeaktig, perlemor, etc.) bestemmes av mengden lys som reflekteres fra overflaten av mineralet og avhenger av dets brytningsindeks . Ved gjennomsiktighet er mineraler delt inn i transparent, gjennomskinnelig, gjennomskinnelig i tynne fragmenter og ugjennomsiktig. Kvantitativ bestemmelse av lysbrytning og lysrefleksjon er bare mulig under et mikroskop. Noen ugjennomsiktige mineraler reflekterer lys sterkt og har en metallisk glans. Dette er typisk for malmmineraler, for eksempel galena (blymineral), kopiritt og bornitt (kobbermineraler), argentitt og akantitt (sølvmineraler). De fleste mineraler absorberer eller overfører en betydelig del av lyset som faller på dem og har en ikke-metallisk glans. Noen mineraler har en glans som går fra metallisk til ikke-metallisk, som kalles halvmetallisk.

Mineraler med ikke-metallisk glans er vanligvis lyse, noen av dem er gjennomsiktige. Ofte er det gjennomsiktig kvarts, gips og lys glimmer. Andre mineraler (for eksempel melkehvit kvarts) som overfører lys, men som gjenstander ikke tydelig kan skilles gjennom, kalles gjennomskinnelige. Mineraler som inneholder metaller skiller seg fra andre når det gjelder lystransmisjon. Hvis lys passerer gjennom et mineral, i det minste i de tynneste kantene av kornene, er det som regel ikke-metallisk; går ikke lyset forbi, så er det malm. Det finnes imidlertid unntak: for eksempel lysfarget sfaleritt (sinkmineral) eller cinnabar (kvikksølvmineral) er ofte gjennomsiktige eller gjennomskinnelige.

Mineraler er forskjellige i de kvalitative egenskapene til ikke-metallisk glans. Leire har en matt jordaktig glans. Kvarts på kantene av krystaller eller på bruddflater er glassaktig, talkum, som er delt inn i tynne blader langs spalteplan, er perlemor. Lys, glitrende, som en diamant, glansen kalles diamant.

Når lys faller på et mineral med en ikke-metallisk glans, reflekteres det delvis fra overflaten av mineralet og brytes delvis ved denne grensen. Hvert stoff er preget av en viss brytningsindeks. Siden denne indikatoren kan måles med høy nøyaktighet, er den en veldig nyttig diagnostisk funksjon av mineraler.

Naturen til glansen avhenger av brytningsindeksen, og begge avhenger av den kjemiske sammensetningen og krystallstrukturen til mineralet. Generelt utmerker seg gjennomsiktige mineraler som inneholder tungmetallatomer ved høy glans og høy brytningsindeks. Denne gruppen inkluderer slike vanlige mineraler som anglesite (blysulfat), kassiteritt (tinnoksid) og titanitt, eller sfen (kalsium og titansilikat). Mineraler sammensatt av relativt lette grunnstoffer kan også ha høy glans og høy brytningsindeks hvis atomene deres er tett pakket og holdt sammen av sterke kjemiske bindinger. Et slående eksempel er diamant, som består av kun ett lett element, karbon. I mindre grad gjelder dette også for mineralet korund (Al 2O 3), de gjennomsiktige fargede variantene - rubin og safirer - er edelstener. Selv om korund består av lette atomer av aluminium og oksygen, er de så tett bundet sammen at mineralet har en ganske sterk glans og en relativt høy brytningsindeks.

Noen glanser (oljeaktig, voksaktig, matt, silkeaktig, etc.) avhenger av tilstanden til overflaten av mineralet eller av strukturen til mineralaggregatet; harpiksaktig glans er karakteristisk for mange amorfe stoffer (inkludert mineraler som inneholder radioaktive elementer uran eller thorium).

Farge- en enkel og praktisk diagnostisk funksjon. Eksempler er messinggul pyritt (FeS 2), blygrå galena (PbS) og sølvhvit arsenopyritt (FeAsS 2). I andre malmmineraler med metallisk eller halvmetallisk glans kan den karakteristiske fargen maskeres av lysspillet i en tynn overflatefilm (anløp). Dette er karakteristisk for de fleste kobbermineraler, spesielt bornitt, som kalles "påfuglmalm" på grunn av sin iriserende blågrønne fargetone, som raskt utvikler seg på et friskt brudd. Imidlertid er andre kobbermineraler malt i kjente farger: malakitt - i grønt, azuritt - i blått.

Noen ikke-metalliske mineraler er umiskjennelig gjenkjent av fargen på grunn av det viktigste kjemiske elementet (gul - svovel og svart - mørk grå - grafitt, etc.). Mange ikke-metalliske mineraler er sammensatt av elementer som ikke gir dem en bestemt farge, men de er kjent for å ha fargede varianter, hvis farge skyldes tilstedeværelsen av urenheter av kjemiske elementer i små mengder, som ikke kan sammenlignes med intensiteten til fargen de forårsaker. Slike grunnstoffer kalles kromoforer; ionene deres utmerker seg ved selektiv absorpsjon av lys. For eksempel skylder dyp lilla ametyst sin farge til en ubetydelig urenhet av jern i kvarts, og den dype grønne fargen på smaragd er assosiert med et lite innhold av krom i beryl. Fargen av normalt fargeløse mineraler kan oppstå på grunn av defekter i krystallstrukturen (på grunn av ubesatte posisjoner av atomer i gitteret eller inntreden av fremmede ioner), som kan forårsake selektiv absorpsjon av visse bølgelengder i det hvite lysspekteret. Deretter males mineralene i komplementærfarger. Rubiner, safirer og alexandritter skylder fargen sin til nettopp slike lyseffekter.

Fargeløse mineraler kan farges av mekaniske inneslutninger. Så en tynn spredt spredning av hematitt gir kvarts en rød farge, kloritt - grønn. Melkekvarts er grumsete med gass-væske inneslutninger. Selv om fargen på mineraler er en av de lettest bestemmende egenskapene ved diagnostisering av mineraler, må den brukes med forsiktighet, da den avhenger av mange faktorer.

Til tross for variasjonen i fargen til mange mineraler, er fargen på mineralpulveret veldig konstant, og er derfor et viktig diagnostisk trekk. Vanligvis bestemmes fargen på mineralpulveret av linjen (den såkalte "linjefargen") som mineralet forlater hvis det trekkes over en uglasert porselensplate (kjeks). For eksempel kan mineralet fluoritt farges i forskjellige farger, men linjen er alltid hvit.

Spalting- veldig perfekt, perfekt, middels (klar), ufullkommen (uklar) og veldig ufullkommen - kommer til uttrykk i mineralers evne til å splitte seg i visse retninger. Brudd (glatt trinn, ujevnt, splinterformet, conchoidal, etc.) karakteriserer overflaten av en mineralsplitt som ikke oppsto langs spaltningen. For eksempel har kvarts og turmalin, hvis bruddoverflate ligner en glassbrikke, et konkoidalt brudd. I andre mineraler kan bruddet beskrives som grovt, taggete eller splintre. For mange mineraler er karakteristikken ikke et brudd, men spaltning. Dette betyr at de deler seg langs glatte plan som er direkte relatert til deres krystallstruktur. Bindingskreftene mellom krystallgitterets plan kan være forskjellige avhengig av den krystallografiske retningen. Hvis de i noen retninger er mye større enn i andre, vil mineralet dele seg over den svakeste bindingen. Siden spaltningen alltid er parallell med atomplanene, kan den merkes med krystallografiske retninger. For eksempel har halitt (NaCl) kubespaltning, dvs. tre innbyrdes vinkelrette retninger av en mulig splitt. Spaltning er også preget av den enkle manifestasjonen og kvaliteten på den resulterende spaltningsoverflaten. Glimmer har en veldig perfekt spalting i én retning, dvs. deler seg lett i svært tynne blader med en glatt blank overflate. Topaz har perfekt spalting i én retning. Mineraler kan ha to, tre, fire eller seks spaltningsretninger, langs hvilke de er like lette å knekke, eller flere spaltningsretninger av ulik grad. Noen mineraler har ingen spaltning i det hele tatt. Siden spaltning som en manifestasjon av den indre strukturen til mineraler er deres ufravikelige egenskap, fungerer det som en viktig diagnostisk funksjon.

Hardhet- motstanden som mineralet gir ved riper. Hardhet avhenger av krystallstrukturen: Jo sterkere atomene i strukturen til mineralet er bundet sammen, jo vanskeligere er det å skrape det. Talk og grafitt er myke lamellære mineraler bygget av lag med atomer knyttet sammen av svært svake krefter. De er fettete å ta på: når man gni mot huden på hånden, glir de individuelle tynneste lagene av. Det hardeste mineralet er diamant, der karbonatomene er så tett bundet at den bare kan ripes av en annen diamant. På begynnelsen av 1800-tallet Den østerrikske mineralogen F. Moos arrangerte 10 mineraler i rekkefølge etter økende hardhet. Siden den gang har de blitt brukt som standarder for den relative hardheten til mineraler, den såkalte. Mohs-skala (tabell 1)

Tabell 1. MOHS-HARDHETSSKALA

MineralRelativ hardhetTalkum 1 Gips 2 Kalsitt 3 Fluoritt 4 Apatitt 5 Ortoklase 6 Kvarts 7 Topas 8 Korund 9 Diamant 10

For å bestemme hardheten til et mineral, er det nødvendig å identifisere det hardeste mineralet det kan ripe. Hardheten til det studerte mineralet vil være større enn hardheten til mineralet som er ripet opp av det, men mindre enn hardheten til det neste mineralet på Mohs-skalaen. Bindingsstyrker kan variere med krystallografisk retning, og siden hardhet er et grovt estimat av disse kreftene, kan den variere i forskjellige retninger. Denne forskjellen er vanligvis liten, med unntak av kyanitt, som har en hardhet på 5 i retningen parallelt med krystallens lengde og 7 i den tverrgående retningen.

For en mindre nøyaktig fastsettelse av hardhet kan du bruke følgende, enklere, praktiske skala.

2-2.5 Miniatyrbilde 3 Sølvmynt 3.5 Bronsemynt 5.5-6 Penneknivblad 5.5-6 Vindusglass 6.5-7 Fil

I mineralogisk praksis brukes det også til å måle de absolutte verdiene av hardhet (den såkalte mikrohardheten) ved hjelp av en sklerometerenhet, som er uttrykt i kg / mm 2.

Tetthet.Massen av atomer av kjemiske elementer varierer fra hydrogen (det letteste) til uran (det tyngste). Alt annet likt er massen til et stoff som består av tunge atomer større enn massen til et stoff som består av lette atomer. For eksempel har to karbonater - aragonitt og cerussitt - en lignende indre struktur, men aragonitt inneholder lette kalsiumatomer, og cerussitt inneholder tunge blyatomer. Som et resultat overstiger massen av cerussitt massen av aragonitt med samme volum. Massen per volumenhet av et mineral avhenger også av pakkingstettheten til atomene. Kalsitt, som aragonitt, er kalsiumkarbonat, men i kalsitt er atomene mindre tettpakket, fordi det har lavere masse per volumenhet enn aragonitt. Den relative massen, eller tettheten, avhenger av kjemisk sammensetning og indre struktur. Tetthet er forholdet mellom massen til et stoff og massen til samme volum vann ved 4 ° C. Så hvis massen til et mineral er 4 g, og massen til samme volum vann er 1 g, så tettheten til mineralet er 4. I mineralogi er det vanlig å uttrykke tetthet i g/cm 3.

Tetthet er et viktig diagnostisk trekk ved mineraler og er lett å måle. Prøven veies først i luft og deretter i vann. Siden en prøve nedsenket i vann blir utsatt for en oppadgående oppdriftskraft, er vekten mindre der enn i luft. Vekttapet er lik vekten av vannet som fortrenges. Således bestemmes tettheten av forholdet mellom massen av prøven i luft og vekttapet i vann.

Pyro-elektrisitet.Noen mineraler, som turmalin, calamin, etc., blir elektrifisert når de varmes opp eller avkjøles. Dette fenomenet kan observeres ved å pollinere et avkjølende mineral med en blanding av svovel og rødt blypulver. I dette tilfellet dekker svovel de positivt ladede områdene av mineraloverflaten, og rødt bly - områder med negativ ladning.

Magnetisme -dette er egenskapen til visse mineraler til å virke på en magnetisk nål eller bli tiltrukket av en magnet. For å bestemme magnetismen brukes en magnetisk nål plassert på et skarpt stativ, eller en magnetisk hestesko, en stang. Det er også veldig praktisk å bruke en magnetisk nål eller kniv.

Når du tester for magnetisme, er tre tilfeller mulig:

a) når et mineral i sin naturlige form ("av seg selv") virker på en magnetisk nål,

b) når mineralet blir magnetisk først etter kalsinering i den reduserende flammen til et blåserør

c) når mineralet verken før eller etter kalsinering i en reduserende flamme viser magnetisme. For å tenne den reduserende flammen må du ta små biter på 2-3 mm i størrelse.

Gløde.Mange mineraler som ikke gløder av seg selv begynner å gløde under visse spesielle forhold.

Det er fosforescens, luminescens, termoluminescens og triboluminescens av mineraler. Fosforescens er evnen til et mineral til å gløde etter å ha blitt utsatt for visse stråler (willemitt). Luminescens - evnen til å gløde på tidspunktet for bestråling (scheelite når det bestråles med ultrafiolett og katodestråler, kalsitt, etc.). Termoluminescens - glød ved oppvarming (fluoritt, apatitt).

Triboluminescens - glød i øyeblikket av riper med en nål eller splitting (glimmer, korund).

Radioaktivitet.Mange mineraler som inneholder elementer som niob, tantal, zirkonium, sjeldne jordarter, uran, thorium har ofte ganske betydelig radioaktivitet, lett påviselig selv av husholdningsradiometre, som kan tjene som en viktig diagnostisk funksjon.

For å sjekke radioaktivitet måles og registreres først bakgrunnsverdien, deretter bringes mineralet, eventuelt nærmere instrumentets detektor. En økning i avlesningene med mer enn 10-15% kan tjene som en indikator på radioaktiviteten til mineralet.

Elektrisk Strømføringsevne.En rekke mineraler har betydelig elektrisk ledningsevne, noe som gjør at de entydig kan skilles fra lignende mineraler. Kan testes med en vanlig husholdningstester.

4. EPEIROGENE BEVEGELSER AV JORDSKORPEN

Epirogene bevegelser- langsomme eldgamle hevninger og innsynkninger av jordskorpen, som ikke forårsaker endringer i den primære forekomsten av lagene. Disse vertikale bevegelsene er oscillerende og reversible; heving kan bli fulgt av en nedgang. Disse bevegelsene inkluderer:

Moderne, som er festet i minnet til en person og kan måles instrumentelt ved å nivellere på nytt. Hastigheten til moderne oscillerende bevegelser overstiger i gjennomsnitt ikke 1-2 cm/år, og i fjellområder kan den nå 20 cm/år.

Neotektoniske bevegelser er bevegelser for den neogen-kvartære tiden (25 millioner år). I bunn og grunn er de ikke forskjellige fra moderne. Neotektoniske bevegelser er registrert i moderne relieff, og hovedmetoden for studien deres er geomorfologisk. Hastigheten på deres bevegelse er en størrelsesorden mindre, i fjellområder - 1 cm / år; på slettene - 1 mm/år.

Gamle langsomme vertikale bevegelser er registrert i deler av sedimentære bergarter. Hastigheten av gamle oscillerende bevegelser, ifølge forskere, er mindre enn 0,001 mm/år.

Orogene bevegelserforekomme i to retninger - horisontal og vertikal. Den første fører til kollaps av steiner og dannelse av folder og overstøt, d.v.s. til reduksjon av jordoverflaten. Vertikale bevegelser fører til heving av området for manifestasjon av folddannelse og utseendet til ofte fjellstrukturer. Orogene bevegelser går mye raskere enn oscillerende.

De er ledsaget av aktiv effusiv og påtrengende magmatisme, så vel som metamorfose. De siste tiårene er disse bevegelsene forklart av kollisjonen av store litosfæriske plater, som beveger seg i horisontal retning langs det asthenosfæriske laget av den øvre mantelen.

TYPER TEKTONISK FEIL

Typer tektoniske forstyrrelser

a - foldede (plikat) former;

I de fleste tilfeller er dannelsen forbundet med komprimering eller komprimering av jordens materie. Foldede lidelser er morfologisk delt inn i to hovedtyper: konvekse og konkave. Ved et horisontalt kutt er eldre lag plassert i kjernen av den konvekse folden, og yngre lag er plassert på vingene. Konkave bøyninger har tvert imot yngre avleiringer i kjernen. I folder er konvekse vinger vanligvis skråstilt lateralt fra den aksiale overflaten.

b - diskontinuerlige (disjunktive) former

Diskontinuerlige tektoniske forstyrrelser kalles slike endringer der kontinuiteten (integriteten) til bergarter blir forstyrret.

Forkastninger er delt inn i to grupper: forkastninger uten forskyvning av bergartene atskilt av dem i forhold til hverandre og forkastninger med forskyvning. De førstnevnte kalles tektoniske sprekker, eller diaklaser, de siste kalles paraklaser.

BIBLIOGRAFI

1. Belousov V.V. Essays om geologiens historie. Ved opprinnelsen til jordvitenskapen (geologi til slutten av 1700-tallet). - M., - 1993.

Vernadsky V.I. Utvalgte verk om vitenskapshistorie. - M.: Nauka, - 1981.

Cookery A.S., Onoprienko V.I. Mineralogi: fortid, nåtid, fremtid. - Kiev: Naukova Dumka, - 1985.

Moderne ideer om teoretisk geologi. - L .: Nedra, - 1984.

Khain V.E. Hovedproblemene i moderne geologi (geologi på terskelen til XXI århundre). - M .: Vitenskapelig verden, 2003 ..

Khain V.E., Ryabukhin A.G. Geologiske vitenskapers historie og metodikk. - M.: MGU, - 1996.

Hallem A. Store geologiske stridigheter. M.: Mir, 1985.

1. EKSOGENE OG ENDOGENE PROSESSER

Arbeidet til isbreer er den relieffdannende aktiviteten til fjell- og arkbreer, som består i fangst av steinpartikler av en bevegelig isbre, deres overføring og avsetning under issmelting.

Endogene prosesser Endogene prosesser er geologiske prosesser knyttet til energien som genereres i det indre av den faste jorden. Endogene prosesser inkluderer tektoniske prosesser, magmatisme, metamorfose og seismisk aktivitet.

Tektoniske prosesser - dannelsen av feil og folder.

Magmatisme er en manifestasjon av jordens dype aktivitet; den er nært knyttet til dens utvikling, termiske historie og tektoniske evolusjon.

Tildel magmatisme:

geosynklinal

plattform

oseanisk

magmatisme av aktiveringsområder

Dybde av manifestasjon:

avgrunn

hypabyssal

flate

I henhold til sammensetningen av magma:

ultrabasisk

grunnleggende

sur

alkalisk

Seismisk aktivitet er et kvantitativt mål på det seismiske regimet, bestemt av gjennomsnittlig antall jordskjelvkilder i et visst område av energiverdier som forekommer i området under vurdering i en viss observasjonstid.

2. JORDSKELV

geologisk skorpe epeirogen

Virkningen av de indre kreftene til jorden er tydeligst avslørt i fenomenet jordskjelv, som forstås som skjelvinger i jordskorpen forårsaket av forskyvninger av bergarter i jordens tarmer.

Et jordskjelv er et ganske vanlig fenomen. Det er observert i mange deler av kontinentene, så vel som på bunnen av havene og havene (i sistnevnte tilfelle snakker de om et "sjøskjelv"). Antallet jordskjelv på kloden når flere hundre tusen i året, det vil si at det i gjennomsnitt oppstår ett eller to jordskjelv per minutt. Styrken på jordskjelvet er forskjellig: de fleste av dem fanges bare av svært følsomme instrumenter - seismografer, andre føles direkte av en person. Antallet av sistnevnte når to til tre tusen i året, og de er svært ujevnt fordelt - i noen områder er slike sterke jordskjelv svært hyppige, mens de i andre er uvanlig sjeldne eller til og med praktisk talt fraværende.

Jordskjelv kan deles inn i endogene, assosiert med prosesser som skjer i dypet av jorden, og eksogene, avhengig av prosesser som skjer nær jordens overflate.

Endogene jordskjelv inkluderer vulkanske jordskjelv, forårsaket av prosessene med vulkanske utbrudd, og tektoniske, forårsaket av bevegelse av materie i jordens dype tarmer.

Eksogene jordskjelv inkluderer jordskjelv som oppstår som et resultat av underjordiske kollapser assosiert med karst og noen andre fenomener, gasseksplosjoner, etc. Eksogene jordskjelv kan også være forårsaket av prosesser som skjer på selve jordoverflaten: steinsprang, meteorittnedslag, vann som faller fra store høyder og andre fenomener, samt faktorer knyttet til menneskelig aktivitet (kunstige eksplosjoner, maskindrift, etc.) .

Genetisk kan jordskjelv klassifiseres som følger: naturlig

Endogent: a) tektonisk, b) vulkansk. Eksogent: a) karstskred, b) atmosfærisk c) fra påvirkning av bølger, fossefall osv. Kunstig

a) fra eksplosjoner, b) fra artilleriild, c) fra kunstig kollaps av steiner, d) fra transport, etc.

I løpet av geologien vurderes bare jordskjelv assosiert med endogene prosesser.

Her er hvordan M. Gorky beskriver jordskjelvet som skjedde i Italia i 1908, som han var øyenvitne til: … Forskrekket og forskjøvet lente bygningene seg, sprekker slanget seg langs de hvite veggene deres som lyn, og veggene smuldret opp og fylte de trange gatene og folk blant dem... Den underjordiske rumlingen, brølet av steiner, skriket fra tre overdøver rop om hjelp, rop om galskap. Jorden er opprørt som havet, og kaster palasser, hytter, templer, brakker, fengsler, skoler fra brystet, og ødelegger hundrevis og tusenvis av kvinner, barn, rike og fattige for hver gysing. ".

Som et resultat av dette jordskjelvet ble byen Messina og en rekke andre bosetninger ødelagt.

Den generelle sekvensen av alle fenomener under et jordskjelv ble studert av I. V. Mushketov under det største sentralasiatiske jordskjelvet i Alma-Ata i 1887.

Ødeleggelsene i selve Alma-Ata var enorme: av 1800 hus var det bare noen få som overlevde, men antallet menneskelige ofre var relativt lite (332 mennesker).

Det dype senteret, eller fokuset til et jordskjelv, kalles hyposenteret. I plan er det skissert som et avrundet eller ovalt område.

Området som ligger på jordoverflaten over hyposenteret kalles episenteret. Den er preget av maksimal ødeleggelse, og mange gjenstander her er forskjøvet vertikalt (sprett), og sprekkene i husene er plassert svært bratt, nesten vertikalt.

Området for episenteret til jordskjelvet Alma-Ata ble bestemt til 288 km² (36 * 8 km), og området der jordskjelvet var det sterkeste dekket et område på 6000 km². Et slikt område ble kalt pleistoseist ("pleisto" - den største og "seistos" - rystet).

Hyposentrene til alle disse etterskjelvene var på samme grunne dybde (omtrent 20–30 km) som hyposenteret til hovedsjokket.

Marmorvollen kollapset og gikk under vann. Folk og skip som sto nær kysten ble ført bort i den dannede vanntrakten. Etter jordskjelvet nådde dybden av bukten på stedet for vollen 200 m.

Slike bølger oppstår ganske ofte under havskjelv, de kalles tsutsnas. Forplantningshastigheten til disse bølgene varierer fra 20 til 300 m / s avhengig av: havets dybde; bølgehøyden når 30 m.

Drenering av kysten før en tsunami varer vanligvis i flere minutter og i unntakstilfeller en time. Tsunamier oppstår bare under disse havskjelvene, når en viss del av bunnen synker eller stiger.

Under jordskjelv skjer det betydelige endringer på jordoverflaten, uttrykt i dannelse av sprekker, fall, folder, heving av enkeltseksjoner på land, dannelse av øyer i havet osv. Disse forstyrrelsene, kalt seismikk, bidrar ofte til til dannelse av kraftige kollapser, raser, jordskred, gjørme og gjørme i fjellet, fremveksten av nye kilder, opphør av gamle, dannelse av gjørmebakker, gassutslipp osv. Forstyrrelser dannet etter jordskjelv kalles postseismiske .

Fenomener. forbundet med jordskjelv både på jordoverflaten og i innvollene kalles seismiske fenomener. Vitenskapen som studerer seismiske fenomener kalles seismologi.

3. MINERALENES FYSISKE EGENSKAPER

Glans (metallisk, semi-metallisk og ikke-metallisk - diamant, glass, oljeaktig, voksaktig, silkeaktig, perlemor, etc.) skyldes mengden lys som reflekteres fra overflaten av mineralet og avhenger av dets brytningsevne indeks. Ved gjennomsiktighet er mineraler delt inn i transparent, gjennomskinnelig, gjennomskinnelig i tynne fragmenter og ugjennomsiktig. Kvantitativ bestemmelse av lysbrytning og lysrefleksjon er bare mulig under et mikroskop. Noen ugjennomsiktige mineraler reflekterer lys sterkt og har en metallisk glans. Dette er typisk for malmmineraler, for eksempel galena (blymineral), kopiritt og bornitt (kobbermineraler), argentitt og akantitt (sølvmineraler). De fleste mineraler absorberer eller overfører en betydelig del av lyset som faller på dem og har en ikke-metallisk glans. Noen mineraler har en glans som går fra metallisk til ikke-metallisk, som kalles halvmetallisk.

Naturen til glansen avhenger av brytningsindeksen, og begge avhenger av den kjemiske sammensetningen og krystallstrukturen til mineralet. Generelt utmerker seg gjennomsiktige mineraler som inneholder tungmetallatomer ved høy glans og høy brytningsindeks. Denne gruppen inkluderer slike vanlige mineraler som anglesite (blysulfat), kassiteritt (tinnoksid) og titanitt, eller sfen (kalsium og titansilikat). Mineraler sammensatt av relativt lette grunnstoffer kan også ha høy glans og høy brytningsindeks hvis atomene deres er tett pakket og holdt sammen av sterke kjemiske bindinger. Et slående eksempel er diamant, som består av kun ett lett element, karbon. I mindre grad gjelder dette også for mineralet korund (Al2O3), hvis gjennomsiktige fargede varianter - rubin og safirer - er edelstener. Selv om korund består av lette atomer av aluminium og oksygen, er de så tett bundet sammen at mineralet har en ganske sterk glans og en relativt høy brytningsindeks.

Farge er et enkelt og praktisk diagnostisk tegn. Eksempler inkluderer messinggul pyritt (FeS2), blygrå galena (PbS) og sølvhvit arsenopyritt (FeAsS2). I andre malmmineraler med metallisk eller halvmetallisk glans kan den karakteristiske fargen maskeres av lysspillet i en tynn overflatefilm (anløp). Dette er karakteristisk for de fleste kobbermineraler, spesielt bornitt, som kalles "påfuglmalm" på grunn av sin iriserende blågrønne fargetone, som raskt utvikler seg på et friskt brudd. Imidlertid er andre kobbermineraler malt i kjente farger: malakitt er grønt, azuritt er blått.

Fargeløse mineraler kan farges av mekaniske inneslutninger. Dermed gir en tynn spredt spredning av hematitt kvarts en rød farge, kloritt - grønn. Melkekvarts er grumsete med gass-væske inneslutninger. Selv om fargen på mineraler er en av de lettest bestemmende egenskapene i mineraldiagnostikk, må den brukes med forsiktighet da den avhenger av mange faktorer.

Spaltning - veldig perfekt, perfekt, middels (klar), ufullkommen (uklar) og veldig ufullkommen - uttrykkes i mineralers evne til å splitte seg i visse retninger. Brudd (glatt trinn, ujevnt, splinterformet, conchoidal, etc.) karakteriserer overflaten av en mineralsplitt som ikke oppsto langs spaltningen. For eksempel har kvarts og turmalin, hvis bruddoverflate ligner en glassbrikke, et konkoidalt brudd. I andre mineraler kan bruddet beskrives som grovt, taggete eller splintre. For mange mineraler er karakteristikken ikke et brudd, men spaltning. Dette betyr at de deler seg langs glatte plan som er direkte relatert til deres krystallstruktur. Bindingskreftene mellom krystallgitterets plan kan være forskjellige avhengig av den krystallografiske retningen. Hvis de i noen retninger er mye større enn i andre, vil mineralet dele seg over den svakeste bindingen. Siden spaltningen alltid er parallell med atomplanene, kan den merkes med krystallografiske retninger. For eksempel har halitt (NaCl) kubespaltning, dvs. tre innbyrdes vinkelrette retninger av en mulig splitt. Spaltning er også preget av den enkle manifestasjonen og kvaliteten på den resulterende spaltningsoverflaten. Glimmer har en veldig perfekt spalting i én retning, dvs. deler seg lett i svært tynne blader med en glatt blank overflate. Topaz har perfekt spalting i én retning. Mineraler kan ha to, tre, fire eller seks spaltningsretninger, langs hvilke de er like lette å knekke, eller flere spaltningsretninger av ulik grad. Noen mineraler har ingen spaltning i det hele tatt. Siden spaltning som en manifestasjon av den indre strukturen til mineraler er deres ufravikelige egenskap, fungerer det som en viktig diagnostisk funksjon.

Hardhet er motstanden som et mineral gir når det blir ripet. Hardhet avhenger av krystallstrukturen: Jo sterkere atomene i strukturen til mineralet er bundet sammen, jo vanskeligere er det å skrape det. Talk og grafitt er myke lamellære mineraler bygget av lag med atomer knyttet sammen av svært svake krefter. De er fettete å ta på: når man gni mot huden på hånden, glir de individuelle tynneste lagene av. Det hardeste mineralet er diamant, der karbonatomene er så tett bundet at den bare kan ripes av en annen diamant. På begynnelsen av 1800-tallet Den østerrikske mineralogen F. Moos arrangerte 10 mineraler i rekkefølge etter økende hardhet. Siden den gang har de blitt brukt som standarder for den relative hardheten til mineraler, den såkalte. Mohs-skala (tabell 1)

MOHS HARDHETSSKALA

Tettheten og massen av atomer til kjemiske elementer varierer fra hydrogen (det letteste) til uran (det tyngste). Alt annet likt er massen til et stoff som består av tunge atomer større enn massen til et stoff som består av lette atomer. For eksempel har to karbonater - aragonitt og cerussitt - en lignende indre struktur, men aragonitt inneholder lette kalsiumatomer, og cerussitt inneholder tunge blyatomer. Som et resultat overstiger massen av cerussitt massen av aragonitt med samme volum. Massen per volumenhet av et mineral avhenger også av pakkingstettheten til atomene. Kalsitt, som aragonitt, er kalsiumkarbonat, men i kalsitt er atomene mindre tettpakket, fordi det har lavere masse per volumenhet enn aragonitt. Den relative massen, eller tettheten, avhenger av kjemisk sammensetning og indre struktur. Tetthet er forholdet mellom massen til et stoff og massen til samme volum vann ved 4 ° C. Så hvis massen til et mineral er 4 g, og massen til samme volum vann er 1 g, så mineralets tetthet er 4. I mineralogi er det vanlig å uttrykke tetthet i g/cm3.

Pyro-elektrisitet. Noen mineraler, som turmalin, calamin, etc., blir elektrifisert når de varmes opp eller avkjøles. Dette fenomenet kan observeres ved å pollinere et avkjølende mineral med en blanding av svovel og rødt blypulver. I dette tilfellet dekker svovel de positivt ladede områdene av mineraloverflaten, og rødt bly dekker områder med negativ ladning.

Magnetisme er egenskapen til noen mineraler til å virke på en magnetisk nål eller bli tiltrukket av en magnet. For å bestemme magnetismen brukes en magnetisk nål plassert på et skarpt stativ, eller en magnetisk hestesko, en stang. Det er også veldig praktisk å bruke en magnetisk nål eller kniv.

Når du tester for magnetisme, er tre tilfeller mulig:

a) når et mineral i sin naturlige form ("av seg selv") virker på en magnetisk nål,

b) når mineralet blir magnetisk først etter kalsinering i den reduserende flammen til et blåserør

c) når mineralet verken før eller etter kalsinering i en reduserende flamme viser magnetisme. For å tenne den reduserende flammen må du ta små biter på 2-3 mm i størrelse.

Gløde. Mange mineraler som ikke gløder av seg selv begynner å gløde under visse spesielle forhold.

Triboluminescens - glød i øyeblikket av riper med en nål eller splitting (glimmer, korund).

Radioaktivitet. Mange mineraler som inneholder elementer som niob, tantal, zirkonium, sjeldne jordarter, uran, thorium har ofte ganske betydelig radioaktivitet, lett påviselig selv av husholdningsradiometre, som kan tjene som en viktig diagnostisk funksjon.

Elektrisk Strømføringsevne. En rekke mineraler har betydelig elektrisk ledningsevne, noe som gjør at de entydig kan skilles fra lignende mineraler. Kan testes med en vanlig husholdningstester.

EPEIROGENE BEVEGELSER AV JORDSKORPEN

Epirogene bevegelser er langsomme sekulære hevninger og innsynkninger av jordskorpen som ikke forårsaker endringer i det primære underlaget. Disse vertikale bevegelsene er oscillerende og reversible; heving kan bli fulgt av en nedgang. Disse bevegelsene inkluderer:

Gamle langsomme vertikale bevegelser er registrert i deler av sedimentære bergarter. Hastigheten av gamle oscillerende bevegelser, ifølge forskere, er mindre enn 0,001 mm/år.

Orogene bevegelser skjer i to retninger - horisontal og vertikal. Den første fører til kollaps av steiner og dannelse av folder og overstøt, d.v.s. til reduksjon av jordoverflaten. Vertikale bevegelser fører til heving av området for manifestasjon av folddannelse og utseendet til ofte fjellstrukturer. Orogene bevegelser går mye raskere enn oscillerende.

TYPER TEKTONISK FEIL

Typer tektoniske forstyrrelser:

a - foldede (plikat) former;

b - diskontinuerlige (disjunktive) former

Diskontinuerlige tektoniske forstyrrelser kalles slike endringer der kontinuiteten (integriteten) til bergarter blir forstyrret.

BIBLIOGRAFI

1. Belousov V.V. Essays om geologiens historie. Ved opprinnelsen til jordvitenskapen (geologi til slutten av 1700-tallet). - M., - 1993.

Vernadsky V.I. Utvalgte verk om vitenskapshistorie. - M .: Nauka, - 1981.

Cookery A.S., Onoprienko V.I. Mineralogi: fortid, nåtid, fremtid. - Kiev: Naukova Dumka, - 1985.

Moderne ideer om teoretisk geologi. - L .: Nedra, - 1984.

Khain V.E. Hovedproblemene i moderne geologi (geologi på terskelen til XXI århundre). - M .: Vitenskapelig verden, 2003 ..

Khain V.E., Ryabukhin A.G. Geologiske vitenskapers historie og metodikk. – M.: MGU, – 1996.

Hallem A. Store geologiske stridigheter. M.: Mir, 1985.

Utdannings- og vitenskapsdepartementet i Den russiske føderasjonen

Federal Agency for Education

Statens høyere utdanningsinstitusjon

yrkesutdanning

"Ufa State Oil Technical University"
Institutt for anvendt økologi

1. KONSEPTET PÅ PROSESSER………………………………………………………………3

2. EKSOGENE PROSESSER………………………………………………………………..3

2.1 FORVÆRING ………………………………………………………………… 3

2.1.1FYSISK FORVIRING………………………….4

2.1.2 KJEMISK FORVITNING………………………...5

2.2 VINDENS GEOLOGISKE AKTIVITET…………………………6

2.2.1 DEFLASJON OG KORROSJON………………………………………….7

2.2.2 OVERFØRING………………………………………………………………...8

2.2.3 AKKUMULERING OG ELOL-INNSKUDD…………..8

^ 2.3 GEOLOGISKE AKTIVITETER PÅ OVERFLATEN

RENENDE VANN………………………………………………………………………...9

2.4 GEOLOGISK AKTIVITET FOR GRUNNVANNET………………… 10

2.5 GEOLOGISK AKTIVITET TIL BRENE………………. 12

2.6 GEOLOGISK AKTIVITET AV HAVET OG HAVET... 12

3. ENDOGENE PROSESSER………………………………………………………. 1. 3

3.1 MAGMATISME…………………………………………………………………. 1. 3

3.2 METAMORFISME…………………………………………………………... 14

3.2.1 HOVEDFAKTORER FOR METAMORFISME……………. fjorten

3.2.2. METAMORFISMENS ANSIKT…………………………………………. femten

3.3 JORDSKJELV……………………………………………………………… 15

LISTE OVER BRUKT LITTERATUR……………………… 16

^ KONSEPTET PROSESSER

Gjennom hele sin eksistens har jorden gått gjennom en lang rekke endringer. I hovedsak var hun aldri den samme som i forrige øyeblikk. Det endrer seg kontinuerlig. Dens sammensetning, fysiske tilstand, utseende, posisjon i verdensrommet og forholdet til andre medlemmer av solsystemet er i endring.

Geologi (gresk "geo" - jord, "logoer" - undervisning) er en av de viktigste vitenskapene om jorden. Den er engasjert i studiet av sammensetningen, strukturen, historien til jordens utvikling og prosessene som skjer i dens tarmer og på overflaten. Moderne geologi bruker de siste prestasjonene og metodene fra en rekke naturvitenskaper - matematikk, fysikk, kjemi, biologi, geografi.

Emnet for direkte studier av geologi er jordskorpen og det underliggende faste laget av den øvre mantelen - litosfæren (gresk "lithos" - stein), som er av største betydning for gjennomføringen av menneskelig liv og aktivitet.

En av de flere hovedretningene i geologi er dynamisk geologi, som studerer ulike geologiske prosesser, landformer, forholdet mellom bergarter av ulik opprinnelse, arten av deres forekomst og deformasjon. Det er kjent at i løpet av den geologiske utviklingen var det flere endringer i sammensetningen, tilstanden til materie, utseendet til jordoverflaten og strukturen til jordskorpen. Disse transformasjonene er assosiert med ulike geologiske prosesser og deres interaksjon.

Blant dem er det to grupper:

1) endogen (gresk "endos" - innvendig), eller intern, assosiert med de termiske effektene av jorden, spenninger som oppstår i tarmene, med gravitasjonsenergi og dens ujevn fordeling;

2) eksogen (gresk "exos" - utenfor, ekstern), eller ekstern, forårsaker betydelige endringer i overflaten og overflatenære deler av jordskorpen. Disse endringene er assosiert med solens strålende energi, tyngdekraften, den kontinuerlige bevegelsen av vann og luftmasser, sirkulasjonen av vann på overflaten og inne i jordskorpen, med den vitale aktiviteten til organismer og andre faktorer. Alle eksogene prosesser er nært knyttet til endogene, noe som gjenspeiler kompleksiteten og enheten til krefter som virker inne i jorden og på overflaten. Geologiske prosesser endrer jordskorpen og dens overflate, noe som fører til ødeleggelse og samtidig dannelsen av bergarter. Eksogene prosesser skyldes virkningen av tyngdekraften og solenergi, og endogene prosesser skyldes påvirkningen fra jordens indre varme og tyngdekraften. Alle prosesser henger sammen, og deres studie gjør det mulig å bruke aktualismens metode for å forstå de geologiske prosessene fra den fjerne fortiden.

^ 2. EKSOGENE PROSESSER

Begrepet "forvitring", som er mye brukt i litteraturen, gjenspeiler ikke essensen og kompleksiteten til de naturlige prosessene definert av dette konseptet. Det uheldige begrepet har ført til at forskere ikke har samhold i å forstå det i hovedsak. Forvitring skal uansett aldri forveksles med vindens aktivitet.

Forvitring er et sett med komplekse prosesser for kvalitativ og kvantitativ transformasjon av bergarter og deres bestanddeler, som skjer under påvirkning av forskjellige midler som virker på jordens overflate, blant hvilke hovedrollen spilles av temperatursvingninger, frysing av vann, syrer , alkalier, karbondioksid, virkningen av vind, organismer, etc. .d . Avhengig av overvekt av visse faktorer i en enkelt og kompleks forvitringsprosess, skilles to innbyrdes beslektede typer konvensjonelt:

1) fysisk forvitring og 2) kjemisk forvitring.
^ 2.1.1 FYSISK FORVIRING

I denne typen er den viktigste temperaturforvitringen, som er assosiert med daglige og sesongmessige temperatursvingninger, som forårsaker enten oppvarming eller avkjøling av overflatedelen av bergartene. Under forholdene på jordens overflate, spesielt i ørkener, er daglige temperatursvingninger ganske betydelige. Så om sommeren på dagtid blir bergartene oppvarmet til + 80 0 C, og om natten synker temperaturen til + 20 0 C. På grunn av den skarpe forskjellen i termisk ledningsevne, termisk utvidelse og kompresjonskoeffisienter og anisotropi av de termiske egenskapene av mineralene som utgjør bergartene, oppstår visse påkjenninger. I tillegg til vekslende oppvarming og avkjøling har ujevn oppvarming av bergarter også en destruktiv effekt, som er forbundet med ulike termiske egenskaper, farge og størrelse på mineralene som utgjør bergartene.

Bergarter kan være multi-mineral og enkelt-mineral. Multimineralbergarter er utsatt for den største ødeleggelsen som følge av prosessen med termisk forvitring.

Prosessen med termisk forvitring, som forårsaker mekanisk desintegrering av bergarter, er spesielt karakteristisk for ekstra tørre og nivale landskap med et kontinentalt klima og en ikke-utlutende type fuktighetsregime. Dette er spesielt tydelig i ørkenområder, hvor nedbørsmengden er i området 100-250 mm/år (med kolossal fordampning) og en skarp amplitude av daglige temperaturer observeres på fjelloverflaten ubeskyttet av vegetasjon. Under disse forholdene blir mineraler, spesielt mørkfargede, oppvarmet til temperaturer som overstiger lufttemperaturen, noe som forårsaker oppløsning av bergarter og klastiske forvitringsprodukter dannes på et konsolidert uforstyrret underlag. I ørkener observeres avskalling eller avskalling (lat. "desquamare" - for å fjerne skjell) når skjell eller tykke plater parallelt med overflaten flasser av fra den glatte overflaten av bergarter med betydelige temperatursvingninger. Denne prosessen kan spesielt godt spores på separate blokker, steinblokker. Intens fysisk (mekanisk) forvitring forekommer i områder med alvorlige klimatiske forhold (i polare og subpolare land) med tilstedeværelse av permafrost, på grunn av dens overdreven overflatefuktighet. Under disse forholdene er forvitring hovedsakelig assosiert med kilevirkningen ved å fryse vann i sprekker og med andre fysiske og mekaniske prosesser knyttet til isdannelse. Temperatursvingninger i overflatehorisonten til bergarter, spesielt sterk underkjøling om vinteren, fører til volumetrisk gradientspenning og dannelse av frostsprekker, som deretter utvikles ved å fryse vann i dem. Det er velkjent at når vann fryser, øker det i volum med mer enn 9 % (P. A. Shumsky, 1954). Som et resultat utvikler det seg trykk på veggene til store sprekker, noe som forårsaker en stor kilespenning, knusing av steiner og dannelse av overveiende blokkaktig materiale. Slik forvitring kalles noen ganger frostforvitring. Rotsystemet til voksende trær har også en kileeffekt på steiner. En rekke gravende dyr utfører også mekanisk arbeid. Avslutningsvis skal det sies at rent fysisk forvitring fører til fragmentering av bergarter, til mekanisk ødeleggelse uten å endre deres mineralogiske og kjemiske sammensetning.

^ 2.1.2 KJEMISK FORVIRING

Samtidig med fysisk forvitring, i områder med et utvaskingsregime, skjer det også prosesser med kjemisk endring med dannelse av nye mineraler. Under mekanisk desintegrering av tette bergarter dannes det makrosprekker, som bidrar til penetrering av vann og gass inn i dem, og i tillegg øker reaksjonsoverflaten til forvitrede bergarter. Dette skaper betingelser for aktivering av kjemiske og biogeokjemiske reaksjoner. Inntrengningen av vann eller fuktighetsgraden bestemmer ikke bare transformasjonen av bergarter, men bestemmer også migrasjonen av de mest mobile kjemiske komponentene. Dette er spesielt uttalt i fuktige tropiske soner, hvor høy luftfuktighet, høye termiske forhold og rik skogvegetasjon kombineres. Sistnevnte har en enorm biomasse og en betydelig nedgang. Denne massen av døende organisk materiale omdannes og behandles av mikroorganismer, noe som resulterer i store mengder aggressive organiske syrer (løsninger). En høy konsentrasjon av hydrogenioner i sure løsninger bidrar til den mest intensive kjemiske transformasjonen av bergarter, utvinning av kationer fra krystallgitteret til mineraler og deres involvering i migrasjon.

Kjemiske forvitringsprosesser inkluderer oksidasjon, hydrering, oppløsning og hydrolyse.

Oksidasjon. Det fortsetter spesielt intensivt i mineraler som inneholder jern. Et eksempel er oksidasjon av magnetitt, som går over i en mer stabil form - hematitt (Fe 2 0 4 Fe 2 0 3). Slike transformasjoner har blitt konstatert i den eldgamle forvitringsskorpen til KMA, hvor rike hematittmalmer utvinnes. Jernsulfider gjennomgår intens oksidasjon (ofte sammen med hydrering). Så, for eksempel, kan du forestille deg forvitringen av pyritt:

FeS 2 + mO 2 + nH 2 O FeS0 4 Fe 2 (SO 4) Fe 2 O 3. nH2O

Limonite (brun jernstein)

Ved enkelte forekomster av sulfid og andre jernmalmer observeres «brune jernhetter», bestående av oksiderte og hydrerte forvitringsprodukter. Luft og vann i ionisert form bryter ned jernholdige silikater og omdanner jernholdig jern til jernholdig jern.

Hydrering. Under påvirkning av vann oppstår hydrering av mineraler, d.v.s. fiksering av vannmolekyler på overflaten av individuelle deler av krystallstrukturen til mineralet. Et eksempel på hydratisering er overgangen av anhydritt til gips: anhydritt-CaSO 4 +2H 2 O CaSO 4 . 2H20 - gips. Hydrogoethite er også en hydrert variant: goethite - FeOOH + nH 2 O FeOH. nH 2 O - hydrogoetitt.

Hydratiseringsprosessen observeres også i mer komplekse mineraler - silikater.

Oppløsning. Mange forbindelser er preget av en viss grad av løselighet. Deres oppløsning skjer under påvirkning av vann som strømmer nedover overflaten av bergarter og siver gjennom sprekker og porer inn i dypet. Akselerasjonen av oppløsningsprosesser forenkles av en høy konsentrasjon av hydrogenioner og innholdet av O 2, CO 2 og organiske syrer i vann. Av de kjemiske forbindelsene er det klorider - halitt (vanlig salt), sylvin osv. - som har best løselighet.På andreplass kommer sulfater - anhydritt og gips. På tredjeplass kommer karbonater – kalksteiner og dolomitter. I prosessen med oppløsning av disse bergartene, på en rekke steder, dannes forskjellige karstformer på overflaten og i dybden.

Hydrolyse. Under forvitring av silikater og aluminosilikater er hydrolyse av stor betydning, der strukturen til krystallinske mineraler blir ødelagt på grunn av virkningen av vann og ioner oppløst i den og erstattes av en ny som er vesentlig forskjellig fra den opprinnelige og iboende. i nydannede supergene mineraler. I denne prosessen skjer følgende: 1) rammestrukturen til feltspat blir til en lagdelt, karakteristisk for nydannede supergene mineraler av leire; 2) fjerning fra krystallgitteret av feltspat av løselige forbindelser av sterke baser (K, Na, Ca), som, i vekselvirkning med CO 2, danner ekte løsninger av bikarbonater og karbonater (K 2 CO 3, Na 2 CO 3, CaCO 3 ). Under forholdene til spyleregimet utføres karbonater og bikarbonater fra dannelsesstedet. I et tørt klima forblir de på plass, danner filmer av forskjellige tykkelser på steder, eller faller ut på en liten dybde fra overflaten (karbonatisering forekommer); 3) delvis fjerning av silika; 4) tilsetning av hydroksylioner.

Hydrolyseprosessen fortsetter i trinn med sekvensiell opptreden av flere mineraler. Så under hypergentransformasjonen av feltspat oppstår hydromicas, som deretter blir til mineraler fra kaolinitt- eller haloysittgruppen:

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

Ortoklase hydromica kaolinitt

I tempererte klimasoner er kaolinitt ganske stabil, og som et resultat av akkumulering i forvitringsprosesser dannes kaolinavsetninger. Men i et fuktig tropisk klima kan ytterligere dekomponering av kaolinitt til frie oksider og hydroksider skje:

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

hydrargillitt

Dermed dannes aluminiumoksider og hydroksyder, som er en integrert del av aluminiummalm - bauxitter.

Under forvitring av mafiske bergarter og spesielt vulkanske tuffer, sammen med hydromicas, montmorillonitter (Al 2 Mg 3) (OH) 2 * nH 2 O og mineralet med høy alumina beidellitt A1 2 (OH) 2 [A1Si 3 О 10 ]nН 2 O. Forvitring av ultramafiske bergarter (ultrabasitter) produserer nontronitter, eller jernholdige montmorillonitter (FeAl 2)(OH) 2 . nH 2 O. Under forhold med betydelig atmosfærisk fukting ødelegges nontronitt, og det dannes oksider og hydroksider av jern (fenomenet nontronitt-skålding) og aluminium.
^ 2.2. GEOLOGISK VINDAKTIVITET

Det blåser konstant på jordoverflaten. Hastigheten, styrken og retningen til vinden er forskjellig. Ofte er de orkanlignende.

Vind er en av de viktigste eksogene faktorene som transformerer jordens topografi og danner spesifikke avsetninger. Denne aktiviteten manifesteres tydeligst i ørkener, som okkuperer omtrent 20% av overflaten på kontinentene, hvor sterk vind kombineres med en liten mengde nedbør (årlig mengde overstiger ikke 100-200 mm/år); skarpe svingninger i temperaturen, noen ganger når 50 o og over, noe som bidrar til intensive forvitringsprosesser; mangel på eller sparsom vegetasjon.

Vinden gjør mye geologisk arbeid: ødeleggelse av jordoverflaten (blåsing, eller deflasjon, dreining eller korrosjon), overføring av ødeleggelsesprodukter og avsetning (akkumulering) av disse produktene i form av ansamlinger av forskjellige former. Alle prosesser forårsaket av vindens aktivitet, formene for lettelse og avleiringer skapt av dem kalles eoliske (Eol i gammel gresk mytologi er vindens gud).
^

2.2.1. deflasjon og korrasjon

Deflasjon er blåsing og vinking av løse partikler av steiner (hovedsakelig sandholdige og støvete) av vinden. Den kjente ørkenforskeren B. A. Fedorovich skiller to typer deflasjon: areal og lokal.

Områdedeflasjon observeres både i berggrunnen utsatt for intense forvitringsprosesser, og spesielt på overflater som består av elv, hav, hydroglasial sand og andre løse avsetninger. I harde, sprekkede steinete bergarter trenger vinden inn i alle sprekker og blåser løse forvitringsprodukter ut av dem.

Overflaten av ørkener på steder med utvikling av forskjellig skadelig materiale som et resultat av deflasjon blir gradvis renset for sand- og finere jordpartikler (båret ut av vinden) og bare grove fragmenter forblir på plass - steinete og grusaktig materiale. Områdedeflasjon manifesterer seg noen ganger i de tørre steppeområdene i forskjellige land, der det med jevne mellomrom oppstår sterke tørkevinder - "tørre vinder", som blåser ut pløyd jord og overfører et stort antall av partiklene over lange avstander.

Lokal deflasjon viser seg i separate lindringsdepresjoner. Mange forskere bruker deflasjon for å forklare opprinnelsen til noen store dype avløpsbassenger i ørkenene i Sentral-Asia, Arabia og Nord-Afrika, hvis bunn stedvis er senket mange titalls og til og med noen få hundre meter under nivået til verdenshavet .

Korrosjon er mekanisk bearbeiding av utsatte bergarter av vinden ved hjelp av faste partikler som bæres av den - dreiing, sliping, boring, etc.

Sandpartikler løftes av vinden til forskjellige høyder, men deres største konsentrasjon er i de nedre overflatedelene av luftstrømmen (opptil 1,0-2,0 m). Sterke langvarige påvirkninger av sand på de nedre delene av steinhyllene undergraver og så å si undergraver dem, og de blir tynnere sammenlignet med de overliggende. Dette forenkles også av forvitringsprosesser som bryter fastheten til fjellet, som er ledsaget av rask fjerning av ødeleggelsesprodukter. Dermed gir samspillet mellom deflasjon, sandtransport, korrosjon og forvitring bergarter i ørkener deres særegne form.

Akademiker V. A. Obruchev oppdaget i 1906 i Dzungaria, som grenser til Øst-Kasakhstan, en hel "eolisk by", bestående av bisarre strukturer og figurer skapt i sandsteiner og spraglete leire som et resultat av ørkenforvitring, deflasjon og korrosjon. Hvis småstein eller små fragmenter av harde bergarter påtreffes langs sandbevegelsesbanen, er de utslitte, polert langs en eller flere flate kanter. Med tilstrekkelig lang eksponering for vindblåst sand danner småstein og rusk eoliske polyedre eller trieder med skinnende polerte kanter og relativt skarpe ribber mellom dem (fig. 5.2). Det skal også bemerkes at korrosjon og deflasjon også manifesteres på den horisontale leireoverflaten i ørkener, der sandstråler med jevn vind i én retning danner separate lange furer eller skyttergraver fra titalls centimeter til noen få meter dype, atskilt med parallelle , uregelmessig formede rygger. Slike formasjoner i Kina kalles yardangs.

2.2.2 OVERFØRING

Ved bevegelse fanger vinden opp sand- og støvpartikler og overfører dem til ulike avstander. Overføringen utføres enten spastisk, eller ved å rulle dem langs bunnen, eller i suspendert tilstand. Forskjellen i transport avhenger av størrelsen på partiklene, vindhastigheten og graden av turbulens. Ved vind opp til 7 m/s transporteres ca 90 % av sandpartiklene i et lag på 5-10 cm fra jordoverflaten, ved sterk vind (15-20 m/s) stiger sanden med flere meter. Stormvind og orkaner løfter sand i titalls meter i høyden og ruller til og med småstein og flat grus med en diameter på opptil 3-5 cm eller mer. Prosessen med å flytte sandkorn utføres i form av hopp eller hopp i en bratt vinkel fra flere centimeter til flere meter langs buede baner. Når de lander, treffer og bryter de andre sandkorn, som er involvert i en rykkvis bevegelse, eller salting (latin "saltacio" - hopp). Så det er en kontinuerlig prosess med å flytte mange sandkorn.

2.2.3 AKKUMULERING OG EOLIS

Samtidig med difflasjon og transport skjer akkumulering, noe som resulterer i dannelsen av eoliske kontinentale avsetninger.Sand og løss skiller seg ut blant dem.

Eolisk sand utmerker seg ved betydelig sortering, god rundhet og en matt kornoverflate. Dette er overveiende finkornet sand, hvis kornstørrelse er 0,25-0,1 mm.

Det vanligste mineralet i dem er kvarts, men det finnes andre stabile mineraler (feltspat, etc.). Mindre motstandsdyktige mineraler, som glimmer, blir slipt og fraktet bort under eolisk prosessering. Fargen på eolisk sand er forskjellig, oftest lys gul, noen ganger gulbrun og noen ganger rødlig (under deflasjon av røde jordforvitringsskorper). I den avsatte eoliske sanden observeres skrånende eller kryssende lagdeling, noe som indikerer transportretningen.

Eolisk løss (tysk "løss" - zheltozem) er en særegen genetisk type kontinentale avsetninger. Det dannes under akkumulering av suspenderte siltpartikler som bæres av vinden utenfor ørkenene og inn i deres marginale deler, og inn i fjellområder. Et karakteristisk sett med tegn på løss er:

1) sammensetning av siltholdige partikler med overveiende siltig dimensjon - fra 0,05 til 0,005 mm (mer enn 50%) med en underordnet verdi av leire og fine sandholdige fraksjoner og nesten fullstendig fravær av større partikler;

2) mangel på lagdeling og jevnhet i hele tykkelsen;

3) tilstedeværelsen av fint dispergert kalsiumkarbonat og kalkholdige konkresjoner;

4) mangfold av mineralsammensetning (kvarts, feltspat, hornblende, glimmer, etc.);

5) gjennomtrengning av løsmasse med tallrike korte vertikale rørformede makroporer;

6) økt total porøsitet, når 50-60% noen steder, noe som indikerer underkomprimering;

7) innsynkning under belastning og ved fukting;

8) søyleformet vertikal separasjon i naturlige utspring, som kan skyldes vinklet form av mineralkorn, som gir sterk vedheft. Løsstykkelsen varierer fra noen få til 100 m eller mer.

Spesielt store tykkelser er notert i Kina, hvis dannelse av noen forskere antas på grunn av fjerning av støvmateriale fra ørkenene i Sentral-Asia.

^
2.3 GEOLOGISKE AKTIVITETER AV OVERFLATERENNENDE VANN

Grunnvann og midlertidige strømmer av atmosfærisk nedbør, som renner ned ravinen og slukene, samles i permanente vannstrømmer - elver. Fullflytende elver gjør mye geologisk arbeid - ødeleggelse av bergarter (erosjon), overføring og avsetning (akkumulering) av ødeleggelsesprodukter.

Erosjon utføres ved den dynamiske virkningen av vann på bergarter. I tillegg sliter elvestrømmen på steinene med rusk som bæres av vannet, og selve søppelet blir ødelagt og ødelegger bekken ved friksjon når de ruller. Samtidig har vann en oppløsende effekt på bergarter.

Det er to typer erosjon:

1) bunn, eller dyp, rettet mot å kutte elvestrømmen ned i dypet;

2) lateral, noe som fører til erosjon av bankene og generelt til utvidelse av dalen.

I de innledende stadiene av utviklingen av elven råder det bunnerosjon, som har en tendens til å utvikle en likevektsprofil i forhold til erosjonsbunnen - nivået i bassenget den renner inn i. Grunnlaget for erosjon bestemmer utviklingen av hele elvesystemet - hovedelven med dens sideelver av forskjellige rekkefølger. Den opprinnelige profilen som elven legges på, er vanligvis preget av forskjellige uregelmessigheter skapt før dannelsen av dalen. Slike uregelmessigheter kan skyldes ulike faktorer: tilstedeværelsen av utspring i elveleiet av bergarter som er heterogene når det gjelder stabilitet (litologisk faktor); innsjøer på veien til elven (klimafaktor); strukturelle former - forskjellige folder, brudd, deres kombinasjon (tektonisk faktor) og andre former. Etter hvert som likevektsprofilen utvikler seg og hellingen av kanalen avtar, svekkes bunnerosjonen gradvis og sideerosjon begynner å påvirke mer og mer, med sikte på å vaske bort breddene og utvide dalen. Dette er spesielt tydelig i perioder med høyvann, når hastigheten og turbulensgraden i strømmen øker kraftig, spesielt i kjernedelen, noe som gir tverrsirkulasjon. De resulterende virvelbevegelsene av vann i bunnlaget bidrar til aktiv erosjon av bunnen i kjernedelen av kanalen, og en del av bunnsedimentene føres til land. Akkumuleringen av sedimenter fører til en forvrengning av formen på tverrsnittet av kanalen, strømmens retthet blir forstyrret, som et resultat av at kjernen av strømmen forskyves til en av bankene. Den økte utvaskingen av den ene bredden og akkumuleringen av sedimenter på den andre begynner, noe som forårsaker dannelsen av en sving i elven. Slike primære svinger, som gradvis utvikler seg, blir til svinger som spiller en stor rolle i dannelsen av elvedaler.

Elver bærer en stor mengde klastisk materiale av forskjellige størrelser - fra fine siltpartikler og sand til store rusk. Overføringen utføres ved å dra (rulle) langs bunnen av de største fragmentene og i en suspendert tilstand av sandholdige, siltholdige og finere partikler. Båret rusk forsterker dyp erosjon ytterligere. De er, som det var, erosjonsverktøy som knuser, ødelegger, sliper bergartene som utgjør bunnen av kanalen, men de selv blir knust, slitt med dannelse av sand, grus, småstein. Dratt langs bunnen og suspendert transportert materiale kalles fast avrenning av elver. I tillegg til klastisk materiale bærer elver også oppløste mineralforbindelser. I elvevannet i fuktige områder dominerer Ca- og Mg-karbonater, som utgjør omtrent 60 % av ionesluken (O. A. Alekin). Fe- og Mn-forbindelser finnes i små mengder, og danner ofte kolloidale løsninger. I elvevannet i tørre områder, i tillegg til karbonater, spiller klorider og sulfater en betydelig rolle.

Sammen med erosjon og overføring av forskjellig materiale skjer det også akkumulering (avsetning). I de første stadiene av utviklingen av elven, når erosjonsprosesser dominerer, viser avsetninger som forekommer stedvis å være ustabile, og med en økning i strømningshastigheten under flom, blir de igjen fanget av strømmen og beveger seg nedstrøms. Men etter hvert som likevektsprofilen utvikler seg og dalene utvides, dannes permanente avsetninger, kalt alluvial eller alluvium (latin "alluvio" - sediment, alluvium).
^

2.4. GEOLOGISK AKTIVITET AV GRUNNVANNET

Grunnvann inkluderer alt vann som finnes i porene og sprekker i bergarter. De er utbredt i jordskorpen, og studien deres er av stor betydning for å løse problemer: vannforsyning til bosetninger og industribedrifter, vannteknikk, industriell og sivil konstruksjon, landgjenvinningsvirksomhet, feriested- og sanatorievirksomhet, etc.

Den geologiske aktiviteten til undergrunnsvann er stor. De er assosiert med karstprosesser i oppløselige bergarter, sammenfall av jordmasser langs skråningene av raviner, elver og hav, ødeleggelse av mineralforekomster og deres dannelse på nye steder, fjerning av forskjellige forbindelser og varme fra dype soner i jordskorpen .

Karst er en prosess med oppløsning eller utvasking av oppsprukket oppløselige bergarter av undergrunns- og overflatevann, som et resultat av at negative depresjonsformer for relieff dannes på jordens overflate og forskjellige hulrom, kanaler og huler i dybden. For første gang ble slike vidt utviklede prosesser studert i detalj på kysten av Adriaterhavet, på Karst-platået nær Trieste, hvorfra de fikk navnet sitt. Løselige bergarter inkluderer salter, gips, kalkstein, dolomitt og kritt. I samsvar med dette skilles salt, gips og karbonatkarst. Karstkarbonatkarst er den mest studerte, som er assosiert med en betydelig arealfordeling av kalksteiner, dolomitter og kritt.

De nødvendige betingelsene for utvikling av karst er:

1) tilstedeværelsen av løselige bergarter;

2) frakturering av bergarter, som gir penetrering av vann;

3) oppløsningskraft av vann.
Overflatekarstformer inkluderer:

1) karr, eller arr, små fordypninger i form av hjulspor og furer med en dybde på flere centimeter til 1-2 m;

2) ponorer - vertikale eller skrånende hull som går dypt og absorberer overflatevann;

3) karsttrakter, som er mest utbredt både i fjellområder og på slettene. Blant dem, i henhold til utviklingsforholdene, er det:

A) overflateutvaskingstrakter forbundet med oppløsningsaktiviteten til meteoriske farvann;

B) synkehull, dannet av kollapsen av hvelvene til underjordiske karsthulrom;

4) store karstbassenger, på bunnen av hvilke synkehull kan utvikles;

5) de største karstformene - felt, godt kjent i Jugoslavia og andre regioner;

6) karstbrønner og gruver, som når dybder på mer enn 1000 m på steder og er som det var overgangsformer til underjordiske karstformer.

Underjordiske karstformer inkluderer forskjellige kanaler og grotter. De største underjordiske formene er karsthuler, som er et system av horisontale eller flere skrå kanaler, ofte forgrenet intrikate og danner enorme haller eller grotter. En slik ujevnhet i konturene skyldes tilsynelatende arten av den komplekse oppsprekkingen av bergartene, og muligens også heterogeniteten til sistnevnte. Det er mange innsjøer i bunnen av en rekke grotter, underjordiske vassdrag (elver) renner gjennom andre grotter, som ved bevegelse ikke bare gir en kjemisk effekt (utvasking), men også erosjon (erosjon). Tilstedeværelsen av konstante vannstrømmer i huler er ofte assosiert med absorpsjon av overflateavrenning. I karstmassiver er det kjent forsvinnende elver (delvis eller helt), periodevis forsvinnende innsjøer.

Ulike forskyvninger av bergarter som utgjør de bratte kystskråningene til elvedaler, innsjøer og hav er assosiert med aktiviteten til undergrunns- og overflatevann og andre faktorer. Slike gravitasjonsforskyvninger omfatter i tillegg til skred og skred også skred. Det er i skredprosesser at grunnvann spiller en viktig rolle. Jordskred forstås som store forskyvninger av ulike bergarter langs skråningen, spredning i visse områder til store rom og dyp. Jordskred er ofte av en svært kompleks struktur, de kan representere en serie blokker som glir ned langs glideplan med veltende lag av forskjøvne bergarter mot berggrunnen.

Skredprosesser skjer under påvirkning av mange faktorer, som inkluderer:

1) en betydelig bratthet av kystskråningene og dannelsen av sprekker på sidetrykket;

2) å vaske bort bredden ved elven (Volga-regionen og andre elver) eller slitasje av havet (Krim, Kaukasus), noe som øker stresstilstanden i skråningen og forstyrrer den eksisterende balansen;

3) en stor mengde atmosfærisk nedbør og en økning i graden av vanning av bergartene i skråningen med både overflate- og grunnvann. I en rekke tilfeller går det skred under eller på slutten av intens nedbør. Spesielt store skred er forårsaket av flom;

4) påvirkningen av grunnvann bestemmes av to faktorer - suffusjon og hydrodynamisk trykk. Sufusjon, eller undergraving, forårsaket av grunnvannskilder som dukker opp i skråningen, og fører ut små partikler av vannførende stein og kjemisk løselige stoffer fra akviferen. Som et resultat fører dette til at akviferen løsner, noe som naturlig forårsaker ustabilitet i den høyere delen av skråningen, og den glir; hydrodynamisk trykk skapt av grunnvann når det når skråningens overflate. Dette er spesielt tydelig når vannstanden i elva endres ved flom, når elvevann infiltrerer inn i dalens sider og grunnvannstanden stiger. Nedgangen av hult vann i elva går relativt raskt, og grunnvannstanden går relativt sakte (etterslep). Som et resultat av et slikt gap mellom nivåene i elven og grunnvannet, kan den skrånende delen av akviferen presses ut, etterfulgt av fall av steiner som ligger over;

5) fall av steiner mot elven eller havet, spesielt hvis de inneholder leire, som under påvirkning av vann og forvitringsprosesser får plastiske egenskaper;

6) menneskeskapt innvirkning på bakkene (kunstig skjæring av skråningen og økning i brattheten, ekstra belastning på skråningene ved installasjon av forskjellige strukturer, ødeleggelse av strender, avskoging, etc.).

Derfor, i komplekset av faktorer som bidrar til skredprosesser, tilhører grunnvannet en betydelig og noen ganger avgjørende rolle. I alle tilfeller, når man bestemmer seg for konstruksjon av visse strukturer nær skråninger, studeres stabiliteten deres i detalj, og det utvikles tiltak for å bekjempe skred i hvert enkelt tilfelle. Spesielle skredsikringsstasjoner opererer en rekke steder.
^ 2.5. GEOLOGISK AKTIVITET AV BRENE

Isbreer er en naturlig kropp av stor størrelse, bestående av krystallinsk is dannet på jordoverflaten som et resultat av akkumulering og påfølgende transformasjon av fast atmosfærisk nedbør og i bevegelse.

Under bevegelsen av isbreer utføres en rekke beslektede geologiske prosesser:

1) ødeleggelse av bergarter i underisbunnen med dannelse av klastisk materiale av forskjellige former og størrelser (fra fine sandpartikler til store steinblokker);

2) overføring av steinfragmenter på overflaten og inne i isbreer, samt de som er frosset inn i bunndelen av isen eller dratt langs bunnen;

3) akkumulering av klastisk materiale, som finner sted både under breens bevegelse og under deglasiasjonen. Hele komplekset av disse prosessene og deres resultater kan observeres i fjellbreer, spesielt der isbreene tidligere strakk seg mange kilometer utenfor de moderne grensene. Det ødeleggende arbeidet med isbreer kalles exaration (fra latin "exaratio" - pløying). Den manifesterer seg spesielt intensivt ved store istykkelser, som skaper et enormt trykk på underisbunnen. Det er en fangst og bryter ut av ulike blokker av steiner, deres knusing, slitasje.

Isbreer mettet med skadelig materiale frosset inn i bunndelen av isen, når de beveger seg langs steinene, etterlater forskjellige slag, riper, furer på overflaten - isbrearr, som er orientert i retning av brebevegelsen.

Isbreer bærer under bevegelsen en enorm mengde forskjellig skadelig materiale, hovedsakelig bestående av produkter fra supraglasial og subglasial forvitring, samt fra fragmenter som oppstår fra mekanisk ødeleggelse av bergarter ved å bevege isbreer. Alt dette klastiske materialet som kommer inn i isbreens kropp, bæres og avsettes av det, kalles morene. Blant det bevegelige morenematerialet skilles overflate (lateral og median), indre og bunnmorene. Det avsatte materialet ble kalt kyst- og endemorene.

Kystmorener er bredder av klastisk materiale som ligger langs skråningene til bredaler. Endemorene dannes i enden av isbreer, hvor de smelter fullstendig.
^ 2.6. GEOLOGISK AKTIVITET AV HAVET OG HAVET

Det er kjent at jordklodens overflate er 510 millioner km 2, hvorav omtrent 361 millioner km 2, eller 70,8 %, er okkupert av hav og hav, og 149 millioner km 2, eller 29,2 %, er land. Dermed er arealet okkupert av hav og hav nesten 2,5 ganger landarealet. I marine bassenger, som hav og hav vanligvis kalles, går komplekse prosesser med kraftig ødeleggelse, bevegelse av ødeleggelsesprodukter, sedimentering og dannelse av forskjellige sedimentære bergarter fra dem.

Den geologiske aktiviteten til havet i form av ødeleggelse av bergarter, kyster og bunn kalles slitasje. Slitasjeprosesser er direkte avhengige av egenskapene til vannbevegelse, intensitet og retning av blåsende vinder og strømmer.

Det viktigste destruktive arbeidet gjøres av: sjøsurfing, og i mindre grad ulike strømmer (kyst, bunn, tidevann).

^ ENDOGENE PROSESSER

3.1.MAGMATISME

Magmatiske bergarter, dannet fra en flytende smelte - magma, spiller en stor rolle i strukturen til jordskorpen. Disse bergartene ble dannet på forskjellige måter. Deres store volumer størknet på forskjellige dyp, før de nådde overflaten, og hadde en sterk effekt på vertsbergartene ved høy temperatur, varme løsninger og gasser. Dermed ble det dannet påtrengende (lat. "intrusio" - jeg penetrerer, introduserer) kropper. Hvis magmatiske smelter brast til overflaten, skjedde det vulkanutbrudd, som, avhengig av sammensetningen av magma, var rolige eller katastrofale. Denne typen magmatisme kalles effusive (lat. "effusio" - utstrømning), som ikke er helt nøyaktig. Ofte er vulkanutbrudd eksplosive i naturen, der magma ikke bryter ut, men eksploderer og finfordelte krystaller og frosne glassdråper - smelter faller ned på jordoverflaten. Slike utbrudd kalles eksplosive (latin "explosio" - å sprenge). Når man snakker om magmatisme (fra det greske "magma" - plastisk, deigaktig, tyktflytende masse), bør man skille mellom påtrengende prosesser knyttet til dannelse og bevegelse av magma under jordoverflaten, og vulkanske prosesser på grunn av frigjøring av magma til jordens overflate. Begge disse prosessene er uløselig forbundet, og manifestasjonen av den ene eller den andre av dem avhenger av dybden og metoden for dannelse av magma, dens temperatur, mengden av oppløste gasser, den geologiske strukturen til området, arten og hastigheten til bevegelser av jordskorpen osv.

Tildel magmatisme:

Geosynklinal

Plattform

Oceanic

Magmatisme av aktiveringsområder
Dybde av manifestasjon:

Abyssal

Hypabyssal

Flate
I henhold til sammensetningen av magma:

ultrabasisk

Grunnleggende

Alkalisk
I den moderne geologiske epoken er magmatisme spesielt utviklet innenfor Stillehavets geosynklinale belte, midthavsrygger, revsoner i Afrika og Middelhavet osv. Dannelsen av et stort antall ulike mineralforekomster er assosiert med magmatisme.

Hvis en flytende magmatisk smelte når jordens overflate, bryter den ut, hvis natur bestemmes av sammensetningen av smelten, dens temperatur, trykk, konsentrasjon av flyktige komponenter og andre parametere. En av de viktigste årsakene til magma-utbrudd er avgassingen. Det er gassene i smelten som fungerer som "driveren" som forårsaker utbruddet. Avhengig av mengden gasser, deres sammensetning og temperatur, kan de frigjøres fra magmaen relativt rolig, deretter oppstår en utstrømning - utstrømning av lavastrømmer. Når gassene separeres raskt, koker smelten øyeblikkelig og magmaen brytes av ekspanderende gassbobler, noe som forårsaker et kraftig eksplosivt utbrudd - en eksplosjon. Hvis magmaen er tyktflytende og temperaturen er lav, presses smelten sakte ut, presses ut til overflaten og magmaen ekstruderes.

Dermed bestemmer metoden og hastigheten for separasjon av flyktige stoffer de tre hovedformene for utbrudd: effusive, eksplosive og ekstruderende. Vulkanprodukter under utbrudd er flytende, faste og gassformige.

Gassformige produkter eller flyktige stoffer, som vist ovenfor, spiller en avgjørende rolle i vulkanutbrudd, og deres sammensetning er svært kompleks og langt fra fullt ut forstått på grunn av vanskeligheter med å bestemme sammensetningen av gassfasen i magma som ligger dypt under jordens overflate. I følge direkte målinger inneholder ulike aktive vulkaner vanndamp, karbondioksid (CO 2), karbonmonoksid (CO), nitrogen (N 2), svoveldioksid (SO 2), svoveloksid (III) (SO 3) blant flyktige stoffer. , gassformig svovel (S), hydrogen (H 2), ammoniakk (NH 3), hydrogenklorid (HCL), hydrogenfluorid (HF), hydrogensulfid (H 2 S), metan (CH 4), borsyre (H 3 BO 2), klor (Cl), argon og andre, selv om H 2 O og CO 2 dominerer. Det er alkalimetallklorider, så vel som jern. Sammensetningen av gasser og deres konsentrasjon varierer mye innenfor en vulkan fra sted til sted og over tid avhenger de både av temperatur og i den mest generelle formen av graden av avgassing av mantelen, dvs. på typen jordskorpe.

Flytende vulkanske produkter er representert av lava - magma som har kommet til overflaten og allerede er sterkt avgasset. Begrepet "lava" kommer fra det latinske ordet "laver" (vask, vask) og ble tidligere kalt lavaslamstrømmer. Hovedegenskapene til lava - kjemisk sammensetning, viskositet, temperatur, innhold av flyktige stoffer - bestemmer arten av effusive utbrudd, formen og omfanget av lavastrømmer.

3.2.METAMORFISME

Metamorfose (gresk metamorphoómai - gjennomgår transformasjon, transformasjon) er prosessen med fastfase mineralske og strukturelle endringer i bergarter under påvirkning av temperatur og trykk i nærvær av væske.

Det er isokjemisk metamorfose, der den kjemiske sammensetningen av bergarten endres ubetydelig, og ikke-isokjemisk metamorfose (metasomatose), som er preget av en merkbar endring i den kjemiske sammensetningen av bergarten, som et resultat av overføring av komponenter av væske.

I henhold til størrelsen på distribusjonsområdene til metamorfe bergarter, deres strukturelle posisjon og årsakene til metamorfose, skilles følgende:

Regional metamorfose som påvirker store volumer av jordskorpen og er fordelt over store områder

Ultrahøytrykksmetamorfose

Kontaktmetamorfose er begrenset til magmatiske inntrengninger, og oppstår fra varmen fra avkjølende magma.

Dynamometamorfose forekommer i forkastningssoner, det er assosiert med betydelig deformasjon av bergarter

Effektmetamorfose, som oppstår når en meteoritt treffer overflaten til en planet
^ 3.2.1 HOVEDFAKTORER FOR METAMORFISME

Hovedfaktorene for metamorfose er temperatur, trykk og væske.

Med en økning i temperaturen oppstår metamorfe reaksjoner med nedbrytning av vannholdige faser (kloritter, glimmer, amfiboler). Med en økning i trykk oppstår reaksjoner med en reduksjon i volumet av faser. Ved temperaturer over 600 ˚С begynner delvis smelting av noen bergarter, smelter dannes, som går til de øvre horisontene, og etterlater en ildfast rest - restite.
Væsker er de flyktige komponentene i metamorfe systemer. Dette er først og fremst vann og karbondioksid. Sjeldnere kan oksygen, hydrogen, hydrokarboner, halogenforbindelser og noen andre spille en rolle. I nærvær av væske endres stabilitetsområdet til mange faser (spesielt de som inneholder disse flyktige komponentene). I deres nærvær begynner smeltingen av bergarter ved mye lavere temperaturer.
^ 3.2.2 METAMORFISENS ANSIKT

Metamorfe bergarter er svært forskjellige. Mer enn 20 mineraler er identifisert som steindannende mineraler. Bergarter med lignende sammensetning, men dannet under forskjellige termodynamiske forhold, kan ha helt forskjellige mineralsammensetninger. De første forskerne av metamorfe komplekser fant at det kan skilles ut flere karakteristiske, utbredte assosiasjoner, som ble dannet under forskjellige termodynamiske forhold. Den første inndelingen av metamorfe bergarter i henhold til de termodynamiske dannelsesforholdene ble laget av Escola. I bergarter med basaltsammensetning identifiserte han grønne skifre, epidotbergarter, amfibolitter, granulitt og eklogitter. Senere studier har vist logikken og innholdet i en slik inndeling.

Deretter startet en intensiv eksperimentell studie av mineralreaksjoner, og gjennom innsatsen fra mange forskere ble det utarbeidet et metamorphism facies-skjema - et P-T-diagram, som viser semi-stabiliteten til individuelle mineraler og mineralforeninger. Facies-ordningen har blitt et av hovedverktøyene for analyse av metamorfe sett. Geologer, etter å ha bestemt mineralsammensetningen til bergarten, korrelerte den med alle faser, og i henhold til utseendet og forsvinningen av mineraler, kompilerte de kart over isograds - linjer med like temperaturer. I en nesten moderne versjon ble skjemaet med metamorfisme-facies publisert av en gruppe forskere ledet av V.S. Sobolev ved den sibirske grenen til USSR Academy of Sciences.

3.3 JORDSKELV

Et jordskjelv er enhver vibrasjon av jordoverflaten, forårsaket av naturlige årsaker, hvorav hovedvikten tilhører tektoniske prosesser. Noen steder forekommer jordskjelvet hyppig og når stor styrke.

På kysten trekker havet seg tilbake, blottlegger bunnen, og så faller en gigantisk bølge på kysten, som feier bort alt i sin vei, og bærer restene av bygninger ut i havet. Store jordskjelv er ledsaget av mange ofre blant befolkningen, som omkommer under ruinene av bygninger, fra branner og til slutt, ganske enkelt fra den resulterende panikken. Et jordskjelv er en katastrofe, en katastrofe, derfor brukes stor innsats på å forutsi mulige seismiske sjokk, på seismisk farlige områder, på tiltak designet for å gjøre industrielle og sivile bygninger jordskjelvmotstandsdyktige, noe som fører til store merkostnader i byggingen.

Ethvert jordskjelv er en tektonisk deformasjon av jordskorpen eller øvre mantel, som oppstår på grunn av det faktum at de akkumulerte spenningene på et tidspunkt oversteg styrken til bergartene på et gitt sted. Utladningen av disse spenningene forårsaker seismiske vibrasjoner i form av bølger, som etter å ha nådd jordoverflaten produserer ødeleggelse. "Triggeren" som forårsaker spenningsutslipp kan ved første øyekast være den mest ubetydelige, for eksempel fylling av et reservoar, en rask endring i atmosfærisk trykk, tidevann, etc.

^ LISTE OVER BRUKT LITTERATUR

1. G.P. Gorshkov, A.F. Yakusheva Generell geologi. Tredje utgave. - Publishing House of Moscow University, 1973 - 589 s.: ill.

2. N. V. Koronovsky, A. F. Yakusheva Fundamentals of Geology - 213 s.: ill.

3. V.P. Ananiev, A.D. Potapov ingeniørgeologi. Tredje utgave, revidert og rettet - M .: Videregående skole, 2005. - 575 s.: ill.

Endogene prosesser - geologiske prosesser knyttet til energien som oppstår i jordens tarmer. Endogene prosesser inkluderer tektoniske bevegelser av jordskorpen, magmatisme, metamorfose, seismiske og tektoniske prosesser. De viktigste energikildene for endogene prosesser er varme og omfordeling av materiale i jordens indre når det gjelder tetthet (gravitasjonsdifferensiering). Dette er prosessene med indre dynamikk: de oppstår som et resultat av påvirkning av interne energikilder i forhold til jorden. Jordens dype varme, ifølge de fleste forskere, er hovedsakelig av radioaktiv opprinnelse. En viss mengde varme frigjøres også under gravitasjonsdifferensiering. Den kontinuerlige genereringen av varme i jordens tarmer fører til dannelsen av dens strømning til overflaten (varmestrøm). På enkelte dyp i jordens tarmer, med en gunstig kombinasjon av materialsammensetning, temperatur og trykk, kan det oppstå foci og lag med delvis smelting. Et slikt lag i den øvre mantelen er astenosfæren - hovedkilden til magmadannelse; konveksjonsstrømmer kan oppstå i den, som tjener som en antatt årsak til vertikale og horisontale bevegelser i litosfæren. Konveksjon forekommer også på skalaen til hele mantelen, muligens separat i den nedre og øvre mantelen, som på en eller annen måte fører til store horisontale forskyvninger av litosfæriske plater. Avkjølingen av sistnevnte fører til vertikal innsynkning (platetektonikk). I sonene med vulkanske belter av øybuer og kontinentale marginer er de viktigste magmakamrene i mantelen assosiert med superdyp skråforkastninger (de seismiske fokalsonene Wadati-Zavaritsky-Benioff) som strekker seg under dem fra havsiden (omtrent til en dybde på 700 km). Under påvirkning av en varmestrøm eller direkte varmen brakt av stigende dyp magma, oppstår de såkalte skorpe-magmakamrene i selve jordskorpen; når de nærliggende delene av jordskorpen, trenger magma inn i dem i form av inntrengninger av forskjellige former (plutoner) eller strømmer ut til overflaten og danner vulkaner. Gravitasjonsdifferensiering førte til stratifisering av jorden i geosfærer med forskjellige tettheter. På jordens overflate manifesterer den seg også i form av tektoniske bevegelser, som igjen fører til tektoniske deformasjoner av bergartene i jordskorpen og den øvre mantelen; akkumulering og påfølgende utladning av tektoniske spenninger langs aktive forkastninger fører til jordskjelv. Begge typer dype prosesser er nært beslektet: radioaktiv varme, ved å senke viskositeten til materialet, fremmer dets differensiering, og sistnevnte akselererer fjerning av varme til overflaten. Det antas at kombinasjonen av disse prosessene fører til ujevn transport av varme og lett stoff til overflaten i tid, noe som igjen kan forklare tilstedeværelsen av tektonomagmatiske sykluser i jordskorpens historie. Romlige uregelmessigheter i de samme dype prosessene brukes til å forklare inndelingen av jordskorpen i mer eller mindre geologisk aktive regioner, for eksempel i geosynkliner og plattformer. Dannelsen av jordens relieff og dannelsen av mange viktige mineraler er assosiert med endogene prosesser.

Eksogen- geologiske prosesser forårsaket av energikilder utenfor jorden (hovedsakelig solstråling) i kombinasjon med gravitasjon. Elektromagnetiske fenomener forekommer på overflaten og i sonen nær overflaten av jordskorpen i form av dens mekaniske og fysisk-kjemiske interaksjoner med hydrosfæren og atmosfæren. Disse inkluderer: forvitring, geologisk aktivitet av vinden (eoliske prosesser, deflasjon), flytende overflate og grunnvann (erosjon, Denudering), innsjøer og sumper, vann i hav og hav (Abrasia), isbreer (Exaration). De viktigste formene for manifestasjon av E. p. på jordens overflate: ødeleggelse av bergarter og kjemisk transformasjon av mineralene som utgjør dem (fysisk, kjemisk, organisk forvitring); fjerning og overføring av løsnede og løselige produkter av ødeleggelse av bergarter av vann, vind og isbreer; avsetning (akkumulering) av disse produktene i form av sedimenter på land eller på bunnen av vannbassenger og deres gradvise transformasjon til sedimentære bergarter (sedimentogenese, diagenese, katagenese). Elektromagnetiske felt, i kombinasjon med endogene prosesser, er involvert i dannelsen av jordens topografi og i dannelsen av sedimentære bergmasser og tilhørende mineralforekomster. Således, for eksempel, under betingelser for manifestasjon av spesifikke prosesser for forvitring og sedimentering, dannes malmer av aluminium (bauxitt), jern, nikkel, etc.; plassere av gull og diamanter dannes som et resultat av selektiv avsetning av mineraler ved vannstrømmer; under forhold som er gunstige for akkumulering av organisk materiale og sedimentære bergarter beriket med det, oppstår brennbare mineraler.

7-Kjemisk og mineralsk sammensetning av jordskorpen

Sammensetningen av jordskorpen inkluderer alle kjente kjemiske elementer. Men de er ujevnt fordelt. De vanligste er 8 grunnstoffer (oksygen, silisium, aluminium, jern, kalsium, natrium, kalium, magnesium), som utgjør 99,03 % av den totale vekten av jordskorpen; de resterende elementene (flertallet) utgjør bare 0,97 %, dvs. mindre enn 1 %. I naturen, på grunn av geokjemiske prosesser, dannes det ofte betydelige ansamlinger av et kjemisk element og dets avsetninger vises, mens andre elementer er i en spredt tilstand. Det er derfor noen grunnstoffer som utgjør en liten prosentandel av sammensetningen av jordskorpen, som gull, finner praktisk anvendelse, mens andre grunnstoffer som er mer utbredt i jordskorpen, for eksempel gallium (det finnes i jordens skorpe nesten to ganger mer enn gull), er ikke mye brukt, selv om de har svært verdifulle kvaliteter (gallium brukes til å lage solcelleceller som brukes i romskipsbygging). «Sjelden» i vår forståelse av vanadium i jordskorpen inneholder mer enn «vanlig» kobber, men det danner ikke store ansamlinger. Radium i jordskorpen inneholder titalls millioner tonn, men det er i en spredt form og representerer derfor et «sjeldent» grunnstoff. De totale reservene av uran er i billioner av tonn, men det er spredt og danner sjelden forekomster. De kjemiske elementene som utgjør jordskorpen er ikke alltid i fri tilstand. For det meste danner de naturlige kjemiske forbindelser - mineraler; Et mineral er en komponent av en bergart dannet som et resultat av fysiske og kjemiske prosesser som har funnet sted og finner sted inne i jorden og på overflaten. Et mineral er et stoff med en viss atom-, ion- eller molekylstruktur, stabil ved visse temperaturer og trykk. For tiden er noen mineraler også oppnådd kunstig. De aller fleste er faste, krystallinske stoffer (kvarts, etc.). Det er flytende mineraler (naturlig kvikksølv) og gassformig (metan). I form av frie kjemiske elementer, eller, som de kalles, innfødte, er det gull, kobber, sølv, platina, karbon (diamant og grafitt), svovel og noen andre. Slike kjemiske elementer som molybden, wolfram, aluminium, silisium og mange andre finnes i naturen bare i form av forbindelser med andre elementer. En person trekker ut de kjemiske elementene han trenger fra naturlige forbindelser, som tjener som en malm for å oppnå disse elementene. Således kalles mineraler eller bergarter malm, hvorfra rene kjemiske grunnstoffer (metaller og ikke-metaller) kan utvinnes industrielt. Mineraler finnes for det meste i jordskorpen sammen, i grupper, og danner store naturlige regelmessige ansamlinger, såkalte bergarter. Bergarter kalles mineralaggregater, bestående av flere mineraler, eller store ansamlinger av dem. Så for eksempel består bergarten granitt av tre hovedmineraler: kvarts, feltspat og glimmer. Unntaket er bergarter som er sammensatt av et enkelt mineral, for eksempel marmor, som er sammensatt av kalsitt. Mineraler og bergarter som brukes og kan brukes i samfunnsøkonomien kalles mineraler. Blant mineralene er det metalliske, hvorfra metaller utvinnes, ikke-metalliske, brukt som byggestein, keramiske råvarer, råvarer til kjemisk industri, mineralgjødsel, etc., brennbare mineraler - kull, olje, brennbare gasser, brennbar skifer, torv. Mineralansamlinger som inneholder nyttige komponenter i tilstrekkelige mengder for økonomisk lønnsom utvinning representerer mineralforekomster. 8- Forekomsten av kjemiske elementer i jordskorpen

Element	% masse
Oksygen	49.5
Silisium	25.3
Aluminium	7.5
Jern	5.08
Kalsium	3.39
Natrium	2.63
Kalium	2.4
Magnesium	1.93
Hydrogen	0.97
Titanium	0.62
Karbon	0.1
Mangan	0.09
Fosfor	0.08
Fluor	0.065
Svovel	0.05
Barium	0.05
Klor	0.045
Strontium	0.04
Rubidium	0.031
Zirkonium	0.02
Krom	0.02
Vanadium	0.015
Nitrogen	0.01
Kobber	0.01
Nikkel	0.008
Sink	0.005
Tinn	0.004
Kobolt	0.003
Lede	0.0016
Arsenikk	0.0005
Bor	0.0003
Uranus	0.0003
Brom	0.00016
Jod	0.00003
Sølv	0.00001
Merkur	0.000007
Gull	0.0000005
Platina	0.0000005
Radium	0.0000000001

9- Generell informasjon om mineraler

Mineral(fra sent latinsk "minera" - malm) - et naturlig fast legeme med en viss kjemisk sammensetning, fysiske egenskaper og krystallstruktur, dannet som et resultat av naturlige fysiske og kjemiske prosesser og som er en integrert del av jordskorpen, bergarter, malmer, meteoritter og andre planeter i solsystemet. Mineralogi er læren om mineraler.

Begrepet "mineral" betyr en fast naturlig uorganisk krystallinsk substans. Men noen ganger blir det betraktet i en urettmessig utvidet sammenheng, og refererer til mineraler noen organiske, amorfe og andre naturlige produkter, spesielt noen bergarter, som i streng forstand ikke kan klassifiseres som mineraler.

· Mineraler regnes også som noen naturlige stoffer, som er væsker under normale forhold (for eksempel naturlig kvikksølv, som kommer til en krystallinsk tilstand ved lavere temperatur). Vann, tvert imot, er ikke klassifisert som et mineral, vurderer det som en flytende tilstand (smelte) av mineralisen.

· Noen organiske stoffer - olje, asfalt, bitumen - blir ofte feilaktig klassifisert som mineraler.

Noen mineraler er i amorf tilstand og har ikke en krystallinsk struktur. Dette gjelder i hovedsak den såkalte. metamiske mineraler som har en ytre form for krystaller, men er i en amorf, glassaktig tilstand på grunn av ødeleggelsen av deres opprinnelige krystallgitter under påvirkning av hard radioaktiv stråling fra deres egen sammensetning av radioaktive elementer (U, Th, etc.). Det er tydelig krystallinske, amorfe mineraler - metakolloider (for eksempel opal, leschatellerite, etc.) og metamiske mineraler som har den ytre formen av krystaller, men er i en amorf, glassaktig tilstand.

Slutt på arbeidet -

Dette emnet tilhører:

Opprinnelse og tidlig historie om jordens utvikling

Enhver magmatisk smelte består av flytende gass og faste krystaller som har en tendens til en likevektstilstand avhengig av endringen .. fysiske og kjemiske egenskaper .. petrografisk sammensetning av jordskorpen ..

Hvis du trenger ytterligere materiale om dette emnet, eller du ikke fant det du lette etter, anbefaler vi å bruke søket i vår database over verk:

Hva skal vi gjøre med det mottatte materialet:

Hvis dette materialet viste seg å være nyttig for deg, kan du lagre det på siden din på sosiale nettverk:

Alle emner i denne delen:

Jordens opprinnelse og tidlige historie
Dannelsen av planeten Jorden. Prosessen med dannelse av hver av planetene i solsystemet hadde sine egne egenskaper. Planeten vår ble født rundt 5 milliarder år i en avstand på 150 millioner km fra solen. Når du faller

Intern struktur
Jorden, som andre jordiske planeter, har en lagdelt indre struktur. Den består av solide silikatskall (skorpe, ekstremt viskøs mantel) og metallisk

Atmosfære, hydrosfære, jordens biosfære
Atmosfæren er den gassformede konvolutten som omgir et himmellegeme. Dens egenskaper avhenger av størrelsen, massen, temperaturen, rotasjonshastigheten og den kjemiske sammensetningen til et gitt himmellegeme, og at

Sammensetningen av atmosfæren
I de høye lagene av atmosfæren endres luftens sammensetning under påvirkning av hard stråling fra solen, noe som fører til nedbrytning av oksygenmolekyler til atomer. Atomisk oksygen er hovedkomponenten

Jordens termiske regime
Jordens indre varme. Jordens termiske regime består av to typer: ekstern varme, mottatt i form av solstråling, og intern, med opprinnelse i planetens tarm. Solen gir jorden en enorm

Kjemisk sammensetning av magma
Magma inneholder nesten alle de kjemiske elementene i det periodiske systemet, inkludert: Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Ti, Na, samt forskjellige flyktige komponenter (karbonoksider, hydrogensulfid, hydrogen).

Varianter av magma
Basaltisk - (grunnleggende) magma har tilsynelatende en større distribusjon. Den inneholder omtrent 50% silika, aluminium, kalsium, gelé er tilstede i betydelige mengder.

Mineral genese
Mineraler kan dannes under ulike forhold, i ulike deler av jordskorpen. Noen av dem er dannet av smeltet magma, som kan stivne både på dypet og på overflaten under vulkaner.

Endogene prosesser
Endogene prosesser for mineraldannelse er som regel assosiert med inntrenging i jordskorpen og størkning av glødende underjordiske smelter, kalt magmas. Samtidig endogen mineraldannelse

Eksogene prosesser
eksogene prosesser foregår under helt andre forhold enn prosessene for endogen mineraldannelse. Eksogen mineraldannelse fører til fysisk og kjemisk nedbrytning av hva som helst

Metamorfe prosesser
Uansett hvordan bergartene dannes og uansett hvor stabile og holdbare de er, begynner de å endre seg når de kommer inn i andre forhold. Bergarter dannet som et resultat av endringer i sammensetningen av silt

Den indre strukturen til mineraler
I henhold til den indre strukturen er mineraler delt inn i krystallinsk (kjøkkensalt) og amorf (opal). I mineraler med krystallinsk struktur spres elementærpartikler (atomer, molekyler)

Fysisk
Definisjonen av mineraler utføres av fysiske egenskaper, som bestemmes av materialsammensetningen og strukturen til mineralets krystallgitter. Dette er fargen på mineralet og dets pulver, glans, gjennomsiktig

Sulfider i naturen
Under naturlige forhold forekommer svovel hovedsakelig i to valenstilstander av S2-anion, som danner S2-sulfider, og S6+-kation, som inngår i sulfatet

Beskrivelse
Denne gruppen inkluderer fluor, klorid og svært sjeldne brom- og jodforbindelser. Fluorforbindelser (fluorider), genetisk assosiert med magmatisk aktivitet, de er sublimater

Eiendommer
Trivalente anioner 3−, 3− og 3− har relativt store størrelser; derfor er de mest stabile

Genesis
Når det gjelder betingelsene for dannelsen av mange mineraler som tilhører denne klassen, skal det sies at de aller fleste av dem, spesielt vandige forbindelser, er assosiert med eksogene prosesser.

Strukturelle typer silikater
Den strukturelle strukturen til alle silikater er basert på en nær binding mellom silisium og oksygen; dette forholdet kommer fra det krystallkjemiske prinsippet, nemlig fra forholdet mellom radiene til Si-ionene (0,39Å) og O (

Struktur, tekstur, former for forekomst av bergarter
Struktur - 1. for magmatiske og metasomatiske bergarter, et sett med trekk ved bergarten, på grunn av graden av krystallinitet, størrelse og form på krystaller, slik de

Former for forekomst av bergarter
Former for forekomst av magmatiske bergarter er vesentlig forskjellig for bergarter dannet på en viss dybde (påtrengende) og bergarter som har utbrutt på overflaten (effusive). Grunnleggende f

Karbonatitter
Karbonatitter er endogene ansamlinger av kalsitt, dolomitt og andre karbonater, romlig og genetisk assosiert med ultrabasiske alkaliske inntrengninger av den sentrale typen,

Former for forekomst av påtrengende bergarter
Inntrenging av magma i ulike bergarter som utgjør jordskorpen fører til dannelse av påtrengende kropper (påtrengende stoffer, påtrengende massiver, plutoner). Avhengig av hvordan de samhandler

Sammensetning av metamorfe bergarter
Den kjemiske sammensetningen av metamorfe bergarter er mangfoldig og avhenger først og fremst av sammensetningen av de opprinnelige. Imidlertid kan sammensetningen avvike fra sammensetningen av de opprinnelige bergartene, siden i prosessen med metamorfose

Strukturen til metamorfe bergarter
Strukturene og teksturene til metamorfe bergarter oppstår under rekrystallisering i fast tilstand av primære sedimentære og magmatiske bergarter under påvirkning av litostatisk trykk, temp.

Former for forekomst av metamorfe bergarter
Siden det opprinnelige materialet til metamorfe bergarter er sedimentære og magmatiske bergarter, må deres forekomstformer falle sammen med formene for forekomst av disse bergartene. Altså basert på sedimentære bergarter

Hypergenese og forvitringsskorpe
HYPERGENESE - (fra hyper ... og "genesis"), et sett med prosesser for kjemisk og fysisk transformasjon av mineralske stoffer i de øvre delene av jordskorpen og på overflaten (ved lave temperaturer

Fossiler
Fossiler (lat. Fossilis - fossil) - fossile rester av organismer eller spor etter deres vitale aktivitet som tilhører tidligere geologiske tidsepoker. Oppdaget av mennesker kl

Geologisk undersøkelse
Geologisk undersøkelse - En av hovedmetodene for å studere den geologiske strukturen til de øvre delene av jordskorpen i ethvert område og identifisere utsiktene for mineralost

Grabener, ramper, rifter
En graben (tysk "graben" - å grave) er en struktur avgrenset på begge sider av forkastninger. (Fig. 3, 4). Uz

Geologisk historie om jordens utvikling
Materiale fra Wikipedia - det frie leksikonet

Neoarkeisk tid
Neoarchean - geologisk epoke, en del av det arkeiske. Dekker tidsperioden fra 2,8 til 2,5 milliarder år siden. Perioden bestemmes kun kronometrisk, det geologiske laget av jordbergarter skilles ikke. Så

Paleoproterozoikum
Paleoproterozoic - en geologisk epoke, en del av Proterozoic, som begynte for 2,5 milliarder år siden og endte for 1,6 milliarder år siden. På dette tidspunktet skjer den første stabiliseringen av kontinentene. På den tiden

Nyproterozoikum
Neoproterozoic - geokronologisk epoke (den siste epoken av Proterozoic), som begynte for 1000 millioner år siden og endte for 542 millioner år siden. Fra et geologisk synspunkt er det preget av kollapsen av den gamle su

Ediacaran periode
Ediacaran - den siste geologiske perioden av neoproterozoikum, proterozoikum og hele prekambrium, rett før kambrium. Den varte omtrent fra 635 til 542 millioner år f.Kr. e. Navnet på perioden dannet

Phanerozoic eon
Phanerozoic eon - en geologisk eon som begynte for ~ 542 millioner år siden og fortsetter i vår tid, tiden for "eksplisitt" liv. Begynnelsen av Phanerozoic eon anses å være den kambriske perioden, da s

Paleozoikum
Paleozoic epoke, Paleozoic, PZ - geologisk epoke av det eldgamle livet på planeten Jorden. Den eldste epoken i Phanerozoic eon følger Neoproterozoic epoken, etterfulgt av Mesozoic epoken. Paleozoikum

Karbonperiode
Karbonperioden, forkortet Karbon (C) - den geologiske perioden i øvre paleozoikum for 359,2 ± 2,5-299 ± 0,8 millioner år siden. Oppkalt etter sin sterke

Mesozoikum
Mesozoikum - en tidsperiode i jordens geologiske historie fra 251 millioner til 65 millioner år siden, en av de tre epokene i fanerozoikum. Den ble først identifisert i 1841 av den britiske geologen John Phillips. Mesozoikum - epoken med disse

Kenozoisk epoke
Cenozoic (Cenozoic era) - en epoke i jordens geologiske historie med en lengde på 65,5 millioner år, fra den store utryddelsen av arter på slutten av krittperioden til i dag

Paleocen epoke
Paleocene - geologisk epoke av Paleogen-perioden. Dette er den første epoken av paleogenet etterfulgt av eocen. Paleocen dekker perioden fra 66,5 til 55,8 millioner år siden. Paleocen begynner tertiært

Pliocen epoke
Pliocen er en epoke av neogenperioden som begynte for 5,332 millioner år siden og sluttet for 2,588 millioner år siden. Pliocen-epoken er innledet av miocen-epoken, og etterfølgeren av

Kvartær periode
Kvartærperioden, eller antropogen - den geologiske perioden, det moderne stadiet av jordens historie, ender med kenozoikum. Det begynte for 2,6 millioner år siden og fortsetter til i dag. Dette er den korteste geologiske

Pleistocen epoke
Pleistocene - den mest tallrike og καινός - ny, moderne) - epoken for kvartærperioden, som begynte for 2,588 millioner år siden og endte for 11,7 tusen år siden

Mineralreserver
(mineralressurser) - mengden mineralske råvarer og organiske mineraler i jordens tarmer, på overflaten, på bunnen av reservoarer og i volumet av overflate- og grunnvann. Reserver av nyttige

Reserveverdsettelse
Mengden reserver er estimert basert på geologiske letedata i forhold til eksisterende produksjonsteknologier. Disse dataene lar deg beregne volumet av kropper av mineraler, og når du multipliserer volumet

Aksjekategorier
I henhold til graden av pålitelighet ved bestemmelse av reserver, er de delt inn i kategorier. Den russiske føderasjonen har en klassifisering av mineralreserver med deres inndeling i fire kategorier: A, B, C1

Saldo og utenfor balanse reserver
Mineralreserver, i henhold til deres egnethet for bruk i den nasjonale økonomien, er delt inn i balanse og utenfor balanse. Balansereserver inkluderer slike mineralreserver, som

Operativ etterretning
UTNYTTELSESLETTING - stadiet av letearbeid som utføres i prosessen med å utvikle en forekomst. Planlagt og gjennomført i forbindelse med planer for utvikling av gruvedrift, i forkant av stopp

Utforskning av mineralforekomster
Utforskning av mineralforekomster (geologisk leting) - et sett med studier og arbeid utført for å identifisere og evaluere mineralreserver

Alder av steiner
Den relative alderen til bergarter er bestemmelsen av hvilke bergarter som ble dannet tidligere og hvilke bergarter senere. Den stratigrafiske metoden er basert på det faktum at lagets alder ved vanlig sengetøy

Saldo reserver
BALANSERESERVER AV MINERALER - en gruppe mineralreserver, hvis bruk er økonomisk mulig med den progressive teknologien som eksisterer eller mestres av industrien og

Brettede dislokasjoner
Plikative forstyrrelser (fra lat. plico - jeg legger til) - forstyrrelser i den primære forekomsten av bergarter (det vil si den faktiske dislokasjonen)), som fører til forekomsten av bøyninger i bergarter av forskjellige ma.

Prognoseressurser
PROGNSRESSURSER - mulig mengde mineraler i geologisk dårlig studerte områder av jorden og hydrosfæren. Utledete ressurser er estimert basert på generelle geologiske spådommer.

Geologiske seksjoner og metoder for deres konstruksjon
GEOLOGISK DEL, geologisk profil - et vertikalt snitt av jordskorpen fra overflaten til dypet. Geologiske snitt er satt sammen etter geologiske kart, data av geologiske observasjoner og

Økologiske kriser i jordens historie
Den økologiske krisen er en anspent tilstand av relasjoner mellom menneskeheten og naturen, preget av et misforhold mellom utviklingen av produktive krefter og produksjonsforhold i mennesker

Geologisk utvikling av kontinenter og havdepresjoner
I følge hypotesen om havets forrang oppsto jordskorpen av oseanisk type allerede før dannelsen av oksygen-nitrogen-atmosfæren og dekket hele kloden. Den primære skorpen besto av grunnleggende magmaer