Litosfääri kokkuvõte (0)

Litosfäär
Geoloogia maapõue liikumiste käsitlus – plaat- e. laamtektoonika . Mandrite triivi hüpoteesi püstitas Alfred Wegener .
Ookeaniline maakoor moodustab maailmamere põhja ning koosneb kivimitest , mis on tekkinud astenosfääri kivimite ülessulamisel moodustunud vedeliku – basaltse magma – tardumisel .
Mandriline maakoor moodustab mandreid ning koosneb mitmesugustest tard -, sette- ja moondekivimitest. Kuni 2900km sügavuseni laiub kivimeteoriitide sarnastest kivimitest koosneb vahevöö. Astenosfäär asub vahevöö ülaosas ning on mõnesaja km paksune plastline sfäär. Maakoort koos astenosfääri peale jääva vahevöö osaga nimetatakse litosfääriks. Nikkelraua koostisega Maa tuum paikneb 2900 – 6378 km sügavusel ning jaguneb vedelaks välis- ja tahkeks sisetuumaks. Mineraal on looduslik tahke lihtaine või keemiline ühend, mis esineb loomuliku kuju ja kindla struktuuriga kristallina. Mineraalid tekivad looduses aine tahkestumise e. kristalliseerumise käigus nii gaasidest kui vedelikest. Kivim on mineraalide tugevalt kokku tsementeerunud kogum, mis looduses esineb kihi, tardunud laavavoolu või mõnd teist tüüpi kivimkehana.
Tekkeviisi järgi jagatakse kivimid: tard- e. magma-, moonde - ja settekivimiteks. Tardkivimid tekivad Maa süvakoore ja vahevöö kivimite ülessulamisel tekkinud tulivedelast magmast kristalliseerumisel. Osa magmakivimeid – süvakivimid, tarduvad maakoores mitmesuguse suuruse ja kujuga lasunditena. Vulkaanilised e. purskekivimid tekivad aga maapinnal vulkaanide kaudu väljavoolanud laavast. Settekivimite teke algab maapinnal murenenud kivimitest pärit pudeda kruusa , liiva, savi jt. setete kuhjumisega. Kivimiks saab sete alles kivistudes – mineraaliterade üksteisega tugeva liitumise protsessis. Nii sünnib liivast liivakivi , merepõhjast lubimudast aga lubjakivi jne. Maakoores, kõrgenenud rõhu ja temp. Tingimustes kristalliseeruvad settekivimid ja ka paljud tardkivimid ümber uuteks mineraalide kooslusteks – moondekivimiteks.
Maak - majanduslikku huvi pakkuvaid, metalle või nende ühendeid sisaldavaid kivimid ja mineraalid. Litosfäär liigendub mitmesuguse suurusega plaatideks e. laamadeks , mis triivivad astenosfääril erineva kiirusega. Ookeanililaamade külgsuunaline lahknemine e. spreeding lähtub keskahelikust. Lõhesid mööda tungib maakoorde magma, tardub seal ja tekivad ookeanilist maakoort moodustavad kivimid. Vahevöösse vajuva laama kivimid sulavad osaliselt üles ja tekkinud magmast moodustub süviku kõrvale ookeani põhjale vulkaanide rida – vulkaaniline saarkaar .
Nii ookeanides kui mandritel võib leida vulkaane , mis tähistavad süvavahevööst pärid kuumade kivimite ülessulamiskollete tõusukohti Maa pinnale – nn kuumi täppi, mis paiknevad vahevöös laamade piiridest sõltumatult ega tee kaasa laamatriive.
Oma seisundilt võivad vulkaanid olla kas kustunud – inimajaloo vältel mitte pursanud , suikuvad – ajutise purskerahu seisundis olevad, või aktiivsed – pidevalt või mõne(kümne) aastase vahega tegutsevad.
Kilpvulkaanid tekivad räni- ning gaasidevaesest väikese viskoossusega basaltsest magmast. See on hästi liikuv magma, mis voolab suhteliselt rahulikult maapinnale, valgub pikkade laavavooludena laiali ja „ehitab“ lameda vulkaanikoonuse. Kõik ookeanide vulkaanid on kilpvulkaanid. Kihtvulkaanid tekivad ränist ja gaasidest rikastunud ning märgatavalt suurema viskoossusega, vaevaliselt voolavast andesiitsest ja erigraniitsest magmast. Laavavoolud on sellistel vulkaanidel lühikesed ja harvad või puuduvad üldse. Laava tardub sageli klaasja, massiliselt eralduvate gaasimullide tõttu väga tühikuterikka kivimi pimsina. Mandritel ja laamade vahevöösse vajumise piirkondades paiknevad vulkaanid on enamasti kihtvulkaanid. Tugevate pursete käigus võib vulkaani lõõri toitva magmakolde lagi sisse vajuda, mille tagajärjel tekib mitme(kümne) kilomeetrise läbimõõduga langatuslik hiidkraater – kaldeera. Mudavoolud – lahaarid, mis tekivad vulkaani tipus silmapilkselt sulavate lume ja liustike vete segunemisel vulkaanilise materjaliga .
Maavärinad - maapinna vibratsioon ja nihked, mis tekibad maapõue kivimites kuhjunud elastsete pingete lahendumise protsessis koos kivimite rebenemisega. Koht maapõues, kust algab kivimite rebestumine – maavärina murrang, kannab nimetust maavärina kolle e. fookus . Vahetult kolde kohal maapinnal olevat paika nim. maavärina keskmeks e. epitsentriks. Murrangu tekkega kivimitest vabanevad elastsed pinged levivad maavärina koldest eemale seismiliste lainetena. Eristatakse keha-(ruumi-) ja pinnalaineid. Kehalained levivad maapõues kerapinnalaadsete frontidena nagu helilained õhus, pinnalained aga piki maapinda epitsentrist eemale nagu veelained vettevisatud kivist. Pinnalained levivad kehalainetest aeglasemalt ja sumbuvad maapõues sügavuse suurenedes nagu veelained meres. Kehalainete seas eristatakse kiiremaid P-laineid e. pikilaineid, mis levivad keskkonda liikumise suunas kokkusuruvate ja väljavenitatavate impulssidena, ning aeglasemaid S-laineid e. ristlaineid , mis levivad keskkonna liikumissuunaga risti deformeerivate impulssidena. P-lained on oma olemuselt kivimkeha tihedust muutvad elastsed deformatsioonid ja levivad vabalt ka vedelikes . S-lained on aga vaid keha kuju muutvad elastsed deformatsioonid ega levi vedelas keskkonnas. Pinnalaineid on kahte liiki. Rayleigh ’ lained panevad maapinna lainetama vertikaalsuunaliselt nagu merepinna. Love’ i lained aga võngutavad maapinda horisontaalselt , risti laine levikusuunaga. Just pinnalained tekitavad maavärinate purustusi, kuna nende toime on isegi S-laintetest aeglasema leviku tõttu kõige pikaajalisem, deformatsioonide amplituud aga kõige suurem. Maavärinate iseloomulikke parameetreid – asukohta , kolde sügavust, maavärina intensiivsust, maapõue rõhkude suundi – hinnatakse seismograafi abil, mis registreerib maapinna võnkumise ja selle põhjustanud seismilised lained seismogrammina.
Rannalähedase merepõhja vertikaalsuunalistel nihetel moodustuvad 15-40 meetri kõrgused ja kiirusega 400-800 km/h maa poole tormavad hiidlained e. tsunamid.
Kõiki kivimmaterjali liikumisi nõlval raskusjõu mõjul nim. nõlvaprotsessideks. Need protsessid toimuvad erineva kiirusega, sõltuvalt nõlva kaldest ja materjalist e. geoloogilisest ehitusest, ning nende tagajärjeks on nõlva kuju muutumine. Varisemise korral langevad või veerevad kivimiosad nõlva jalami suunas. Eelduseks on kulutusest tingitud nõlvakalde suurenemine (a) või intensiivne murenemine (b). Varisemise tagajärjel muutub nõlva ülemine osa järsemaks ja nõlva jalamile kuhjuva materjali arvel nõlva alumine osa laugemaks. Seal moodustub loodusliku varikaldega nõlv e. rusukalle. Libisemise korral liiguvad kivimiplokid (a) või settekehad (b) äkitselt mööda kindlat lihkepinda nõlvakalde suunas. Libisemise tagajärjel toimuvad maalihked , mille vallandumine sõltub nõlvakaldest, ala geoloogilise ehituse omapärast ja pinnase niiskusesisaldusest. Maalihked võivad toimuda ka väga väikese (10kraadise) nõlvakalde juures.
Voolamine on aeglane nõlvaprotsess, mille käigus nõlva jalami suunas liikuv niiskusega küllastunud settematerjal seguneb. Voolamise kiirust mõõdetakse mõne kuni mõnekümne meetriga aastas ja sellest on tavaliselt haaratud pinnase õhuke (kuni 0,5m) pindmine osa. Voolamise tagajärjel muutuvad nõlvad astmeliseks. Nihkumine e. nihe toimub siis, kui nt pinnase korduv külmumine ja sulamine lõhub aineosakeste vahelisi seoseid , soodustades niimoodi gravitatsioonijõu mõjulepääsu. Joonisel näidatud väikese kaldega nõlva (a) moodustava materjali külmumisel pinnas paisub (b), mille tagajärjel viiakse aineosakesed uude asendisse. Järgneva sulamisega pinnase ruumala uuesti väheneb, aineosakesed vajuvad gravitatsioonijõu mõjul vertikaalselt alla, nihkudes niimoodi nõlvakalde suunas (c).