геология

1предмет изадачи геологии

Геология – это наука о строении Земли, ее происхождении и развитии, основанная на изучении горных пород и земной коры в целом всеми доступными методами с привлечением данных астрономии, астрофизики, физики, химии, биологии и других наук.Основным объектом изучения геологии является литосфера (литос – камень), представляющая твердую наружную оболочку Земли. Главными объектами изучения геологии являются минералы, горные породы, геологические тела, вымершие организмы (окаменелости), газовые и жидкие среды, физические поля. Предметом геологии является пространственно-временные модели развития геологических процессов.

2происхождение минералов

По происхождению минералы делятся на типы, которые объединяются в две группы: эндогенные – возникают в глуби земной коры благодаря процессам магматизма и метаморфизма, а также экзогенные – образующиеся в верхней части земной коры в результате выветривания и осаждения из водных растворов. Последовательность формирования минералов от эндогенных до экзогенных можно представить следующим образом.

1. Магматический тип минералообразования имеет место в пределах магматического очага, возникающего в глуби земной коры. По мере остывания и гравитационного разделения магмы, из нее последовательно кристаллизуются вначале тугоплавкие, а затем все более легкоплавкие минералы. Соответственно, первыми возникают тяжелые зелено-черные минералы: оливин, авгит, лабрадор; затем более легкие: роговая обманка, слюды, ортоклазы, а в завершение – самый легкий низкотемпературный кварц. Такая последовательность получила название реакционного ряда Боуэна (по имени канадского ученого).

2. Пегматитовый тип проявляется на последних стадиях остывания магмы, при температурах 500 – 700° С, когда в расплавленном виде остаются лишь самые легкие фракции, обогащенные кислотами и щелочами и насыщенные газами. В этих условиях формируются своеобразные породы – пегматиты, сложенные крупными и гигантскими кристаллами кварца, ортоклаза, слюд. На данной стадии возникают многие драгоценные камни, рудные и радиоактивные минералы.

3. Пневматолитовый тип заключается в кристаллизации перенасыщенного газами вещества магмы, поднимающегося по трещинам земной коры. Из летучих соединений формируются руды висмута, вольфрама, молибдена, мышьяка и др. Когда температура понижается до 500° С, пневматолитовый тип начинает сопровождаться гидротермальными процессами, ведущими к накоплению рудообразующих минералов: галенита, сфалерита, киновари, халькопирита, пирита, золота, а также кальцита и др.

4. Гидротермальный тип начинается при охлаждении газов и растворов до 375° С, что обуславливает образование как самородных минералов, так и хлоридных, сульфатных и других соединений: серы, галита, сильвина и др.

5. Гипергенный тип минералообразования проявляется на земной поверхности в воздушной или водной среде, или на небольших глубинах в земной коре. Здесь неустойчивые ко внешним воздействиям минералы разрушаются и переходят в устойчивые соединения. Основополагающее значение принадлежит процессам выветривания, осаждения веществ из водных растворов, деятельности подземных вод. Характерными минералами являются каолин, монтмориллонит, галит, сильвин, малахит, лимонит, боксит и др.

6. Метаморфический тип обусловлен воздействием на горные породы высоких температур, давления, а также магматических газов и растворов. При этом возникает обширный перечень минералов, как хлорит, тальк, графит, магнетит и др.

3понятие о минералах и их хим клас.

Минералы — это относительно однородные природные тела, имеющие определенные химический состав и физические свойства. Название «минерал» происходит от латинского слова «минера», что в буквальном переводе означает — руда, рудный. Наука, изучающая состав, структуру и свойства минералов, их происхождение и условия залегания, называется минералогией.

В соответствии с общепривятой в настоящее время химической классификацией все минералы могут быть разделены на девять классов: I. Силикаты — соли кремневых кислот, среди которых выделяют подгруппы минералов, имеющих некоторую общность состава и строения: полевые шпаты, разделяющиеся по химическому составу на плагиоклазы и ортоклазы, пироксены,

II. Карбонаты — соли угольной кислоты, включающие до 80 минералов и в их числе наиболее распространенные кальцит, магнезит н доломит.

III. Окислы и гидроокислы — объединяют около 200 минералов, среди которых наиболее распространены кварц, опал, лимонит, гаматит. IV. Сульфиды — соединения элементов с серой, насчитывающие до 200 минералов. Типичный представитель — пирит. V. Сульфаты — соли серной кислоты, включающие около 260 минералов, среди которых наибольшее распространение получили гипс и ангидрит. VI. Галоиды — соли галоидных кислот, насчитывающие около 100 мине- ралов. Типичные представители галоидов — галит (поваренная соль) и флюорит. VII. Фосфаты — соли фосфорной кислоты. Типичный представитель — апатит. VIII. Вольфраматы — вольфрамокислые соединения. IX. Самородные элементы — алмаз и сера.

4тирпы вулканов по форме подводящ канала

В зависимости от формы подводящих каналов вулканы разделяют на центральные и трещинные. По глубине магматических очагов различаются вулканы мантийного (30-70 и более км), корового (5-45 км) и смешанного питания. Продукты извержения первых представлены базальтами, вторых — преимущественно андезитами, дацитами и липаритами, третьих — всеми типами вулканических горных пород. В океанах известны только вулканы мантийного питания (Килауэа на Гавайских островах, Тейде на острове Тенерифе и др.), а на островных дугах и континентальных платформах — мантийного, корового и смешанного (Ключевская Сопка, Шивелуч и Карымская Сопка на Камчатке, Килиманджаро в Африке, Везувий в Италии и др.) питания, в горных сооружениях — только куровые (Эльбрус на Кавказе, Лассен-Пик в Северный Америке и др.). Вулканические явления. Извержения бывают длительными (в течение несколько лет, десятилетий и столетий) и кратковременными (измеряемыми часами). К предвестникам извержения относятся вулканические землетрясения, акустические явления, изменения магнитного поля и состава фумарольных газов и другие явления. Извержение вулканов центрального типа обычно начинается усилением выбросов газов сначала вместе с тёмными холодными обломками лав, а затем с раскалёнными. Эти выбросы в некоторых случаях сопровождаются излияниями лавы. Высота подъёма газов, паров воды, насыщенных пеплом и обломками лав, в зависимости от силы взрывов обычно колеблется от 1 до 5 км (во время извержения вулкана Безымянного на Камчатке в 1956 она достигла 45 км). Выброшенный материал переносится на расстояния от нескольких километров до десятков тысяч километров. Объём выброшенного обломочного материала иногда достигает несколько км³. Извержение вулканов центрального типа представляет собой чередование слабых и сильных взрывов и излияний лав. Взрывы максимальной силы называется кульминационным пароксизмом. После них происходит уменьшение силы взрывов и постепенное прекращение извержений. Объёмы излившейся лавы свыше десятка км³. Трещинное извержение протекает иначе: происходит спокойное излияние лав из трещин с образованием вдоль них одного либо ряда небольших вулканов (шлаковых конусов); характерно образование лавовых покровов. Примерами трещинного извержения являются вулканы Лаки в Исландии (в 1783) и Толбачикский на Камчатке (1975-76).

Продукты извержения вулканов бывают газообразными (см. вулканические газы), жидкими (см. лава (масса)) и твёрдыми (см. вулканические горные породы). В зависимости от характера извержений и состава магмы на поверхности образуются сооружения различной формы и высоты. Они представляют собой вулканические аппараты, состоящие из трубообразного или трещинного канала, жерла (самой верхний части канала), окружающих канал с разных сторон мощных накоплений лав и вулканообломочных продуктов и кратера (чашеобразной впадины, расположенной на вершине сооружения). Наиболее распространённые формы сооружений — конусообразные (при преобладании выбросов обломочного материала), куполообразные (при выжимании вязкой лавы) и пологие щитовидные (при преобладании излияний жидкой лавы). Извержения происходят не только через вершинный главный кратер, но и через побочные (паразитические) кратеры, расположенные на склонах и на некотором удалении от них. При однократных извержениях газов, пробивающих канал до земной поверхности, нередко образуются воронкообразные впадины, окаймлённые кольцевым валом из глыб различных пород; такие воронки, нередко заполненные водой, называются маарами. Сильные извержения иногда сопровождаются обрушениями части вулканического сооружения, а часто и прилегающей местности; образующиеся впадины диаметром от нескольких километров до первых десятков километров называются кальдерами

5формы нахождения минералов в природе

Форма нахождения твердых минералов в природе различна. Она зависит как от химического состава минералов, так и от условий их образования.

Отдельные, хорошо выраженные кристаллы в природе встречаются сравнительно редко. Чаще они образуют зернистые агрегаты.

Землистые агрегаты — скопление рыхлых, мягких минералов,напоминающих куски почвы (бурый железняк, боксит, каолин).

Друзы — сростки кристаллов, имеющих общее основание.

Жеоды — пустоты в горной породе, полностью или частично заполненные минералами. Минералы, выадающие из циркулирующих водных растворов, растут в жеодах от периферии к центру.

Конкреции — округлые стяжения минералов. Рост минералов

в конкрециях идет от центра к периферии. На разломах хорошо видно радиально-лучистое строение конкреции, иногда концентрическое. Конкреции чаще всего возникают в рыхлых осадочных породах (глинах, песчаниках) за счет стяжения минерального вещества к точкам кристаллизации.

Оолиты (гороховый камень) —округлые стяжения небольших размеров (0,2—10 мм), имеющие обычно концентрически-скорлуповатое строение. Чаще всего стяжения бывают сцементированы между собой минералом того же или иного состава.

Образуются оолиты в прибрежной зоне озер и морей. Подвижность вод прибрежной зоны обеспечивает, с одной стороны, повышенную испаряемость и, следовательно, увеличение солености вод, а с другой — взмучивание осадка, на частицах которого осаждается минерал. По мере роста оолиты, став тяжелыми, падают на дно и цементируются. Оолитовые известняки в настоящее время образуются в прибрежной зоне Красного моря. Подобным же образом возникли железные руды Керченского полуострова,бокситы Урала.

Натечные формы — минеральные агрегаты, образовавшиеся в результате выпадания кристаллических зерен из испаряющихся растворов, обволакивающих стенки пустот или капающих с потолка. Натечные формы могут возникать и при коагуляции гелей. К натечным формам относятся сталактиты и сталагмиты.

Сталактиты — каменные сосульки, свисающие с потолка пещер.

Сталагмиты — каменные столбы, поднимающиеся со дна пещеры.

К натечным формам относятся почковидные образования, корочки, а также небольшие налеты, примазки, выцветы, покрывающие тонкой пленкой трещины в породах. В натечных формах могут встречаться самые разнообразные минералы: бурый железняк, кальцит, гипс, малахит и др.

Дендриты — плоские сростки кристаллов на породе, по форме напоминающие растения (от лат. дендрос — дерево). Они образуются при кристаллизации минералов в тонких трещинах или вязкой среде. В виде дендритов в осадочных породах чаще всего встречаются железомарганцевые соединения.

6разрывные нарушения земной коры

Разрывные нарушения представляют трещины, поверхности скольжения, зоны смятия или разлома, с большими или меньшими перемещением по ним. Своими сравнительно большими размерами и существенной амплитудой смещения (вдоль плоскости разрыва или в перпендикулярном к нему направлении) разрывные нарушения отличаются от безамплитудных (или микроамплитудных) трещин в горных породах, которые тоже в конечном итоге являются разрывами

Разлом — нейтральный термин, характеризующий разрывное нарушение с относительно крутым или вертикальным падением и с существенным перемещением в плоскости разрыва. Это определение не подразумевает способа образования разрывного нарушения и не зависит от направления относительного перемещения висячего и лежачего крыла. В нейтральности заключается большое удобство термина «разлом», тому что очень часто в начальные стадии изучения бывает трудно определить, к какому генетическому типу нарушение относится.

Рис. 2. Морфологическая классификация крутозалегающих разрывных нарушений: Стрелками показано относительное перемещение висячего бока разрывного нарушения

Все сбросы по морфологическому и в значительной мере по генетическому признаку, подразделяются на три большие группы:

а) взбросы — разрывные нарушения, приводящие к сокращению (в плане) поверхности прилегающего к нарушению участка земной коры. Для взброса характерно относительное приподнимание висячего бока или соответственно опускание лежачего бока.

б) сбросы — разрывные нарушения, привод, к увеличению (в плане) поверхности прилегающего к нарушению участка земной коры. Для нормального сброса характерно относительное опускание висячего бока или соответствующее поднятие лежачего бока.

в) сдвиги — разрывные нарушения с горизонтальным (или обладающим горизонтальным) направлением перемещения одного или обоих блоков, составляющих бока нарушения. Это чисто морфологический признак для выделения сдвигов. Если при наблюдении в плане смещение по сдвигу происходит слева направо в противоположном от наблюдателя крыле (независимо от того, как карта ориентирована), сдвиг называется правым, тогда как сдвиг с перемещением справа налево в противоположном от наблюдателя крыле будет называться левым сдвигом.

Взбросы и сбросы во многих случаях характеризуются наличием горизонтальной составляющей перемещения и, таким образом, превращаются в взбросо-сдвиги и сбросо-сдвиги. Об этом ВАЖНОМ обстоятельстве необходимо всегда помнить, анализируя происшедшие вдоль разрыва перемещения, потому что в чистом виде взбросы, сбросы и сдвиги встречаются нечасто, и недооценка вертикального или горизонтального элемента перемещения может привести к большим ошибкам. Номенклатура наименований, зависящая от направления перемещений нависающего блока по разрывному крушению, представлена на рис. 2.

Надвиги, поддвиги — разрывные нарушения с полого залегающей поверхностью разрыва под углами менее 30° к горизонту. Покровы и шарьяжи — разрывные нарушения с полого залегающей поверхностью разрыва под углами менее 5° к горизонту. Взбросы и надвиги естественно объединяются в одну группу, потому что между ними имеются все переходы. Нарушения, промежуточные между взбросами и надвигами и наклоненные под средними углами или изменяющие угол наклона, именуют взбросо-надвигами.

Поддвиги — нарушения, в которых активную роль играл блок лежачего бока, пододвигавшийся под блок висячего бока. Решение вопроса о том, какой из блоков был активным, т. е. является ли нарушение взбросо-надвигом или поддвигом очень трудно. Предложенные в геологической литературе критерии мало надежны.

Раздвиги — разрывные нарушения, представляющие самостоятельный тип в тех случаях, когда вдоль трещины не происходило перемещений существенной амплитуды. Движение было ограничено разверзанием в направлении, перпендикулярном к стенкам трещины.

Кроме таких трещин, дайки магматических пород могут заполнять также трещины взбросов, нормальных сбросов, сдвигов, надвигов и межформационных срывов. Однако последние случаи встречаются значительно реже.

Межформационные срывы — нарушения, следующие поверхности наслоения в осадочных породах или вообще крупным пологолежащим поверхностям раздела между разнообразными породами и комплексами пород.

Среди всех этих многочисленных в структурно-морфологическом отношении разрывных нарушений необходимо различать две генетически совершенно различные группы разрывов — разрывные нарушения, образующиеся при тектонических движениях, вызванных сокращением больших частей земной коры, и разрывные нарушения, образующиеся при расширении значительных частей земной коры

7земная кора и ее типы

Земная кора подразделяется на два главных типа (материковая и океаническая) и два переходных (субматериковая и субокеаническая). Типы коры отличаются строением и мощностью.

Континентальная кора, распространенная в пределах материков и зоны шельфа, имеет мощность 30 - 40 км в платформенных областях и до 70 км в высокогорьях. Нижний ее слой - базальтовый (мафический - обогащен магнием и железом), состоит из тяжелых пород, его толщина от 15 до 40 км. Выше лежит состоящий из более легких пород гранито-гнейсовый слой (сиалический - обогащен кремнием и алюминием), толщиной от 10 до 30 км. Сверху эти слои могут перекрываться осадочным слоем, мощностью от 0 до 15 км. Выделенная по сейсмическим данным граница между базальтовым и гранитогнейсовым слоями (граница Конрада) не всегда четко прослеживается.

Океаническая кора, мощностью до 6 - 8 км, также имеет трехслойное строение. Нижний слой - тяжелый базальтовый, толщиной до 4 - 6 км. Средний слой, мощностью около 1 км, сложен переслаивающимися пластами плотных осадочных пород и базальтовых лав. Верхний слой состоит из рыхлых осадочных пород, толщиной до 0,7 км.

Субматериковая кора, имеющая близкое к материковой коре строение, представлена на периферии окраинных и внутренних морей (в зонах континентального склона и подножья) и под островными дугами, характеризуется резко сокращенной мощностью (до 0 м) осадочного слоя. Причиной такого уменьшения толщины осадочного слоя является большой уклон поверхности, способствующий соскальзыванию накапливающихся осадков. Мощность этого типа коры до 25 км, в том числе базальтового слоя до 15 км, гранитогнейсового до 10 км; граница Конрада выражена плохо. Субокеаническая кора, близкая по строению к океанической, развита в пределах глубоководных частей внутренних и окраинных морей и в глубоководных океанических желобах. Отличается резким увеличением мощности осадочного слоя и отсутствием слоя гранитогнейсового. Чрезвычайно высокая мощность осадочного слоя обусловлена очень низким гипсометрическим уровнем поверхности – под действием гравитации здесь накапливаются гигантские толщи осадочных пород. Общая толщина субокеанической коры также достигает 25 км, в том числе базальтового слоя до 10 км и осадочного до 15 км. При этом мощность слоя плотных осадочных и базальтовых пород может составлять 5 км.

Внутреннее строение Земли установлено по материалам геофизических исследований (характеру прохождения сейсмических волн). Выделяют три главных оболочки.

1. Земная кора - наибольшая толщина до 70 км. 2. Мантия - от нижней границы земной коры до глубины 2900 км. 3. Ядро - простирается до центра Земли (до глубины 6 371 км).

Граница между земной корой и мантией называется границей Мохоровичича (Мохо), между мантией и ядром - границей Гутенберга. Земное ядро делится на два слоя. Внешнее ядро (на глубине от 5 120 км до 2 900 км), вещество жидкое, поскольку поперечные волны в него не проникают, а скорость продольных падает до 8 км/с (см. «Землетрясения»). Внутреннее ядро (от глубины 6 371 км до 5 120 км), вещество здесь находится в твердом состоянии (скорость продольных волн возрастает до 11 км/с и более). В составе ядра господствует железоникелевый расплав с примесью кремния и серы. Плотность вещества в ядре достигает 13 г/куб.см.

Мантия подразделяется на две части: верхнюю и нижнюю.

Верхняя мантия состоит из трех слоев, погружается до глубины 800 - 900 км. Верхний слой, толщиной до 50 км, состоит из твердого и хрупкого кристаллического вещества (скорость продольных волн до 8,5 км/с и более). Вместе с земной корой он образует литосферу - каменную оболочку Земли.

Средний слой - астеносфера (податливая оболочка) характеризуется аморфным стекловидным состоянием вещества, а отчасти (на 10%) имеет расплавленное вязкопластичное состояние (об этом свидетельствует резкое падение скорости сейсмических волн). Толщина среднего слоя около 100 км. Астеносфера залегает на разных глубинах. Под срединно-океаническими хребтами, где толщина литосферы минимальна, астеносфера лежит на глубине нескольких километров. На окраинах океанов, по мере роста мощности литосферы, астеносфера погружается до 60 – 80 км. Под континентами она лежит на глубинах около 200 км, а под континентальными рифтами вновь приподнимается до глубины 10 – 25 км. Нижнийслой верхней мантии (слой Голицина) иногда выделяют как переходный слой или как самостоятельную часть - среднюю мантию. Опускается он до глубины 800 - 900 км, вещество здесь кристаллическое твердое (скорость продольных волн до 9 км/с).

Нижняя мантия простирается до 2 900 км, сложена твердым кристаллическим веществом (скорость продольных волн возрастает до 13,5 км/с). В составе мантии преобладают оливин и пироксен, ее плотность в нижней части достигает 5,8 г/куб.см.

8Эпейрогенические движения

Эпейрогенические движения – медленные вековые поднятия и опускания земной коры, не вызывающие изменения первичного залегания пластов. Эти вертикальные движения имеют колебательный характер и обратимы, т.е. поднятие может сменится опусканием. Среди этих движений различают: - Современные, которые зафиксированы в памяти человека и их можно измерить инструментально путем проведения повторного нивелирования. Скорость современных колебательных движений в среднем не превышает 1-2 см/год, а в горных районах она может достигать и 20 см/год. - Неотектонические движения – это движения за неоген-четвертичное время (25 млн. лет). Принципиально они ничем не отличаются от современных. Неотектонические движения зафиксированы в современном рельефе и главный метод их изучения – геоморфологический. Скорость их движения на порядок меньше, в горных районах – 1 см/год; на равнинах – 1 мм/год. - Древние медленные вертикальные движения зафиксированы в разрезах осадочных пород. Причем мощность накопившихся осадков рассматривается как мера тектонического опускания за время накопления осадка, а сама слоистость и их ритмичность – показатели колебательных движений. Скорость древних колебательных движений по оценке ученых меньше 0.001 мм/год.

9Землетрясения и их типы

Землетрясе́ния — подземные толчки и колебания поверхности Земли, вызванные естественными причинами (главным образом тектоническими процессами) или искусственными процессами (взрывы, заполнение водохранилищ, обрушением подземных полостей горных выработок). Небольшие толчки могут вызывать также подъём лавы при вулканических извержениях. Ежегодно на всей Земле происходит около миллиона землетрясений, но большинство из них так незначительны, что они остаются незамеченными. Действительно сильные землетрясения, способные вызвать обширные разрушения, случаются на планете примерно раз в две недели. К счастью, большая их часть приходится на дно океанов, и поэтому не сопровождается катастрофическими последствиями (если землетрясение под океаном обходится без цунами). Землетрясения наиболее известны по тем опустошениям, которые они способны произвести. Разрушения зданий и сооружений вызываются колебаниями почвы или гигантскими приливными волнами (цунами), возникающими при сейсмических смещениях на морском дне. Международная сеть наблюдений за землетрясениями регистрирует даже самые удаленные и маломощные из них. Причиной землетрясения является быстрое смещение участка земной коры как целого в момент пластической (хрупкой) деформации упруго напряженных пород в очаге землетрясения. Большинство очагов землетрясений возникает близ поверхности Земли. Скольжению пород вдоль разлома вначале препятствует трение. Вследствие этого, энергия, вызывающая движение, накапливается в форме упругих напряжений пород. Когда напряжение достигает критической точки, превышающей силу трения, происходит резкий разрыв пород с их взаимным смещением; накопленная энергия, освобождаясь, вызывает волновые колебания поверхности земли — землетрясения. Землетрясения могут возникать также при смятии пород в складки, когда величина упругого напряжения превосходит предел прочности пород, и они раскалываются, образуя разлом. Сейсмические волны, порождаемые землетрясениями, распространяются во все стороны от очага подобно звуковым волнам. Точка, в которой начинается подвижка пород называется фокусом, очагом или гипоцентром, а точка на земной поверхности над очагом — эпицентром землетрясения. Ударные волны распространяются во все стороны от очага, по мере удаления от него их интенсивность уменьшается. Скорости сейсмических волн могут достигать 8 км/с. Сейсмические волны делятся на волны сжатия и волны сдвига. Волны сжатия, или продольные сейсмические волны, вызывают колебания частиц пород, сквозь которые они проходят, вдоль направления распространения волны, обуславливая чередование участков сжатия и разрежения в породах. Скорость распространения волн сжатия в 1,7 раза больше скорости волн сдвига, поэтому их первыми регистрируют сейсмические станции. Волны сжатия также называют первичными (P-волны). Скорость P-волны равна скорости звука в соответствующей горной породе. При частотах P-волн, больших 15 Гц, эти волны могут быть восприняты на слух как подземный гул и грохот. Волны сдвига, или поперечные сейсмические волны, заставляют частицы пород колебаться перпендикулярно направлению распространения волны. Волны сдвига также называют вторичными (S-волны). Существует ещё третий тип упругих волн — длинные или поверхностные волны (L-волны). Именно они вызывают самые сильные разрушения. Шкала магнитуд различает землетрясения по величине магнитуды, которая является относительной энергетической характеристикой землетрясения. Существует несколько магнитуд и соответственно магнитудных шкал: локальная магнитуда (ML); магнитуда, определяемая по поверхностным волнам (Ms); магнитуда, определяемая по объемным волнам (mb); моментная магнитуда (Mw). Наиболее популярной шкалой для оценки энергии землетрясений является локальная шкала магнитуд Рихтера. По этой шкале возрастанию магнитуды на единицу соответствует 32-кратное увеличение освобождённой сейсмической энергии. Землетрясение с магнитудой 2 едва ощутимо, тогда как магнитуда 7 отвечает нижней границе разрушительных землетрясений, охватывающих большие территории. Интенсивность землетрясений (не может быть оценена магнитудой) оценивается по тем повреждениям, которые они причиняют в населённых районах. Интенсивность является качественной характеристикой землетрясения и указывает на характер и масштаб воздействия землетрясений на поверхность земли, на людей, животных, а также на естественные и искусственные сооружения в районе землетрясения. В мире используется несколько шкал интенсивности: в США — Модифицированная шкала Меркалли (MM), в Европе — Европейская макросейсмическая шкала (EMS), в Японии — шкала Шиндо (Shindo). 12-бальная шкала Медведева-Шпонхойера-Карника была разработана в 1964 году и получила широкое распространение в Европе и СССР. С 1996 года в странах Европейского союза применяется более современная Европейская макросейсмическая шкала (EMS).