Геологічні процеси поділяють на ендогенні та екзогенні.
Ендогенні процеси - геологічні процеси, пов'язані з енергією, що виникає у надрах Землі. До них відносяться тектонічні рухи земної кори, магматизм, метаморфізм гірських порід та сейсмічна активність. Головними джерелами енергії ендогенних процесів є тепло та гравітаційна нестійкість -перерозподіл матеріалу в надрах Землі за щільністю (гравітаційна диференціація).
До ендогенних процесів відносяться:
- - тектонічні - різноманітні за напрямом та інтенсивністю руху земної кори, що викликають її деформації (зминання у складки) або розриви шарів;
- - сейсмічні - пов'язані із землетрусами;
- - магматичні – пов'язані з магматичною діяльністю;
- - вулканічні – пов'язані з вулканічною діяльністю;
- - метаморфічні - процес перетворення гірських порід під впливом тиску та температури без привнесення чи винесення хімічних компонентів;
- - скарнові - метасоматичного мінерало- та породоутворення внаслідок впливу на різні гірські породи (переважно вапняки та доломіти) високотемпературних розчинів, що містять у тій чи іншій кількості Бе, М?, Са, 81, А1 та інші речовини за широкої участі летючих компонентів (вода , вуглекислота, С1, Б, В та ін), і в широкому діапазоні температур і тисків при загальній еволюції розчинів у міру зниження температури від лужних до кислих;
- - грейзенові - метасоматичної зміни гранітових порід під дією газів, що виділяються з магми, що охолоджується, з перетворенням польових шпатів у світлі слюди;
- - гідротермальні - родовища руд металів (Аі, Сі, РЬ, 8п, XV та ін.) та неметалічних копалин (тальк, азбест та ін.), освіта яких пов'язана з відкладенням або перевідкладенням рудної речовини з гарячих глибинних водних розчинів, часто пов'язаних з остигають у земній корі магматичними осередками.
Тектонічні рухи- механічні рухи земної кори, що викликаються силами, що діють у ній і головним чином у мантії Землі, і що призводять до деформації порід, що складають кору. Тектонічні рухи пов'язані, як правило, зі зміною хімічного складу, фазового стану (мінерального складу) і внутрішньої структури деформації гірських порід. Тектонічні рухи охоплюють одночасно дуже великі площі.
Геодезичні виміри показують, що практично вся поверхня Землі знаходиться безперервно в русі, проте швидкість тектонічних рухів невелика, змінюється від сотих часток до перших десятків міліметрів на рік, і лише накопичення цих рухів у ході дуже тривалого (десятки-сотні млн років) геологічного часу наводять до великих сумарних переміщень окремих ділянок земної кори.
Американський геолог Г. Джильберт запропонував (1890 р.), а німецький геолог X. Штілле розвинув (1919 р.) класифікацію тектонічних рухів з поділом їх на епейрогенічні,що виражаються у тривалих підняттях і опусканнях великих ділянок земної поверхні, і орогеїчні,проявляються епізодично (орогенічні фази) у певних зонах утворенням складок і розривів і ведуть до формування гірських споруд. Ця класифікація застосовується досі, та її основний недолік - об'єднання поняття орогенезу двох принципово різних процесів -складко- і розривоутворення, з одного боку, і горообразования - з іншого. Було запропоновано інші класифікації. Одна з них (вітчизняні геологи А. П. Карпінський, М. М. Тетяєв та ін.) передбачала виділення коливальних складко-і розривоутворюючихтектонічних рухів, інша (німецький геолог Е. Харман та голландський вчений Р. В. ван Беммелен) - ундаційних (хвильових) та ундуляційних (складчастих) тектонічних рухів. Стало зрозумілим, що тектонічні рухи дуже різноманітні як формою прояви, і по глибині зародження, і навіть, очевидно, з механізму і причин виникнення.
За іншим принципом тектонічні рухи були поділені ще М. В. Ломоносовим на повільні (вікові) та швидкі.Швидкі рухи пов'язані із землетрусами і, як правило, відрізняються високою швидкістю, що на кілька порядків перевищує швидкість повільних рухів. Усунення земної поверхні під час землетрусів становлять кілька метрів, іноді більше 10 м. Однак такі зсуви виявляються епізодично.
Істотне значення має підрозділ тектонічних рухів на вертикальні (радіальні) та горизонтальні (тангенційні),хоча воно і носить більшою мірою умовний характер, тому що ці рухи взаємопов'язані та переходять одні в інші. Тому правильніше говорити про тектонічні рухи з переважною вертикальною або горизонтальною компонентою. Переважні вертикальні рухи зумовлюють підняття та опускання земної поверхні, у тому числі утворення гірських споруд. Вони є основною причиною накопичення потужних товщ осадових порід в океанах та морях, а частково і на суші. Горизонтальні рухи найбільш яскраво виявляються в утворенні великих зрушень окремих блоків земної кори щодо інших з амплітудою в сотні і навіть тисячі кілометрів, в їх насувах з амплітудою в сотні кілометрів, а також в утворенні океанічних западин шириною в тисячі кілометрів в результаті розсуву глиб континентальної.
Тектонічні рухи відрізняються певною періодичністю чи нерівномірністю, що виражається у змінах знака та (або) швидкості в часі. Щодо короткоперіодичних вертикальних рухів з частою зміною знака (оборотні) називаються коливальними. Горизонтальні рухи зазвичай довго зберігають свою спрямованість і є незворотними. Коливальні тектонічні рухи, ймовірно, спричиняють трансгресіїі регресійморя, утворення морських та річкових терас.
За часом прояви виділяють нові тектонічні руху, які безпосередньо відбиваються у сучасному рельєфі Землі і тому розпізнаються як геологічними, а й геоморфологическими методами, і сучасні тектонічні руху, які вивчаються й геодезичними методами (повторне нівелювання тощо.). Вони становлять предмет вивчення нової тектоніки.
Тектонічні рухи віддаленого геологічного минулого встановлюються за поширенням трансгресій і регресій океану, за сумарною товщиною (потужністю) осадових відкладень, що накопичилися, по розподілу їх фацій і джерел уламкового матеріалу, знесеного в депресії. У такий спосіб з'ясовується вертикальна компонента переміщення верхніх шарів земної кори або поверхні консолідованого фундаменту, розташованого під осадовим чохлом. Як репер використовується рівень Світового океану, який вважають майже постійним, з можливими відхиленнями до 50-100 м при таненні або утворенні льодовиків, а також більш значними - до кількох сотень метрів внаслідок зміни ємності океанічних западин при їх розростанні та утворенні серединно-океанічних. хребтів.
Великі горизонтальні переміщення, які визнаються не всіма вченими, встановлюються як за геологічними даними, шляхом графічного випрямлення складок та відновлення насунутих товщ гірських порід у початковому положенні, так і на підставі вивчення залишкової намагніченості гірських порід та змін палеоклімату. Вважається, що при достатній кількості палеомагнітних і геологічних даних можна відновлювати колишнє розташування материків і океанів і визначати швидкість і напрямок переміщень, що відбувалися в наступний час, наприклад, з кінця палеозойської ери.
Швидкість горизонтальних переміщень визначається прихильниками мобілізму по ширині новоутворених океанів (Атлантичного, Індійського), за палеомагнітними даними, що вказують на зміни широти і орієнтування по відношенню до меридіанів, і по ширині магнітних аномалій, що утворюються при розростанні океанічного дна, з тривалих епох. різної полярності магнітного поля Землі. Ці оцінки, як і швидкість сучасних горизонтальних рухів, виміряна геодезичними методами в рифтах (Східна Африка), складчастих областях (Японія, Таджикистан) та на зсувах (Каліфорнія), становлять 0,1-10 см/р. Протягом мільйонів років швидкість горизонтальних рухів змінюється незначно, напрямок залишається майже постійним.
Вертикальні рухи мають, навпаки, змінний, коливальний характер. Повторні нівелювання показують, що швидкість опускання або підняття на рівнинах зазвичай не перевищує 0,5 см/рік, підняття в гірських областях (наприклад, на Кавказі) досягає 2 см/рік. У той же час середні швидкості вертикальних тектонічних рухів, які визначаються для великих інтервалів часу (наприклад, за десятки мільйонів років), не перевищують 0,1 см/рік у рухомих поясах та 0,01 см/рік на платформах. Ця різниця у швидкостях, виміряних за малі та великі проміжки часу, вказує на те, що в геологічних структурах фіксується лише інтегральний результат вікових вертикальних рухів, що накопичується при підсумовуванні коливань протилежного знака.
Подібність тектонічних рухів, що повторюються на тих самих тектонічних структурах, дозволяє говорити про успадкований характер вертикальних тектонічних рухів. До тектонічних рухів зазвичай не відносять переміщення гірських порід у приповерхневій зоні (десятки метрів від поверхні), спричинені порушеннями їх гравітаційної рівноваги під впливом екзогенних (зовнішніх) геологічних процесів, а також періодичні підняття та опускання земної поверхні, зумовлені твердими припливами Землі. Сонце. Спірним є віднесення до тектонічних рухів процесів, пов'язаних з відновленням ізостатичної рівноваги, наприклад піднятий при скороченні великих льодовикових покривів типу антарктичного або гренландського. Локальний характер мають рухи земної кори, викликані діяльністю вулканів. Причини тектонічних рухів досі не встановлено; щодо цього висловлюються різні припущення.
На думку ряду вчених, глибинні тектонічні рухи викликані системою великих конвекційних течій, що охоплюють верхні та середні верстви мантії Землі. З такими течіями, мабуть, пов'язане розтягнення земної кори в океанах і стиск у складчастих областях, над тими зонами, де відбувається зближення та занурення зустрічних течій. Інші вчені (В. В. Білоусов) заперечують існування замкнутих конвекційних течій в мантії, але допускають підйом розігрітих в низах мантії та легших продуктів її диференціації, що викликає висхідні вертикальні рухи кори. Охолодження цих мас спричиняє її опускань. При цьому горизонтальним рухам не надається істотного значення, і вони вважаються похідними від вертикальних. При з'ясуванні природи рухів та деформацій земної кори деякі дослідники відводять певну роль напругам, що виникають у зв'язку із змінами швидкості обертання Землі, інші вважають їх надто незначними.
Глибинне тепло Землі має переважно радіоактивне походження. Безперервна генерація тепла в надрах Землі веде до утворення потоку, спрямованого до поверхні. На деяких глибинах при сприятливому поєднанні речовинного складу, температури та тиску можуть виникати осередки та шари часткового плавлення. Таким шаром у верхній мантії є астеносфера – основне джерело утворення магми; в ній можуть виникати конвекційні струми, які є ймовірною причиною вертикального та горизонтального рухів літосфери. У зонах вулканічних поясів острівних дуг і околиць континентів основні осередки магм пов'язані з надглибинними похилими розломами (зони Заварицького-Беньофа), що йдуть під них з боку океану (приблизно до глибини 700 км). Під впливом теплового потоку або безпосередньо тепла, що приноситься глибинною магмою, що піднімається, виникають так звані корові вогнища магми в самій земній корі; досягаючи приповерхневих частин кори, магма впроваджується у яких у вигляді різних формою інтрузивів чи виливається поверхню, утворюючи вулкани.
Гравітаційна диференціація вела до розшарування Землі геосфери різної щільності. На поверхні Землі вона проявляється також у формі тектонічних рухів, які, у свою чергу, ведуть до тектонічних деформацій порід земної кори та верхньої мантії. Накопичення та подальша розрядка тектонічних напруг уздовж активних розломів призводять до землетрусів.
Обидва види глибинних процесів тісно пов'язані: радіоактивне тепло, знижуючи в'язкість матеріалу, сприяє диференціації, а остання прискорює винос тепла до поверхні. Передбачається, що поєднання цих процесів веде до нерівномірності в часі виносу тепла та легкої речовини до поверхні, що, своєю чергою, можна пояснити наявністю в історії земної кори тектономагматичних циклів.
Тектонічні цикли(Етапи) - великі (понад 100 млн років) періоди геологічної історії Землі, що характеризуються певною послідовністю тектонічних та загальногеологічних подій. Найбільш яскраво проявляються в рухомих областях Землі, де цикл починається занурення земної кори з утворенням глибоких морських басейнів, накопиченням потужних товщ опадів, підводним вулканізмом, утворенням основних та ультраосновних інтрузивно-магматичних порід. Виникають острівні дуги, проявляється андезитовий вулканізм, морський басейн розчленовується більш дрібні, починаються складчато-надвигающие деформації. Далі відбувається формування складчастих та складчасто-покривних гірських споруд, облямованих та розділених передовими (крайовими, передгірськими) та міжгірськими прогинами, які заповнюються продуктами руйнування гір - мопасами.Цей процес супроводжується регіональним метаморфізмом, гранітоутворенням, ліпарит-базальтовими наземними вулканічними виливами.
Подібна послідовність подій спостерігається і на платформах: зміна континентальних умов за рахунок трансгресії моря, а потім знову регресії та встановлення континентального режиму з утворенням кор вивітрювання, з відповідною зміною типу опадів - спочатку континентальних, потім лагунних, нерідко солоносних або вугленосних, далі в середині циклу переважно карбонатних або крем'янистих, наприкінці знову морських, лагунних (солі) та континентальних (іноді льодовикових).
Інтенсивним складчасто-надвіжовим деформаціям та гороутворенню в одних рухомих зонах нерідко відповідають утворення в їх тилу нових зон занурень та формування систем рифтів. авлакогенівна платформах.
Середня тривалість тектонічних циклів у фанерозої 150-180 млн років (у докембрії тектонічні цикли були, мабуть, тривалішими). Поряд з такими циклами іноді виділяють більші – мегацикли (мегаетапи) – тривалістю у сотні мільйонів років. У Європі, частково в Північній Америці та Азії в пізньому докембрії та фанерозої встановлено такі цикли: гренвільський (середній рифей); байкальський (пізній рифей-венд); каледонський (кембрій-девон); герцинська (девон-перм); кіммерійський чи мезозойський (тріас-юра); альпійський (крейда-кайнозою).
Початкове схематичне уявлення про тектонічні цикли як суворо синхронні в масштабах всієї планети, що повсюдно повторюються і відрізняються однаковим комплексом явищ, досі справедливо заперечується. Насправді кінець одного і початок іншого циклів нерідко виявляються синхронними (у різних, часто суміжних регіонах). У кожній окремій рухомій системі найбільш повно виражені зазвичай один або два цикли, що безпосередньо передують перетворенню її на складчасту гірську систему, а більш ранні відрізняються неповнотою набору характерних для них явищ, які іноді зливаються один з одним. У масштабі всієї історії Землі тектонічна циклічність постає лише як ускладнення загального її спрямованого розвитку. Окремі цикли утворюють стадії мегациклів, які, своєю чергою, - великі етапи історії Землі загалом. Причини циклічності поки що не встановлені. Висловлюються припущення про періодичне накопичення тепла та зростання теплового потоку, що виходить з глибоких надр Землі, про цикли підйому або кругообігу (конвекції) продуктів диференціації речовини мантії та ін.
Просторові нерівномірності тих самих глибинних процесів залучаються до пояснення поділу земної кори більш-менш геологічно активні регіони, наприклад на гірничоскладчасті області і платформи.
З ендогенними процесами пов'язано формування рельєфу Землі та освіту багатьох найважливіших корисних копалин.
Екзогенні процеси - геологічні процеси, зумовлені зовнішніми стосовно Землі джерелами енергії (переважно сонячне випромінювання) разом із силою тяжкості. Екзогенні процеси протікають на поверхні та в приповерхневій зоні земної кори у формі механічної та фізико-хімічної її взаємодії з гідросферою та атмосферою. До них відносяться осадоутворення та утворення родовищ осадових корисних копалин, вивітрювання, геологічна діяльність вітру (еолові процеси, дефляція), проточних поверхневих та підземних вод (ерозія, денудація), озер та боліт, вод морів та океанів (абразія), льодовиків (екзарація) .
Екзогенні процеси включають різні види вивітрювання у вигляді руйнувань:
- - дефляційні - видування, обточування та шліфування гірських порід мінеральними частинками, що переносяться вітром;
- - селеві - утворення та переміщення грязьових або брудокам'яних потоків;
- - ерозійні - розмивання ґрунтів та гірських порід водними потоками;
або різних процесів накопиченняопадів:
- - алювіальні – відкладення річок у вигляді піску, галечника, конгломератів;
- - Делювіальні - переміщення продуктів вивітрювання гірських порід вниз схилом під впливом сили тяжіння, дощових і талих вод;
- - колювіальні - усунення схильних уламків під впливом сили тяжіння;
- - зсувні - відрив земельних мас та гірських порід та переміщення їх по схилу під впливом сили тяжіння;
- - осадоутворюючі - відкладення опадів із води, повітря (у ділянках затишшя) чи схилах під впливом сили тяжкості;
- - пролювіальні - переміщення тимчасовими потоками продуктів руйнування гірських порід та відкладення їх у підніжжя гір часто у вигляді конусів виносу;
- - рудоутворюючі – накопичення рудної речовини під дією різних причин: самородного золота – в результаті випадання з водних потоків, оксидів алюмінію – випадання з водних розчинів тощо;
- - елювіальні - продукти руйнування гірських порід залишаються дома своєї освіти.
Вивітрювання- процес руйнування та зміни гірських порід в умовах земної поверхні внаслідок механічного та хімічного впливу атмосфери, ґрунтових та поверхневих вод та організмів. За характером середовища, в якому відбувається вивітрювання, воно може бути атмосфернимі підводним.За впливом вивітрювання на гірські породи розрізняють фізичне вивітрювання, що веде лише до механічного розпаду породи на уламки; хімічне вивітрювання,при якому змінюється хімічний склад гірської породи з утворенням мінералів, стійкіших за умов земної поверхні; органічне (біологічне) вивітрювання,що зводиться до механічного роздроблення або хімічної зміни породи внаслідок життєдіяльності організмів. Своєрідним типом вивітрювання є грунтоутворення,у якому особливо активну роль грають біологічні чинники. Вивітрювання гірських порід відбувається під впливом води (атмосферні опади та ґрунтові води), вуглекислоти та кисню, водяної пари, атмосферного та ґрунтового повітря, сезонних та добових коливань температури, життєдіяльності макро- та мікроорганізмів та продуктів їх розкладання. На швидкість і ступінь вивітрювання, потужність продуктів вивітрювання і їх склад крім перелічених агентів впливають також рельєф і геологічне будова місцевості, склад і структура материнських порід. Переважна кількість фізичних та хімічних процесів вивітрювання (окислення, сорбція, гідратація, коагуляція) відбувається із виділенням енергії. Зазвичай види вивітрювання діють одночасно, але в залежності від клімату той чи інший з них переважає.
Фізичне вивітрювання відбувається головним чином в умовах сухого та жаркого клімату і пов'язане з різкими коливаннями температури гірських порід при нагріванні сонячним промінням (інсоляція) та подальшому нічному охолодженні; швидка зміна обсягу поверхневих частин порід веде до їх розтріскування. В областях з частими коливаннями температури близько 0 °С механічне руйнування порід відбувається під впливом морозного вивітрювання; при замерзанні води, що проникла в тріщини, обсяг її збільшується і порода розривається.
Хімічні та органічні типи вивітрювання властиві головним чином пластам із вологим кліматом. Основні фактори хімічного вивітрювання - повітря і особливо вода, що містить солі, кислоти та луги. Водні розчини, що циркулюють у товщі порід, крім простого розчинення здатні робити також складні хімічні зміни.
Фізичні та хімічні процеси вивітрювання відбуваються у тісному взаємозв'язку з розвитком та життєдіяльністю тварин і рослин та дією продуктів їх розпаду після смерті. Найбільш сприятливими для утворення та збереження продуктів вивітрювання (мінералів) є умови тропічного чи субтропічного клімату та незначне ерозійне розчленування рельєфу. При цьому товщі гірських порід, що зазнали вивітрювання, властива (у напрямку зверху донизу) геохімічна зональність, виражена характерним для кожної зони комплексом мінералів. Останні утворюються в результаті наступних один за одним процесів: розпаду порід під впливом фізичного вивітрювання, вилуговування основ, гідратації, гідролізу та окислення. Ці процеси часто йдуть до повного розкладання первинних мінералів, аж до утворення вільних оксидів та гідроксидів.
Залежно від ступеня кислотності – лужності середовища, а також участі біогенних факторів утворюються мінерали різного хімічного складу: від стійких у лужному середовищі (у нижніх горизонтах) до стійких у кислому чи нейтральному середовищі (у верхніх горизонтах). Різноманітність продуктів вивітрювання, що представлені різними мінералами, визначається складом мінералів первинних гірських порід. Наприклад, на ультраосновних породах (серпентинітах) верхня зона представлена породами, у тріщинах яких утворюються карбонати (магнезит, доломіт). Далі йдуть горизонти карбонатизації (кальцит, доломіт, арагоніт), гідролізу, з яким пов'язане утворення нонтроніту та накопичення нікелю (ЛП до 2,5 %), окреміння (кварц, опал, халцедон). Зона кінцевого гідролізу та окислення складена гідрогетитом (охристим), гететом, магнетитом, оксидами та гідроксидами марганцю (нікель- та кобальтовмісними). З процесами вивітрювання пов'язані великі родовища нікелю, кобальту, магнезиту та природно-легованих залізних руд.
У тих випадках, коли продукти вивітрювання не залишаються на місці свого утворення, а відносяться з поверхні порід, що вивітрюються водою або вітром, нерідко виникають своєрідні форми рельєфу, що залежать як від характеру вивітрювання, так і від властивостей гірських порід, в яких процес як би проявляє і підкреслює особливості їхньої будови (рис. 15).
Мал. 15.
Росія (БСЕ).
Для вивержених порід (гранітів, діабазів та ін.) характерні потужні заокруглені форми вивітрювання; для шаруватих осадових та метаморфічних – ступінчасті (карнизи, ніші тощо). Неоднорідність порід та неоднакова стійкість їх різних ділянок проти вивітрювання веде до утворення залишків у вигляді ізольованих гір, стовпів (рис. 16), веж тощо.
У вологому кліматі на похилих однорідних поверхнях, порівняно легко розчинних у воді порід, наприклад, вапняків, стікаючі води роз'їдають неправильної форми поглиблення, розділені гострими виступами і гребенями, в результаті чого утворюється нерівна поверхня, відома під назвою каррів.
Мал. 16.
річки Єнісей біля Красноярська (БСЕ).
У процесі переродження залишкових продуктів вивітрювання утворюється багато розчинних сполук, які зносяться ґрунтовою водою у водні басейни і входять до складу розчинених солей або випадають в осад. Процеси вивітрювання приводять до утворення різних осадових порід і багатьох корисних копалин: каолінів, охр, вогнетривких глин, пісків, руд заліза, алюмінію, марганцю, нікелю, кобальту, розсипів золота, платини та ін., зон окислення колчеданних родовищ з них корисні ін.
Дефляція(Від пізньолат. з1 е/1 аІо- видування, здування) - розвиття, руйнування гірських порід і ґрунтів під дією вітру, що супроводжується перенесенням та обточуванням відірваних частинок. Особливо сильна дефляція в пустелях, у тих частинах, з боку яких дмуть панівні вітри (наприклад, у південній частині пустелі Каракуми). Сукупність процесів дефляції та фізичного вивітрювання призводить до утворення обточених скель химерної форми у вигляді веж, колон, обелісків тощо.
Ерозія ґрунту- руйнування ґрунту водою та вітром, переміщення продуктів руйнування та їх перевідкладення.
Освіта еолових форм рельєфувідбувається під дією вітру переважно у районах з аридним кліматом (пустелі, напівпустелі); зустрічається також по берегах морів, озер і річок зі мізерним рослинним покривом, не здатним захистити від дії вітру пухкі та зруйновані вивітрюванням породи субстрату. Найбільш поширені акумулятивніі акумулятивнодефляційні форми, що утворюються в результаті переміщення та відкладення вітром піщаних частинок, а також вироблені (дефляційні) еолові форми рельєфу, що виникають за рахунок видування (дефляції)пухких продуктів вивітрювання, руйнування гірських порід під впливом динамічних ударів самого вітру і особливо під дією ударів дрібних частинок, що переносяться вітром у повітрі.
Форма і величина акумулятивних і акумулятивно-дефляційних утворень залежить від режиму вітрів (сили, частоти, напряму, структури вітрового потоку), що переважає в даній місцевості і діяв у минулому, від насиченості піщаними частинками вітропіскового потоку, ступеня зв'язності пухкого інших факторів, а також від характеру рельєфу, що підстилає. Найбільший вплив на вигляд еолових форм рельєфу в піщаних пустелях має режим активних вітрів,що діють аналогічно водному потоку з турбулентним рухом середовища поблизу твердої поверхні. Для середньо- та дрібнозернистого сухого піску (при діаметрі зерен 0,5-0,25 мм) мінімальна швидкість активного вітру становить 4 м/с. Акумулятивні та дефляційно-акумулятивні форми, як правило, переміщуються відповідно до сезонно-панівного напрямку вітрів: поступово при річному впливі активних вітрів одного або близьких напрямків; коливально та коливально-поступально, якщо напрями цих вітрів протягом року суттєво змінюються (на протилежні, перпендикулярні тощо). Особливо інтенсивно (зі швидкістю до кількох десятків метрів на рік) відбувається переміщення оголених піщаних акумулятивних форм.
Для акумулятивних і дефляційно-акумулятивних еолових форм рельєфу пустель характерна одночасна присутність накладених одна на одну форм декількох категорій величин: 1-а категорія - вітрова бриж, висотою від часток міліметра до 0,5 м, відстанню між гребенями від кількох мілі м; 2-а категорія - щитовидні скупчення заввишки не менше 40 см; 3-я категорія - бархани до 2-3 м заввишки, що з'єднуються в поздовжню вітрами гряду або в поперечний вітрах барханний ланцюг; 4-а категорія -барханний рельєф заввишки до 10-30 м; 5-а і 6-я категорії - великі форми (заввишки до 500 м), що утворюються в основному висхідними потоками повітря. У пустелях помірного поясу, де велику роль відіграє рослинність, що стримує роботу вітру, рельєфоутворення йде повільніше і найбільші форми не перевищують 60-70 м, найбільш характерні тут прикустові кіски, пагорби-коси і прикустові горби висотою від декількох дециметрів до 1 20м.
Оскільки панівний режим вітрів (пасатний, мусонно-бризний, циклональний та ін.) та скріпленість пухкого субстрату насамперед визначаються зонально-географічними факторами, акумулятивні та акумулятивно-дефляційні еолові форми рельєфу розподіляються загалом зонально. Відповідно до класифікації, запропонованої географом Б. А. Федоровичем, оголені легкорухливі піщані форми характерні, головним чином, для тропічних екстрааридних пустель (Сахара, пустелі Аравійського півострова, Ірану, Афганістану, Такла-Макану); напівзарослі слаборухливі – переважно для позатропічних пустель (пустелі Середньої Азії та Казахстану, Джунгарії, Монголії, Австралії); зарослі переважно нерухомі дюнні форми - для позапустинних територій (переважно древнеледниковых областей Європи, Західного Сибіру, Північної Америки). Детальна класифікація акумулятивних та дефляційно-акумулятивних еолових форм рельєфу залежно від режиму вітрів дана при описі дюн та барханів.
Серед вироблених мікроформ (до кількох десятків сантиметрів у поперечнику) найпоширеніші гратчастіабо стільникові скелі,складені переважно теригенними породами; серед форм середньої величини (метри та десятки метрів) - ярданги, улоговини, котлиі ніші видування, скелі химерної форми(грибоподібні, кільцевіта ін), скупчення яких нерідко утворюють цілі еолові «міста»; до великих вироблених форм (кілька кілометрів у поперечнику) відносять улоговини видуванняі солончаково-дефляційні западини,що утворюються при спільному впливі інтенсивно протікають процесів фізикохімічного (сольового) вивітрювання та дефляції (у тому числі величезні площі до сотень кілометрів; наприклад, западина Карагіє в Західному Казахстані). Всебічне вивчення еолових форм рельєфу, їх морфології, походження, динаміки має значення при господарському освоєнні пустель.
Абразія(Від лат. аЪгаяю- зіскоблювання, збривання) - руйнування хвилями та прибоєм берегів морів, озер та великих водосховищ. Інтенсивність абразії залежить від ступеня хвильового впливу водойми. Найважливішою умовою, що визначає абразійний розвиток берега, є відносно крутий кут вихідного укосу (більше 1°) прибережної частини дна моря або озера. Абразія створює на берегах абразійну терасу, або бенч, і абразійний уступ, або кліф (рис. 17). У результаті руйнування гірських порід пісок, гравії, галька, що утворюються при цьому, можуть залучатися в процеси переміщення наносів і служити матеріалом для берегових акумулятивних форм. Частина матеріалу зноситься хвилями та течіями до підніжжя абразійного підводного схилу та утворює тут притулену акумулятивну терасу. У міру розширення абразійної тераси абразія поступово згасає (оскільки розширюється смуга мілководдя, на подолання якої витрачається енергія хвиль) і при надходженні наносів може змінитися акумуляцією. На схилах штучних водоймищ, ухили яких у минулому формувалися іншими, не абразійними факторами, темп абразії особливо високий – до десяти метрів на рік.
Мал. 17.
К – кліф; АТ – абразійна тераса (бенч); ПАТ – підводна акумулятивна тераса; УВ – рівень води. Пунктирною лінією позначений доабразіонний рельєф (БСЕ).
Екзарація(Від пізньолат. ехагайо- виорання) - льодовикове виорання, руйнування льодовиком гірських порід, що складають його ложе, і видалення продуктів руйнування (відторженців, валунів, гальки, піску, глини та ін.) льодовиком, що рухається. В результаті екзарації виникають троги, озерні улоговини, «баранячі лоби», «кучеряві скелі», льодовикові шрами, штрихування. Поряд із руйнуванням гірських порід відбуваються їх згладжування, полірування та шліфування.
Основні форми прояву екзогенних процесів на Землі:
- - руйнування гірських порід і хімічне перетворення складових мінералів (фізичне, хімічне, органічне вивітрювання);
- - видалення та перенесення розпушених та розчинних продуктів руйнування гірських порід водою, вітром та льодовиками;
- - відкладення (акумуляція) цих продуктів у вигляді опадів на суші або дні водних басейнів і поступове їх перетворення в осадові гірські породи в результаті послідовних процесів се-диментогенезу, діагенезу і катагенезу.
Екзогенні процеси у поєднанні з ендогенними беруть участь у формуванні рельєфу Землі, в освіті товщ осадових гірських порід та пов'язаних з ними родовищ корисних копалин. Наприклад, в умовах прояву специфічних процесів вивітрювання та осадонакопичення утворюються руди алюмінію (боксити), заліза, нікелю та ін; в результаті селективного відкладення мінералів водними потоками формуються розсипи золота та алмазів; в умовах, що сприяють накопиченню органічної речовини та збагачених ним товщ осадових гірських порід, виникають горючі корисні копалини.
Ендогенні та екзогенні геологічні процеси
Ендогенні процеси- геологічні процеси, пов'язані з енергією, що виникає у надрах Землі. До ендогенних процесів належать тектонічні рухи земної кори, магматизм, метаморфізм, сейсмічні і тектонічні процеси. Головними джерелами енергії ендогенних процесів є тепло та перерозподіл матеріалу в надрах Землі за щільністю (гравітаційна диференціація). Це процеси внутрішньої динаміки: відбуваються внаслідок впливу внутрішніх, стосовно Землі, джерел енергії.
Глибинне тепло Землі, на думку більшості вчених, має переважно радіоактивне походження. Певна кількість тепла виділяється і за гравітаційної диференціації. Безперервна генерація тепла в надрах Землі веде до утворення його потоку до поверхні (тепловий потік). На деяких глибинах у надрах Землі при сприятливому поєднанні речовинного складу, температури та тиску можуть виникати вогнища та шари часткового плавлення. Таким шаром у верхній мантії є астеносфера – основне джерело утворення магми; в ній можуть виникати конвекційні струми, які служать імовірною причиною вертикальних та горизонтальних рухів у літосфері. Конвекція відбувається і в масштабі всієї мантії, можливо, окремо в нижній і верхній, тим чи іншим способом призводячи до великих горизонтальних переміщень літосферних плит. Охолодження останніх веде до вертикальних опускань (тектоніка плит). У зонах вулканічних поясів острівних дуг і околиць континентів основні осередки магм в мантії пов'язані з надглибинними похилими розломами (сейсмофокальні зони Вадати-Заварицького-Беньоффа), що йдуть під них з боку океану (приблизно до глибини 700 км). Під впливом теплового потоку або безпосередньо тепла, що приноситься глибинною магмою, що піднімається, виникають так звані корові вогнища магми в самій земній корі; досягаючи приповерхневих частин кори, магма впроваджується у яких у вигляді різних формою інтрузивів (плутонов) чи виливається поверхню, утворюючи вулкани. Гравітаційна диференціація призвела до розшарування Землі геосфери різної щільності. На поверхні Землі вона проявляється також у формі тектонічних рухів, які, у свою чергу, ведуть до тектонічних деформацій порід земної кори та верхньої мантії; накопичення та подальша розрядка тектонічних напруг уздовж активних розломів призводять до землетрусів. Обидва види глибинних процесів тісно пов'язані: радіоактивне тепло, знижуючи в'язкість матеріалу, сприяє диференціації, а остання прискорює винос тепла до поверхні. Передбачається, що поєднання цих процесів веде до нерівномірності у часі виносу тепла та легкої речовини до поверхні, що, своєю чергою, може пояснити наявність в історії земної кори тектономагматичних циклів. Просторові нерівномірності тих самих глибинних процесів залучаються до пояснення поділу земної кори більш-менш геологічно активні області, наприклад геосинклинали і платформи. З ендогенними процесами пов'язано формування рельєфу Землі та освіту багатьох найважливіших корисних копалин.
Екзогенні-геологічні процеси, зумовлені зовнішніми стосовно Землі джерелами енергії (переважно сонячне випромінювання) разом із силою тяжкості. Е. п. протікають на поверхні та в приповерхневій зоні земної кори у формі механічної та фізико-хімічної її взаємодії з гідросферою та атмосферою. До них відносяться: Вивітрювання, геологічна діяльність вітру (еолові процеси, дефляція), проточних поверхневих та підземних вод (Ерозія, Денудація), озер та боліт, вод морів та океанів (Абразія), льодовиків (Екзарація). Головні форми прояви Е. п. на поверхні Землі: руйнування гірських порід і хімічне перетворення мінералів, що їх складають (фізичне, хімічне, органічне вивітрювання); видалення та перенесення розпушених та розчинних продуктів руйнування гірських порід водою, вітром та льодовиками; відкладення (акумуляція) цих продуктів у вигляді опадів на суші або дні водних басейнів і поступове їх перетворення в осадові гірські породи (Седиментогенез, Діагенез, Катагенез). Е. п. у поєднанні з ендогенними процесами беруть участь у формуванні рельєфу Землі, в утворенні товщ осадових гірських порід і пов'язаних з ними родовищ корисних копалин. Так, наприклад, в умовах прояву специфічних процесів вивітрювання та осадконакопичення утворюються руди алюмінію (боксити), заліза, нікелю та ін; в результаті селективного відкладення мінералів водними потоками формуються розсипи золота та алмазів; в умовах, що сприяють накопиченню органічних речовин і збагачених ним товщ осадових гірських порід, виникають корисні копалини.
9- Загальні відомості про мінерали
Мінера́л(від позднелат. "minera" - руда) - природне тверде тіло з певним хімічним складом, фізичними властивостями та кристалічною структурою, що утворюється в результаті природних фізико-хімічних процесів і є складовою Земної Кори, гірських порід, руд, метеоритів та інших планет Сонячної системи. Вивченням мінералів займається мінералогія наука.
Поняття "мінерал" має на увазі тверду природну неорганічну кристалічну речовину. Але іноді його розглядають у невиправдано розширеному контексті, відносячи до мінералів деякі органічні, аморфні та інші природні продукти, зокрема деякі гірські породи, які в строгому значенні не можуть бути віднесені до мінералів.
1. ЕКЗОГЕННІ ТА ЕНДОГЕННІ ПРОЦЕСИ
Екзогенні процеси - геологічні процеси, що відбуваються на поверхні Землі та у верхніх частинах земної кори (вивітрювання, ерозія, діяльність льодовиків та ін); обумовлені головним чином енергією сонячної радіації, силою тяжкості та життєдіяльністю організмів.
Ерозія (від латів. erosio – роз'їдання) – руйнація гірських порід і грунтів поверхневими водними потоками і вітром, що включає відрив і винесення уламків матеріалу і супроводжується їх відкладенням.
Часто, особливо у зарубіжній літературі, під ерозією розуміють будь-яку руйнівну діяльність геологічних сил, як-от морський прибій, льодовики, гравітація; у разі ерозія виступає синонімом денудації. Для них, однак, існують і спеціальні терміни: абразія (хвильова ерозія), екзарація (льодовикова ерозія), гравітаційні процеси, соліфлюкція тощо. буд.
За швидкістю розвитку ерозію ділять на нормальну та прискорену. Нормальна має місце завжди за наявності скільки-небудь вираженого стоку, протікає повільніше ґрунтоутворення і не призводить до помітних змін рівня та форми земної поверхні. Прискорена йде швидше за ґрунтоутворення, призводить до деградації ґрунтів і супроводжується помітною зміною рельєфу. З причин виділяють природну та антропогенну ерозію. Слід зазначити, що антропогенна ерозія який завжди є прискореною, і навпаки.
Робота льодовиків - рельєфоутворююча діяльність гірських і покривних льодовиків, що полягає в захопленні частинок гірських порід льодовиком, що рухається, переносі і відкладення їх при таненні льоду.
Ендогенні процеси Ендогенні процеси – геологічні процеси, пов'язані з енергією, що виникає у надрах твердої Землі. До ендогенних процесів належать тектонічні процеси, магматизм, метаморфізм, сейсмічна активність.
Тектонічні процеси – утворення розломів та складок.
Магматизм – термін, що поєднує ефузивні (вулканізм) та інтрузивні (плутонізм) процеси у розвитку складчастих та платформних областей. Під магматизмом розуміють сукупність всіх геологічних процесів, рушійною силою яких є магма та її похідні.
Магматизм є проявом глибинної активності Землі; він тісно пов'язаний з її розвитком, тепловою історією та тектонічною еволюцією.
Виділяють магматизм:
геосинклінальний
платформний
океанічний
магматизм областей активізації
По глибині прояву:
абісальний
гіпобісальний
поверхневий
За складом магми:
ультраосновний
Основний
кислий
лужний
У сучасну геологічну епоху магматизм особливо розвинений у межах Тихоокеанського геосинклінального поясу, серединно-океанічних хребтів, рифових зон Африки та Середземномор'я та ін. З магматизмом пов'язано утворення великої кількості різноманітних родовищ корисних копалин.
Сейсмічна активність – це кількісна міра сейсмічного режиму, що визначається середнім числом вогнищ землетрусів у деякому діапазоні енергетичної величини, які виникають на території, що розглядається, за певний час спостереження.
2. ЗЕМЛЕТРЯСИ
геологічний земний кора епейрогенічний
Найбільш чітко дію внутрішніх сил Землі виявляється у явищі землетрусів, під якими розуміються струси земної кори, викликані зміщеннями гірських порід надрах Землі.
Землетрус – явище досить поширене. Воно спостерігається на багатьох ділянках материків, а також на дні океанів та морів (в останньому випадку говорять про «моретрус»). Кількість землетрусів на земній кулі досягає кількох сотень тисяч на рік, тобто в середньому відбувається одне два землетруси на хвилину. Сила землетрусу різна: більшість їх уловлюється лише високочутливими приладами -сейсмографами, інші відчуваються людиною безпосередньо. Кількість останніх досягає двох-трьох тисяч на рік, причому розподіляються вони дуже нерівномірно – в одних районах такі сильні землетруси дуже часті, а в інших надзвичайно рідкісні або практично відсутні.
Землетруси можна поділити на ендогенні, пов'язані з процесами, що відбуваються в глибині Землі, та екзогенні, що залежать від процесів, що відбуваються поблизу поверхні Землі.
До зндогенних землетрусів відносяться вулканічні землетруси, викликані процесами виверження вулканів, і тектонічні, зумовлені переміщенням речовини в глибоких надрах Землі.
До екзогенних землетрусів відносяться землетруси, що відбуваються в результаті підземних обвалів, пов'язаних з карстовими та деякими іншими явищами, вибухогазів тощо. Екзогенні землетруси можуть викликатися також процесами, що відбуваються на поверхні Землі: обвалами скель, ударами метеоритів, падінням води з великої висоти та іншими явищами, а також факторами, пов'язаними з діяльністю людини (штучними вибухами, роботою машин і т.п.).
Генетично землетруси можна класифікувати так:. Природні
Ендогенні: а) тектонічні; б) вулканічні. Екзогенні: а) карстово-обвальні, б) атмосферні; в) від ударів хвиль, водоспадів тощо.
а) від вибухів, б) від артилерійської стрілянини, в) від штучного обвалення гірських порід, г) від транспорту тощо.
У курсі геології розглядаються лише землетруси, пов'язані з ендогенними процесами.
У тих випадках, коли сильні землетруси відбуваються в густонаселених районах, вони завдають величезної шкоди людині. З лих, завданих людині, землетруси що неспроможні зрівнятися з жодним іншим явищем природи. Так наприклад, у Японії під час землетрусу 1 вересня 1923 р., що тривав лише кілька секунд, було повністю знищено 128 266 будинків і 126 233 частково зруйновано, загинуло близько 800 суден, було вбито і зникли безвісти 142 807 осіб. Понад 100 тис. осіб отримали поранення.
Описати явище землетрусу надзвичайно важко, оскільки весь процес триває всього кілька секунд або хвилин, і людина не встигає сприйняти все різноманіття змін, що відбуваються за цей час у природі. Увага фіксується зазвичай тільки на колосальних руйнуваннях, які з'являються в результаті землетрусу.
Ось як описує М. Горький землетрус, що стався в Італії в 1908 р., очевидцем якого він був: «Земля глухо гуділа, стогнала, горбилася під ногами і хвилювалася, утворюючи глибокі тріщини – начебто в глибині прокинувся і повертається століттями, що дрімав … Здригнувшись і похитуючись, будівлі нахилялися, по їхніх білих стінах, як блискавки, зміїлися тріщини і стіни розсипалися, засинаючи вузькі вулиці та людей серед них… Підземний гул, гуркіт каменів, вереск дерева заглушають крики про допомогу, крики божевілля. Земля хвилюється, як море, скидаючи з грудей свої палаци, халупи, храми, казарми, в'язниці, школи, кожним здриганням знищуючи сотні та тисячі жінок, дітей, багатих та бідних. ».
Внаслідок цього землетрусу було зруйновано м. Мессіна та низку інших населених пунктів.
Загальна послідовність всіх явищ під час землетрусу була вивчена І. В. Мушкетовим під час найбільшого із середньоазіатських Алма-Атинського землетрусу 1887 р.
27 травня 1887 р. увечері, як писали очевидці, ніяких ознак землетрусу не було, але домашні тварини поводилися неспокійно, не приймали корми, рвалися з прив'язі і т.п. поштовх. Струс тривав трохи більше секунди. Через кілька хвилин гул відновився, він нагадував глухий дзвін потужних численних дзвонів або гуркіт важкої артилерії, що проїжджала. За гулом почулися сильні нищівні удари: у будинках сипалася штукатурка, вилітали шибки, руйнувалися печі, падали стіни і стелі: вулиці наповнилися сірим пилом. Найбільше постраждали масивні кам'яні споруди. Біля будинків, розташованих по меридіану, вивалювалися північні та південні стіни, тоді як західні та східні зберігалися. У першу хвилину здавалося, що міста більше не існує, що зруйновано всі будинки без винятку. Удари та струси, але менш сильні, тривали протягом усього дня. Багато пошкоджених, але раніше устоявшихся будинків, падали від цих слабших поштовхів.
У горах утворилися обвали та тріщини, якими місцями на поверхню вийшли потоки підземної води. Глинистий грунт на схилах гір, і до того вже сильно змочений дощами, почав повзти, захаращуючи русла річок. Підхоплена потоками вся ця маса землі, щебеню, валунів у вигляді густих селевих потоків прямувала до підніжжя гір. Один із таких потоків протягнувся на 10 км при ширині 0,5 км.
Руйнування в самому р. Алма-Ата були величезні: з 1800 будинків вціліли поодинокі будинки, але кількість людських жертв була відносно невелика (332 особи).
Численні спостереження показали, що в будинках спочатку (на якусь частку секунди раніше) розвалювалися південні стіни, а потім уже північні, що дзвони в Покровській церкві (у північній частині міста) вдарили за кілька секунд після руйнувань, що сталися у південній частині міста. Все це свідчило, що центр землетрусу перебував на південь від міста.
Більшість тріщин у будинках було нахилено також на південь або точніше на південний схід (170 °) під кутом 40-60 °. Аналізуючи напрям тріщин, І. У. Мушкетов дійшов висновку, що джерело хвиль землетрусу розташовувався глибині 10- 12 км п в 15 км на південь від р. Алма-Ата.
Глибинний центр, або осередок землетрусу, називається гіпоцентром. У плані він окреслюється як округла чи овальна площа.
Область, що лежить на поверхні Землі над гіпоцентром носить назву епіцентру. Вона характеризується максимальними руйнуваннями, причому багато предметів тут зміщуються вертикально (підстрибують), і тріщини в будинках розташовуються дуже круто, майже вертикально.
Площа епіцентру Алма-Атинського землетрусу визначалася в 288 км (36 * 8 км), а область, де землетрус був найбільш сильним, охопила площу в 6000 км . Така область отримала назву плейстосейстової («плейсто» – найбільший та «сейстос» – струсоне).
Алма-Атинський землетрус тривав не один день: слідом за поштовхами 28 травня 1887 р. протягом більше двох років відбувалися поштовхи меншої сили с. інтервалами спочатку кілька годин, а потім днів. Всього за два роки було понад 600 ударів, що все більше слабшають.
В історії Землі описані землетруси із ще більшою кількістю поштовхів. Так, наприклад, 1870 р. у провінції Фокіда в Греції почалися поштовхи, які тривали протягом трьох років. У перші три дні поштовхи йшли через 3 хвилини, протягом перших п'яти місяців сталося близько 500 тис. поштовхів, з них 300 мали руйнівну силу і йшли один за одним із середнім інтервалом у 25 секунд. За три роки загалом сталося понад 750 тис. ударів.
Таким чином, землетрус відбувається не в результаті одноразового акта, що відбувається на глибині, але внаслідок якогось процесу руху матерії, що тривало розвивається, у внутрішніх частинах земної кулі.
За початковим великим поштовхом слід ланцюг дрібніших поштовхів, і цей період можна назвати періодом землетрусу. Усі поштовхи одного періоду виходять із загального гіпоцентру, який іноді в процесі розвитку може зміщуватися, у зв'язку з чим зміщується епіцентр.
Це добре видно на ряді прикладів кавказьких землетрусів, а також землетрусу в районі м. Ашхабада, який стався 6 жовтня 1948 р. Основний поштовх був на 1 годину 12 хвилин без попередніх поштовхів і тривав 8-10 секунд. За цей час у місті та навколишніх селищах сталися величезні руйнування. Одноповерхові будинки з цегли-сирцю розсипалися, і дахи накрили ці купи цегли, домашнього начиння тощо. У більш міцно збудованих будинків вилетіли окремі стіни, розвалилися труби та печі. Цікаво відзначити, що будівлі круглої форми (елеватор, мечеть, собор та ін.) протистояли поштовх краще, ніж звичайні чотирикутні будівлі.
Епіцентр землетрусу розташовувався за 25 км. на південний схід від Ашгабада, в районі радгоспу «Карагаудан». Епіцентральна область виявилася витягнутою у північно-західному напрямку. Гіпоцентр розташовувався на глибині 15-20 км. Довжина плейстосейстової області досягала 80 км, а ширина-10 км. Період Ашхабадського землетрусу був тривалий і складався з безлічі (понад 1000) поштовхів, епіцентри яких розташовувалися на північний захід від головного в межах вузької смуги, розташованої в передгір'ях Копет-Дага.
Гіпоцентри всіх цих повторних поштовхів перебували на тій самій малій глибині (близько 20-30 км), як і гіпоцентр основного поштовху.
Гіпоцентри землетрусів можуть розташовуватися не тільки під поверхнею материків, а й під дном морів та океанів. При моретрусах руйнування приморських міст теж дуже значними і супроводжуються людськими жертвами.
Найсильніший землетрус стався 1775 р. у Португалії. Плейстосейстова область цього землетрусу охопила величезну площу; епіцентр розташовувався під дном Біскайської затоки поблизу столиці Португалії м. Лісабона, що найбільше постраждав.
Перший поштовх стався вдень 1 листопада та супроводжувався страшним гуркотом. За свідченням очевидців, земля на цілий лікоть піднімалася вгору, то опускалася. Вдома падали зі страшним тріском. Величезний монастир на горі так сильно гойдався з боку на бік, що щохвилини погрожував звалитися. Поштовхи тривали 8 хвилин. За кілька годин землетрус відновився.
Мармурова набережна провалилася і пішла під воду. У водяну воронку, що утворилася, були захоплені люди і кораблі, що стояли біля берега. Після землетрусу глибина затоки на місці набережної досягала 200 м-коду.
Море спочатку землетрусу відступило, але потім величезна хвиля заввишки 26 м обрушилася на берег і затопила узбережжя на ширину до 15 км. Таких хвиль, що прямували одна за одною, було три. Те, що вціліло від землетрусу, було змито і забрано в море. Лише у гавані Лісабона було знищено чи пошкоджено понад 300 суден.
Хвилі Лісабонського землетрусу пройшли через весь Атлантичний океан: у Кадікса їх висота досягала 20 м, на Африканському узбережжі, біля берегів Танжера і Марокко - 6 м, на островах Фуншал і Мадера - до 5 м. Хвилі перетнули Атлантичний океан і відчувалися біля берегів Америки на о-вах Мартініка, Барбадос, Антигуа та інших. При Лісабонському землетрусу загинуло понад 60 тис. людина.
Подібні хвилі часто виникають при моретрусах, вони називаються цуцнами. Швидкість поширення цих хвиль коливається від 20 до 300 м/сек залежно від глибини океану; висота хвиль досягає 30 м-коду.
Осушення берега перед цунамі зазвичай триває кілька хвилин і у виняткових випадках досягає годинника. Виникають цунамі лише за тих моретрусах, коли відбувається провал чи підняття певної ділянки дна.
Поява цунамі та хвиль відливу пояснюється так. В епіцентральній ділянці через деформацію дна утворюється хвиля тиску, що поширюється вгору. Море в цьому місці тільки сильно спучується, на поверхні утворюються короткочасні течії, що розходяться у всіх напрямках, або «закипає» з підкиданням води на висоту до 0,3м. Усе це супроводжується гулом. Потім хвиля тиску перетворюється на поверхні хвилі цунамі, що розбігаються в різних напрямках. Відливи перед цунамі пояснюються тим, що спочатку вода спрямовується в підводний провал, з якого виштовхується в епіцентральну область.
У разі коли епіцентри припадають на густонаселені райони, землетруси приносять величезні лиха. Особливо руйнівними були землетруси Японії, де за 1500 років зафіксовано 233 великі землетруси з кількістю поштовхів, що перевищує 2 млн. дол.
Великі лиха завдають землетрусу в Китаї. Під час катастрофи 16 грудня 1920 р. у районі Кансу загинуло понад 200 тис. чоловік, причому головною причиною загибелі були обвали житла, викопаного в долі. Землетруси виняткової сили відбувалися в Америці. Під час землетрусу в районі Ріобамба в 1797 р. загинуло 40 тис. осіб і було зруйновано 80% будівель. У 1812 р. місто Каракас (Венесуела) було зруйноване повністю протягом 15 секунд. Неодноразово майже повністю руйнувався м. Консепсіон в Чилі, сильно постраждав м. Сан-Франциско в 1906 р. У Європі найбільші руйнування спостерігалися після землетрусу в Сицилії, де в 1693 р. було знищено 50 селищ і загинуло понад 60 тис. осіб.
На території СРСР найбільш руйнівними були землетруси на півдні Середньої Азії, Криму (1927 р.) та на Кавказі. Особливо часто страждав від землетрусів м. Шемаха у Закавказзі. Він руйнувався в 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902. До 1859 р. місто Шемаха було губернським центром Східного Закавказзя, але через землетрус столицю довелося перенести до Баку. На рис. 173 показано розміщення епіцентрів Шемахінських землетрусів. Так само, як і в Туркменії, вони розташовуються вздовж певної лінії, витягнутої у північно-західному напрямку.
При землетрусах відбуваються істотні зміни на поверхні Землі, що виражаються в утворенні тріщин, провалів, складок, піднятті окремих ділянок на суші, в утворенні островів на морі тощо. опливин і селевих потоків у горах, появі нових джерел, припинення старих, утворення грязьових сопок, газових викидів та ін. Порушення, що утворюються після землетрусів, називаються постсейсмічними.
явища. пов'язані із землетрусами як на поверхні Землі, так і в її надрах, називаються сейсмічними явищами. Наука, що вивчає сейсмічні явища, називається сейсмологією.
3. ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ
Хоча головні характеристики мінералів (хімічний склад та внутрішня кристалічна структура) встановлюються на основі хімічних аналізів та рентгеноструктурного методу, побічно вони відображаються у властивостях, які легко спостерігаються чи вимірюються. Для діагностики більшості мінералів достатньо визначити їхній блиск, колір, спайність, твердість, щільність.
Блиск (металевий, напівметалевий і неметалевий – алмазний, скляний, жирний, восковий, шовковистий, перламутровий та ін) обумовлений кількістю відбивається від поверхні мінералу світла і залежить від його показника заломлення. За прозорістю мінерали поділяються на прозорі, напівпрозорі, що просвічують у тонких уламках та непрозорі. Кількісне визначення світлозаломлення та світловідбиття можливе лише під мікроскопом. Деякі непрозорі мінерали сильно відбивають світло і мають металевий блиск. Це характерно для рудних мінералів, наприклад, галеніту (мінерал свинцю), халькопіриту та борніту (мінерали міді), аргентиту та акантиту (мінерали срібла). Більшість мінералів поглинають або пропускають значну частину падаючого на них світла і мають неметалевий блиск. Деякі мінерали мають блиск, перехідний від металевого до неметалевого, який називається напівметалевим.
Мінерали з неметалевим блиском зазвичай світло-забарвлені, деякі з них прозорі. Часто бувають прозорими кварц, гіпс та світла слюда. Інші мінерали (наприклад, молочно-білий кварц), що пропускають світло, але крізь які не можна чітко розрізнити предмети, називають прозорими. Мінерали, що містять метали, відрізняються від інших світлопропускання. Якщо світло проходить крізь мінерал, хоча б у найтонших краях зерен, то воно, як правило, нерудне; якщо ж світло не минає, то воно – рудне. Бувають, втім, і винятки: наприклад, світлозабарвлений сфалерит (мінерал цинку) чи кіновар (мінерал ртуті) нерідко прозорі чи просвічують.
Мінерали розрізняються за якісними характеристиками неметалевого блиску. Глина має тьмяний землистий блиск. Кварц на гранях кристалів або на поверхнях зламу – скляний, тальк, що поділяється на тонкі листочки по площинах спайності – перламутровий. Яскравий, блискучий, як у алмазу, блиск називається алмазним.
Коли світло падає на мінерал з неметалевим блиском, він частково відбивається від поверхні мінералу, а частково заломлюється на цьому кордоні. Кожна речовина характеризується певним показником заломлення. Оскільки цей показник може бути виміряний з високою точністю, він є дуже корисною діагностичною ознакою мінералів.
Характер блиску залежить від показника заломлення, а обидва вони – від хімічного складу та кристалічної структури мінералу. У загальному випадку прозорі мінерали, що містять атоми важких металів, відрізняються сильним блиском та високим показником заломлення. До цієї групи належать такі поширені мінерали, як англезит (сульфат свинцю), каситерит (оксид олова) та титаніт, або сфен (силікат кальцію та титану). Мінерали, що складаються з відносно легких елементів, можуть мати сильний блиск і високий показник заломлення, якщо їх атоми щільно упаковані і утримуються сильними хімічними зв'язками. Яскравим прикладом є алмаз, що складається лише з одного легкого елемента вуглецю. У меншій мірі це справедливо і для мінералу корунду (Al2O3), прозорі кольорові різновиди якого – рубін та сапфіри – є дорогоцінним камінням. Хоча корунд складається з легких атомів алюмінію та кисню, вони так міцно пов'язані між собою, що мінерал має досить сильний блиск і відносно високий показник заломлення.
Деякі блиски (жирний, восковий, матовий, шовковистий та ін) залежать від стану поверхні мінералу або від будови мінерального агрегату; смоляний блиск характерний багатьом аморфних речовин (зокрема мінералів, містять радіоактивні елементи уран чи торий).
Колір-простий і зручний діагностичний ознака. Як приклади можна навести латунно-жовтий пірит (FeS2), свинцево-сірий галеніт (PbS) і сріблясто-білий арсенопірит (FeAsS2). В інших рудних мінералів з металевим або напівметалевим блиском характерний колір може бути замаскований грою світла в тонкій поверхневій плівці (втеченістю). Це властиво більшості мінералів міді, особливо борніту, який називають «павлиною рудою» через його райдужну синьо-зелену втечу, що швидко виникає на свіжому зламі. Однак інші мідні мінерали пофарбовані в добре всім знайомі кольори: малахіт - зелений, азурит - синій.
Деякі неметалеві мінерали безпомилково впізнаються за кольором, зумовленим головним хімічним елементом (жовтому – сірки та чорному – темно-сірому – графіту та ін.). Багато неметалевих мінералів складаються з елементів, які забезпечують їм специфічної забарвлення, але вони відомі пофарбовані різновиду, колір яких зумовлений присутністю домішок хімічних елементів у малих кількостях, не зіставних з інтенсивністю викликаного ними забарвлення. Такі елементи називають хромофор; їх іони відрізняються вибірковим поглинанням світла. Наприклад, густо-фіолетовий аметист зобов'язаний своїм забарвленням мізерної домішки заліза в кварці, а густий зелений колір смарагду пов'язаний з невеликим вмістом хрому в берилі. Забарвлення зазвичай безбарвних мінералів може з'являтися внаслідок дефектів кристалічної структури (зумовлених незаповненими позиціями атомів у ґратах або входженням сторонніх іонів), які можуть спричинити селективне поглинання деяких довжин хвиль у спектрі білого світла. Тоді мінерали забарвлюються у додаткові кольори. Рубіни, сапфіри та олександрити завдячують своїм забарвленням саме таким світловим ефектам.
Безбарвні мінерали можуть бути забарвлені механічними включеннями. Так, тонка розсіяна вкрапленість гематиту надає кварцу червоного кольору, хлориту – зеленого. Молочний кварц замутнений газово-рідкими включеннями. Хоча колір мінералів - одна з найлегше визначуваних властивостей при діагностиці мінералів, його треба використовувати з обережністю, оскільки він залежить від багатьох факторів.
Незважаючи на мінливість забарвлення багатьох мінералів, колір порошку мінералу дуже постійний, тому є важливою діагностичною ознакою. Зазвичай колір порошку мінералу встановлюють за межею (т.зв. «колірною рисою»), яку залишає мінерал, якщо їм провести по неглазурованій фарфоровій платівці (бісквіту). Наприклад, мінерал флюорит буває пофарбований у різні кольори, але риса в нього завжди біла.
Спайність - дуже досконала, досконала, середня (ясна), недосконала (незрозуміла) і дуже недосконала - виявляється у здатності мінералів розколюватися за певними напрямками. Злам (рівний ступінчастий, нерівний, занозистий, раковистий та ін) характеризують поверхні розколу мінералу, що стався не за спайністю. Наприклад, кварц і турмалін, поверхня зламу яких нагадує скол скла, мають раковистий злам. В інших мінералів злам може бути описаний як шорсткий, нерівний або занозистий. Для багатьох мінералів характеристикою є не злам, а спайність. Це означає, що вони розколюються по гладких площинах, безпосередньо пов'язаних з їхньою кристалічною структурою. Сили зв'язку між площинами кристалічних ґрат можуть бути різними залежно від кристалографічного напрямку. Якщо в якихось напрямках вони набагато більші, ніж в інших, то мінерал розколюватиметься поперек найслабшого зв'язку. Оскільки спайність завжди паралельна атомним площинам, може бути позначена із зазначенням кристалографічних напрямів. Наприклад, галіт (NaCl) має спайність кубом, тобто. три взаємоперпендикулярні напрямки можливого розколу. Спайність характеризується також легкістю прояви і якістю спайної поверхні, що виникає. Слюда має дуже досконалу спайність щодо одного напрямі, тобто. легко розщеплюється на дуже тонкі листочки з гладкою блискучою поверхнею. У топаза спайність вчинена в одному напрямку. Мінерали можуть мати два, три, чотири або шість напрямків спайності, за якими вони однаково легко розколюються, або кілька напрямів спайності різного ступеня. У деяких мінералів спайність взагалі відсутня. Оскільки спайність як прояв внутрішньої структури мінералів є їхньою незмінною властивістю, вона є важливою діагностичною ознакою.
Твердість – опір, який мінерал чинить при дряпанні. Твердість залежить від кристалічної структури: чим міцніше пов'язані між собою атоми у структурі мінералу, тим складніше його подряпати. Тальк та графіт – м'які пластинчасті мінерали, побудовані з шарів атомів, пов'язаних між собою дуже слабкими силами. Вони жирні на дотик: при терті об шкіру руки відбувається зісковзування окремих тонких шарів. Найтвердіший мінерал – алмаз, у якому атоми вуглецю так міцно пов'язані, що його можна подряпати лише іншим алмазом. На початку 19 ст. австрійський мінералог Ф.Моос розташував 10 мінералів у порядку зростання їхньої твердості. З того часу вони застосовуються як зразки відносної твердості мінералів, т.зв. шкала Моосу (табл. 1)
ШКАЛА ТВЕРДОСТІ МООСУ
Щільність і маса атомів хімічних елементів змінюється від водню (найлегший) до урану (найважчий). За інших рівних умов маса речовини, що складається з важких атомів, більша, ніж у речовини, що складається з легких атомів. Наприклад, два карбонати - арагоніт і церуссит - мають подібну внутрішню структуру, але до складу арагоніту входять легкі атоми кальцію, а до складу церусситу - важкі атоми свинцю. В результаті маса церусситу перевищує масу арагоніту того ж обсягу. Маса одиниці об'єму мінералу залежить також від густини упаковки атомів. Кальцит, як і арагоніт, є карбонат кальцію, але в кальциті атоми упаковані менш щільно, тому він має меншу масу одиниці об'єму, ніж арагоніт. Відносна маса, або щільність, залежить від хімічного складу та внутрішньої структури. Щільність - це відношення маси речовини до маси того ж об'єму води при 4 ° С. Так, якщо маса мінералу становить 4 г, а маса того ж об'єму води - 1 г, то щільність мінералу дорівнює 4. У мінералогії прийнято виражати щільність в г/ см3.
Щільність – важлива діагностична ознака мінералів і її неважко виміряти. Спочатку зразок зважується у повітряному середовищі, а потім – у воді. Оскільки на зразок, занурений у воду, діє виштовхувальна сила, спрямована вгору, його вага там менша, ніж у повітрі. Втрата ваги дорівнює вазі витісненої води. Таким чином, густина визначається ставленням маси зразка на повітрі до втрати його ваги у воді.
Піроелектрика. Деякі мінерали, наприклад, турмалін, каламін та ін., при нагріванні або охолодженні електризуються. Це явище можна спостерігати за допомогою запилення мінералу, що охолоджується, сумішшю порошків сірки і сурика. У цьому сірка покриває позитивно заряджені ділянки поверхні мінералу, а сурик – ділянки з негативним зарядом.
Магнітність – це властивість деяких мінералів діяти на магнітну стрілку чи притягуватись магнітом. Для визначення магнітності використовують магнітну стрілку, вміщену на гострому штативі, або магнітне підковування, брусок. Дуже зручно також користуватися магнітною голкою або ножем.
При випробуванні на магнітність можливі три випадки:
а) коли мінерал у природному вигляді («сам собою») діє на магнітну стрілку,
б) коли мінерал стає магнітним лише після прожарювання у відновлювальному полум'ї паяльної трубки
в) коли мінерал ні до, ні після прожарювання у відновлювальному полум'ї магнітності не виявляє. Для прожарювання відновлювального полум'я потрібно брати дрібні шматочки завбільшки 2-3 мм.
Свічення. Багато мінералів, що не світяться самі по собі, починають світитися за певних спеціальних умов.
Розрізняють фосфоресценцію, люмінесценцію, термолюмінесценцію та триболюмінесценцію мінералів. Фосфоресценція-здатність мінералу світитися після впливу на нього тими чи іншими променями (вілеміт). Люмінесценція – здатність світитися в момент опромінення (шееліт при опроміненні ультрафіолетовими та катодними променями кальцит та ін.). Термолюмінесценція – свічення при нагріванні (флюорит, апатит).
Триболюмінесценція - світіння в момент дряпання голкою або розколювання (слюди, корунд).
Радіоактивність. Багато мінералів, що містять такі елементи як ніобій, тантал, цирконій, рідкісні землі, уран, торій часто мають досить значну радіоактивність, що легко виявляється навіть побутовими радіометрами, яка може бути важливою діагностичною ознакою.
Для перевірки радіоактивності спочатку вимірюють і записують величину фону, потім мінерал підносять, можливо ближче до детектора приладу. Збільшення показань більш ніж 10-15% може бути показником радіоактивності мінералу.
Електропровідність. Цілий ряд мінералів має значну електропровідність, яка дозволяє їх однозначно відрізнити від схожих мінералів. Може перевірятись звичайним побутовим тестером.
ЕПЕЙРОГЕНІЧНІ РУХИ ЗЕМНОЇ КОРИ
Епейрогенічні рухи – повільні вікові підняття і опускання земної кори, які викликають зміни первинного залягання пластів. Ці вертикальні рухи мають коливальний характері і оборотні, тобто. підняття може зміниться опусканням. Серед цих рухів розрізняють:
Сучасні, які зафіксовані у пам'яті людини та їх можна виміряти інструментально шляхом проведення повторного нівелювання. Швидкість сучасних коливальних рухів загалом вбирається у 1-2 див/рік, а гірських районах може досягати і 20 див/рік.
Неотектонічні рухи – це рухи за неоген-четвертинний час (25 млн. років). Принципово вони нічим не відрізняються від сучасних. Неотектонічні рухи зафіксовані у сучасному рельєфі та головний метод їх вивчення – геоморфологічний. Швидкість їхнього руху на порядок менша, у гірських районах – 1 см/рік; на рівнинах – 1 мм/рік.
Стародавні повільні вертикальні рухи зафіксовані у розрізах осадових порід. Швидкість давніх коливальних рухів за оцінкою вчених менша за 0.001 мм/рік.
Орогенічні рухи відбуваються у двох напрямках – горизонтальному та вертикальному. Перше призводить до зминання порід та утворення складок та насувів, тобто. до скорочення земної поверхні. Вертикальні рухи призводять до підняття області прояву складкоутворення та виникнення нерідко гірських споруд. Орогенічні рухи протікають значно швидше, ніж коливальні.
Вони супроводжуються активними ефузивним та інтрузивним магматизмом, а також метаморфізмом. В останні десятиліття ці рухи пояснюють зіткненням великих літосферних плит, які переміщуються в горизонтальному напрямку астеносферним шаром верхньої мантії.
ТИПИ ТЕКТОНІЧНИХ ПОРУШЕНЬ
Види тектонічних порушень:
а - складчасті (плікативні) форми;
Найчастіше утворення їх пов'язані з ущільненням чи стиском речовини Землі. Складчасті порушення морфологічно поділяються на два основні типи: опуклі та увігнуті. У разі горизонтального зрізу в ядрі опуклої складки розташовуються більш давні віком пласти, але в крилах – молодші. Увігнуті вигини, навпаки, мають у ядрі молодші відкладення. У складках опуклі крила зазвичай нахилені убік від осьової поверхні.
б - розривні (диз'юнктивні) форми
Розривними тектонічними порушеннями називають такі зміни, у яких порушується суцільність (цілісність) гірських порід.
Розривні порушення поділяються на дві групи: розриви без усунення розділених ними порід щодо один одного та розриви зі зміщенням. Перші називаються тектонічними тріщинами, або диаклазами, другі – параклазами
СПИСОК ВИКОРИСТАНОЇ ЛІТЕРАТУРИ
1. Білоусов В.В. Нариси історії геології. У витоків науки про Землю (геологія остаточно ХVIII в.). - М., - 1993.
Вернадський В.І. Вибрані праці з науки. - М.: Наука, - 1981.
Поварених А.С., Онопрієнко В.І. Мінералогія: минуле, сьогодення, майбутнє. - Київ: Наукова Думка, - 1985.
Сучасні ідеї теоретичної геології. - Л.: Надра, - 1984.
Хаїн В.Є. Основні проблеми сучасної геології (геологія на порозі ХХІ ст.). - М.: Науковий світ, 2003.
Хаїн В.Є., Рябухін А.Г. Історія та методологія геологічних наук. - М.: МДУ, - 1996.
Хеллем А. Великі геологічні суперечки. М: Мир,1985.
Екзогенними (від грец. éxo - поза, зовні) називають геологічні процеси, які обумовлені зовнішніми стосовно Землі джерелами енергії: сонячною радіацією та гравітаційним полем. Вони протікають на поверхні земної кулі або у приповерхневій зоні літосфери. До них відносяться гіпергенез (вивітрювання), ерозія, абразія, седиментогенез та ін.
Протилежні екзогенним процесам ендогенні (від грец. éndon - усередині) геологічні процеси пов'язані з енергією, що виникає в надрах твердої частини земної кулі. Головними джерелами ендогенних процесів вважаються тепло та гравітаційна диференціація речовини за щільністю із зануренням важчих складових елементів. До ендогенних процесів відносяться вулканізм, сейсмічність, метаморфізм та ін.
Використання уявлень про екзогенні та ендогенні процеси, що яскраво ілюструють динаміку процесів у кам'яній оболонці у боротьбі протилежностей, підтверджує справедливість висловлювання Ж. Бодрійяра, що «Будь-яка унітарна система, якщо вона хоче вижити, має набути бінарної регуляції». Якщо є опозиція, існування симулякра, т. е. уявлення, приховує, що його немає, можливо.
У моделі реального світу природи, що окреслюється законами природознавства, які мають винятків, бінарність пояснень неприпустима. Наприклад, дві людини тримають у руці по каменю. Один із них заявляє, що коли опустить камінь, той полетить до Місяця. Це його думка. Інший каже, що камінь упаде вниз. Сперечатись їм, хто з них правий, не потрібно. Є закон всесвітнього тяжіння, яким у 100% випадків камінь впаде вниз.
Відповідно до другого початку термодинаміки нагріте тіло на контакті з холодним у 100% випадків охолоне, нагріваючи холодне.
Якщо реально спостерігається будова літосфери з аморфного базальту, нижче глини, потім зцементованої глини - аргіліту, дрібнокристалічного сланцю, середньокристалічного гнейсу і великокристалічного кордону, то перекристалізація речовини з глибиною зі збільшенням розміру кристалів однозначно свідчить про не поступ. В іншому випадку на глибині були б аморфні гірські породи, що змінюються до поверхні все більш кришталевими утвореннями.
Звідси, глибинної теплової енергії немає, отже, і ендогенних геологічних процесів. Якщо немає ендогенних процесів, то втрачає сенс виділення та протилежних їм екзогенних геологічних процесів.
А що є? У кам'яній оболонці земної кулі, як і в атмосфері, гідросфері та біосфері, взаємопов'язаних між собою, що становлять єдину систему планети Земля, відбувається кругообіг енергії та речовини, спричинений надходженням сонячної радіації та наявністю енергії гравітаційного поля. Цей кругообіг енергії та речовини в літосфері і складає систему геологічних процесів.
Кругообіг енергії складається з трьох ланок. 1. Початкова ланка – накопичення речовиною енергії. 2. Проміжна ланка – звільнення накопиченої енергії. 3. Заключна ланка – видалення звільненої теплової енергії.
Кругообіг речовини також складається з трьох ланок. 1. Початкова ланка – перемішування різних речовин із усередненням хімічного складу. 2. Проміжна ланка – поділ усередненої речовини на дві частини різного хімічного складу. 3. Заключна ланка - видалення однієї частини, яка поглинула тепло, що виділилося і стала розущільненою, легкою.
Суть початкової ланки круговороту енергії речовини в літосфері в поглинанні гірськими породами на поверхні суші сонячної радіації, що надходить, що призводить до руйнування їх до глини та уламків (процес гіпергенезу). Продукти руйнування накопичують величезну кількість сонячної радіації як потенційної вільної поверхневої, внутрішньої, геохімічної енергії. Під впливом сили тяжкості продукти гіпергенезу зносяться в знижені ділянки, перемішуючись, усереднюючи свій хімічний склад. Зрештою, глина та піски зносяться на дно морів, де накопичуються шарами (процес седиментогенезу). Формується шарувата оболонка літосфери, близько 80% якої посідає глину. Хімічний склад глини = (граніт + базальт)/2.
На проміжному ланці кругообігу шари глини занурюються в надра, перекриваючись новими шарами. Зростаючий літостатичний тиск (маси вищих шарів) призводить до відтискання з глини води з розчиненими солями та газами, здавлювання глинистих мінералів, зменшення відстаней між їх атомами. Це викликає перекристалізацію глинистої маси до кристалічних сланців, гнейсів та гранітів. При перекристалізації потенційна енергія (акумульована сонячна) перетворюється на кінетичну теплову, що виділяється з кристалічного граніту і поглинається водно-силікатним розчином базальтового складу, що у порах між кристалами граніту.
На заключну ланку кругообігу припадає видалення нагрітого базальтового розчину на поверхню літосфери, де називають його лавою. Вулканізм - заключна ланка кругообігу енергії та речовини в літосфері, суть якого у видаленні нагрітого базальтового розчину, що утворився при перекристалізації глини в граніт.
Теплова енергія, що утворюється при перекристалізації глини, піднімаючись на поверхню літосфери, створює для людини ілюзію надходження глибинної (ендогенної) енергії. Насправді це звільнена сонячна енергія, перетворена на теплову. Як тільки теплова енергія виникає під час перекристалізації, вона відразу ж видаляє вгору, тому на глибині немає ендогенної енергії (ендогенних процесів).
Таким чином, уявлення про екзогенні та ендогенні процеси являє собою симулякр.
Ноотик - кругообіг енергії та речовини в літосфері, викликаний надходженням сонячної енергії та наявністю гравітаційного поля.
Уявлення про екзогенні та ендогенні процеси в геології є результатом сприйняття світу кам'яної оболонки земної кулі таким, яким її бачить (хоче бачити) людина. Це і визначило дедуктивний та фрагментарний спосіб мислення геологів.
Але світ природи не створений людиною, і який він, невідомо. Для пізнання його необхідно застосовувати індуктивний та системний спосіб мислення, що й реалізовано в моделі круговороту енергії та речовини у літосфері, як системі геологічних процесів.
ЕНДОГЕННІ ПРОЦЕСИ (а. endogenous processes; н. endogene Vorgange; ф. processus endogenes, processus endogeniques; і. endogenos) - геологічні процеси, пов'язані з енергією, що виникає в Землі. До ендогенних процесів відносяться тектонічні рухи земної кори, магматизм, метаморфізм,. Головними джерелами енергії ендогенних процесів є тепло та перерозподіл матеріалу в надрах Землі за щільністю (гравітаційна диференціація).
Глибинне тепло Землі, на думку більшості вчених, має переважно радіоактивне походження. Певна кількість тепла виділяється і за гравітаційної диференціації. Безперервна генерація тепла в надрах Землі веде до утворення його потоку до поверхні (тепловий потік). На деяких глибинах у надрах Землі при сприятливому поєднанні речовинного складу, температури та тиску можуть виникати вогнища та шари часткового плавлення. Таким шаром у верхній мантії є астеносфера – основне джерело утворення магми; в ній можуть виникати конвекційні струми, які служать імовірною причиною вертикальних та горизонтальних рухів у літосфері. Конвекція відбувається і в масштабі всієї мантії, можливо, окремо в нижній і верхній, тим чи іншим способом призводячи до великих горизонтальних переміщень літосферних плит. Охолодження останніх веде до вертикальних опускань (див. ). У зонах вулканічних поясів острівних дуг і околиць континентів основні осередки магм у мантії пов'язані з надглибинними похилими розломами (сейсмофокальні зони Вадати-Заварицького-Беньоффа), що йдуть під них з боку океану (приблизно до глибини 700 км). Під впливом теплового потоку або безпосередньо тепла, що приноситься глибинною магмою, що піднімається, виникають так звані корові вогнища магми в самій земній корі; досягаючи приповерхневих частин кори, магма впроваджується у яких у вигляді різних формою інтрузивів (плутонов) чи виливається поверхню, утворюючи вулкани .
Гравітаційна диференціація призвела до розшарування Землі геосфери різної щільності. На поверхні Землі вона проявляється також у формі тектонічних рухів, які, у свою чергу, ведуть до тектонічних деформацій порід земної кори та верхньої мантії; накопичення та наступна розрядка тектонічних напруг уздовж активних розломів призводять до землетрусів.
Обидва види глибинних процесів тісно пов'язані: радіоактивне тепло, знижуючи в'язкість матеріалу, сприяє диференціації, а остання прискорює винос тепла до поверхні. Передбачається, що поєднання цих процесів веде до нерівномірності у часі виносу тепла та легкої речовини до поверхні, що, своєю чергою, може пояснити наявність в історії земної кори тектономагматичних циклів. Просторові нерівномірності тих самих глибинних процесів залучаються до пояснення поділу земної кори більш-менш геологічно активні області, наприклад геосинклинали і платформи . З ендогенними процесами пов'язано формування рельєфу Землі та утворення багатьох найважливіших