Существует три основных вида геологических процессов, происходящих внутри Земли,— это магматизм, метаморфизм и тектонические движения. Они называются внутренними, или эндогенными (греч. «эндон» — внутри).

Магматизм

Это перемещение из глубоких недр Земли в ее верхние горизонты или на поверхность высокотемпературного, расплавленного магматического (греч. «магма» — тесто) вещества. В зависимости от характера движения магмы и степени ее проникновения в верхние горизонты Земли различают поверхностный —-эффузивный (лат. «эффузио» — излияние) и глубинный — интрузивный (лат. «интрузио» — внедрение) магматизм.

Поверхностный магматизм

Наиболее ярким проявлением поверхностного магматизма является вулканизм (Вулкан — бог огня у римлян). Аристотель, Страбон, а затем А. Гумбольдт высказывали мысль о том, что вулканы представляют собой не что иное, как предохранительные клапаны Земли. В настоящее время на земном шаре насчитывается около 800 действующих вулканов и несколько тысяч потухших, действовавших в минувшие геологические эпохи. Подавляющее большинство современных вулканов расположено в пределах трех основных вулканических поясов: Тихоокеанского, Средиземноморско-Индонезийского и Атлантического. В зависимости от характера каналов, по которым магматический расплав поднимается к поверхности Земли, выделяют два основных типа вулканов — центральный и трещинный.

Вулканы центрального типа имеют форму усеченного конуса, образованного продуктами извержения (рис. 12). В центре вулкана расположено жерло 5, соединяющееся непосредственно с вулканическим очагом 1. Через жерло извергаются магматические продукты. У поверхности Земли жерло переходит в чашеобразную воронку — кратер 6, получающуюся в результате взрыва. Нередко после извержения вулкана в верхней части вулканического очага образуется полость. В нее проваливается вершина вулкана, а иногда и примыкающая к нему местность. Такая обвалившаяся впадина называется кальдерой (исп. «кальдера» — большой котел). Иногда размеры кальдер во много раз превышают размеры кратеров. Например, кальдеры Кракатау имеют в поперечнике 7 км, в Японии известны кальдеры до 13—25 км.

Стенки древнего кратера представляют собой высокий вал, который называется «сомма» 3. При следующем извержении вулкана на дне кальдеры образуется небольшой конус 4, на вершине которого располагается новообразованный кратер.

Продукты вулканических извержений представлены газообразными, твердыми и жидкими веществами. В составе вулканических газов преобладают пары воды. В различных количествах присутствуют также углекислота, окись углерода, азот, водород, метан, хлор, фтор, газообразные соединения серы и бора, аргон и другие газы. По мере угасания активности вулкана происходит падение температуры и изменение состава газов. Газы и пары воды с температурой выше 180°С называются фу-маролами (лат. «фумус» — дым). Газы с температурой 100—180° С, содержащие значительное количество сернистых соединений, называются сольфатарами (итал. «сольфатара» — серная копь). Газообразные смеси с температурой менее 100°С, в которых, кроме паров воды, преобладают углекислые газы, называются мофетами (итал. «мофета» — место зловонных испарений на земле).

Твердые продукты вулканических извержений в зависимости от величины обломков подразделяются на пепел, песок, лапилли и бомбы. Пепел состоит из мельчайших частиц (менее 1 мм) лавы, вулканического стекла и других пород. Песком называются частицы лавы обычно величиной от 1 до 5 мм. Лапилли (лат. «лапиллис» — камешек) — это пузырчатые или округленные обломки шлаков величиной до 1,5—3,0 см. Вулканические бомбы представлены крупными обломками лавы величиной от нескольких сантиметров до 1 м и более.

Жидкие продукты вулканических извержений называются лавой (итал. «лава» — затопляю). Это раскаленный магматический расплав. Достигая земной поверхности, он теряет большую часть летучих компонентов. По составу лавы разделяются на основные (базальтовые), средние (андезитовые) и кислые (риолитовые). От химического состава лавы в значительной степени зависят и ее физические свойства. Основные — базальтовые лавы обычно бывают более жидкими и высокотемпературными. Кислая лава характеризуется повышенной вязкостью и малой текучестью. Ее извержение сопровождается выделением огромного количества газов и выбрасыванием в атмосферу твердых пород, встречающихся на пути их прорыва.

Существуют различные взгляды относительно глубины залегания вулканических очагов. Согласно представлениям японского геофизика Икояма очаги вулканов располагаются в земной коре на незначительной глубине от земной поверхности. По данным советского вулканолога Г. С. Горшкова, очаг Ключевского вулкана залегает под земной корой на глубине 50—60 км. Американские ученые считают, что глубина залегания вулканических очагов может достигать 100—150 км.

В вулканах трещинного типа лавы изливаются из трещин, рассекающих земную кору. Обычно это очень жидкие текучие лавы базальтового состава. После застывания они принимают формы покрова, т. е. плоского горизонтального слоя. Такие излияния имели очень широкое распространение в древние геологические эпохи. В настоящее время они проявляются в Исландии. Базальтовые покровные образования занимают огромные площади на земной поверхности. В Советском Союзе они распространены, например, в пределах обширной Тунгусской синеклизы (Красноярский край) на территории около 1,5 млн. км2. В Южной Бразилии, в районе реки Парана, базальтовые покровы проявляются на площади около 700 тыс. км 2. На полуострове Индостан площадь базальтов Деканского плато — около 650 тыс. км2, а в Северной Америке, в районе рек Колумбии и Змеиной,— более 50 тыс. км 2. При излиянии базальтовых лавв океанических водах образуется шаровая, или подушечная, отдельность..

С вулканической деятельностью связаны проявления многих полезных ископаемых. Например, выделяющиеся при извержении вулканов фумарол и газообразные продукты способствуют образованию повышенных концентраций серы, борной кислоты, аммониевых солей, хлоридов натрия, железа, меди, цинка, окислов железа и меди, сернистого мышьяка, киновари и других минералов. Некоторые из них образуют крупные скопления, например месторождения самородной серы на Курильских островах, Камчатке, в Японии, Чили. Извержения вулканов сопровождаются выделением огромного количества тепла. Если бы удалось использовать эту энергию, то человечеству не понадобилось бы применять никаких других ее видов.

Уже сегодня на службу человеку можно поставить многие явления, сопровождающие вулканизм. Горячие газы и пары фумарола применяются для выработки электроэнергии, отопления квартир и оранжерей. Твердые продукты вулканизма также используются человеком. В частности, вулканическая брекчия — кимберлиты трубок взрыва — в Восточной Сибири и Южной Америке содержит алмазы. Вулканический пепел применяется как адсорбент при обработке нефти, туфы — для изготовления цемента и в качестве строительного и дорожного материала, а базальтовая лава употребляется для изготовления литых и> кислотоупорных изделий, а также как строительный и дорожный материал.

Глубинный магматизм

Образование магматических тел и глубинных горных пород. При глубинном магматизме перемещение магмы заканчивается внутри гранитного или осадочного слоя. Процесс внедрения магматического расплава в толщу пород земной коры называется интрузией (лат. «интрузив»— внедрение). Магма, застывая, образует магматические тела, называемые также интрузиями. Их форма и строение зависят от глубины, на которой происходит застывание магмы. Наиболее характерными формами магматических тел, застывших на большой глубине, являются батолиты (греч. «батос» — глубина) и штоки (нем. «шток» — палка, ствол). Батолиты (рис. 13) —это очень большие массивы магматических пород площадью более 200 км 2; штоки отличаются от батолитов меньшими размерами.

Интрузии, проникшие по трещинам в толщу пород земной коры и застывшие на небольшой глубине от поверхности Земли, подразделяются на: дайки (англ, «дайк» — стена из камня), жилы, лакколиты (греч. «лак-кос»— яма, подземелье), лополиты (греч. «лопас» — чаши), факолиты (греч. «факсе» — чечевица) и силлы (англ, «силл» — порог). Дайка (рис. 13, 3) — это вертикальное или крутопадающее пластинообразное тело, образованное чаще всего путем выполнения трещин магматическим расплавом. Жилы в отличие от даек имеют непараллельное ограничение. Одни из «их выполнены интрузивными, преимущественно многоминеральными породами; другие заполнены каким-либо одним минералом — кварцем, кальцитом и т. п. (с включением многих других), образовавшимся в процессе выпадения из горячих водных растворов. Лакколиты — это интрузии, при образовании которых магма приподнимает вышележащие слои и заполняет возникшую пустоту (рис. 13, 2). Поэтому верхняя часть лакколита обычно выпуклая, нижняя — плоская. Вогнутые, чашеобразные магматические тела (рис. 13, 5) называются лополитами, а выпуклые — факолитами (рис. 13, 6). В качестве силл выделяются пластообразные магматические тела, образовавшиеся вследствие внедрения магмы в межпластовые пространства горизонтально или наклонно лежащих слоев горных пород (рис. 13, 4).

В расплавленной магме в условиях больших давлений и высоких температур содержатся в растворенном состоянии летучие вещества. Они придают магме вязкость и подвижность. Это — пары воды и газообразные продукты (углекислота, сернистые, хлористые, фтористые и другие соединения, а также фтор, водород и другие газы). По мере приближения к земной поверхности давление понижается и летучие компоненты удаляются из магмы.

При понижении давления и температуры из магматического расплава в определенной последовательности выпадают различные минералы.

До 700° С первыми начинают кристаллизоваться наиболее тугоплавкие безводные минералы (оливин, пиро-ксены, нефелин, апатит, полевые шпаты, гранат и др.), а также рудные минералы (пирротин, пирит, магнетит, пентландит, ильменит, самородная платина и др.). В интервале температур 600—400° С образуются специфические породы — пегматиты. По данным А. Е. Ферсмана, в гранитных пегматитах присутствует более 280 минералов. Часть из них представляет большой практический интерес, так как содержит такие элементы, как ниобий, тантал, литий, бериллий, рубидий, цезий, группу редкоземельных элементов и др.

В конце магматического процесса, после того как значительная часть расплава уже кристаллизуется, при понижении температуры расплава до 500—350° С могут одновременно существовать газ и жидкость. Такие растворы называются газо-водными, или пневматолито-гидротермальными (греч. «пневма» — газ, «гидор» — вода). В них содержится много летучих компонентов, таких, как Н20, F, С1, В, С02 и т. д., являющихся переносчиками минералообразующих и рудообразующих веществ.

При пневматолито-гидротермальном процессе мине-ралообразование осуществляется двумя путями. Например, при взаимодействии растворов с твердыми вмещающими породами в последних происходит растворение ранее существовавших минералов и замещение их новыми.

Минералы могут осаждаться из растворов в открытых трещинах и полостях. Так, в результате образования жил или при взаимодействии растворов с гранитными породами и сланцами возникают кварц, мусковит, топаз, а также касситерит, вольфрамит, берилл, молибденит, колумбит и др.

Образование магматических расплавов

В период господства космогонической гипотезы Канта—Лапласа предполагалось, что недра Земли состоят из раскаленного первозданного магматического расплава. Считалось, что из него образовалась земная кора. Этот же расплав, проникая сквозь трещины, образует интрузивные тела на различной глубине или изливается на поверхность Земли.

В 1903 г. П. Кюри и Л. Лаборд обнаружили, что радиоактивный распад атомов сопровождается тепловым излучением.

Д. Джоли в том же году рассчитал, что генерируемого радиоактивными элементами тепла вполне достаточно для образования магм и объяснения вулканической деятельности Земли. Это открытие подорвало гипотезу первично расплавленного жидкого состояния вещества в глубинных зонах Земли. На смену ей пришли представления, развиваемые, в частности, академиком О. Ю. Шмидтом, о том, что Земля возникла из холодного метеоритного вещества.

В последние годы получены новые данные, позволяющие моделировать процессы, происходящие в верхней мантии, в частности процессы образования магматических расплавов, пополняющих земную кору.

Широкое распространение получило представление о том, что мантия Земли в целом соответствует составу каменных метеоритов — хондритов (греч. «хондрос» —» зернышко, крупинка). Одна из современных схем дифференциации холодного хондритового вещества предложена академиком А. П. Виноградовым. В лабораторных условиях небольшой цилиндрик спрессованного тонкого порошка хондрита многократно прогревался вдоль оси при температуре 1600° С. В результате вещество хондрита расщеплялось на две фазы. В жидкую (легкоплавкую) фазу выделялось базальтовое стекло, которое оттеснялось в верхний конец цилиндрика. В твердой (тугоплавкой) фазе оставалась ультраосновная оливиновая порода — дунит. А железо собралось в каплю. Этот эксперимент получил название метода «зонной плавки». По мнению А. П. Виноградова, образование оливиновых пород верхней мантии и базальтовых магм земной коры в природных условиях можно рассматривать как подобие описанного процесса зонной плавки. Разложение первичного хондритового вещества на тугоплавкую и легкоплавкую фазу происходит под влиянием теплоты радиоактивного распада в мантии. Дуниты, слагающие самую верхнюю часть верхней мантии, рассматриваются как остаток от выплавления и дегазации первичного метеоритного вещества мантии. А легкоплавкая фаза (базальтовая магма) идет на построение земной коры.

С выделением в верхней мантии слоя пониженной вязкости и повышенной текучести — астеносферы с ним стали связывать магматическую деятельность земных недр. По мнению ряда ученых, здесь при определенных температурных условиях происходит частичное плавление мантийного вещества. И между твердыми кристаллами образуются капли и пленки жидкого расплава, из которого может быть выплавлен базальт.

Таким образом, возможно, именно в астеносфере расположены первичные магматические очаги вулканов и зарождаются базальтовые магмы, проникающие по вулканическим каналам и трещинам в земную кору.

Метаморфизм

Под метаморфизмом понимаются все изменения, происходящие с горными породами под влиянием меняющихся температуры и давления в глубинных зонах Земли.

В процессе развития земной коры отдельные ее блоки опускаются и горные породы попадают в условия, отличные от тех, в которых они первоначально образовались. Вследствие возрастания давления и температуры изменяются структура и текстура, а иногда и минеральный состав горных пород. В зависимости от основного фактора, вызывающего эти изменения, различают динамометаморфизм, термометаморфизм, контактный метаморфизм и пневматолито-гидротермальный метаморфизм. Динамометаморфизм (греч. «динамис»—сила) —это изменение горных пород под влиянием высокого давления при сравнительно низкой температуре. Преобразование горных пород под воздействием высокой температуры называется термометаморфизмом (фр. «термал» — теплый). Магматический расплав, внедряясь в относительно холодные вмещающие породы, подвергает их тепловому и химическому воздействию в зоне контакта. В результате этого изменяются минеральный состав и структура вмещающих горных пород. Такой процесс называется контактным (лат. «контактус» — соприкосновение) метаморфизмом. Выделяют термальный и метасоматический контактный метаморфизм. Термальный контактный метаморфизм происходит при высокой температуре (850— 1000° С) интрузивного тела и низком давлении. Горные породы перекристаллизовываются без существенного изменения химического состава исходной породы. Например, на контакте гранитной магмы с глинистыми сланцами, богатыми глиноземом, образуются роговики — массивные метаморфические породы, состоящие из кварца, биотита и новых безводных глиноземистых минералов: андалузита, силлиманита и др. А известняки переходят в мраморы. Метасоматический (греч. «мета» — после, «сома» — тело) контактный метаморфизм связан с изменением химического состава пород и значительным привносом и выносом вещества.

В результате взаимодействия летучих компонентов с вмещающими породами (пневматолитовый метаморфизм) происходит замещение в них прежних минералов новыми. Например, при контакте гранитной магмы с карбонатными породами (известняками, доломитами) образуются скарны — метаморфические горные породы, обогащенные силикатами, содержащими кальций, магний, железо. Гидротермальный (греч. «гидор» — вода) метаморфизм вызывает изменение горных пород под воздействием горячих минерализованных растворов, температура которых лежит в пределах от десятков градусов до 400° С, При продвижении по порам и трещинам горных пород гидротермальные растворы вступают с ними во взаимодействие, производя гидратацию, окремнение, кар-бонатизацию, хлоритизаццю и серитизацию первичных минералов.

С метаморфическими породами связаны месторождения ценных полезных ископаемых: крупнейшие месторождения железа (Курская магнитная аномалия, Криворожье и др.), полиметаллов (меди, свинца, цинка), редких металлов (шеелита, молибденита, оловянного камня), золота и др. Многие метаморфические породы используются в качестве строительного материала, например, мраморы, гнейсы, яшмы и др.

К метаморфическим процессам могут быть отнесены и предполагаемые на больших глубинах в мантии Земли фазовые переходы земного вещества. Первой отчетливой границей, на уровне которой предполагается фазовый переход основных пород — базальтов земной коры в эклогиты верхней мантии, является граница Мохо. Эклогиты — это также основные породы. В химическом отношении они подобны базальтам (табл. 3), но отличаются от них минеральным составом и большей плотностью. В базальтах главные минералы представлены основными плагиоклазами и моноклинными пироксенами. Эклогиты состоят почти полностью из пироксена и граната, Плотность базальтов — 2,9—3,0 г/см3, эклогитов — 3,4— 3,6 г/см3.

В последние годы получены данные, позволившие ученым предполагать существование в мантии Земли трех растянутых ступеней скачкообразного изменения плотности вещества мантии (рис. 14) в интервалах глубин 350—400 км (граница слоев В и С), 650—700 км (средняя часть слоя С) и 1000—1050 км (граница слоев С и D). На этих уровнях установлено нарастание скорости сейсмических волн.

Экспериментальными работами по физике высоких давлений доказано, что на определенных глубинах возможны фазовые переходы главных минералов мантии — оливина и пироксена. Под влиянием веса вышележащих пород в условиях огромных давлений и высоких температур они приобретают более компактную структуру за счет уплотнения упаковки молекул. В частности, высказывают гипотезы, что на глубине 350—400 км обычный оливин из нормальной поверхностной структуры переходит в более плотную шпинелевую модификацию, а пироксен переходит в гранат.

Гипотеза превращения оливина в шпинель

По аналогии с составом каменных метеоритов главным компонентом вещества мантии считают оливин (Mg, FehfSiC^]. Переходы оливина в более плотные разности представляют основной интерес. Все свойства минералов тесно связаны с их внутренней структурой. Поэтому, чтобы понять процесс перехода оливина в шпинель, необходимо вкратце ознакомиться со строением кристаллической решетки минералов. Ее пространственную основу составляют узловые точки, закономерно расположенные в вершинах плоских граней, ограниченных ребрами (рис. 15). Пространственные решетки минералов симметричны по форме: каждые две противоположные грани параллельны и равны. Элементами симметрии кристаллов являются воображаемые плоскость, оси и центр симметрий. Плоскость симметрии делит кристаллическую решетку на две зеркально равные части. При повороте вокруг оси симметрии на 360е отдельные элементы решетки могут повторяться 2, 3, 4 и 6 раз. Соответственно этому они называются осями симметрии второго, третьего, четвертого и шестого порядка. Центром симметрии называется точка внутри решетки, в которой пересекаются и делятся взаимно пополам все прямые линии, соединяющие соответственные точки поверхности кристаллической решетки.

Различные сочетания элементов симметрии образуют 32 вида симметрии. Они группируются в 7 систем — сингоний (греч. «син» — вместе, «гониа» — угол): кубическую, гексагональную, тетрагональную, тригональную, ромбическую, моноклинную и триклинную. Кристаллы высшей — кубической сингонии могут иметь, в частности, форму куба. В этом случае можно провести три оси симметрии четвертого порядка, проходящие через середины граней куба, четыре оси третьего порядка, проходящие через узлы решетки, и шесть осей второго порядка, проходящих через середины ребер (рис. 15, Б). В кристаллах гексагональной (греч. «гекса» — шесть, «гониа» — угол) сингонии присутствует одна ось симметрии шестого порядка (рис. 15, А).

Различают четыре типа кристаллических решеток: примитивный, базоцентрический, объемноцентрирован-ный и гранецентрированный. В решетках примитивного типа узлы расположены только в вершинах граней. В решетках базоцентрического типа к ним добавляются еще по одному узлу в центрах двух противоположных граней, перпендикулярных главной оси симметрии (рис. 15, А). Объемноцентрированный тип решетки характеризуется тем, что к узлам примитивного типа добавлен узел в центре решетки; в решетках гранецентрированного типа — по одному узлу в центре каждой грани (рис. 15, Б).

У кристаллов оливина гексагональная базоцентрическая решетка (рис. 15, А). В ее узлах располагаются ионы кислорода О2-. В 1936 г. английский физик Дж. Берналл предположил, что оливин с гексагональной упаковкой ионов кислорода О2-при достаточно высоких давлениях, господствующих в мантии Земли, может переходить в более плотную модификацию. Сохраняя прежний химический состав, оливин приобретает структуру минерала шпинели, имеющего больший удельный вес. В кристаллической решетке шпинели ионы кислорода О2-образуют кубическую гранецентрированную — более плотную упаковку (рис. 15, Б). В результате подобного фазового перехода плотность шпинелевой модификации оливина по отношению к плотности обычного оливина возрастает на 11%.

В конце 50-х годов предположение Дж. Берналла было подтверждено экспериментально австралийским ученым А. Рингвудом. В химическом отношении оливин является одним из минералов изоморфного ряда, крайними членами которого считаются минералы форстерит Mg2[Si04] и фаялит Fe2[Si04]. А. Рингвуд и А. Мейджор установили, что при давлениях 50—100 кбар и температурах около 1000° С система Fe2Si04—(Mg50Fe2o)2Si04 полностью приобретает шпинелевую структуру.

Гипотеза превращения пироксена в гранат

Пироксены, представляющие собой изоморфный ряд минералов системы (Mg,Fe)2[Si206], являются второй главной группой минералов пород мантии Земли. Крайними членами этой системы являются минералы энстатит и ферригипер-стен. А. Рингвуд и Д. Грин изучили поведение при высоких давлениях энстатита, содержащего 5% и 10% алюминия. В процессе эксперимента в интервале давлений 90—150 кбар образовывались твердые растворы энстатита и граната. А. при давлениях выше 150 кбар зафиксировано превращение пироксенов в магнезиально-глиноземистый (пироповый) гранат. На этом основании ученые сделали вывод, что в верхней мантии на глубинах 350—500 км большинство пироксенов переходит в новые фазы со структурой граната. Этот переход также сопровождается увеличением плотности вещества примерно на 10%.

Представляются на этих глубинах возможными также и другие переходы. Например, превращение пироксенов в смесь шпинели и стишовита (высокоплотная модификация кварца, выделенная советским ученым С. М. Сти-шовым). Японским исследователем А. Акимото установлен переход пироксенов в оливин с выделением стишовита при давлении 100 кбар и температурах 800—1200° С.

Фазовые переходы на глубине 650—700 км

В указанном интервале глубин происходит резкий скачок скоростей сейсмических волн (см. рис. 14). Его объясняют по-разному. В начале 50-х годов американский ученый Ф. Берч и советский геофизик В. А. Магницкий высказали гипотезу, получившую название «окисной». Согласно этой гипотезе на очень больших глубинах под воздействием высоких давлений силикаты распадаются на окислы: MgO, FeO, AI2O3. А. Рингвуд и Д. Грин считают, что на глубине 650—700 км основные минералы мантии Земли переходят в более сложные структуры.

Фазовые переходы на глубине 1000—1050 км представляются недостаточно ясно. Но здесь также предполагается переход главных минералов в более плотные разности.

Тектонические движения

Тектоническими (греч. «тектоника» — строительство) движениями называются перемещения отдельных блоков земной коры относительно друг друга. О существовании таких движений мы можем судить, наблюдая в обнажениях следы смещения одних массивов горных пород вверх, вниз или вбок относительно других массивов. Различают колебательные, складкообразовательные и разрывные тектонические движения.

Колебательные движения

Поверхность Земли беспрерывно колеблется: одни ее участки поднимаются, а другие опускаются относительно определенного среднего уровня. Такие чередующиеся медленные вертикальные колебания земной поверхности называются колебательными тектоническими движениями. Легче всего они обнаруживаются на морском побережье, где либо море наступает на сушу, либо суша увеличивается за счет моря. О подобных движениях наглядно свидетельствуют многие археологические памятники. Например, в 1749 г. на берегу Неаполитанского залива, близ Неаполя, были обнаружены развалины древнего римского храма Юпитера Сераписа, построенного в 105 г. до н. э. На поверхности трех 12-метровых мраморных колонн на высоте от 3,6 до 6,3 м над пьедесталом сохранились следы деятельности морских моллюсков. Это указывает на то, что храм погружался до этих отметок в море. Установлено, что в XVI в. колонны храма вышли из-под воды, а с начала XIX в. они начали погружаться вновь. В 1878 г. основание колонн находилось на 0,65 м ниже уровня моря, а сейчас они затоплены морем уже более чем на 2 м.

Отдельные районы земной поверхности опускаются или поднимаются с различной скоростью. В Японии с 1896 по 1928 г. происходило общее опускание острова Хонсю. При этом прибрежные части острова за этот период погрузились в море до 70 мм, а центральные части опустились всего на несколько миллиметров.

Колебательные движения, вызывающие поднятия земной поверхности, называются восходящими, или положительными; а движения, связанные с опусканием поверхности Земли,— нисходящими, или отрицательными. С ними связано постоянное перемещение береговых линий морей. Наступление моря на сушу называется трансгрессией (лат. «трансгрессио» — переход), а отступление — регрессией (лат. «регрессио» — движение назад).

Существует мнение, что трансгрессии и регрессии моря вызываются не колебательными движениями земной поверхности, а всеобщими вековыми колебаниями уровня Мирового океана. Э. Зюсс назвал их эвстатическими колебаниями (греч. «эвстатис»— постоянный, спокойный) и связывал их с изменением емкости океанических впадин. Согласно этой гипотезе опускание океанического дна вызывает понижение уровня вод Мирового океана, а заполнение океанических впадин осадками — повышение. Источником эвстатических колебаний могут быть и изменения количества воды в океане. Установлено, например, что во время больших оледенений, имевших место в прошлые геологические эпохи, количество воды в океане должно было уменьшаться, так как огромные ее массы связывались на суше в виде льда. Таяние ледников, напротив, должно было значительно повысить уровень воды в океане.

Складкообразовательные движения создают необратимые изгибы пластов горных пород, называемые складками. Складка, обращенная выпуклостью вверх (рис. 16, а), называется антиклиналью (греч. «анти» — против, «клино» — наклоняю), а вогнутая (рис. 16, б) — синклиналью (греч. «син» — вместе). Элементами складок являются:

1)            свод, или замок,— примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть антиклинальной складки;

2)            мульда (нем. «мульде» — корыто) — примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть синклинальной складки;

3)            крылья — расходящиеся от перегиба вниз (антиклиналь) или вверх (синклиналь) боковые участки складки;

4)            осевая плоскость — воображаемая плоскость, делящая угол между крыльями складки пополам;

5)            ось складки — линия пересечения осевой плоскости с поверхностью Земли;

6)            шарнир — линия пересечения осевой плоскости с поверхностью любого из образующих складку пластов;

7)            ядро — внутренняя часть складки, прилегающая к осевой плоскости.

Если спроецировать очертания складки на горизонтальную плоскость, то они имеют в плане различную форму. Значительно протяженные складки называются линейными, укороченные (с отношением длины к ширине от 10 до 3) — брахиантиклиналями и брахисинкли-налями (греч. «брахис» — короткий). Складки округлой формы называются куполами.

Разрывные движения вызывают образование разрывов и трещин, сопровождаются нарушением первоначального залегания пластов горных пород. Поверхность, вдоль которой происходит разрыв и смещение одного участка относительно другого, называется сместителем. Примыкающие к поверхности разрыва сместителя смежные участки пластов называются крыльями.

Если одно крыло сместилось по отношению к другому вниз, разрывное нарушение называется сбросом (рис. 17, 1), если поднялось вверх — взбросом (рис. 17, 2). Перемещение крупного блока горных пород вверх полого наклоненной (до 45°) поверхности другого блока называется надвигом (рис. 17, 4). В практике известны случаи, когда надвинутое крыло испытало пологое перемещение на расстояние до десятков километров. Такие пологие надвиги называются тектоническими покровами, или шарьяжами (фр. «шарьяж» — перевозка). Если перемещение надвинутого крыла совершается под влиянием силы тяжести, то шарьяж называется гравитационным.

Разрывное нарушение, при котором крылья смещаются в горизонтальном направлении, называется сдвигом (рис. 17, 3). Если перемещено правое (со стороны наблюдателя) крыло, то сдвиг называется правым, если левое — левым.

Если блок горных пород опустился относительно прилегающих пластов вдоль двух плоскостей разрывов (см. рис. 17), он называется грабеном (нем. «грабен» — ров). А приподнявшийся блок называется горстом (нем. «горст» — возвышенность). Грабены часто имеют вид узких вытянутых в длину впадин, называемых рифтами (англ, «рифт» — расселина, ущелье). Примерами рифтов являются впадины озер Байкал и Балатон, а также Мертвого и Красного морей. Крупная система грабенов образована великими африканскими разломами, рассекающими Восточную Африку от устья реки Замбези через область Больших Африканских озер до Абиссинии. К числу грандиозных природных явлений относится система рифтовых долин — глубоких ущелий, параллельных гребням срединно-океанических подводных хребтов. Ширина их достигает 40 км. А дно долины опущено по отношению к вершинам более чем на 1800 м.

Крупные разрывные нарушения, распространяющиеся на большую глубину и имеющие значительную длину, называют глубинными разломами. Наблюдения над глубокофокусными землетрясениями, в частности по периферии Тихого океана, показали, что наиболее крупные — сверхглубокие разломы проникают в мантию Земли на глубину до 700 км.

На континентах к глубинным разломам иногда примыкают зоны повышенной подвижности, называемые ав-лакогенами (греч. «авлак» — борозда, «генезис» — происходить, т. е. бороздой рожденный). Авлакогены представляют собой линейно вытянутые на сотни километров (при ширине в десятки километров) впадины, ограниченные крупными разломами.

Разрывные нарушения играют огромную роль в формировании залежей полезных ископаемых. Они служат путями, по которым движутся рудные растворы, пресные и минерализованные воды и т. п.