авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Ульяновский государственный технический университет» ...»

-- [ Страница 3 ] --

Перенос. Реки переносят большое количество обломочного материала различной раз мерности - от тонких илистых частиц и песка до крупных обломков. Перенос его осуществ ляется волочением (перекатыванием) по дну наиболее крупных обломков и во взвешенном состоянии песчаных, алевритовых и более тонких частиц. Переносимые обломочные мате риалы ещё больше усиливают глубинную эрозию. Они являются как бы эрозионными инст рументами, которые дробят, разрушают, шлифуют горные породы, слагающие дно русла, но и сами измельчаются, истираются с образованием песка, гравия, гальки. Влекомые по дну и взвешенные переносимые материалы называют твердым стоком рек. Помимо обломочного материала реки переносят и растворенные минеральные соединения. Часть этих веществ возникает в результате растворяющей деятельности речных вод, другая часть попадает в ре ки вместе с подземными водами. В речных водах гумидных областей преобладают карбона ты Са и Mg, на долю которых приходится около 60% ионного стока (О. А. Алекин). В не больших количествах встречаются соединения Fe и Мn, чаще образующие коллоидные рас творы. В речных водах аридных областей помимо карбонатов заметную роль играют хлори ды и сульфаты. Соотношение влекомых, взвешенных и растворённых веществ различно в горных и равнинных реках. В первых из них наблюдается резкое преобладание взвешенных частиц при близких количествах растворённых веществ и влекомых наносов, представлен ных преимущественно галечниками, иногда с крупными валунами. В равнинных реках пре обладают растворённые вещества, на втором месте взвеси и сравнительно малое число вле комых, представленных преимущественно песками с примесью гравия.

Аккумуляция. Наряду с эрозией и переносом различного материала происходит и его аккумуляция (отложение). На первых стадиях развития реки, когда преобладают процессы эрозии, возникающие местами отложения оказываются неустойчивыми и при увеличении скорости течения во время половодий они вновь захватываются потоком и перемещаются вниз по течению. Но по мере выработки профиля равновесия и расширения долин образуют ся постоянные отложения, называемые аллювиальными, или аллювием (лат. «аллювио» - на нос, намыв).

В накоплении аллювия и в формировании речных долин большую роль играют ука занные выше изгибы рек, возникающие главным образом в результате турбулентного харак тера течения потока, когда поступательные движения воды сочетаются с поперечной цирку ляцией. Но изгибы могут возникать и при наличии различных неровностей рельефа. Двига ясь по дуге изгиба, вода испытывает воздействие центробежной силы, и стрежень потока прижимается к вогнутому берегу, где вода опускается вниз, вызывая усиленный размыв дна, борта русла и захват обломочного материала. От подмываемого крутого берега придонные токи воды направляются к противоположному выпуклому берегу, где начинается интенсив ная аккумуляция и образуется так называемая прирусловая отмель, частично обнажающаяся при спаде воды во время межени.

Это начальный этап формирования аллювия (рис. 21 a).

Так шаг за шагом подмываемый берег становится обрывистым и постоянно отступает, увеличивая крутизну изгиба, а на другом берегу происходит постепенное наращивание при русловой отмели (рис. 216). Постепенное смещение подмываемых вогнутых берегов и нара щивание русловых отмелей у выпуклых берегов приводит, в конце концов, к образованию крупных излучин, называемых также меандрами (по названию р. Меандр в Малой Азии).

В результате последовательного развития речной долины происходят значительное расши рение площади русловых аллювиальных отложений и образование низкого намываемого бе рега, который начинает заливаться только в половодье.

Такой низкий участок долины, сложенный аллювием, представляет пойму реки - часть долины, возвышающуюся над руслом, называемую также пойменной, луговой или заливной террасой. Поперечный профиль долины приобретает плоскодонную или ящикообразную форму. Излучины, развиваясь, приобретают значительную кривизну, образуют серию петель, разделённых узкими перешейками (рис. 22).

Рис. 22. Схема последовательного смещения речных меандр по мере их развития:

а) начальная стадия;

б) рост и смещение меандра;

в) образование старицы Местами происходит прорыв такого перешейка, и река на таких участках спрямляет своё русло. Осадки, накапливающиеся рядом с главным спрямленным руслом у концов по кинутой излучины, заполняют оба её конца, и она превращается в замкнутое озеро.

Рис. 23. Участок поймы р. Индр г. Саккар (по А. А. Чистякову):

1) меженное русло;

2) песчаные косы, острова и при русловые участки низкой поймы;

3) заиленные участки;

4) низкая пойма;

5) высокая пойма;

6) старицы;

7) отмершие протоки;

8) прирусловые валы Такие озера постепенно заполняются осадками, приносимыми в половодья, зарастают, могут превратиться в болота или в сухие понижения. Отшнурованные от русла реки излучи ны называют старицами. Образование стариц и спрямление русел неоднократно проявля лось особенно на широких поймах равнинных рек, где наблюдаются остатки разных по вре мени отшнурованных русел на различных стадиях их развития и отмирания. Следует отме тить также, что излучины развиваются не только в сторону берегов, но и вниз по течению.

В результате выступы, сложенные коренными породами, постепенно срезаются, и об разуется широкая пойменная терраса со сложным рельефом (рис.23).

4.2.3.Геологическая деятельность подземных вод. Карстовые процессы.

Карст представляет собой процесс растворения, или выщелачивания трещиноватых растворимых горных пород подземными и поверхностными водами, в результате которого образуются отрицательные западинные формы рельефа на поверхности Земли и различные полости, каналы и пещеры в глубине. Впервые такие широко развитые процессы детально были изучены на побережье Адриатического моря, на плато Карст близ Триеста, откуда и получили своё название. К растворимым породам относятся соли, гипс, известняк, доломит, мел. В соответствии с этим различают соляной, гипсовый и карбонатный карст. Наиболее изучен карбонатный карст, что связано со значительным площадным распространением из вестняков, доломитов, мела.

Необходимыми условиями развития карста являются: 1) наличие растворимых пород;

2) трещиноватость пород, обеспечивающая проникновение воды;

3) растворяющая способ ность воды. Наибольшее разнообразие карстовых форм наблюдается в открытом типе карста (горные районы известнякового плато Крыма, Кавказа, Карпат, Альп и др.). В этих районах развитию карста благоприятствуют открытая поверхность растворимых пород и частые ливни.

Поверхностные формы в открытом типе карста подробно описаны в общей гео морфологии, здесь же остановимся лишь на кратком их перечислении и рассмотрим гидро динамические зоны в карстовом массиве. К поверхностным карстовым формам относятся:

1) карры, или шрамы, небольшие углубления в виде рытвин и борозд глубиной от не скольких сантиметров до 1-2 м;

2) поноры - вертикальные или наклонные отверстия, уходя щие в глубину и поглощающие поверхностные воды;

3) карстовые воронки, имеющие наи большее распространение как в горных районах, так и на равнинах. Среди них по условиям развития выделяются: а) воронки поверхностного выщелачивания, связанные с растворяю щей деятельностью метеорных вод;

б) воронки провальные, образующиеся путём обрушения сводов подземных карстовых полостей;

4) крупные карстовые котловины, на дне которых мо гут развиваться карстовые во ронки (рис. 24);

5) наиболее крупные карстовые формы полъя, хорошо известные в Югославии и других районах;

6) карстовые колодцы и шах ты, достигающие местами глу бин свыше 1000 м и являющие ся как бы переходными к под земным карстовым формам.

Рис. 24. Крупная карстовая котловина Бештекне (Крым) и карстовая воронка на её дне К подземным карстовым формам относятся различные каналы и пещеры. Самыми крупными подземными формами являются карстовые пещеры, представляющие систему го ризонтальных или несколько наклонных каналов, часто сложно ветвящихся и образующих огромные залы или гроты. Такая неровность в очертаниях, по-видимому, обусловлена харак тером сложной трещиноватости пород, а возможно, и неоднородностью последних. На дне ряда пещер много озёр, по другим пещерам протекают подземные водотоки (реки), которые при движении производят не только химическое воздействие (выщелачивание), но и размыв (эрозию). Наличие постоянных водных потоков в пещерах нередко связано с поглощением поверхностного речного стока. В карстовых массивах известны исчезающие реки (частично или полностью), периодически исчезающие озёра.

Отложения в пещерах представлены несколькими генетическими типами: 1) нерас творимые продукты, или остаточные (от растворения) образования - терра-росса;

2) об вальные накопления - продукты обрушения сводов карстовых полостей;

3) аллювиальные осадки, образующиеся подземными реками;

4) озёрные осадки;

5) хемогенные образования известковый туф (травертин) и 6) натечные формы - сталактиты, растущие от кровли пе щеры вниз, и сталагмиты, растущие вверх. Известны также ледяные пещеры, в которых на капливаются разнообразные формы льда.

Покрытый карст отличается от открытого тем, что закарстованные породы перекры ты нерастворимыми или слабо растворимыми горными породами. Формы поверхностного выщелачивания здесь отсутствуют, и процесс протекает в глубине. В большинстве случаев здесь на поверхности образуются карстовые суффозионные (лат. «суффозио» - подкапыва ние) блюдцеобразные и воронкообразные формы, а также неглубокие поноры. На контакте с закарстованными породами происходит процесс перемещения материала покрывающих по род в ниже расположенные карстовые полости, в результате чего и образуются такие формы, которые Ф. П. Саваренский называл воронками просасывания. Но в ряде случаев карстово суффозионные провальные воронки и шахты развиваются над подземными каналами и пе щерами.

Степень и характер закарстованности массивов растворимых пород зависят от гидро динамических условий. По характеру движения и режима подземных вод Д. С. Соколов вы деляет следующие гидродинамические зоны (рис. 25): I - зона аэрации, где осуществляется главным образом нисходящее движение инфильтрационных и инфлюационных (лат. «ин флюацио» - втекание) вод, с которыми связано формирование поверхностных карстовых форм;

II - зона сезонного колебания уровня трещинно-карстовых вод. При высоком стоянии уровня в этой зоне происходит горизонтальное движение воды, при низком - вертикальное, в соответствии, с чем осуществляется направленное выщелачивание карстующихся пород;

Рис. 25. Гидродинамические зоны в карстовом массиве (по Д. С. Соколову) III - зона полного насыщения, находящаяся в сфере дренирующего воздействия местной гидрографической сети, прорезающей массив карстующихся пород. Эта зона имеет наи большее значение в развитии подземных карстовых пещер и каналов. Но в придолинных участках образуются не только пещеры и каналы, направленные по пути движения подзем ных вод к руслам рек. Во многих речных долинах бурением и геофизическими методами об наружено наличие крупных карстовых полостей значительно ниже ложа, что связано с раз грузкой подруслового потока подземных вод. Местами выражена этажность карстовых пещер. Как было сказано ранее, наблюдаются определённые направленность и цикличность развития речных долин, находящие выражение в наличии надпойменных террас. Каждая из них соответствует длительному эрозионно-аккумулятивному циклу развития речной долины.

С такими террасами, расположенными на разных высотах, коррелируются (лат. «корреля цио» - соотношение) карстовые пещеры (рис. 26). Зная возраст террас, можно приближённо оценить время формирования пещер.

При оценке степени закарстованности массива важно знать историю геологического развития района. Известны несколько возрас тных генераций карста, соответствующих дли тельным этапам континентального развития, в течение которых происходило активное эрозион ное расчленение, формирование речных долин и связанных с ними подземных вод и карстовых процессов.

Яркий пример - до-юрский карст Москвы и Подмосковья, где закарстованные каменно угольные известняки покрыты юрскими отложе ниями. Интенсивный карст протекал в течение двух предшествующих периодов (пермского и триасового) до трансгрессии юрского моря. Гид рографическая сеть кайнозойского времени мес Рис. 26. Схема связи карстовых пещер тами вскрывает каменноугольные закарстован с речными террасами ные известняки, что вызывает оживление карсто вых процессов, продолжающихся и поныне.

Оползневые процессы. С деятельностью подземных и поверхностных вод и другими факторами связаны разнообразные смещения горных пород, слагающих крутые береговые склоны долин рек, озёр и морей. К таким гравитационным смещениям, помимо осыпей, об валов, относятся и оползни. Именно в оползневых процессах подземные воды играют важ ную роль. Под оползнями понимают крупные смещения различных горных пород по склону, распространяющиеся в отдельных районах на большие пространства и глубину. Простейший случай оползня представлен на рис. 27, где пунктиром показано первоначальное положение склона и его строение после одноактного оползня.

Рис. 27. Схема оползневого склона:

1- первоначальное положение склона;

2 - ненарушенный склон;

3 - оползневое тело;

4 - поверхность скольжения;

5 - тыловой шов;

6 - надоползневой уступ;

7 - подошва ополз ня;

8 - источник Поверхность, по которой происходит отрыв и оползание, называется поверхностью скольжения, сместившиеся породы - оползневым телом, которое часто отличается значи тельной неровностью. Место сопряжения оползневого тела с надоползневым коренным ус тупом называется тыловым швом оползня, а место выхода поверхности скольжения в низо вой части склона - подошвой оползня.

Часто оползни бывают очень сложного строения, они могут представлять серию бло ков, сползающих вниз по плоскостям скольжения с запрокидыванием слоёв смещённых гор ных пород в сторону коренного несмещённого склона (рис. 28).

Рис. 28. Схема сложного оползня, (по Е. В. Шанцеру):

Дл - деляпсивная часть оползня;

Дт детрузивная часть оползня;

Бв - бугор выпира ния;

Обт - оползневые брекчии;

Обо - отло женные оползневые брекчии;

I - крупноблоко вые оползни первой стадии;

II - малые блоко вые оползни первой стадии;

III - поточный оползень третьей стадии Такие оползни, соскальзывающие под влиянием силы тяжести, А. П. Павлов назвал деляпсивными (лат. «деляпсус» - падение, скольжение). Нижняя же часть такого оползня бы вает представлена сместившимися породами, значительно раздробленными, перемятыми в результате напора выше расположенных движущихся блоков. Эта часть оползня называется детрузивной (лат. «детрузио» - сталкивание). Местами под давлением оползневых масс на прилежащие части речных долин и различных водоемов возникают бугры пучения. На тер ритории России оползни широко развиты во многих районах. Многочисленные оползни про исходили в таких районах Поволжья, как Нижний Новгород, Ульяновск, Вольск, Саратов и др.

Оползневые процессы протекают под влиянием многих факторов, к числу которых относятся: 1) значительная крутизна береговых склонов и образование трещин бортового от пора;

2) подмыв берега рекой (Поволжье и другие реки) или абразия морем (Кавказ) что увеличивает напряженное состояние склона и нарушает существовавшее равновесие;

3) большое количество выпадающих атмосферных осадков и увеличение степени обводнён ности пород склона как поверхностными, так и подземными водами. В ряде случаев именно в период или в конце интенсивного выпадения атмосферных осадков происходят оползни.

Особенно крупные оползни вызываются наводнениями;

4) влияние подземных вод определя ется двумя факторами - суффозией и гидродинамическим давлением. Суффозия, или подка пывание, вызываемое выходящими на склоне источниками подземных вод, выносящих из водоносного слоя мелкие частицы водовмещающей горной породы и химически раствори мых веществ. В результате это приводит к разрыхлению водоносного слоя, что естественно вызывает неустойчивость выше расположенной части склона, и он оползает;

гидродинами ческое давление, создаваемое подземными водами при выходе на поверхность склона. Это особенно проявляется при изменении уровня воды в реке в моменты половодий, когда реч ные воды инфильтруются в борта долины и поднимается уровень подземных вод. Спад по лых вод в реке происходит сравнительно быстро, а понижение уровня подземных вод отно сительно медленно (отстаёт). В результате такого разрыва между уровнями речных и под земных вод может происходить выдавливание присклоновой части водоносного слоя, а вслед за ним оползание горных пород, расположенных выше;

5) падение горных пород в сторону реки или моря, особенно если в их составе есть глины, которые под воздействием вод и про цессов выветривания приобретают пластические свойства;

6) антропогенное воздействие на склоны (искусственная подрезка склона и увеличение его крутизны, дополнительная нагруз ка на склоны устройством различных сооружений, разрушение пляжей, вырубка леса и др.).

Таким образом, в комплексе факторов, способствующих оползневым процессам, су щественная, а иногда и решающая роль принадлежит подземным водам. Во всех случаях при решении вопросов строительства тех или иных сооружений вблизи склонов детально изуча ется их устойчивость, и вырабатываются меры по борьбе с оползнями в каждом конкретном случае. В ряде мест работают специальные противооползневые станции.

4.3.Геологическая деятельность льда 4.3.1.Лед на земле и его виды Лёд занимает около 11% поверхности Земли, или до 16 млн км2. Наука, изучающая лёд, ледники и их работу, называется гляциологией. Учёные гляциологи выделяют на Земле нивалъно-гляциалъный пояс, в который они включают всё многообразие ледников и льда на поверхности, а также внутри Земли. Ледники представляют собой скопление кристалличе ского льда, который состоит из промёрзшего снега. Различают: почвенный, или многолетне мерзлотный лед, озёрный, речной, морской и горный.

Озёрный лед образуется при отрицательных температурах воздуха и воды. На его формирование оказывают влияние не только температура воздуха и воды, но и глубина озе ра, и плотность воды. Пресная вода имеет максимальную плотность при температуре 4 °С.

Круговорот воды в озере препятствует её замерзанию на значительную глубину. Охлажден ная поверхностная вода перемещается вниз, а на её место поднимается теплая, т. е. в глубо ких озёрах вода до дна не замерзает. В мелководных же озёрах вода промерзает до дна.

Озёрный лед в таких озёрах примерзает ко дну и к берегу.

Озёрный лёд, как и другие его виды, производит определённую работу. Суть этой ра боты заключается в следующем. При колебаниях температуры воздуха происходит растрес кивание поверхностного льда, раскрытие трещин, заполнение их оттаявшей или озёрной во дой и последующий процесс замерзания. При повторных замерзаниях наблюдается наращи вание площади озёрного льда и наползание его на берег. Здесь он примерзает к горной поро де и разрушает её. Во время оттаивания льда береговая кромка пород отламывается, и на бе регу остается береговой вал, представленный неотсортированным обломочным материалом галькой, песком, брекчией, глыбами и глиной.

Речной лёд образуется при замерзании поверхности рек в зимний период. Во время ледостава речной лед производит работу по механическому разрушению берегов.

Морской лед образуется в высоких широтах. Морская вода замерзает при температуре минус 2-4 градуса, при этом образуется слой льда мощностью 2-3 метра. Морской лёд так же разрушает берега.

Ледники - в большой степени продукт климата. Для их образования нужны многие годы. Основное условие образования ледников заключается в том, что выпадение осадков снега должно быть больше, чем его таяние. Падая, снежинки слипаются, замерзают и прини мают форму зёрен. Такой лед носит название фирнового-зернистого. Несколько лет нужно чтобы снег перешёл в фирновый. Значительное влияние на этот процесс оказывает давление снежных масс, процесс испарения (сублимация) и новая кристаллизация водяного пара. С годами, за счёт уплотнения фирновый лёд (слежавшийся многолетний снег) превращается в глетчерный лёд. Фирновый лёд плотнее снега и может сохраняться годами. По мере накоп ления фирнового льда он становится массивным, более плотным, приобретает голубой отте нок. Такой лед называется глетчерным. Снег и лёд резко различаются по весу. Так, 1 м3 снега весит 85 кг, 1 кубический метр фирнового льда - 500-600 кг, а глетчерного - уже 900-960 кг.

Ледники встречаются высоко в горах, а также в южных и северных широтах. Линия, выше которой лёд не тает, называется снеговой границей, или хионосферой («хион» - снег, «сфера» - шар). На высоких широтах она располагается на уровне моря, а в горах на высоте 3000 - 6000 метров. При продолжительном похолодании накапливается большое количество снега, льда, и ледник увеличивается в размерах (по площади и мощности), происходит на ступление ледника, т. е. он начинает двигаться. Но при движении ледники выходят ниже снеговой границы в область абляции (лат. «абляцио» - отнятие, снос), где происходит посте пенное уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механического разрушения.

Эту зону иногда называют областью стока, или областью разгрузки. В зависимости от изме няющихся во времени соотношений аккумуляции и абляции происходит осцилляция (лат.

«осцилляцию» - колебание) края ледника. В случае существенного усиления питания и пре вышения его над таянием, край ледника продвигается вперёд - ледник наступает, при обрат ном соотношении ледник отступает. При длительно сохраняющемся соотношении питания и абляции край ледника занимает стационарное положение.

4.3.2. Типы ледников Выделяются три основных типа ледников: 1) материковые, или покровные;

2) горные;

3) промежуточные, или смешанные. Классическими примерами ныне существующих мате риковых ледников служат покровы Антарктиды и Гренландии.

Антарктический ледник. Антарктида занимает площадь около 15 млн км2, из них около 13,2 млн км покрыто льдом. Ледяной покров образует огромное плато высотой до 4000 м. По данным сейсмических исследований подлёдный рельеф отличается большой сложностью, наличием хребтов и обширных низменностей, опущенных на десятки и сотни метров ниже уровня Мирового океана. Мощность Антарктического ледяного покрова изме няется от нескольких сотен метров около гор или у края материка до 4000 м и более в цен тральных частях и особенно в пределах низменных равнин (Берда, Шмидта и др.). За исклю чением немногих окаймляющих гористых местностей, ледник покрывает весь материк, за полняет берег и распространяется в моря, образуя огромные массы так называемого шельфо вого льда, частично лежащего на шельфе, частично находящегося на плаву.

Хорошо известный шельфовый ледник Росса занимает половину моря Росса и обры вается уступом, высота которого над морем около 60 м, местами больше. Его ширина с севе ра на юг около 800 км. В отдельных местах окраинных зон Антарктиды, там, где рельеф рас членён, ледниковый покров распадается на отдельные выводные потоки, движущиеся или в скалистых, или в ледяных склонах. От краёв выводных и шельфовых ледников откалываются огромные ледяные глыбы - айсберги, некоторые из них достигают размера 50-100 км2. Учи тывая, что надводная часть айсберга составляет 1/7-1/10 часть его высоты, можно предста вить себе грандиозность и опасность для пароходства этих оторвавшихся глыб, выносимых ветрами и морскими течениями в просторы океана, далеко за пределы полярных морей.

Гренландский ледник. Гренландия занимает немногим более 2 млн км2, из которых около 80% покрыты материковым ледником. Центральная часть ледникового плато (области питания) характеризуется абсолютными высотами около 3000 м, к краевым частям высота снижается до тысячи и нескольких сотен.метров. Максимальная мощность ледникового по крова Гренландии по сейсмическим данным около 3400 м, средняя - около 1500 м. В гори стых окраинах Гренландии наблюдаются долинные выводные ледники, некоторые из них, наиболее мощные, выходят в море на различные расстояния, находясь на плаву. Выступы и гребни гор известны под эскимосским названием нунатаки.

Горные ледники различны по условиям питания и стока. Большое распространение имеют горные ледники альпийского типа. Общий характер и динамика такого ледника пред ставляются в следующем виде (рис. 29).

Рис. 29. Горный долинный ледник: а) область питания;

б) область стока В верхней склоновой части гор выше снеговой границы располагаются области пита ния (фирновые бассейны). Они представлены циркообразными котловинами, часто это рас ширенные водосборные бассейны, ранее выработанные водными потоками. Областями их стока или разгрузки являются горные долины. Горные долинные ледники бывают простыми, обособленными друг от друга, каждый с чётко выраженной областью питания и собственной областью стока. Но в ряде случаев наблюдаются сложные ледники, выходящие из различных областей питания, сливающиеся друг с другом в области стока, образуя единый поток, пред ставляющий настоящую реку льда с притоками, заполняющую на многие километры горную долину (рис. 30).

Рис. 30,Сложный горный ледник Местами при обилии выпадающего снега область питания образуется в различных седловинах, на выровненных участках гор или в результате слияния циркообразных областей питания различных склонов. В этих условиях сток льда может происходить по долинам раз ных (противоположных) склонов хребта. Такие ледники иногда называют переметными. На склонах долин или выше ледниковых цирков наблюдаются кресловидные углубления, назы ваемые карами, лёд в них не имеет стока (или очень незначительный). В условиях дегляциа ции их называют реликтовыми, или остаточными. И, наконец, висячие ледники расположе ны в относительно неглубоких западинах на крутых горных склонах.

К промежуточному типу относятся так называемые предгорные и плоскогорные лед ники. Предгорные ледники получили название по расположению у подножья гор. Они обра зуются в результате слияния многочисленных горных ледников, выходящих на предгорную равнину, растекающихся в стороны и вперёд и образующих крупный ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства.

Таким образом, здесь сочетаются горные ледники в высоких горах и покровные в предгорьях. Типичным примером является крупнейший ледник Маляспина на Тихоокеанском побережье Аляски, площадь которого около 3800 км2. Иное сочетание наблюдается в Скан динавском, или плоскогорном типе ледника. Такие плоскогорные ледники располагаются на выровненных слабо расчленённых водораздельных поверхностях древних горных сооруже ний (ледник Юстедаль в Норвегии площадью около 950 км2). Сток льда осуществляется в долины. Следовательно, здесь мы имеем единую область питания и разделённые каналы сто ка. Другими примерами являются ледяные покровы или ледяные шапки, покрывающие зна чительные площади Шпицбергена и Исландии, откуда они выступают через краевые депрес сии в форме лопастей или долинных языков. В какой-то степени сходные условия наблюда ются в пределах некоторых вулканических конусов, покрытых сплошными шапкообразными ледниками, спускающимися во все стороны короткими языками по ложбинам горных скло нов.

Движение ледников. Важное значение имеет пластическое или вязкопластическое течение льда, которое обычно наблюдается в нижней части ледника. Такое движение воз можно при значительной мощности льда, создающей нагрузку на его нижние слои, и доста точной его чистоте. При пластическом течение периодически накапливаются горизонталь ные напряжения, превышающие упругость льда, в результате возникают горизонтальные срывы, вдоль которых вышележащие слойки льда проскальзывают по нижележащим. Такие послойно-дифференцированные пластические течения местами сопровождаются скачкооб разным изменением скорости движения. На контакте ледника с ложем (неоднородным по рельефу и составу горных пород) возникают глыбовые скольжения. Этому способствует на личие обломочного материала в нижней части движущегося ледника, что увеличивает внут реннее трение льда и приводит к понижению его пластичности. Верхняя хрупкая часть лед ника разбита многочисленными трещинами (уходящими иногда на значительную глубину) на глыбы различного размера и пассивно перемещается вместе с подстилающей частью льда.

В краевых частях ледников, где мощность льда и пластичность его уменьшаются, воз никают наклонные поверхности сколов, по которым происходит смещение блоков и пластин льда, образующих систему чешуйчатых надвигов. Как отмечает Ю. А. Лаврушин, такие над виговые чешуи развиты на долинных ледниках Шпицбергена и в выводных ледниках юго западной части Гренландии.

Скорость движения ледников различна и зависит от времени года и от того, в каком районе находится ледник. Например, горные ледники Альп перемещаются со скоростью от 0,1-0,4 до 1,0 м/сут. Вместе с тем некоторые из них временами увеличивают скорость до 10 м/сут. Скорость выводных ледников Гренландии, спускающихся в фиорды, может дости гать 25-30 м/сут, тогда как во внутренних районах, вдали от фиордов она составляет не сколько миллиметров в сутки.

Характерна также неодинаковая скорость движения отдельных частей ледников. Ре перные наблюдения в горных ледниках показывают, что скорость движения в их централь ной части большая, в то время как в бортовых и придонных частях она уменьшается (в ре зультате трения). Неравномерность движения ледника вызывает определенные напряжения и возникновение диагональных трещин.

У верхнего конца горного ледника образуется большая краевая трещина. В переход ной зоне от области питания к области стока на повышенном пороге склона накапливаются растягивающие напряжения, под действием которых возникают поперечные трещины (рис.

31), образующиеся также при пересечении неровностей и выступов подлёдного ложа [5].

4.3.3. Деятельность льда Геологическая деятельность льда заключается в переносе обломочного материала и изменении форм рельефа. Лёд, накапливаясь в большие массы, приобретает текучесть, т. е.

он движется. При своем движении ледник производит следующие виды работ: 1) разрушение горных пород подлёдного ложа с образованием обломков разных размеров от песка до валу нов;

2) перенос обломочного материала на поверхности и внутри ледника;

3) отложение об ломочного материала по всему пути следованию ледника, а так же в конечной точке его стояния. Разрушительная деятельность ледника называется экзорацией (лат. «экзорацио» выпахивание). При своём движении ледник формирует корытообразную долину с пологими бортами - троговую долину (рис. 32).

Рис. 32. Схема образования морен: ПС — поверхностная срединная морена;

ПБ — поверхностная боковая морена;

ВС — внутренняя срединная морена;

Д — донная морена На дне троговой долины часто выделяются поперечные скальные выступы пород (ос танцы), называемые ригелями. После отступления ледника на этом месте остаются следы его деятельности: штрихи, царапины, борозды - ледниковые шрамы, «бараньи лбы» - крутые, зазубренные камни, крутизна которых направлена против движения ледника. Несколько та ких зазубренных камней, расположенных близко друг к другу, составляют морфологическую единицу - «курчавые скалы». Ледник на своём пути отрывает и захватывает обломки пород с ложа и с бортов ущелий. Он перемалывает, дробит породу и переносит её на значительные расстояния. Весь этот обломочный материал, откладываемый ледником, называется мореной.

Морена может быть отложена под ледником (донная), может вытаивать на поверхность лед ника (поверхностная), посредине долины (срединная) и у бортов (бортовая или боковая).

В месте, куда дошёл ледник и начал отступать (таять), откладывается конечная морена.

Иногда ледник, при движении, днищем сгребает рыхлый глинистый материал и вы давливает его в куполообразные структуры, называемые диапировыми куполами (греч. «диа пиро» - протыкаю).

Ледники производят определённую работу по разрушению коренных скальных пород, отрыву от скал больших кусков, их переносу на большие расстояния и превращению в валу ны. Такие отдельные крупные валуны получили название эрратических (лат. эрротикус блуждающий). Основная часть эрратических валов, находящихся на просторах Русской рав нины, была принесена с Балтийского щита.

Скорость перемещения моренного материала во внутренней части ледника меньше, чем в поверхностной его части. Поэтому происходит как бы «нагнетание» моренного мате риала в складки. Такие перемещения моренного материала ледником, образование диапиро вых структур называется гляциодислокациями (лат. «гляциес» - лёд и франц. «дислокацион»

- перемещение). Результатом работы ледника являются различные формы послеледникового рельефа: холмисто-западинный;

холмисто-увалистый;

моренные равнины и др. К особому типу моренного рельефа относят друмлины. (англ. «друмлин» - холм) - продолговатые, овальные холмы высотой 10-25 м (иногда до 50 м), длиной от сотен метров до 1-2 км, шири ной 100-200 м. Располагаются друмлины вблизи конечной морены.

Конечные морены образуются при длительном нахождении ледника в стационарном положении, которое возможно при установившемся климатическом равновесии. Длительное нахождение ледника на одном месте обусловливает привнос и осаждение моренного мате риала в периферической части ледника. После отступления ледника остаётся конечная море на - нагромождение валунов, песка, глины. На формирование конечной морены оказывают влияние процессы сваливания моренного материала в краевой части (насыпная морена);

процесс таранного действия периферийной части ледника на скопления моренного материа ла - эффект бульдозера (образует напорные морены);

латеральное или боковое выжимание обломочного материала (глина, песок, обломки) телом основного языка ледника на его боко вую периферийную часть (образуются боковые конечные морены);

процессы абляции прояв ляются ближе к периферийной части ледника в стадии его отступления (таяния). При этом происходит осаждение моренного материала из тела и поверхности ледника на принесённую ранее и отложенную основную - донную морену.

Конечные морены в рельефе представляют собой слабоизогнутые валообразные или грядоподобные возвышенности, повторяющие очертания края ледника. Иногда они достига ют значительной протяжённости (десятки и сотни километров).

В придонной части ледника действуют многочисленные водные потоки, ручьи и реки.

Они переносят большое количество обломочного материала: гравий, песок, глину - и отла гают его как под днищем ледника, так и в удалении от его края - образуя флювиогляциаль ные отложения или водно-ледниковые. После таяния ледника на местности остаются специ фические формы рельефа: озы, камы и камовые террасы (рис.33).

Рис. 33. Схема соотношения ледниковых и водно-ледниковых отложений и форм рельефа Озы - валообразная насыпь, похожая на железнодорожную, сложенная плохоокатан ными обломочными водно-ледниковыми отложениями: песчано-гравийно-галечными с включением валунов. Высота таких насыпей от 10 до 30 метров, иногда до 50 м, а протяжён ность десятки километров.

Камы и комовые террасы (нем. «кам» - гребень) представляют собой крутосклонные холмы с выположенными вершинами. Высота холмов достигает 30 метров. Камы сложены гравием, песками, супесями и ленточными глинами, принесёнными водными потоками.

Кроме холмов, вместе с камами водно-ледниковые потоки часто формируют террасовидные уступы, называемые камовыми террасами.

В приледниковых областях выделяют следующие отложения, вызванные таянием ледника: зандровые, озёрные и лёссовые. Зандры (датск. - песок) - это большие пологие ко нусы выноса талых ледниковых вод, расположенные непосредственно за конечной мореной, где они образуют песчано-галечные зандровые поля. Отложения зандровых полей характе ризуются хорошей сортированностью песчаного материала. Отчётливо прослеживается уменьшение размера зерен с удалением от края конечной морены, что связано с падением силы водного потока.

В конце ледника, после конечной морены образуются озёрноёледниковые отложения.

По мере отступления ледника размеры и глубина озёр увеличивается. В озеро сносился и на капливался терригенный материал. Летом приток воды в озеро больше, чем зимой. Поэтому летом из-под ледника выносился водой обломочный материал более крупного размера (галь ка, песок), а зимой только глина. Песок и глина, чередуясь, слоями отлагались в озере. Такие повторяющиеся слои называются ленточными (ленточные глины).

Лёссы. О лёссах говорилось в разделе геологическая деятельность ветра и выветрива ние. По одной из версий их образования, ветер, дующий с ледник, подхватывает и переносит огромные массы пыли и песка и отлагает их на некотором отдалении от конечной морены.

4.3.4. Мерзлотные процессы В зоне многолетнемерзлотных пород наблюдается ряд геологических процессов, из которых наиболее распространены формирования повторно-жильных льдов, термокарс, пу чение, образование бутров и наледей, склоновые подвижки многолетнемерзлотных пород.

Повторно-жильные льды образуются и распространены на севере при значительных отрицательных температурах и небольшой мощности талового слоя. Механизм образования таких льдов связан с последующим многократным заполнением трещин льдом и наличием пластичных пород. Выделяют два типа роста жил: 1) эпигенетический, т. е. сформировав шийся после образования горных пород;

2) сингенетический, т. е. формирующийся вместе с накоплением осадков. Ежегодно повторяющийся процесс морозобойного трещинообразова ния приводит к увеличению ширины трещины и разрушению горной породы (первый тип), и ежегодное накопление осадка приводит к увеличению вертикальной мощности льда (второй тип).

Термокарст наблюдается в областях развития многолетнемерзлотных горных пород, возникает в результате сезонного вытаивания участков вечномерзлотных пород. Этот про цесс приводит к образованию воронок, провалов, ложбин, котловин оседания и озёр.

Процессы пучения. При сезонном промерзании влажных участков земной поверхности происходит вспучивание почвы с образованием специфических форм рельефа. Повторяю щиеся ежегодно процессы замерзания и оттаивания участков почвы приводят к появлению бугров вспучивания, наледных бугров и полигональных образований.

Бугры пучения. К ним относятся гидролакколиты, представляющие бугры вспучива ния грунта, содержащие внутри замёрзшую воду. Их формирование связано с внедрением в почву по трещинам вод. Замерзшая вода в виде ледяного ядра производит вспучивание поч вы. Такие бугры достигают высоты 10 м при ширине в десятки метров.

Миграционные бугры развиваются на заболоченных торфяниках, образуя бугры высо той 3-4 метра, сложенные торфом. Внутри такого бугра располагаются замерзшие пески, суглинки и глины.

Инъекционные бугры обычно под термокарстовыми проявлениями. При этом проис ходи промерзание подозерных таликов, которое проявляется в виде бугров. Их высота дости гает 30-60 м, а площадь 100-200 м.

Наледи часто формируются при прорыве подмерзлотных вод на поверхность. Их пло щадь часто достигает сотен квадратных метров.

Структурно-полигональные образования. К ним относятся формы рельефа, связанные с растрескиванием грунта на мелкие полигоны, неравномерным промерзанием сезонно талого слоя: пятна-медальоны, каменные многоугольники, возникающие в местах вспучива ния и вымораживания грунта. Пятна-медальоны - относительно небольшие полигоны в гли нистых грунтах. При оттаивании глинистого грунта внутри полигона происходит разрядка гидростатического давления, которое дисперсную часть глины транспортирует из центра к периферии полигона. Аналогичным образом формируются каменные кольца и многоуголь ники.

При незначительных наклонах местности в зоне развития многолетнемерзлотных по род проявляются склоновые процессы. К ним относятся солифлюкция и курумы. Солифлюк цией называется течение по склону переувлажненного грунта во время его сезонного оттаи вания. Обильное переувлажнение дисперсного материала почвы приводит к её разжижению, увеличивается пластичность, и под влиянием веса глинистый материал стекает по склону, образуя сплошные языки из глины или ступенчатые формы - солифлюкцитные террасы.

В случае присутствия в почве большого количества обломочного материала: крупная галька, валуны - на склонах возникают каменные россыпи - курумы. Наклон рельефа в таких случа ях составляет 35-45°. При большом количестве обломочного скального материала (коллювий - в горах) формируются сплошные шлейфы из обломков пород - каменные поля, достигаю щие по площади нескольких десятков квадратных километров. Длина курумов может дости гать 1-1,5 км. Такие линейные курумы иногда называют каменными реками и морями.

4.4. Геологическая деятельность морей и океанов Геологическая деятельность моря складывается из трёх составляющих: разрушение горных пород берега дна моря;

перенос продуктов разрушения;

отложение продуктов разру шения в различных частях морского бассейна.

4.4.1 Разрушительная работа моря Разрушительная деятельность моря называется абразией. Она связана главным обра зом с волновыми движениями и в значительно меньшей степени с приливно-отливными.

Сильнее всего абразия проявляется у крутых берегов, сопряжённых с глубокими участками бассейна берегов. Штормовые волны ударяют с большой силой (местами до 30 т/м и более) о крутой берег. Под их воздействием в основании крутого берегового уступа, где сосредоточе на наибольшая сила гидравлического удара, возникает так называемая волноприбойная ниша (рис. 34), над которой остаётся карниз нависающих пород.

Рис. 34. Разрез крутого скалистого берега с волноприбойной нишей и волноприбойной террасой Разрушительная деятельность волн усиливается захватываемыми ими различными обломками горных пород. При дальнейшем разрастании волноприбойной ниши наступает момент, когда устойчивость карниза нарушается и происходит обрушение пород. После об рушения берег вновь представляет отвесный обрыв, называемый клиффом (нем. «клифф» обрыв). В дальнейшем процесс может повторяться развитием новых волноприбойных ниш.

Таким образом, берег отступает в сторону суши, оставляя за собой слабо наклонную подводную абразионную террасу, или бенч (рис. 35).

Часть обрушившегося обломочного материала выносится на крутой подводный склон за пределы абразионной террасы и откладывается. Так образуются подводные аккумулятив ные террасы, сопряжённые с абразионными.

Чем шире абразионно-аккумулятивные террасы, тем меньше энергия волн, подходя щих к берегу, поскольку она расходуется на преодоление трения, на перемещение и перера ботку материала. К тому же между подводной абразионной террасой и клиффом возникает пляж, представляющий гряды или насыпи гальки, гравия, иногда песка, полого спускающие ся в сторону моря. Расширение пляжа способствует уменьшению абразионного воздействия на берег.

Рис. 35. Схема последовательных отступаний берега (по В. П. Зенковичу):

А, Б, В - различные положения отступающего берегового склона, абрадируемого мо рем;

аь а2, а3 - абразионные террасы, соответствующие стадиям развития берега;

А1, Б1, B1 различные стадии развития подводных аккумулятивных террас;

П - пляж Скорость и величина отступания берегов зависят от состава слагающих их пород. Ес ли берег слагается сильно трещиноватыми или рыхлыми породами, то скорость его отступа ния может достигать нескольких метров в год. Абразионному воздействию подвержены вы сокие берега в районах Чёрного моря - Сочи, Сухуми и др. В пределах плоских с обширны ми отмелями берегов процессы развиваются иначе. Энергия волн на широких мелководьях гасится, и происходит не абразия, а перенос и аккумуляция осадков - образование широкой полосы надводной террасы. Такие берега называются аккумулятивными в отличие от глу бинных абразионных.

4.4.2. Перенос обломочного материала Перенос вызывается морскими волнами, если они подходят к берегу под некоторым утлом. При таком движении обломочный материал переносится вдоль берега на десятки и более километров. По данным В. П. Зенкевича и О. К. Леонтьева, при формировании акку мулятивных берегов наблюдаются два типа перемещений рыхлого материала: поперечное перпендикулярно береговой линии и продольное - параллельно береговой линии. Результа том поперечного перемещения терригенного материала является формирование берегового вала, состоящего из накоплений валунов и гальки. Чем сильнее волны, тем больше береговой вал.

При продольном перемещении обломочного материала большое значение имеет угол подхода волн к берегу. Во время сильных штормов галька за сутки может перемещаться на расстояние до 900 метров. Наиболее интенсивно перенос валунов и гальки осуществляется в прибрежной зоне до глубины примерно 100-150 метров. С глубиной волновое движение за тухает, и его энергии хватает только на перенос мелких глинистых частиц.

4.4.3. Отложения обломочного материала Вдоль морского берега происходит не только перенос рыхлого материала, но и его от ложение. Обломки пород накапливаются в форме пляжей, кос, баров, барьерных баров и аккумулятивных террас. У самого берега откладывается крупная галька, валуны, затем песок и далее - глина, карбонаты, илы.

Пляжи формируются непосредственно в береговой линии. Их образование протекает в несколько стадий: 1) процесс абразии берегов;

2) накопление терригенного материала, сне сённого реками с берегов;

3) формирование наносов принесённых поступательными движе ниями воды вдоль берега.

Косы представляют продолжение пляжа в сторону моря от какого-либо пункта на берегу и параллельно береговой линии, сложенные песчаным материалом.

При поперечном подходе волн к берегу в зоне прибоя в пределах пляжа часто форми руются валы из песчано-гравийно-галечного материала, а в мелководной части моря проис ходит образование подводных валов, представляющих невысокие преимущественно песча ные гряды, параллельные берегу.

По данным В. П. Зенковича, они образуются в результате частичного разрушения («забурунивания») волн на глубинах, близких к их двойной высоте, с чем связаны уменьше ние наносодвижущей способности и частичное отложение.

К особой категории относятся крупные аккумулятивные формы, называемые барами.

Они представляют длинные полосы, поднятые над уровнем моря, протягивающиеся парал лельно берегу на десятки и сотни километров и сложенные песчано-гравийно-галечными, местами песчано-ракушечными или ракушечными наносами. Ширина бар порядка 20-30 км, а высота до первых десятков метров. Бары нередко частично или полностью отделяют от мо ря заливы или лагуны. Крупные бары известны в Мексиканском заливе, Беринговом и Охот ском морях.

По данным О. К. Леонтьева, 10% от всей протяжённости береговой линии Мирового океана приходится на берега, окаймлённые барами. При подходе волн к берегу под некото рым углом возникает продольное перемещение наносов и образуются различные аккумуля тивные формы, детально изученные В. П. Зенкевичем. Эти формы определяются углом под хода волн, их силой и контурами берега. Выделяются три аккумулятивные формы (рис. 36):

1) косы, возникающие при изгибе берега от моря;

2) примкнувшая аккумулятивная терраса, образующаяся путём заполнения изгиба берега в сторону моря;

3) томболо, или перейма, на растающая при блокировке участка берега островом с образованием волновой тени между берегом и островом.

4.4.4. Отложения морей и океанов Источник поступления осадочного материала в моря и океаны весьма разнообразны.

Часть материала выносится в океан реками с материков в виде аллювия, часть - за счёт раз рушения водой пород, слагающих берег. Значительную часть осадочного материала в морях и океанах составляют минеральные вещества, осаждающиеся из морской воды, карбонатные постройки, являющиеся результатом жизнедеятельности морских организмов, а также остан ки самих обитателей моря и, наконец, продукты вулканической деятельности, поставляемые подводными вулканами. По данным А. П. Лисицына, ежегодно в Мировой океан поступает свыше 25 миллиардов тонн обломочного материала. Предполагается, что обломочные (тер ригенные) осадки, снесённые с материков, покрывают примерно одну четвёртую часть по верхности морского дна, остальные три четверти заняты собственно океаническими осадка ми.

Основное количество осадочных образований морей и океанов приходится на биоген ные (органические) и хемогенные отложения. Среди биогенных отложений выделяют два ведущих типа - кремнистые и карбонатные. Практически весь карбонатный материал океа нов органического происхождения, в основном за счёт планктона. ' Второй, широко представленный в океане тип, - кремнистые отложения радиолярий.

В своём составе они содержат до 40%, а иногда до 70% кремнезёма.

В глубоководных частях океана преобладает красная глина. Химический состав крас ной глины: SiО2 - 54%, А12О3 - 16%, Fe2О3 - 8,5%, CaO, Na2О, К2О, а также соли - Ti, Сr, Со, Ва, Сu, As. Такие глины занимают огромные площади, почти треть площади Тихого океана и четвертую часть Атлантического и Индийского океанов.

В местах проявления подводного вулканизма, наряду с морскими и терригенными, встречаются также отложения, обогащённые твёрдыми продуктами извержения вулканов (пирокластические осадки).

Значительную часть морских осадках представляют: железомарганцевые конкреции (размеры от 1 до 15 см) - в центре находится обломки пород и раковины, а по краям - окис лы железа и марганца;


фосфориты, обычно встречаются совместно с глауконитами (они об разуются в результате осаждения материала из перенасыщенных фосфоритами вод в при брежной полосе);

глаукониты - продукт подводного выветривания алюмосиликатов, в част ности бокситов;

оолитовые скопления - имеют концентрическое строение, размером, редко превышающим 1 мм (в центре оолита находится терригенная часть - песчинка или глина, вокруг которой сконцентрирован карбонатный материал).

На глубине от 200 до 4000 м располагается континентальная зона илов. Среди илов различают: синий, фораминиферовый, радиоляриевый, красный ил, вулканический ил [4].

5. ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным строением океанической и земной коры. Следова тельно, эти структурные элементы должны пониматься в геологическом, вернее даже в гео физическом смысле, так как определить тип строения земной коры возможно только сейсми ческими методами. Отсюда ясно, что не всё пространство, занятое водами океана, представ ляет собой в геофизическом смысле океанскую структуру, так как обширные шельфовые об ласти, например в Северном Ледовитом океане, обладают континентальной корой. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются типом зем ной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами по строена иначе, чем под океанами, и эти различия охватывают всю литосферу, а местами и тектоносферу, т. е. прослеживаются до глубин примерно в 700 км.

В пределах океанов и континентов выделяются менее крупные структурные элемен ты, во-первых, это стабильные структуры - платформы, которые могут быть как в океанах, так и на континентах. Они характеризуются, как правило, выровненным, спокойным релье фом, которому соответствует такое же положение поверхности на глубине, только под кон тинентальными платформами она находится на глубинах 30-50 км, а под океанами 5-8 км, так как океанская кора гораздо тоньше континентальной.

В океанах, как структурных элементах, выделяются следующие геоморфоструктуры:

подводные материковые окраины (окраины моря), ложе океана (котловины, хребты и воз вышенности), срединно-океинские подвижные пояса, представленные срединно-океанскими хребтами с рифтовыми зонами в их осевой части, пересечёнными трансформными разлома ми и являющиеся в настоящее время зонами спрединга, т. е. расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанской коры. Следовательно, в океанах как структурах выделяются устойчивые платформы (плиты) и мобильные срединно-океанские пояса.

Пассивные материковые окраины в геологическом и тектоническом смысле представ ляют собой единый большой блок - материковую литосферную плиту. Переходные зоны прослеживаются от окраинных морей к ложу. Это пояса высокой современной тектониче ской активности, контрастности движений, сейсмичности и вулканизма океана и включают в себя островные дуги, глубоководные котловины и глубоководные желоба.

Дно океана (ложе) характеризуется рядом геофизических признаков: относительно повышенным тепловым потоком, специфическим «зебровидным» магнитным полем, повы шенным значением гравитационного поля. Состав океанической коры имеет трёхслойное строение: 1 - осадочный слой;

2 - базальтовый слой (с включением остатков планктонных организмов, состоящих из карбонатной и кремнистой основы);

3 - дайковый пояс, выражен ный серией небольших магматических интрузий.

Континенты характеризуются определёнными чертами: 1- увеличенной мощностью земной коры, в составе которой присутствует гранито-метаморфический слой;

2 - верхняя мантия имеет неоднородную астеносферу, она обеднена базальтами и более холодная;

3 присутствует как основной, так и кислый магматизм;

4 - континентальная литосфера сфор мировалась за счёт геосинклинальных процессов, которые и привели к образованию мощно го гранито-метаморфического слоя. На континентах как структурных элементах высшего ранга выделяются стабильные области - платформы и эпиплатформенные орогенные пояса, (геосинклинальные пояса), сформировавшиеся в неоген-четвертичное время в устойчивых структурных элементах земной коры после периода платформенного развития. К таким поя сам можно отнести современные горные сооружения Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Западного и Восточного Забайкалья, Восточную Африку и др.

Понятие о геосинклиналях ввёл в науку американский геолог Д Дэна в 1873 г., а ещё раньше, в 1857 г., также американец Дж. Холл сформулировал в целом эту концепцию, пока зав, что горно-складчатые структуры возникли на месте прогибов, ранее выполнявшихся разнообразными морскими отложениями. В силу того, что общая форма этих прогибов была синклинальной, а масштабы прогибов очень большими, их и назвали геосинклиналями.

В. Е. Хаин даёт следующее определение геосинклинальным поясам - это огромные линейно вытянутые, наиболее подвижные участки земной коры, характеризующиеся боль шим размахом и скоростями тектонических движений и двумя этапами развития геосинк линальным и орогенногенным ((греч. «ороз» - гора и «генезис» - происхождение, буквально, горообразование) [10].

Толчок в учении о геосинклиналях дала тектоники литосферных плит, возникшая всего лишь 25 лет назад, но быстро превратившаяся в ведущую геотектоническую теорию.

С точки зрения этой теории геосинклинальные пояса возникают на границах взаимодействия различных литосферных плит. Подробнее основные структурные элементы земной коры вы глядят следующим образом.

5.1. Подвижные геосинклинальные пояса Являются чрезвычайно важным структурным элементом земной коры, обычно распо лагающимся в зоне перехода от континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в образова нии прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения. Этот процесс сопровож дается подводными вулканическими излияниями, накоплением глубоководных терригенных и кремнистых отложений. Затем возникают частные поднятия, структура прогиба усложня ется и за счёт размыва поднятий, сложенных основными вулканитами, формируются грау вакковые песчаники. Распределение фаций становится более прихотливым, появляются ри фовые постройки, карбонатные толщи, а вулканизм более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются, происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные интрузивы, и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклинали возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут передовые прогибы, заполняемые молассами грубообломочными продуктами разрушения гор, а в последних развивается наземный вулка низм, поставляющий продукты среднего и кислого состава: андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем горно-складчатое сооружение размывается, так как темп поднятий падает, и ороген превращается в пенепленизированную равнину. Такова общая идея геосинклинально го цикла развития.

Успехи в изучении океанов привели в 60-е годы прошлого века к созданию новой глобальной геотектонической теории - тектоники литосферных плит. Суть этой теории за ключается в выделении крупных литосферных плит, границы которых маркируются совре менными поясами сейсмичности, и во взаимодействии плит путём их перемещения и враще ния. В океанах происходит наращивание, расширение океанской коры путём её новообразо вания в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов. Поскольку радиус Земли существенно не меняется, новообразованная кора должна поглощаться и уходить под континентальную, т.

е. происходит её субдукция (погружение).

Эти районы отмечены мощной вулканической деятельностью, сейсмичностью, нали чием островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов, как, например, на восточ ной периферии Евразии. Все эти процессы отмечают собой активную континентальную ок раину, т. е. зону взаимодействия океанской и континентальной коры. Напротив, те участки континентов, которые составляют с частью океанов единую литосферную плиту, как, напри мер, по западной и восточной окраин Атлантики, называются пассивной континентальной окраиной и лишены всех перечисленных выше признаков, но характеризуются мощной тол щей осадочных пород над континентальным склоном. В этом видят сущность геосинкли нального процесса.

Таким образом, благодаря новым тектоническим идеям, учение о геосинклиналях об ретает как бы «второе дыхание», позволяющее реконструировать геодинамическую обста новку их эволюции на базе актуалистических методов. Исходя из сказанного, под геосинкли налъным поясом, (окраинно- или межконтинентальным) понимается подвижной пояс протя женностью в тысячи километров, закладывающийся на границе литосферных плит, характе ризующийся длительным проявлением разнообразного вулканизма, активного осадконакоп ления и на конечных стадиях развития превращающийся в горно-складчатое сооружение с мощной континентальной корой. Примером таких глобальных поясов являются: межконти нентальные - Урало-Охотский палеозойский;

Средиземноморский альпийский;

Атлантиче ский палеозойский;

окраинно-континентальные - Тихоокеанский мезозойско-кайнозойский и др. Геосинклинальные пояса подразделяются на геосинклиналъные области - крупные от резки поясов, отличающиеся историей развития, структурой и отделяющиеся друг от друга глубокими поперечными разломами, пережимами и т. д. В свою очередь, в пределах облас тей могут быть выделены геосинклиналъные системы, разделяющиеся жёсткими блоками земной коры - срединными массивами или микроконтинентами, структурами, которые во время погружения окружающих районов оставались стабильными, относительно приподня тыми и на которых накапливался маломощный чехол. Как правило, эти массивы являются обломками той первичной древней платформы, которая подверглась дроблению при заложе нии подвижного геосинклинального пояса.


5.2. Древние платформы Платформы являются устойчивыми глыбами земной коры, сформировавшимися в позднем архее или раннем протерозое. Их отличительная черта - двухэтажность строения.

Нижний этаж, или фундамент, сложен складчатыми, глубоко метаморфизованными тол щами пород, прорванными гранитными интрузивами, с широким развитием гнейсовых и гранитогнейсовых куполов или овалов - специфической формой метаморфогенной складча тости. Фундамент платформ формировался в течение длительного времени в архее и раннем протерозое и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации, в результате ко торых вскрылись породы, залегавшие раньше на большой глубине. Площадь древних плат форм на материках приближается к 40 % и для них характерны угловатые очертания с про тяжёнными прямолинейными границами - следствием краевых швов (глубинных разломов).

Складчатые области и системы либо надвинуты на платформы, либо граничат с ними через передовые прогибы, на которые в свою очередь надвинуты складчатые орогены. Границы древних платформ резко несогласно пересекают их внутренние структуры, что свидетельст вует об их вторичном характере в результате раскола суперматерика Пангеи-1, возникшего в конце раннего протерозоя.

Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, полого залегающих с резким угловым несогласием на фундаменте неметаморфизованных отложений - морских, континентальных и вулканогенных. Поверхность между чехлом я фундаментом отражает самое важное структурное несогласие в пределах платформ. Строение платформенного чехла оказывается сложным, и на многих платформах на ранних стадиях его образования возника ют грабены, грабенообразные прогибы - авлакогены (от греч. «авлос» - борозда, ров;

«ген» рожденный, т. е. рождённые рвом). Мощность континентальных и реже морских отложений в авлакогенах достигает 5-7 км.

Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и пли ты. Щит - это выступ на поверхность фундамента платформы, который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Плита - часть платфор мы, перекрытая чехлом отложений и обладающая тенденцией к прогибанию. В пределах плит различаются более мелкие структурные элементы. В первую очередь это синеклизы обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы - пологие сво ды с поднятым фундаментом и относительно утончённым чехлом.

По краям платформ, там, где они граничат со складчатыми поясами, часто образуются глубокие впадины, называемые перикратонными (т. е. на краю кратона, или платформы).

Нередко антеклизы и синеклизы осложнены второстепенными структурами меньших разме ров: сводами, впадинами, валами. Последние возникают над зонами глубоких разломов, кры лья которых испытывают разнонаправленные движения, и в чехле платформы выражены уз кими выходами древних отложений чехла из-под более молодых. Углы наклона крыльев ва лов не превышают первых градусов. Часто встречаются флексуры - изгибы слоев чехла без разрыва их сплошности и с сохранением параллельности крыльев, возникающие над зонами разломов в фундаменте при подвижке его блоков. Все платформенные структуры очень по логие, и в большинстве случаев непосредственно измерить наклоны их крыльев невозможно.

Состав отложений платформенного чехла разнообразный, но чаще всего преобладают осадочные породы - морские и континентальные, образующие выдержанные пласты и толщи на большой площади. Весьма характерны карбонатные формации, например, белого писчего мела, органогенных известняков, типичных для гумидного климата и доломитов с сульфат ными осадками, образующимися в аридных климатических условиях. Широко развиты кон тинентальные обломочные формации, приуроченные, как правило, к основанию крупных комплексов, отвечающих определённым этапам развития платформенного чехла. На смену им нередко приходят эвапоритовые или угленосные паралические формации и терригенные - песчаные с фосфоритами, глинисто-песчаные, иногда пестроцветные. Карбонатные форма ции знаменуют собой обычно «зенит» развития комплекса, а далее можно наблюдать смену формаций в обратной последовательности. Для многих платформ типичны покровно ледниковые отложения.

Платформенный чехол в процессе формирования неоднократно претерпевал перестройку структурного плана, приуроченную к рубежам крупных геотектонических циклов: байкальского, каледонского, герцинского, альпийского и др. Участки платформ, испытывавшие максимальные погружения, как правило, примыкают к той пограничной с платформой подвижной области или системе, которая в это время активно развивалась.

Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации. Наиболее типична трапповая формация, объединяющая вулканические продукты лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1 - 1, 5 %. Объём продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн км3, как, например, на Сибирской платформе. Очень важное зна чение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка).

Кроме древних платформ выделяют и молодые, хотя чаще их называют плитами, сформировавшимися либо на байкальском, каледонском или герцинском фундаменте, отличающемся большей дислоцированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованностью структур чехла от структур фунда мента. Примерами таких платформ (плит) являются: эпибайкальская Тимано-Печорская, эпигерцинская Скифская, эпипалеозойская Западно-Сибирская и др.

6. ГЕОХРОНОЛОГИЯ Основой любого исторического исследования в геологии является восстановление по следовательности событий во времени. Решить эту задачу позволяет анализ состава горных пород и времени их отложения. В геологии существуют две системы летосчисления - абсо лютная и относительная. Под абсолютным возрастом горных пород, минералов и событий понимают количество лет, прошедшее с момента образования горной породы или геологиче ского события по отношению к настоящему времени. Под относительным возрастом горных пород и событий понимают отношение возраста одних горных пород к другим или отноше ние одного геологического события к другому (одни горные породы старше или моложе дру гих, или одно геологическое событие старше или моложе относительно другого).

Каждая горная порода несёт в себе двойную смысловую нагрузку. С одной стороны, это результат геологических процессов, с другой - вещественное выражение времени. В за дачу стратиграфии которой входят расчленение толщ осадочных и вулканогенных пород на отдельные слои и их пачки;

описание содержащихся в них остатков фауны и флоры;

уста новление возраста слоёв;

сопоставление выделенных слоёв данного района с другими;

со ставление сводного разреза отложений региона и разработка стратиграфической шкалы не только для отдельных регионов - региональных стратиграфических шкал, но и единой или международной стратиграфической шкалы для всей Земли. Для того чтобы решить эти зада чи, необходимо установить не только относительный возраст пород, слагающих толщи и пачки слоёв, но и их абсолютный возраст.

Простые геологические тела являются элементарными стратиграфическими едини цами. Каждое геологическое тело несёт в себе информацию о конкретном событии в истории Земли. Элементарные стратиграфические единицы объединяются в региональные стратигра фические комплексы, принадлежащие по времени общему этапу формирования.

6.1. Относительная геохронология Относительный возраст горных пород устанавливается различными методами: геоло го-стратиграфическими (стратиграфический, минерало-петрографический, или литологиче ский, тектонический, геофизический) и биостратиграфическими, или палеонтологическими.

Стратиграфический метод основан на установлении последовательности залегания слоев и пластов, исходя из положения, что нижележащие породы в разрезе будут более древ ними, чем расположенные выше по разрезу.

Минералого-петрографический (литологический) метод заключается в детальном изучении и сравнении минерального и петрографического состава пород в соседних разре зах. Так, если в двух или нескольких разрезах, расположенных недалеко друг от друга, выде ляются породы одинакового состава, то эти породы соединяются корреляционной линией, подразумевая их одновозрастное образование.

В последнее время широкое распространение в целях корреляции пластов горных по род и их пачек получил геофизический метод отражённых волн общей глубинной точки (MOB ОГТ), позволяющий на основе отражения сейсмических волн прослеживать пласты на глубинах до 10 км. Получив название сейсмостратиграфии, данный метод особенно актив но используется в нефтяной геологии, так как даёт возможность в относительно краткие сро ки получить профили на очень большую территорию и выявить структуры и литологические отличия в пластах, благоприятные для появления скоплений нефти и газа.

В последние десятилети большое значение для возрастного расчленения отложений, особенно в океанах и морях, приобрёл палеомагнитный метод, основанный на способности горных пород сохранять характер намагниченности той эпохи, в которую они образовались.

Тектонический метод, или цикличный метод, учитывает цикличность колебательных движений, проявившихся в послойном залегании и составе осадочных отложений. Каждый тектонический цикл несёт информацию о поднятии или опускании местности.

Структурнотектонический метод. В основе этого метода лежит представление о различном залегании пластов (согласное и несогласное). Согласным называется залегание слоёв комплекса горных пород, последовательно залегающих друг на друге, от древних к молодым без перерыва в осадконакоплении.

При несогласном залегании верхний, более молодой комплекс пород, узнаётся легко по параллельности его слоёв поверхности несогласия. Поверхность несогласия возникла в результате тектонических процессов и горообразования.

Палеонтологические методы основаны на выделении слоёв, содержащих различные комплексы органических остатков. Нередко можно наблюдать, что в разрезе повторяются литологически одинаковые слои, например, известняков, песчаников, но фауна и флора, встречающаяся в этих слоях, различна и не повторяется, отражая необратимую эволюцию органического мира. Она заключается в том, что какой-либо род или вид организмов никогда не может появиться вновь в позднейшее время точно таким же. Даже если условия обитания в более позднее время будут идентичны таковым, существовавшим ранее, всё равно орга низмы не возвратятся к первоначальному облику. Это обстоятельство и делает возможным использование органических остатков для стратиграфического расчленения разреза. Необра тимость эволюции органического мира позволяет сопоставлять и определять относительный возраст толщ пород, располагающихся далеко друг от друга и различающихся литологиче ски. Этому способствует широкое площадное, но узкое вертикальное распространение от дельных организмов, которые называются руководящими ископаемыми формами. Ограни ченный вертикальный интервал их существования объясняется способностью организмов очень быстро расселяться на обширных пространствах, и время этого расселения оказывает ся ничтожно малым по сравнению со скоростью накопления осадков. Руководящие ископае мые составляют лишь часть от общего количества организмов, встреченных в данном слое, и, как правило, характеризуются чёткими особенностями формы, что позволяет их быстро и уверенно распознавать. Изменчивость форм организмов способствует тому, чтобы они стали руководящими ископаемыми. Однако и метод руководящих ископаемых следует применять с осторожностью, учитывая весь комплекс остатков фауны и флоры, встречающийся в ис следуемом слое, так как несмотря на то что часть из них является транзитными - имеют ши рокое вертикальное распространение, сам комплекс органических остатков неповторим.

В последние десятилетия для расчленения и сопоставления разрезов стал широко применяться микропалеонтологический метод, объектом которого являются остатки извест ковых и кремнистых скелетов простейших организмов - фораминифер, радиолярий, остра код и др. Благодаря быстрой изменчивости этих организмов, их обилию и быстрому расселе нию в морях и океанах, появляется возможность детального расчленения разрезов oтло жений.

Очень важное значение приобрел и спорово-пылъцевой метод, основанный на изуче нии остатков спор и зерен пыльцы, которые чрезвычайно устойчивы и не разрушаются, раз носясь ветром на большие расстояния в огромном количестве. Всё это делает их незамени мыми при сопоставлении морских, континентальных и лагунных отложений, восстановлении палеогеографических условий, которые хорошо отражаются в изменении растительности, а следовательно, спор и пыльцы.

6.2. Абсолютная геохронология Изложенные выше методы определения относительного возраста горных пород нахо дят применение, прежде всего, при исследовании осадочных образований. Сложнее опреде лить возраст в «немых» толщах (породы, лишённые ископаемой флоры и фауны), а также в метаморфических и магматических горных породах (эффузивных и интрузивных), возраст которых обычно устанавливается косвенным путём. Так эффузивные породы датируются по относительному возрасту после пород, на которых они залегают, но ниже перекрывающих их осадочных отложений, относительно охарактеризованных палеонтологическими методами.

Когда мы говорим об абсолютной геохронологии, то подразумеваем возраст образования ка кой-либо горной породы в астрономических единицах времени - годах, продолжительность которых признается абсолютной, неизменной в масштабе времени. Проблема определения абсолютного возраста горных пород, продолжительности существования Земли издавна за нимала умы геологов, и попытки её решения предпринимались много раз, для чего использо вались различные явления и процессы. Ранние представления об абсолютном возрасте Земли были курьёзными. Современник М. В. Ломоносова французский естествоиспытатель Бюф фон определял возраст нашей планеты всего лишь в 74 800 лет. Другие учёные давали раз личные цифры, не превышающие 400-500 млн лет. Здесь следует отметить, что все эти по пытки заранее были обречены на неудачу, так как они исходили из постоянства скоростей процессов, которые, как известно, менялись в геологической истории Земли. И только в пер вой половине XX в. появилась реальная возможность измерять действительно абсолютный возраст горных пород, геологических процессов и Земли как планеты. Эта возможность ба зировалась на открытии процесса радиоактивного распада неустойчивых изотопов целого ряда химических элементов. Радиологический метод является ведущим в геохронологии.

Поскольку этот физический процесс идёт с постоянной скоростью и не зависит ни от каких внешних воздействий, мы получаем в руки «атомный часовой механизм», позволяющий из мерять возраст интересующего нас геологического объекта. Так возник радиометрический метод определения абсолютного возраста горных пород, в основе которого лежит физиче ское явление радиоактивного распада изотопов 238U, 235U, 232Th, 40К, 87Sr, 14С, 3Н и многих других. Все эти изотопы нестабильны и обладают вполне определённой, выявленной экспе риментально скоростью распада, обычно характеризуемой периодом полураспада, т. е. вре менем, в течение которого распадается половина атомов данного нестабильного изотопа. Пе риод полураспада сильно варьирует у различных изотопов. Период полураспада радиоактив ного элемента известен, и определение возраста заключается в том, чтобы найти отношение массы вновь образованного химического элемента к массе материнского изотопа. Радиомет рический возраст должен определяться по минералам, содержащим радиоактивные элемен ты, при этом отсчёт времени в «атомных часах» начинается сразу же после кристаллизации данного минерала, который всё последующее время вёл себя как замкнутая система и сохра нял все продукты распада и то количество исходного материнского изотопа, которое оста лось после распада. Кроме этого, необходимо быть уверенными в том, что ничто посторон нее не попало в минерал за время, прошедшее с момента его образования.

Наука, занимающаяся определением абсолютного возраста минералов и горных по род, называется радиологией, и в её арсенале насчитывается много методов, которые посто янно совершенствуются и имеют конечной целью повышение точности определений.

При определении возраста горных пород радиологическими методами руководству ются следующими периодами полураспада:

Учитывая периоды полураспада, различные изотопы используются для определения возраста в разных временных диапазонах. Так, радиоактивный углерод 14С, образующийся в верхних слоях атмосферы в результате действия космических лучей на атом азота 14N, ис пользуется для определения возраста древесины, торфа и т. д. в пределах 50 000 лет, что по зволяет успешно применять его в четвертичной геологии и археологии. Большое влияние на отношение 14С/12С оказывают проводящиеся уже более 40 лет испытания атомного оружия, атомные реакторы и ускорители.

Изотопы с большим периодом полураспада с успехом применяются для определения возраста докембрийских пород, диапазон формирования которых превышает 3,5 млрд. лет.

Используются уран-свинцовый, торий-свинцовый, свинец-свинцовый, калий-аргоновый, ру бидий-стронциевый, самарий-неодимовый и другие методы, каждый из которых имеет свои достоинства и недостатки. Проблемы возникают с калий-аргоновым методом, основанным на переходе нестабильного изотопа 40К при условии захвата электрона в стабильный 40Аr или Са, если при этом испускается отрицательно заряженная бета-частица (свободный электрон с большой скоростью). В результате термального прогрева породы часть аргона улетучива ется, и поэтому возраст породы как бы «омолаживается», фиксируя момент прогрева, но не время образования данной породы. Калий-аргоновый метод стал применяться одним из пер вых, и именно ему мы обязаны в значительной мере шкалой геологического времени, хотя известны и многочисленные случаи ошибочных определений, нуждающихся в геологической корректировке.

Уран-свинцовый метод, как и рубидий-стронциевый, применяется для определения возраста в диапазоне от 100 млн лет до 5 млрд лет. При этом содержание изотопов устанав ливается с помощью масс-спектрометров, где атомы изотопов, будучи пропущенными в ва кууме через магнитное поле, разделяются с учётом их относительной массы. Важное значе ние имеет взаимная проверка определений разными методами, данные которых в случае их совпадения лежат на кривой распада - «конкордии». Чтобы уменьшить вероятность ошибок определения возраста, его проводят по так называемым «валовым пробам», т. е. используя всю породу, а не какой-либо минерал отдельно, хотя последний способ также применяется.

Для правильного понимания абсолютной геохронологии кроме взаимного контроля разными методами необходимо проводить контроль геологическими данными, без которого, принимая результаты определения абсолютного возраста за кажущуюся истину, можно сде лать ошибочные выводы. Как уже говорилось, радиометрические методы особенно важны для докембрийских образований, формировавшихся в течение очень длительного времени и лишённых палеонтологических остатков. В то же время для фанерозойских отложений дан ные определения абсолютного возраста горных пород позволяют установить продолжитель ность главных подразделений международной геохронологической шкалы, разработанной на основе других принципов.

Существуют и другие методы определения абсолютного возраста горных пород, к ним относятся: соляной, седиментационный и метод ленточных глин.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.