/
Автор: Якушева А.Ф. Горшков Г.П.
Теги: геология гидрогеология инженерная геология науки про землю издательство мгу
Год: 1973
Текст
Г.П. ГОРШКОВ
А.Ф. ЯКУШОВА.
ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ
Издание третье
Допущено Министерством выс-
шего и среднего специального
образования СССР в качестве
учебника для студентов геоло-
гическйх^специальностеи вузов
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО
УНИВЕРСИТЕТА
1973
ОТ АВТОРОВ
Учебные планы геологических и географических факуль-
тетов университетов содержат, помимо других геологических
дисциплин, общий курс геологии, который под названием
«Общая геология», или «Физическая геология», или «Введе-
ние в геологию», читается в специализированных институтах
геологического профиля. Курс этот имеет целью ознакомить
студентов с начальными сведениями из области геологии.
Содержание курса в своей основе во всех случаях одинако-
во, а количество лекционных часов, отведенных на курс,
варьирует в не слишком больших пределах. Что касается
последовательности тем, рассматриваемых в курсе и отра-
женных в программах, то она меняется в зависимости от
традиций той или иной кафедры. Так, на геологическом фа-
культете Московского университета сначала рассматривают-
ся экзогенные процессы, а затем — эндогенные, что и нашло
свое отражение в нашем учебнике. В других случаях иногда
считается предпочтительнее начинать с эндогенных процес-
сов. По всей видимости, решение этого вопроса следует
оставить на усмотрение ведущего курс.
Параллельно с курсом, как правило, ведутся практиче-
ские занятия, программа которых предусматривает изучение
наиболее распространенных породообразующих минералов и
горных пород, слагающих земную кору, а затем начальных
основ стратиграфии и геохронологии. Кроме того на практи-
ческих занятиях предусматривается знакомство с горным
компасом, чтением геологической карты и составлением гео-
логических разрезов. В данном учебнике кратко рассматри-
ваются лишь горные породы применительно к соответствую-
щим процессам. Содержание практических занятий по курсу
в полном объеме изложено в специальных пособиях.
Издание более или менее обширных учебников по общей
(физической, динамической) геологии давно стало хорошей
традицией русской высшей школы. Еще до революции были
изданы учебники А. А. Иностранцева (1895, 1899), И. В. Муш-
кетова (1899), К. И. Богдановича (1908). После Великой Ок-
тябрьской социалистической революции опубликованы от-
личные учебники И. В. Мушкетова (1926), Д. И. Мушке-
това (1931), И. В. Мушкетова и Д. И. Мушкетова (1935).
Но особенно много учебников по общей (физической, дина-
мической) геологии издавалось после Великой Отечествен-
ной войны, когда вышли в свет книги В. А. Обручева (1947,
1956), П. А. Грюше (1948), С. А. Яковлева (1948), М. М. Ча-
рыгина (1956, 1959), О. К- Ланге, М. Ф. Ивановой, Н. Б. Ле-
бедевой (1958), П. И. Панюкова (1958), С. С. Кузнецова
(1959), В. И. Серпухова (1960), В. Д. Панникова (1961),
О. К- Ланге, М. Ф. Ивановой (1961, 1963), М. М. Жукова,
В. И. Славина, И. И. Дунаевой (1961, 1970), М. П. Толстого
(1962), А. А. Малахова (1962, 1969), П. И. Панюкова и
3. Г. Перфильевой (1968), Л. И. Гудаева (1968), М. Ф. Ива-
новой (1969), А. Ф. Якушовой (1970) и др. Известностью
пользовались и учебники зарубежных авторов, изданные в
русском переводе — Э. Ога (1924), Э. Кайзера (1933),
А. Холмса (1949). Все они в той или иной мере могут
использоваться и сейчас. Первое издание нашей книги
вышло в свет в 1957 г., второе — в 1962 г. Но уже давно
•ощущается необходимость в новом издании. Настоящее,
третье издание местами сильно отличается от предыдущего:
геология в нашей стране развивается быстрыми темпами и
нам хотелось отразить в тексте книги некоторые новые
.факты и идеи.
Как и в прежнем издании, часть глав предлагаемого
учебника написана профессором Г. П. Горшковым (главы
1—3, 14—19, 21),другая часть—профессором А. Ф. Якушовой
(главы 4—13, 20).
Авторы глубоко благодарны сотрудникам кафедры дина-
мической геологии и других кафедр геологического факуль-
тета МГУ за содействие в работе над книгой, за благожела-
тельные советы и за предоставление тех или иных материа-
лов: доценту В. А. Всеволожскому, ст. н. с. К. А. Кон-
дратьевой, профессору В. А. Кудрявцеву, профессору
О. К- Ланге, ст. н. с. Н. Б. Лебедевой, доценту М. Г. Ломи-
зе, профессору Н. И. Николаеву, ст. н. с. К. Е. Питьевой,
доценту Н. Ф. Полтеву, профессору Е. М. Сергееву, про-
фессору А. И. Тугаринову, профессору Т. И. Фроловой, про-
фессору В. Е. Хайну. Авторы искренне благодарны заве-
дующему кафедрой общей геологии Ленинградского гор-
ного института им. Г. В. Плеханова профессору В. И. Сер-
пухову и сотрудникам этой кафедры, чья очень подробная
рецензия значительно помогла улучшению текста книги.
Авторы весьма признательны сотрудникам Института гео-
графии АН СССР доктору географических наук А. С. Кесь
и профессору Б. А. Федоровичу за ценные советы и предо-
ставленные материалы.
Авторы считают своим долгом отметить постоянное и
разнообразное содействие их работе со стороны сотрудни-
ков кафедры динамической геологии Н. И. Быковой, Л. Ф. Пер-
миновой, заведующего картографической лабораторией гео-
логического факультета МГУ А. Г. Дубровина и сотрудников
этой лаборатории, заведующего множительной лабораторией
факультета В. П. Куранова и сотрудников этой лаборатории,
а также со стороны персонала геологического отдела Науч-
ной библиотеки МГУ и М. М. Нефедовой.
ВВЕДЕНИЕ
Геология (греч. ут] — Земля, Xdyog — слово, учение) — наука
о Земле, о ее составе, строении и развитии, о процессах, протекающих
на ней, в ее воздушной, водной и каменной оболочках. Земля, земной
шар, состоит из нескольких оболочек.
Атмосфера (греч. arpog—дыхание, пар, cnpaipa — шар)—воз-
душная оболочка, состоящая в основном из азота и кислорода с не-
большим количеством водяных паров, углекислого газа и некоторых
редких благородных газов, особенно аргона.
Гидросфера (греч. uficog— вода, влага) — водная оболочка,
включающая в себя природные воды. Сюда относятся воды океанов,
морей, озер и рек, покрывающие свыше 70% поверхности Земли, а
также подземные воды, насыщающие горные породы.
Литосфера (греч. ZvOog — камень) — каменная оболочка, пред-
ставляющая твердую, наружную оболочку Земли. Литосфера построе-
на из горных пород, таких, например, как гранит, базальт, песча-
ник или известняк. Горные породы — это сложные природные тела,
состоящие из сочетания более простых, химически и физически, тел —
минералов. К минералам относятся, например, такие, как кварц,
полевой шпат и слюда, образующие горную породу гранит; или каль-
цит, составляющий основу таких горных пород, как известняк и мра-
мор. Минералы в свою очередь состоят из сочетания отдельных
химических элементов. Минералы — это «природные физически и хи-
мически индивидуализированные тела, возникающие в земной коре в
результате физико-химических процессов без какого-либо специального
вмешательства человека в эти процессы» (Н. А. Смольянинов).
Биосфера (греч. og — жизнь\ — та оболочка Земли, в преде-
лах которой развита органическая жизнь. Эта оболочка жизни как бы
пронизывает атмосферу, гидросферу и верхнюю часть литосферы и яв-
ляется заметным фактором разнообразных превращений и изменений,
протекающих в поверхностных частях Земли. Живые организмы раз-
рушают и видоизменяют ранее созданные горные породы и минералы,
в результате чего возникают новые соединения, новые минералы;
кроме того, они сами поставляют материал для накопления органиче-
ских пород, таких, как известняки, трепел, мел, каменный уголь и др.
В. И. Вернадским было предложено выделять еще одну оболоч-
ку— ноосферу (греч. vdog — ум, мысль) —ту часть земного шара,
на которую распространяется активное и все усиливающееся воздей-
ствие человека, становящегося одним из весьма заметных факторов
геологического значения.
Взаимопроникновение, взаимодействие перечисленных выше обо-
лочек в значительной мере обусловливает ход сложных процессов,
протекающих на поверхности Земли.
7
Основным объектом изучения геологии является литосфера. Чтобы
познать строение литосферы, сущность совершающихся в ней процес-
сов и историю ее развития, нужно изучать ее с разных сторон. Можно
выделить несколько основных направлений, на которые расчленяется
геология:
1) науки, изучающие вещественный состав Земли (цикл наук,
объединяемых иногда под синтетическим термином геохимия);
2) науки, изучающие процессы, протекающие в Земле (динами-
ческая геология);
3) науки, изучающие историю Земли (историческая гео-
логия);
4) науки, направленные непосредственно на практическое исполь-
зование недр Земли.
^ Рассмотрим этот вопрос несколько подробнее.
К геохимическому циклу, в широком смысле этого слова,
обычно' относят такие науки, как кристаллография, минералогия, пет-
рография, литология, собственно геохимия.
Кристаллография (греч. хрбогаЛХод — горный хрусталь) —
наука о кристаллах, их внешней форме и внутренней структуре. При-
родные минералы в большинстве случаев — тела кристаллические; по-
этому изучение их формы и законов, управляющих их образованием,
имеет большое значение.
Минералогия (фр. mineral) — наука о минералах. Минерал
представляет естественное химически однородное тело, обладающее
определенным химическим составом и физическими свойствами, воз-
никшее в результате различных геологических процессов, протекаю-
щих в Земле. В настоящее время известно более двух тысяч минера-
лов. Минералогия рассматривает химический состав минералов, осо-
бенности их структуры, физические свойства, условия залегания, взаи-
мосвязи и происхождение.
Петрография (греч. лётра — камень, скала)—наука о гор-
ных породах. Горные породы образуются как сочетание нескольких
минералов. Петрография изучает минералогический и химический со-
став горных пород (или системы минеральных фаз), их свойства, отно-
шения между различными породами, изменения, которые они претер-
певают с течением времени, их происхождение и устанавливает зако-
номерности образования горных пород и их распределение в земной
коре.
Геохимия изучает химические элементы, строящие земной шар,
их распределение и миграцию. Геохимия является синтезирующей
наукой по отношению к минералогии и петрографии, объекты изуче-
ния которых — минералы и горные породы — представляют определен-
ные этапы в жизни химических элементов. Геохимия оперирует
атомами, минералогия изучает сочетания атомов (минералы), петро-
графия— сочетания минералов (горные породы).
Динамическая геология — наука о процессах, протекаю-
щих в недрах литосферы и на ее поверхности. В зависимости от источ-
ника энергии они подразделяются на процессы внутренней дина-
мики (эндогенные; от греч. evtbg—внутри) и процессы внешней
динамики (экзогенные; от греч. Цсо — вне, снаружи).
С эндогенными процессами связаны такие явления, как движения
земной коры, землетрясения и вулканические извержения. Соответст-
венно динамическая геология в этой части подразделяется на ряд
наук: геотектоника (греч. техтсот — строитель)—наука об усло-
8
виях залегания горных пород, о движениях земной коры и вызванных
ими деформациях. Учение о магматизме (греч. цнуца — тесто),
т. е. о составе магмы, ее деятельности и роли в развитии литосферы.
Вулканизм — наука о вулканах, представляет часть учения о маг-
матизме. Сейсмология (греч. сгеюца — сотрясение) — наука о
землетрясениях. В наше время одна часть сейсмологии, физическая
сейсмология, отошла к математическим наукам, другая, именно сейсмо-
геология, остается частью динамической геологии. Учение о мета-
морфизме (греч. цеха — после, рорфт] — вид, наружность) — наука
об изменениях, которые претерпевают горные породы в недрах Земли
под воздействием высокой температуры и большого давления.
К этому же разделу, т. е. к динамической геологии, близко стоит
учение о внутреннем строении земного шара, о составе,
физических свойствах и агрегатном состоянии его оболочек и ядра.
Основным источником сведений служат здесь физические методы изу-
чения земного шара (геофизика)—сейсмология, грави-
метрия (лат. gravis — тяжелый)—учение о силе тяжести, магни-
тометрия (греч. payvT]Tig — магнит)—учение о земном магнетизме,
электрометрия (греч. xjXsxTpov — янтарь)— учение о земном
электричестве, геотермия (греч. 0ерр® — жар) — учение о тепло-
вом режиме земного шара.
С экзогенными процессами связаны жизнь и развитие мо-
рей, рек, подземных вод и т. п. Эти процессы связаны в основном с
деятельностью атмосферы и гидросферы и влиянием последних на
литосферу. Основным источником экзогенных процессов в конечном
итоге является солнечная энергия. Динамическая геология в этой ее
части подразделяется на такие науки, как: учение о выветрива-
нии, т. е. о процессах изменения горных пород под действием физи-
ческих, химических и органических агентов на поверхности Земли;
гидрология — учение о геологической деятельности поверхностных
проточных вод; гидрогеология — учение о геологической деятельно-
сти подземных вод; океанология, океанография — учение о
геологической деятельности океанов и морей; гляциология
(лат. glacies — лед)—учение о геологической деятельности ледников,
льда, снега; геокриология (греч. xpoog — холод) — учение о гео-
логической роли многолетней мерзлоты, учение о геологической дея-
тельности ветра; лимнология (греч. Atpvr] — озеро, болото) — уче-
ние о геологической деятельности болот и озер.
Историческая геология занимается изучением истории
земной коры и органической жизни. Она, в свою очередь, подразде-
ляется на ряд наук: стратиграфия (лат. stratum — покрывало) —
учение о слоях осадочных пород и последовательности их залегания;
учение о фациях (лат. facies — наружность, форма), т. е. о свойст-
вах осадочных пород и условиях их образования; палеонтология
(греч. лаАснб — древний, ovxcog — сущий) — учение об ископаемых
остатках организмов, как животных, так и растительных; палеогео-
графия, т. е. учение о физико-географической обстановке в прош-
лом; собственно историческая геология — учение о развитии
земной коры, о закономерностях, управляющих ее развитием, о после-
довательности геологических событий, протекавших на Земле за всю
ее историю.
К практическим ветвям геологии относятся те ее отрасли,
которые занимаются изучением недр Земли в практических целях:
учение о полезных ископаемых, учение об инженерных
9
условиях строительства зданий и сооружений, экономи-
ческая геология.
Чтобы при наименьшей затрате сил, средств и времени обнару-
жить месторождение полезного ископаемого, необходимо, прежде
всего, провести геологическую съемку района, т. е. составить геологи-
чёскую карту, чем занимается региональная геология, и с ее
помощью провести работу по поискам; затем следует раз-
ведка обнаруженного месторождения и оценка его запасов, что
составляет предмет геологоразведочного дела. Само уче-
ние о полезных ископаемых разделяется на три части в
соответствии с характером полезного ископаемого, рудные, неруд-
ные и горючие ископаемые.
Инженерная геология имеет своей целью изучение геоло-
гических условий строительства зданий и различных сооружений —
дорог, мостов, каналов и т. п.: качество грунта, гидрогеологическая
обстановка, рельеф, сейсмические воздействия.
Практическая деятельность человека и потребности в использова-
нии природных ресурсов привели к возникновению, а в дальнейшем к
широкому развитию геологических знаний. История геологии показы-
вает, что на всех этапах развития человеческого общества требования
к геологии и уровень ее развития были различными. В социалистиче-
ском обществе плановая организация хозяйства предъявляет новые,
более высокие требования к геологии, что ставит ее на новый уровень.
В соответствии с этим получает большое развитие высшее геоло-
гическое образование, что выражается в организации ряда специали-
зированных геологоразведочных институтов и геологических факульте-
тов университетов.
В нашем курсе основное внимание уделяется тому разделу геоло-
гии, который именуется динамической геологией.
ЛИТЕРАТУРА
Богданов А. А. и др. Руководство к практическим занятиям к курсу общей гео-
логии. М., Госгеолтехиздат, 1954.
Жуков М. М., Славин В. И., Дунаева Н. Н. Основы геологии. М., «Недра»,
1970.
Иванова М. Ф. Общая геология. М., «Высшая школа», 1969.
Кузнецов С. С. Геология. М., Учпедгиз, 1959.
Курс общей геологии. Под ред. В. И. Серпухова. Л., Госгеолтехиздат, 1960.
Л а н г е О. К-, Иванова М. Ф. Общая геология. Изд-во МГУ, 1963.
Лебедева Н. Б. Пособие к практическим занятиям по общей геологии. Изд-во МГУ,
1972.
Малахов А. А. Краткий курс общей геологии. М., «Высшая школа», 1969.
Мушкетов Д. И., Мушкетов И. В. Физическая геология, т. 1, 2. Л.—М., 1935.
Обручев В. А. Основы геологии. М.—Л., Госгеолиздат, 1947.
Ог Э. Геология. М., 1938.
Павлинов В. Н. н др. Пособие к лабораторным занятиям по курсу общей геологии.
М., «Недра», 1970.
Панюков П. Н., П е р ф и л ь е в а 3. Г. Основы геологии. М., «Недра», 1968.
Толстой М. П. Основы геологии с минералогией. М., Сельхозиздат, 1962.
Холмс А. Основы физической геологии. М, ИЛ, 1949.
Чарыгин М. М. Общая геология. М., Гостоптехиздат, 1959.
Якушева А. Ф. Динамическая геология. М., «Просвещение», 1970.
ЧАСТЬ
ГЛАВА 1
ФИГУРА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ
Рис. 1.1. Вид Земли с расстояния
около 300 000 км (по фотографии с
космического корабля «Аполлон-11»)
Вопрос о форме и размерах Земли, естественно, занимал
умы люден всегда, во все времена; ведь этот вопрос о форме и разме-
рах небесного тела, на котором люди жили, живут и работают. К ре-
шению этой проблемы люди приближались постепенно и медленно, в
длительной борьбе с различными, в том числе и религиозными, пред-
рассудками. Уже давно никто не сомневается в том, что Земля по
своей форме близка к шару и
что в этом отношении она по-
добна остальным планетам
Солнечной системы, а также
Луне и Солнцу. Доказатель-
ства шарообразности Земли
приводятся в курсе географии
в средней школе, и мы их ка-
саться не будем. Последним,
совершенно наглядным свиде-
тельством правильности теоре-
тических соображений на этот
счет служат фотографии земно-
го шара, выполненные с дале-
кого расстояния искусствен-
ными спутниками Земли
(рис. 1.1).
В данной главе будет
уместно ответить, очень крат-
ко, на следующие два вопроса,
связанные с проблемой фигуры
Земли:
1) методы определения
формы и размеров Земли;
2) результаты определения формы и размеров Земли —чис-
ленные значения величин, отвечающих на этот вопрос.
Ставя вопрос о методах определения формы и размеров Земли,
мы должны исходить из ответа на другой вопрос: какую форму Земля
могла принять в начальный период своей истории, когда она оформи-
лась в качестве самостоятельного небесного тела — планеты Солнечной
13
системы; затем мы должны допустить, что эта форма Земли не могла
сильно измениться при последующем ее развитии-. - - —•
Итак, надо получить ответ на такой вопрос: какую форму
могла принять Земля, вращаясь с некоторой угловой скоростью вокруг
своей оси, будучи при этом либо в вязко-жидком, либо в пластиче-
ском состоянии? Кроме того, надо еще добавить, что все частицы
массы Земли (жидкой или твердой — безразлично) взаимно притяги-
вались одна к другой, согласно закону Ньютона о взаимном притяже-
нии тел. Таким образом, каждая частица вращающейся Земли нахо-
дилась под действием двух сил: силы взаимного притяжения
и центробежной силы. В итоге, каждая из частиц вещества
Земли находилась под действием равнодействующей обеих названных
сил. Эта равнодействующая носит название силы тяжести и вы-
ражается в ускорении, которое приобретает каждое тело, находящееся
у поверхности Земли.
Какова же была форма вращающейся Земли, в каждой точ-
ке которой действовала сила тяжести? И. Ньютон (1643-^1727)
первый нашел, что Земля тогда должна была принять форму эллип-
соида вращения, или сфероида, т. е. шара, сжатого у полюсов.
Степень сжатия будет зависеть от угловой скорости вращения, со. Чем
быстрее тело вращается, тем больше оно сплющивается у полюсов.
Если угловая скорость со = О, т. е. тело не вращается, то оно при-
мет форму шара (если его размеры достаточно велики, чтобы силы
притяжения смогли преодолеть прочность вещества).
Из уравнений небесной механики (см., напр.: П. Пицетти, 1933)
следует, что при соблюдении неравенства
0,1871 0,2247,
2лр
где К — постоянная земного тяготения (равная 6,67-10~8 cgs), ар —
плотность, устойчивыми оказываются только такие фигуры, которые
отвечают понятию об эллипсоиде вращения. В случае
К —^—>0,2247
2лр
«
фигур равновесия нет, и небесное тело должно рассеяться в мировом
пространстве из-за слишком большой центробежной силы.
Расчеты, связанные с этими неравенствами, показывают, что
Земля чрезвычайно близка к идеальной фигуре равновесия при тех
соотношениях между угловой скоростью вращения и и плотностью р,
которые наблюдаются в действительности. Чтобы центробежная сила
на экваторе, направленная в сторону от центра Земли, оказалась рав-
ной силе притяжения, направленной к центру, т. е. чтобы предметы на
экваторе начали терять связь с Землей и удаляться от нее, Земля
должна вращаться со скоростью приблизительно в 16 раз большей,
чем в настоящее время (1 оборот за 1 час 25 мин.).
В. А. Магницкий вычислил, каким должно быть сжатие, ао, если
бы Земля находилась в состоянии гидростатического равновесия. Ока-
залось, что в таком случае ао будет равным 1 :297,6, т. е. цифра, совпа-
дающая (в пределах точности вычислений) с той, которая получена
для а из градусных измерений. Это значит, что Земля действительно
находится в состоянии гидростатического равновесия; горы и прочие
неровности и неправильности в расположении масс не выходят за пре-
делы величин второго и более высоких порядков.
14
На рис. 1.2, изображающем эллипсоид вращения, прямая ЗОВ,
соединяющая противоположные точки экватора и проходящая, следо-
вательно, через центр эллипсоида, называется большой, или эква-
ториальной, осью. Прямая СОЮ есть малая, или полярная
„ ЗОВ . СОЮ
ось эллипсоида. Величины а~——и о — —-—суть экваториальная
и полярная полуоси эллипсоида. Зная их, можно определить форму
эллипсоида и его размер, а также площадь поверхности й объем —
в том числе и для земного эллипсоида.
Действительно, внешняя форма эллипсоида вращения, т. е. поло-
жение любой точки с координатами х, у, z на его поверхности, опре-
деляется из уравнения:
X2 у* 22
a2 I2
Если а=Ь, то мы будем иметь дело со сферой; при а>Ь фигура
не будет сферой, и чем а больше отличается от Ь, тем эллипсоид
больше отличается от сферы, тем он более сплюснут вдоль полярной
„ а — Ь ' ,
оси. Величина а =------характеризует форму земного эллипсоида и
а
носит название сжатия эллипсоида. Таким образом, зная а и &
или а и а, т. е. экваториальную й по-
лярную полуоси, или экваториальную
полуось а и сжатие а, мы можем гово-
рить о форме Земли и ее размерах.
Как же определяются численные зна-
чения этих элементов, а, b и а? Для
этого имеются два основных метода.
1.Метод геометрический,
позволяющий определить а и Ь или а
и а по длине дуг меридианов или па-
раллелей. В формулу, которая выра-
жает длину дуги меридиана или па-
раллели, входят такие величины, как
а и Ь, затем широта или долгота кон-
цов измеряемой дуги и некоторые чис-
ленные коэффициенты. Следовательно,
если измерить длины разных дуг и
знать геодезические координаты их
концов, то можно получить несколько
уравнений, из которых легко вычис-
лить искомые величины а и Ь.
Рис. 1.2. Эллипсоид вращения:
а — большая полуось; Ъ — ма-
лая полуось
2. Метод динамический, основанный на знании распреде-
ления силы тяжести на Земле. Для использования этого метода нуж-
но измерить силу тяжести во многих точках земной поверхности. Это
позволит с помощью несложных вычислений получить значение вели-
чины а, т. е. сжатия земного эллипсоида.,
Существуют и другие методы определения фигуры Земли.
Вопросом определения формы Земли занимались и занимаются
многие ученые в различных странах, В Советском Союзе большая
работа по. анализу всех фактических данных была в.ыполнена в трид-'
цатых годах Ф. Н. Красовским и А. А. Изотовым, которые пришли к
следующим цифрам для земного эллипсоида: а=6 378245 м> Ь =
= 6 356 863 м; а= 1 :298,3. Совет Министров СССР, в 1946 г. постано-
вил считать эти значения обязательными для использования в прак-
15
тике геодезических, топографических, картографических и других
работ в СССР.
Рассматривая значения а и Ь, мы можем видеть, что полярная
полуось короче экваториальной приблизительно на 21 км. Величина
этого сжатия, вызванного вращением Земли вокруг своей оси, как
видим, очень невелика. Для глобуса обычного размера разница в дли-
не экваториального диаметра против полярного составит всего 0,5 мм,
т. е. практически она незаметна.
Зная элементы а и Ь, можно вычислить площадь поверхности, а
также и объем Земли. Площадь поверхности Земли оказывается рав-
ной приблизительно 510 млн. /си2, а объем около НО12 /си3. Длина
меридиана определяется в 40 008,6 км, длина экватора — 40 075,7 км,
длина дуги одного градуса на широте <р = 45°—111109,713 м. Масса
Земли — 6-1027 г.
Приведенные выше рассуждения и вычисления основаны на пред-
ставлении о Земле как сфероиде (или двуосном эллипсоиде). В пер-
вом приближении это верно, но все же в действительности реальная
поверхность Земли гораздо сложнее, нежели математически правиль-
ная поверхность сфероида. Поэтому, развивая далее проблему опреде-
ления фигуры Земли, приходится понимать под этим определение
фигуры тела, ближе всякого другого подходящего по виду и размерам
к действительной Земле. Такое тело получило^ название геоида.
Геоид — некоторая воображаемая уровенная поверхность, которая оп-
ределяется тем, что направление силы тяжести к ней всюду перпенди-
кулярно. Геоид несколько ближе к истинной фигуре Земли, со всеми
ее возвышенностями и впадинами, чем сфероид. На площади аквато-
рии океанов геоид совпадает с поверхностью воды, на суше он отходит
в ту или иную сторону от реальной поверхности Земли; геоид и сфе-
роид, вследствие неправильности в распределении масс в Земле и
появляющихся из-за этого аномалий силы тяжести, практически нигде
не совпадают, расходясь местами на величину до 150 м.
В заключение заметим, что скорость вращения Земли
вокруг своей оси, как выяснено в последние годы, не остается постоян-
ной. Наблюдаются изменения в величине угловой скорости трех типов:
1) вековое замедление; 2) нерегулярные скачкообразные изменения и
3) периодические колебания.
Вековое замедление вращения Земли обычно приписывается
действию лунных и солнечных приливов. Н. Н. Парийский показал,
чт^ц^еется также некоторое, меньшее по величине, вековое ускорение,
которое объясняется скорее всего перераспределением масс внутри
Земли.
Нерегулярные изменения угловой скорости происходят че-
рез промежутки времени от 10 до 30 и более лет, достигают величины
порядка 4,0-10~8 (в 1898, 1920 гг. и др.). Эти изменения невозможно
объяснить процессами, происходящими на поверхности Земли или в
космическом пространстве. Достаточно указать, что для подобного
изменения угловой скорости понадобилось бы либо падение на Землю,
касательно к ее поверхности на экваторе, более миллиона метеоритов
с массой в миллион тонн каждый, либо сплющивание до уровня моря
плоскогорья масштаба Тибетского и т. п. Следовательно, и в данном
случае приходится полагать, что причина заложена в глубине Земли.
Достаточно изменения плотности (в результате кристаллизации или
каких-либо иных процессов) на 0,1 г!см3 на глубине в 80 км в слое
толщиной всего в 180 м, чтобы дать нужный эффект.
16
Наконец, периодические колебания, с годичным и полугодич-
ным периодом, заключаются в том, что в августе Земля вращается
быстрее всего, а весной — медленнее; разница в продолжительности
суток в августе и марте составляет приблизительно 0,0025 сек (чго
соответствует : со—2,9-10“8). Причину этих периодических изменений
следует видеть в сезонных изменениях атмосферной циркуляции
(по Н. Н. Парийскому).
В целом масштабы подобных изменений определяются тем, что
за время с архейской эры, т. е. за 2-109 лет, сутки удлинились прибли-
зительно на < часа.
Изучение неравномерности вращения Земли вокруг своей оси свя-
зано, с одной стороны, с астрономией (проблема измерения времени),
а с другой стороны — с геологией.
ЛИТЕРАТУРА
Г арленд Дж. Д. Форма Земли и сила тяжести. М., «Мир», 1967.
Изотов А. А Форма и размеры Земли по современным данным. «Тр. ЦИИИГАиК»,
в. 73. М., 1950.
Михайлов А. А. Курс гравиметрии и теории фигуры Земли. М.—Л.. Гостехиздат,
1933.
9
Общая геология
ГЛАВА 2
СТРОЕНИЕ, СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ
§ 1
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Наиболее глубокие буровые скважины проникают в толщу Землю
пока не более чем на 7—8 км. Шахты лишь в единичных случаях достиг
гают глубин порядка 2 км. Таким образом, непосредственному изуче-
нию в самом благоприятном случае доступна лишь тонкая поверх-
ностная оболочка земного шара толщиною не более 0,1% от радиуса
Земли. Проникновение в более глубокие части земного шара пока ока-
зывается нереальным. Поэтому было необходимо изыскать косвенные
методы, с помощью которых можно было бы судить о составе и строе-
нии глубин Земли. С этой целью было предложено несколько путей:
сейсмический метод, гравиметрический метод, исследования в области
геодезии, астрофизики, геомагнетизма, геоэлектричества и т. д. Каж-
дая из этих ветвей науки освещает какую-либо одну сторону вопроса.
В целом получается довольно много сведений, хотя к настоящему
моменту еще нет оснований говорить, что основные особенности строе-
ния и состава Земли установлены уже окончательно. Рассмотрим одию
из методов изучения строения Земли, именно сейсмический.
Как указано в главе 16, при землетрясениях или взрывах в толще-
Земли возникают упругие волны, которые расходятся с известной ско-
ростью во все стороны от источника колебаний. Продольные вол-
ны Р, представляя собой волны сжатия и разрежения вещества, сла-
гающего Землю, распространяются по породам земной коры со ско-
ростью порядка 5—8 км/сек', поперечные волны S, при которых
частицы вещества испытывают колебания в направлении, поперечном
к направлению движения фронта волны, распространяются со ско-
ростью 3—5 км/сек; поверхностные волны L оказываются наиболее-
медленными — 3—4 км/сек^ они возникают на поверхности, разделяю-
щей различные по своим физическим свойствам среды — например, иа
поверхности Земли, т. е. на границе литосферы и атмосферы.
Рассмотрим картину распространения волн одного какого-либо
типа—допустим, продольных — от места взрыва через толщу Земли в
условиях двуслойной коры, т. е. в том случае, если близ поверхности
залегает слой I осадочных пород неизвестной мощности h, а под ним.
18
к
е горизонтальной поверхностью раздела, — другой, II, более плотный
(рис. 2.1). Нужно определить величину h. В точке А в момент tA
производится взрыв. В точке В, отстоящей от А на расстоянии Д, на-
ходится сейсмограф — прибор, принимающий и записывающий колеба-
ния почвы. Один из сейсмических лучей пойдет по слою I со ско-
ростью Vi к точке О, лежащей на поверхности нижнего слоя, отра-
зится от этой поверхности, возвратится наверх к точке В, (т. е. прой-
дет путь 2/), и момент его прихода tB будет отмечен прибором. Сле-
довательно, время, которое было затрачено на прохождение всего пути
от места взрыва А через точку О до прибора В, т. е. tB—tA будет
равно:
Рис. 2.1. Определение мощности h слоя -I
сейсмическим методом
причем как это время, так и скорость 1Л нам известны. Вместо I мож-
но подставить его выражение через h и Д, т. е. j _ у/ h2 | ( А у •
расстояние Д тоже известно. Отсюда легко определяется значение Л,
т. е. мощность верхнего слоя I.
Конечно, в действительно-
сти картина сложнее. Обычно
приходится различать не два
слоя, а гораздо больше. Слои
горизонтальны далеко не всег-
да, часто они измяты и наклон-
ны. Наконец, от очага распро-
страняются волны не только
продольные, но также попереч-
ные и поверхностные. Все это
приводит к тому, что запись
землетрясения иЛи взрыва
(сейсмограмма) оказывается
сильно запутанной. Тем не
менее в ней все же можно ра-
зобраться. При сильных земле-
трясениях, колебания от кото-
рых обходят весь земной шар
сейсмического луча можно как
и
пронизывают его центр, с помощью
бы прощупать всю Землю и определить
расстояние до границ тех слоев или оболочек, из которых опа состоит:
Другой метод, так называемый гравиметрический, заклю-
чается в изучении распределения на поверхности Земли силы тяжести;
Величина ускорения силы тяжести определяется для любой точки на
поверхности земного сфероида из уравнения, предложенного в 1901 г.
Ф Гельмертом: £0== 978,046(1-J-0,005302 sin2<p—0,000007 sin22cp);
<р — географическая
величина ускорения
тяжения всех масс
тельности величина
вильностей в распределении масс-в земной коре и в зависимости от
где
широта точки. Под g0 понимается теоретическая
силы тяжести, обусловленная только силами при-
земного шара и центробежной силой. В действи-
g меняется от места к месту вследствие непра-
геологического строения: над участками, сложенными тяжелыми поро-
дами, сила тяжести увеличивается; над участками, сложенными легки-
ми породами,. уменьшается против некоторого теоретического ее зна-
чения, зависящего от географической широты. Эти отклонения. име-
нуются гравитационными аномалиями: они обозначаются
19
Символом Изучение гравитационных аномалий также позволяет
судить о строении земных недр.
Сейсмический и гравитационный методы в совокупности позволяют
довольно уверенно говорить о глубинном строении земной коры.
Много важных данных о строении земного шара можно извлечь
из изучения земных электрических токов, или земного магнетизма, или
потока тепла, поступающего из недр Земли к поверхности, из сообра-
жений, касающихся массы Земли и момента ее инерции (в связи с
вращением вокруг оси), из сравнения Земли с другими небесными
телами — метеоритами, Луной, другими планетами и т. д.
В целом, несмотря на очевидную трудность изучения строения
глубоких недр земного шара, задача эта все же в какой-то мере раз-
решима уже и в наше время с помощью, главным образом, геофизики.
§ 2
ОБОЛОЧКИ ЗЕМНОГО ШАРА
Продольные сейсмические волны, проходя ниже толщи осадочных
пород, в большинстве случаев приобретают скорость порядка 5,5—
6,0 км/сек. С такой скоростью, судя по опытным работам в лаборато-
риях и в поле, продольные упругие волны проходят через магматиче-
ские породы кислого состава, т. е. граниты и близкие к ним породы.
Поэтому можно думать, что под слоем осадочных пород залегает так
называемая гранитная (в верхней части — метаморфизованная
гранито-гнейсовая) оболочка. Мощность этого «слоя гранита» меняет-
ся в широких пределах и в некоторых местах достигает нескольких
десятков километров.
Гранита мало, а местами совсем нет под глубоководными частями
дна Тихого, Индийского и Атлантического океанов. Под равнинами
материков слой гранита почти повсеместно обладает мощностью около
10 км (или немного больше). Наконец, под современными горными
цепями, такими как Альпы или хребты Памира, слой гранита дости-
гает наибольшей мощности — до 40 км или около того.
Несколько иначе ведет себя следующий «слой»—слой базальта.
Этот слой обнаруживается по увеличению скорости распростране-
ния упругих колебаний, проходящих ниже подошвы «гранитного» слоя,
до 6,5 км/сек (для продольных волн), что и соответствует основным
породам, таким, например, как базальт. В области обширных и пло-
ских равнин материков, т. е. современных платформ, слой базальта
достигает значительной мощности — до S0 км. Под горными хребтами
его толщина определяется в 15-20 км, под дном океанов он еще
тоньше (от 5 до 15 км).
Осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои вместе образуют
оболочку, которая получила наименование сиаль — от слов silicium
(кремний) и aluminium (алюминий). Обычно полагают, что с сиали-
ческой оболочкой целесообразно отождествлять понятие о земной
коре (слой А, рис. 2.4). В таком случае земная кора будет обладать
наибольшей мощностью (50—70 км) в пределах горных хребтов;
в области материков она всюду сохраняет примерно одинаковую тол-
щину порядка 30—40 км, а в области океанов она значительно тонь-
ше— до 10 км. Эти различия послужили основой для выделения трех
главных типов земной коры — тип, отвечающий современным горным
сооружениям, возникшим на базе молодых кайнозойских геосинклина-
20
лей (наибольшая мощность), тип платформенный (обычная, средних
значений, мощность) и тип океанический (наименьшая мощность).
Кроме этих основных типов различаются и другие, дополнительные —
например, зоны переходно' от материка к океану, зоны, отвечающей
областям четвертичной активи?''цкн древних платформ, и др. В каче-
стве же цифры средней мощности копы (слоя Л) можно принять ч33 /см.
Глубже, т. е. ниже слоя «сиаль», скорость распространения~про-
дольных упругих колебали’ сразу достигает 7,8 км/сек, и здесь долж-
ны залегать у л ь т р а о с к о в в ы е пород ы (еще более богатые
железом и магнием, чем ссиовпые, и с меньшим содержанием кремне-
кислоты), т. е. скорее всего такие, как перидотит, пироксенит, дунит.
Среди минералов здесь преобладают, вероятно, фаялит Fe2[SiOJ,
форстерит Mg2[SiO4], энстатит Mg2[SiO6], оливин (Mg, Fe)2[SiO4]
и т. п. Это так называемая мантия Земли, или «сима» (от silicium
и magnium)—слой В на рис. 2.4. В некоторых местах на дне океанов
породы мантии, может быть, выходят на поверхность. Можно предпо-
лагать, что образны погод, поднятые со дна Индийского и Тихого
океанов учеными-—участниками рейсов исследовательских судов
«Курчатов» и «Витязь», Слизки к таким породам. Среди этих образцов
были определены перидотиты (гарцбургиты, лерцолиты), дуниты,
габбро-нориты, диабазы, а также свежие толеитовые базальты, подоб-
ные тем, которые позже были доставлены на Землю с Луны советски-
ми космическими кораблями Луна-16 и Луна-17.
Граница м< ждт земной к .рой и мантией, т. е. подошва земной
коры, обычно, хотя и нс всегда, проявляется с большой резкостью.
Упругие и некоторые другие свойства вещества меняются здесь скач-
ком, и потому эта поверхность именуется поверхностью разде1
ла первого рода. '1ак, по данным Е. А. Розовой, скорость про-
дольных сейсмических волн для верхнего горизонта («сиаль»), по
наблюдениям в Средней Азии, определяется в 5,5—6,3 км!сек, а ниж-
него, т. е. ниже поверхности раздела («сима»), — 7,9 км/сек. Для
Атлантического побережья Северной Америки получены цифры соот-
ветственно 5,8 и 7,5 км/сек. Подобных примеров можно привести
множество. В общем скорость продольных волн в слое «сиаля», в его
нижних горизонтах, достигает приблизительно 6 км/сек, а ниже поверх-
ности раздела сразу повышается до 8 км/сек. Эта поверхность часто
именуется поверхностью С. Мохоровичича, по имени юго-
славского ученого, открывшего ее впервые.
Если изложенные выше соображения относительно состава оболо-
чек «сиаль» и «сима» правильны, то можно рассчитать, какова будет
плотность вещества на различных уровнях. Удельный вес осадоч-
ных пород, как правило, меньше 2,5, кислых пород —2,6—2,7, основ-
ных-— 2,8—2,9, а ультраосиовных — 3,2—3,3. Такими цифрами и опре-
деляется плотность соответствующих слоев с постепенным возрастанием
ее значений до 6,5 г/смг в нижней части мантии, т. е. уже на глубине
2900 км, где обнаруживается новая поверхность раздела первого рода,
т. е. подошва мантии или поверхность ядра Земли.
Заметим одно обстоятельство: как вытекает из формул для скоро-
сти упругих колебаний, последняя связана с плотностью обратной
зависимостью, т. е. при возрастании плотности скорость падает;
21
где p. плотность. Следовательно, нельзя, как часто думают, относить
увеличение скорости прохождения упругих волн на глубине за счет
увеличения плотности расположенных там пород. Скорость растет
потому, что с изменением состава пород изменяются и упругие свой-
ства вещества: возрастает модуль всестороннего сжатия К и модуль
сдвига р., входящие в числитель дроби под радикалом, причем возра-
стают в такой степени, что их влияние перекрывает собой влияние
wtanei'tPKtjpwi
Рис. 2.2. Скорость распространения
волн Р и S внутри Земли
Рис. 2.3. Сейсмическая «тень» ядра Земли
изменений в плотности. Поэтому неудивительно, что в направлении от
верхних частей мантии к нижним возрастают как скорость упругих
колебаний (от 7,8 до 13,6 км/сек для продольных волн и от 4,4 до
7,3 км/сек для поперечных), так и плотность (от 3,3 до 5,6 г/см3).
Ниже уровня 2900 км скорость упругих колебаний неожиданно и
резко падает с 13,6 до 8,1 км/сек', это для продольных волн. Попереч-
ные же, судя по всем данным, вообще не проходят глубже 2900 км.
Скорость продольных волн, после того как они прошли эту границу,
снова начинает расти, но медленно и постепенно, увеличиваясь от
8,1 км/сек на уровне 2900 км до 11,3 км/сек в центре Земли (рис. 2.2).
Что же происходит на границе, залегающей на глубине 2900 км,
границе, которая, как считают, отделяет промежуточную оболочку от
ядра Земли? Почему так меняются упругие свойства вещества?
Трудно дать окончательный ответ, но скорее всего дело заключает-
ся в резком изменении плотности пород при переходе через эту гра-
ницу, скажем с 5,6 до 9,7 г/см3, т. е. в резком изменении либо состава,
либо физического состояния залегающих там пород. Кроме того, при-
ходится признать, что по некоторым своим свойствам вещество, сла-
гающее ядро Земли, приближается скорее к жидкому телу, чем к
твердому, о чем свидетельствует тот факт, что вещество ядра не спо-
собно передавать поперечные колебания (т. е. модуль сдвига вещества
ядра р. близок к нулю).
Существование ядра, обладающего иными свойствами, чем наруж-
ные оболочки, обнаруживается и другим способом: мы имеем в виду
наличие так называемой сейсмической тени (рис. 2.3). Дело в
том, что при сильных землетрясениях приборы отмечают приход до-
статочно интенсивных продольных (Р) и поперечных (S) волн на всех
эпицентральных расстояниях Д вплоть до расстояния, измеряемого
22
(02—103° дуги (около 1400 км)-, далее, до Д=143° как волны Р, так
а 3 почти не обнаруживаются; после Д=143° вновь отмечается вступ-
ление волн Р, а также и 3, «прошедших через ядро Земли в виде
продольных волн» (Магницкий). Такое поведение сейсмических волн,
т. е. наличие «сейсмической тени» на расстояниях 103—143°, можно
объяснить именно наличием ядра, при переходе границы которого ско-
рость Р резко падает и они круто преломляются, а волны 3 само-
стоятельно через это ядро пройти не могут.
Нижняя
мантия
Верхняя
мантия
Рис. 2.4. Внутреннее строение (оболочки)
земного шара
. Ядро
земли
1912—1913 гг.),
известный советский
В. А. Магницкий
именовать этот
В заключение отметим, что имеются основания говорить о нали-
чии еще нескольких поверхностей раздела в дополнение к уже упомя-
нутым. Так, намечается некоторое падение скоростей упругих волн (на
величину около 3%) в слое,
расположенном на глубине от
70 до 150 км (под океанами —
глубже); этот слой именуется
астеносферой (или волно-
водом) и характеризуется от-
носительно пониженными зна-
чениями вязкости. Далее, под-
тверждается наличие слоя не-
обычно быстрого роста скоро-
стей, что наблюдается на глу-
бинах от 410 до 1000 км. Явле-
ние это впервые было обнару-
жено русским ученым Б. Б. Го-
лицыным (в
почему
геофизик
предлагает
слой «слоем Голицына» (ин-
декс С на рис. 2.4). Оболочка,
расположенная выше, от по-
дошвы коры до глубины в
410 км, именуется «слоем Гу-
тенберга» (индекс В на рис. 2.4).
Оба слоя, В и С, образуют
так называемую верхнюю
мантию Земли. Ниже,
между глубинами 1000 и
2900 км, располагается нижняя
мантия (индексы D' и D"), в
основании которой замечается
2700—2900 км (индекс О").
узкая переходная зона на глубине
Обнаружены признаки расчленения и
ядра Земли, внутри которого следует выделять внутреннее, или
центральное, ядро (индекс G), отделенное от внешней оболочки
ядра (индекс Е) переходной зоной (индекс F) на глубинах
4980—5120 км. Сейсмология позволяет говорить и о других поверхностях
раздела, но менее существенного значения.
Наличие таких границ, как подошва сиалической оболочки и гра-
ница ядра сомнений не вызывает. Что же касается соображений о
минералогическом составе оболочек и их агрегатном состоянии, то
здесь много неясного. Прежде всего мы не знаем точно, как изменяет-
ся внутри Земли температура и как влияет на свойства вещества одно-
временное воздействие высокой температуры и высокого давления.
Перейдем к рассмотрению этих вопросов.
23
§ 3
ПЛОТНОСТЬ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ
Рис. 2 5. Плотность пород внутри
Земли (по М. С. Молоденсиому,
1955)
Ар=4,6 г/см3. Если это условие
жающие плотность о. в свою очеп
Чтобы рассчитать, каких значений достигает давление внутри
Земли, вызванное весом горных пород, слагающих различные оболоч-
ки (так называемое петростатическое давление), нужно знать
плотность пород на всех глубинах и величину силы тяжести—
также на всех глубинах вплоть до центра.
Плотность пород с глубиной растет, хотя и неравномерно.
От 2,5 г/см3 в среднем на поверхности она доходит до 3,4 г/см3 на
глубине около 400 км и до 5,6 г/см3
на уровне 2900 км (выше этой по-
верхности). Здесь, на границе ядра,
в величине плотности наблюдается
скачок, опа сразу достигает значе-
ния — 9,7 г/см3, а далее снова ра-
стет равномерно, доходя в центре
ядра до 13 г/см3 или более
(Иис. 2.5). Приведем данные об из-
менении плотности согласно вычис-
лениям М. С. Молоденского, осно-
ванным на учете средней плотности
Земли (5,52 г/см3), момента инерции
и значения р для наружной части
оболочки (табл. 2.1). В этих вычис-
лениях принималось, в соответствии
с требованиями сейсмологов, что на
границе ядра происходит скачкооб-
разное изменение плотности с 5,3 до
9,9 г'см\ т. с. на величину
т<'гг-<-Л1 бо изменить, то цифры, выра-
едь i'.-vc'iHT'.M, причем для централь-
ных частей земного шара особенно заменю. Глубина г дается в долях
Таблица 2.1
ГЕла*к<.сть с кнутри Земли
Г 1.0 0,9 0.8 | 0.7 J 0.6 | — 0.55 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 | 0,0
р, г/см3 3,6 4,1 4-5| 4,8* 5,1 5,3 9,9 10,4 Н.2 11,8 12,2 12,4*12,5
радиуса Земли, начиная от центра. По более новым данным К. Булле-
на, С. И. Субботина, плотность в ядре определяется более высокой циф-
рой — до 17,9 а/см3. Что касается силы тяжести или, точнее, уско-
р е и и я силы тяжести, то в случае, если бы Земля состояла из пород
одного и того же удельного веса, ускорение силы тяжести по своей
величине падало бы равномерно от поверхности к центру. Но так как
ядро плотнее наружных частей, то ускорение силы тяжести близ гра-
ницы ядра достигает максимума (превышающего нормальное значение
ускорения силы тяжести на поверхности Земли процентов на 10) и
лишь после того начинает быстро падать, доходя в центре Земли до
нуля: точка, находящаяся в центре земного шара, притягивается всеми
окружающими ее частями с одинаковой силой по всем радиусам, а в
итоге — равнодействующая действительно равна нулю (табл. 2.2, рис. 2.6)..
24
Таблица 2.2
Ускорение силы тяжести и давления внутри Земли
(по В. А. Магницкому)
Глубина h, км Ускорение силы тяжести см/сек* Давление Р, дин/см
0 982
33 985 0,009-1012
400 997 0,136-Ю’2
800 999 0,300 1012
1200 991 0,49-1012
1800 985 0,78-1012
2900 1037 1.37-1012
4000 762 2,39 1012
5000 452 3,12-Ю12
6'00 126 3,48- 10й
6370 0 3,51-1012
внутри Земли
Обладая указанными исходными данными, мы можем теперь
вычислить вес столбика с поперечным сечением, равным 1 см2, и дли-
ной, равной радиусу Земли или любой ее части. Это и будет давле-
ние, оказываемое весом вышележащих пород на элементарную
площадку (1 см2) в глубине Земли. Расчеты приводят к следующим
цифрам: у подошвы земной коры (на глубине 50 км) —около 13 тыс.
атмосфер, т. е. 13 t)cm2, на границе ядра — около 1,3 млн. атмосфер;
в центре Земли-—почти 4 млн. атмосфер (рис. 2.7).
В табл. 2.2 приведены цифры, характеризующие величину ускоре-
ния силы тяжести g (в см! сек2) и давление Р (в динах на см2). По-
следняя цифра в некоторых работах повышается до 3,94.
§ 4
ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ
Что касается температуры, то, по данным измерений в буро-
вых скважинах, а также в шахтах, выяснено, что с глубиной темпера-
тура растет, повышаясь в среднем на 3°С на каждые 100 м. В связи.
25
1
с этим вводится понятие о геотермическом градиенте —
b
(изменение температуры в градусах на единицу длины) и геотер-
мической ступени b (глубина в метрах, на протяжении которой
температура увеличивается на 1°С). Геотермический градиент и соот-
ветственно геотермическая ступень меняются от места к месту в зави-
симости от местных геологических и вообше физико-географических
условий. Известный советский специалист в области геотермии
(геотермия — наука о тепле земного шара) С. А. Красковский указы-
вает, что геотермический градиент может меняться от 0,005 на 1 м
до 0,25 на 1 м, что соответствует 5 или 250° на 1 км. Но в среднем все
же указанная выше цифра, порядка 30° (или несколько меньше) на
1 км, сохраняется довольно уверенно всюду.
Однако возникает вопрос: до каких же глубин этот темп сохра-
няется без изменения? Вычисления, основанные на учете теплопровод-
ности горных пород, величине теплового потока, идущего из глубины
к поверхности, и т. п., показывают, что геотермический градиент, из-
вестный для наружных частей земного шара, сохраняется более или
менее постоянным не далее чем на протяжении первых 15—20 км.
Ниже рост температуры замедляется, и у подошвы сиалической обо-
лочки вряд ли температура будет выше чем 900—1000°. В. А. Магниц-
кий, учитывая эти изменения, указывает, что на глубине 100 км долж-
на существовать температура около 1300°, между тем как при сохра-
нении градиента, известного на поверхности, на глубине в 100 км
должна быть температура порядка 3000°.
Для глубин 100—200 км имеется значительное количество иссле-
дований, основанных на различных теоретических предпосылках.
Сравнивая их между собой, можно представить себе ход изменения
температуры на глубинах от 0 до 200 км следующим образом
(табл. 2.3).
Таблица 2.3
Изменение температуры на урознях от 0 до 200 vw ниже поверхности Земли
Глубина, км ............ 0
Температура, ®С.......... 0
20 40 60 80
550 800 1050 1200
100
1350
200
1700
Интересные данные получены в последнее время по вопросу об
источниках тепла и тепловом режиме земного шара, а тем самым и о
температуре более глубоких недр Земли. Давно прошло то время,
когда считалось, что Земля до сих пор сохраняет в себе «первоздан-
ное» тепло, оставленное ей в «наследство» Солнцем, и постепенно
теряет его, остывая и сокращаясь в объеме. Открытие радиоактив-
ных элементов изменило эти представления. Породы, слагающие
земную кору, содержат радиоактивные элементы, которые непрерывно
выделяют тепло и разогревают толщу Земли. В табл. 17.2 (глава 17)
показано содержание радиоактивных элементов в горных породах
главнейших классов и количество выделяемого этими элементами
тепла. Исходя из этих данных, можно рассчитать, что в горных поро-
дах распространенных типов генерируется около 15-10~6 малых кало-
рий в 1 см3 в год. Для того чтобы покрыть весь расход тепла, излу-
чаемого земной поверхностью в мировое пространство, нужно, чтобы
такой же элементарный кубик породы выделял всего лишь 0,3-10'*
малых калорий в год. Другими словами, нет никаких оснований пола-
26
гать, что земной шар остывает. Скорее, наоборот, он может разогре-
ваться. На этом основании в последние годы предложены гипотезы
развития земной коры.
Эти же данные послужили для новых расчетов, касающихся тер-
мического режима и состояния глубоких частей земного шара как в
настоящее время, так и в далеком геологическом прошлом (исследо-
вания А. Н. Тихонова и Е. А. Любимовой). Если первоначальную тем-
пературу Земли, относящуюся к моменту 2-109 лет назад, принять
на глубинах от 0 до 600 км согласно
различным методам расчета
Рис. 2.9. Современное распределение
температуры вдоль радиуса Земли:
I — температура внутри Земли в на-
стоящее время; 2 — температура
плавления наиболее распространен-
ных в недрах Земли пород (с учетом
эффекта давления). По Е. А. Люби-
мовой
равной t/o = 0°C, то к настоящему моменту в результате радиоактив-
ной генерации тепла и потери тепла путем излучения в мировое про-
странство в толще Земли от поверхности до глубины 600 км должна
установиться температура, выражаемая кривой U на рис. 2.8, т. е. на
глубине 100 км будет около 1000°, на глубине 200 км — около 1200°.
Начальное условие Uc = 0 вряд ли, конечно, соответствует действитель-
ности. Земля как планета существует не менее 5-109 лет и к моменту
времени 2- 10э лет назад могла разогреться до 3000°. Если учесть это
обстоятельство, то температура в данный момент окажется иной, чем
в первом случае: она будет представлена кривой U\ на том же рис. 2.8.
Наконец, можно рассмотреть случай стационарного термического ре-
жима, т. е. распределение температур в том предположении, что гене-
рация тепла уравновешивается потерей. В этом случае ход темпера-
туры будет представлен кривой Ucm (см. рис. 2.8). Наиболее вероят-
ной кривой следует считать, по всей видимости, кривую U\.
Гораздо труднее решить вопрос о температуре более глубоких
частей Земли, в том числе и ядра. Не рассматривая этого вопроса в
деталях, заметим лишь, что на границе ядра, т. е. на глубине 2900 км,
температура достигает, вероятно, 2,0—2,5 тыс. градусов (но, может
быть, и до 4 тыс. градусов), а в центре Земли около 2600 градусов.
При этом глубокие части земного шара могут еще разогреваться,
тогда как поверхностные слои, быть может, уже вступили в стадию
медленного охлаждения.
В заключение приведем график изменения температуры с глуби-
ной, заимствованный из работы Е. А. Любимовой (рис. 2.9). Расчеты,
27
на которых основан этот график, выполнены при предположении, что
возраст Земли — 4-Ю9 лет, содержание радиоактивных элементов —
минимальное, температура в момент образования Земли — максималь-
ная из допустимых и поток тепла изнутри наружу в настоящее время
—1,26-10-6 кал!см2-сек.
§ 5
АГРЕГАТНОЕ СОСТОЯНИЕ ВЕЩЕСТВА ВНУТРИ ЗЕМЛИ
В связи со всем изложенным возникает вопрос: в каком же
агрегатном состоянии находятся внутренние части Земли?
В твердом, жидком или газообразном?
Последняя версия, т. е. представление о газообразном состоянии
вещества внутри Земли, должна быть сразу же отклонена. Чтобы пре-
вратить в газ минералы, слагающие Землю, нужна более высокая
температура, чем та, которая допустима, судя по изложенным выше
данным.
Но в жидком состоянии породы могут оказаться. Известно, напри-
мер, что кислые породы плавятся при 1000—1200°, основные —при
1300—1500° (а в некоторых случаях и ниже). Это значит, что уже на
глубине 100—130 км породы должны бы расплавиться. Но существую-
щее па этих глубинах давление повышает температуру плавления.
И вопрос сводится, следовательно, к тому, какое влияние окажется
большим: высокой температуры или высокого давления?
Обратимся снова к помощи сейсмических наблюдений. Поскольку
как продольные, так и поперечные волны свободно проходят через все
оболочки Земли, заключенные между дневной поверхностью и грани-
цей ядра, значит всюду здесь вещество ведет себя так, как если бы
оно было твердым. С таким выводом согласуются данные астрономии,
согласно которым твердость Земли в целом близка (если не превы-
шает) к твердости стали. По вычислениям В. Ф. Бончковского, твер-
дость Земли равна примерно 12Х10й дин на квадратный сантиметр
(т. е. более миллиона миллионов дин на 1 сл«2), что в 4 раза больше
твердости гранита.
Таким образом, все оболочки Земли, кроме ее ядра, долж-
ны считаться находящимися в твердом состояния. Жидкое
состояние материн можно допустить лишь для совершенно незначи-
тельных участков в толще земной коры или в астеносфере, с которыми
непосредственно связаны вулканы, а также некоторые иные проявле-
ния деятельности магмы. Подобные участки, надо полагать, приуро-
чены к тем местам земной коры, в пределах которых происходят ин-
тенсивные складкообразовательные движения и которые отличаются
мощным сиалическим слоем, содержащим значительные количества
радиоактивных элементов и благодаря этому разогревающимся отно-
сительно быстрее.
Как же согласовать вывод о твердости Земли с многочисленными
фактами, указывающими на наличие движений в толще Земли, т. е.
так называемых тектонических движений?
Вся геологическая история есть история движений земной коры,
движений крайне разнообразных по форме проявления, по ориенти-
ровке, по масштабу, но движений постоянных, повсеместных и порою-
чрезвычайно интенсивных. Движения в верхних частях коры нельзя
понять без допущения активности более глубоких горизонтов коры,
а те в свою очередь требуют признания подвижности еще более глу-
28
бских частей субстрата, подстилающего кору. Действительно, тектони-
ческие движения захватывают толщу Земли на многие сотни километ-
ров вглубь, и одним из доказательств этого служат глубокофокусные
землетрясения, т. е. землетрясения с очагами, лежащими на глубинах
в сотни километров.
Одной из отличительных черт тектонических движений является
их крайне малая скорость, порядка нескольких миллиметров или,
реже, сантиметров в год. Правда, геология располагает такими запа-
сами времени, что даже самые скромные по своему темпу движения
успевают произвести грандиозный эффект.
Другим свойством тектонических движений является их диффе-
ренцированность, т. е. пестрота в смысле знака, направления, скоро-
сти. Именно эта дробность движений, разноооразие, различия в каж-
дом данном пункте приводят к чрезвычайному усложнению геологиче-
ского строения. Любая геологическая карта складчатой области отра-
жает подобную «дифференцированность» тектонических движений.
Следовательно, приходится признать, что вещество наружных
оболочек способно к перемещениям, притом повсеместным и
крайне дифференцированным, но вместе с тем оно находится в твер-
дом состоянии; и противоречия в том нет.
Твердость, даже твердость тел кристаллического строения, отнюдь
не исключает способности к деформациям. Кристаллы способны к де-
формациям без разрыва, к изгиоам, измятиям, и все это в твердом
состоянии, без изменения и нарушения своей кристаллической приро-
ды, формы кристаллической решетки, даже ориентировки элементов
этой решетки. В этом состоит сущность пластических дефор-
маций.
Лабораторные исследования, а также наблюдения в поле показы-
вают, что природа не знает здесь преград, и как самые прочные, так
и самые хрупкие кристаллы, такие, скажем, как кварц, не говоря уже
о мягких, податливых минералах, дают яркие примеры пластических
деформаций. Можно лишь повторить, что очень многие если не все,
кристаллы (тем самым и минералы, а следовательно, и горные поро-
ды) потенциально пластичны, т. е. обладают в большей или меньшей
степени способностью к пластическим деформациям, и степень этой
способности зависит не только от внутренних, присущих данному ве-
ществу свойств, но и от внешних условий.
Высокое давление и высокая температура благоприятствуют раз-
витию пластических деформаций. Многие кристаллы становятся пла-
стичными только в условиях всестороннего давления, превышающего
по своей величине прочность этих кристаллов; таков, например, кварц.
При.ом давление, именно всестороннее, близкое к гидростатиче-
скому давление достаточной интенсивности, играет ведущую роль, более
существенную, чем температура.
Способность к деформациям может быть обусловлена не только
пластичностью. Порода, состоящая из бесконечного количества отдель-
ных минеральных зерен, получает дополнительные возможности к де-
формации вследствие перемещений зерен одного относительно другого.
Кроме того, некоторая комбинация высокого давления и высокой тем-
пературы способствует, по-видимому, превращению кристаллических
тел в аморфные, и тогда появляется возможность течь наподобие того,
как текут жидкости, без каких-либо ограничений в смысле направ-
ления.
В целом, можно считать несомненным, что породы, находящиеся
на большой глубине, от 15—20 км и глубже, оставаясь твердыми,
получают возможность проявить свои пластические свойства в гораздо
29
большей степени, чем на поверхности. В связи с этим мы можем не-
сколько уточнить наши представления в отношении физических свойств
вещества глубоких оболочек.
Тектонические движения представляют собой пример, как мы
видели, движений очень медленных, движений длинного периода.
Удары землетрясений, распространяющиеся по толще Земли с огром-
ной скоростью и быстро затухающие, наоборот, дают пример движе-
ний резких и кратковременных, движений короткого периода.
На воздействия короткого периода недра Земли реагируют как твер-
дое тело; на воздействия длинного периода — как жидкое. Это можно
пояснить таким примером: если бросить льдину на пол или ударить
по ней молотком, то она расколется, ибо лед хрупок. Но хрупкость
эта не мешает тому же льду в форме ледника, спускающегося с гор,
спокойно и безостановочно течь, следуя всем изгибам долины, со ско-
ростью до 2—3-х и более метров в сутки. В этом сказывается, между
прочим, относительность наших понятий «твердое» и «жидкое».
Остается рассмотреть вопрос о ядре. Здесь обстановка иная.
Каковы бы ни были гипотезы о плотности вещества в ядре, о темпера-
туре, давлении и т. п., один факт остается неизменным: поперечные
сейсмические волны через ядро — по крайней мере через его внешнюю
часть — не проходят. У нас нет пока иного объяснения этому факту
кроме того, что вещество ядра ведет себя как жидкое — жидкое как
по отношению к воздействиям длинного периода, так и короткого:
ведь только жидкости не пропускают через себя поперечные сейсмиче-
ские волны. Внутреннее же, или центральное, ядро, вероятно, твердое.
Однако такой ответ, подтвержденный специальными исследованиями
во время последнего Международного геофизического года, нельзя
считать окончательным. Во-первых, не исключена возможность того,
что со временем будут обнаружены какие-то признаки прохождения
поперечных волн сквозь ядро, а во-вторых, следует искать и иные
объяснения: условия в ядре настолько отличаются от знакомых нам
условий, что течение механических процессов в ядре может идти
совершенно иначе, по новым, пока нам неизвестным путям. Лучше
всего этот вопрос считать пока открытым.
§ 6
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ
Среди коренных пород, выходящих на дневную поверхность, пре-
обладающее значение принадлежит осадочным. По мере увеличения
глубины быстро возрастает роль сначала метаморфических, а затем маг-
матических пород, последние составляют процентов 95 от всей массы
пород, заполняющих первые 10—15 км толщи земной коры. Поскольку
химический состав горных пород известен, известен и химический со-
став внешних частей земной коры. Далее положение становится менее
ясным. Если рассуждения относительно состава и глубины залегания
различных слоев в земной коре — гранитного, базальтового, — пра-
вильны, то можно дать цифры, характеризующие химический состав,
земной коры (сиалической оболочки) в целом. Результаты полу-
чаются такие (табл. 2.4).
Гораздо труднее решить вопрос о химическом составе земного
шара. Какие соображения следует положить в основу соответствую-
щих расчетов?
30
Таблица 2.4 |
Химический состав земной коры, в процентах по весу
(по А. П. Виноградову, 1960)
Элементы о S1 AI Ре Са Na К Mg Все прочие
•4 47,0 29,5 8,05 4,65 2,96 2,50 2,50 1,87 0,97
Прежде всего, как говорилось, в основу этих расчетов можно по-
ложить данные о распределении плотностей внутри Земли. Сведения
наши о законе изменения плотностей в глубинах Земли могут счи-
таться довольно надежными. Средняя плотность Земли в целом, рав-
ная 5,517 г)см?, вычислена с большой точностью и увеличение плотно-
сти с глубиной несомненно. Плотность ядра Земли, напомним, заметно
превышает 10. Интересно, что средняя плотность других планег Сол-
нечной системы (известная также со значительной точностью) до-
вольно сильно отличается от вышеприведенной цифры: так, плотность
Венеры оценивается цифрой 4,86, Марса — 3,96, Меркурия — 3,80, для
Луны — 3,34. Эти цифры говорят о некоторых различиях в строении
планет, а быть может, и в их составе.
Другое обстоятельство — проблема метеоритов. Метеори-
ты, блуждающие в мировом пространстве, выпадают на Землю в
довольно больших количествах. В течение года Земля получает в виде
метеоритов десятки тысяч тони вещества; раньше, в начальные перио-
ды жизни Земли, их выпадало, по всей видимости, гораздо больше.
До последнего времени считалось, что метеориты, так же как и асте-
роиды (малые планеты), представляют собой осколки распавшейся
планеты, орбита которой находилась где-то между Землей и Марсом.
Согласно другим гипотезам (О. Ю. Шмидт), планеты суть скопления
метеоритов или же мельчайших частиц, составлявших космическое
газово-пылевое облако. Так или иначе, в обоих случаях между плане-
тами (в том числе и Землей) и метеоритами имеется некоторая род-
ственная связь, и состав метеоритов не должен сильно отличаться от
состава планет, в том числе и Земли. Совершенно правильно отметил
это обстоятельство еще в 1932 г. академик А. Е. Ферсман: «Огромное
значение в постановке геохимических проблем играют метеориты, и,
может быть, впервые сейчас мы начинаем понимать, какую огромную
роль приобретает продуманный и углубленный анализ метеоритов не
только для определения состава Земли, но и для выяснения тех зако-
нов отклонения состава земной коры от состава Земли в целом, кото-
рые необходимы для ясного понимания общего количества элементов,
в доступной нам земной коре».
Отсюда становится ясным значение тщательно выполненных и
правильно продуманных химических анализов метеоритов для реше-
ния вопроса о составе земного шара.
К настоящему времени хорошо изучено много сотен выпавших на
Землю в разные времена и в разных местах метеоритов. Из них
меньшая часть— железные, остальные — каменные. Железные метео-
риты содержат около 91% самородного железа, остальное приходится-
на никель (8%), фосфор и кобальт (1%). Каменные метеориты по-
своему составу очень близки к ультраосновным породам типа пери-
дотитов и содержат по преимуществу такие минералы, как оливин в
близкие к нему. Исходя из этих данных, казалось бы, нетрудно вычис-
31
лить средний химический состав метеоритов, однако на деле здесь
встречаются некоторые трудности.
Непосредственный анализ всех найденных метеоритов с после-
дующим суммированием результатов приводит к выводу о резком
преобладании в метеоритах железа. Так, О. Фаррингтон получил в свое
время (1911 г.) такие цифры (в процентах по весу): железо — 72,1,
кислород—10,1, никель — 6,5, кремний — 5,2, магний —3,8, остальные
элементы — менее 1 каждый. Через 38 лет, в 1949 г., Г. Браун пришел
к таким цифрам: железо — 45,7, кислород — 24,6, кремний—12,3,
магний — 9,5, никель — 3,5.
В этих расчетах не учитывалось одно обстоятельство: нельзя счи-
тать, что химический состав подвергнутых изучению метеоритов соот-
ветствует действительному их составу. Во-первых, встречаясь с Зем-
лей, метеориты подвергаются мощному энергетическому и динамиче-
скому воздействию атмосферы и бесследно теряют часть вещества,
испаряясь и разрушаясь. Особенно это касается каменных и рыхлых
тел. Железные метеориты прочнее, они легче проникают через атмо-
сферу и достигают поверхности Земли. Во-вторых, чаще удается нахо-
дить железные метеориты (как сильно отличающиеся по составу и
внешнему виду от обычных пород поверхностного покрова), чем ка-
менные, очень похожие на распространенные горные породы. Если
ввести в расчеты вытекающие отсюда поправки, то средний химиче-
ский состав метеоритов окажется иным, чем представлялось раньше.
Сотрудники Института физики Земли Академии наук СССР Б. Ю. Ле-
вин и С. В. Козловская в 1955 г. выполнили работу по пересмотру
всех данных и получили новые цифры — очень близкие, заметим, к
тому, что еще ранее, в 1932 г., получил академик А. Е. Ферсман.
В табл. 2.5 приводятся и те и другие данные (а также новейшие дан-
ные Н. Цингера, 1971).
Средний химический состав метеоритов
(в процентах по весу)
Таблица 2.5
""" "—^Эл ементы Автор, год " " о Fe S1 Mg s Ni Ca Al Прочие Всего
А. Е. Ферсман, 1932 34,0 26,8 17,4 12,8 2,7 1,6 1,5 1,3 1,9 100,0
Б. Ю. Лезин, С. В. Козлозская, 1955 34,6 25,6 17,8 13,9 2.0 .,4 1,6 1,4 1,7 100,0
Н. Цингер, 1971 ‘33,0 28,6 17,0 13,8 ? 1,7 1,4 1 ,1 ,5 100,0
Указанные выше соображения о химическом тождестве вещества
Земли и метеоритов и данные анализов метеоритов положены в осно-
ву таблиц, характеризующих состав Земли и приведенных ниже. Раз-
личие в цифрах, полученных разными авторами, вызвано отмеченными
ранее обстоятельствами. Мы приведем цифры, принадлежащие не-
скольким ученым (табл. 2.6); наш список ие исчерпывает всего ряда
подобных исследований.
Независимо от того, какие цифры окажутся в дальнейшем наибо-
лее близкими к истине, нужно подчеркнуть один факт: ни одного
элемента, ни одного минерала не обнаружено в метеоритах такого.
32
Таблица 2.6
Химический состав земного шара
(в процентах по весу)
" —^Эл ем еиты Автор, год Fe О S1 Mg NI Са S А1 Прочие Всего
П. Н. Чирвинский, 1919 67,8 11,3 5,8 4,3 6,2 0,5 0,7 0,4 3,0 100,0
Ф. Кларк, 1924 67,2 12,3 7,0 2,1 6,0 1.1 1.0 1.9 0,9 100,0
Г. Вашингтон, 1925 39,8 27,7 14,5 8,7 3,2 2,5 0,6 1.8 1.2 100,0
П. Ниггли, 1928 36,9 29,3 14,9 6,7 2,9 3,0 0,7 3,0 2,6 100,0
И. И. Заславский, 1931 38,0 27,4 14,2 10,4 2,8 1,3 1,0 3,1 1,8 100,0
которого бы не было на Земле. Химическое родство, химическое
единство небесных тел — вывод, имеющий большое методологиче-
ское значение.
Обращает на себя внимание также следующее обстоятельство: на
первые 4 элемента — Fe, О, Si, Mg — приходится около девяти
десятых массы земного шара. На первые 8 элементов — около 98%
массы всей Земли; остальные 84 элемента составляют всего 2% массы
Земли.
§ 7
ВОПРОС О ПРИРОДЕ ЯДРА ЗЕМЛИ
Из чего состоит ядро земного шара? В свете изложенных выше
соображений и цифр разрешить этот вопрос, казалось бы, не слиш-
ком трудно, однако на деле положение оказывается гораздо более
сложным.
В прежнее время была широко распространена идея о желез-
но м ядре Земли. Основанием этой идеи служили данные' о плотности
вещества Земли и о составе метеоритов. Действительно, еще в 1877 г.
великий ученый Д. И. Менделеев, рассматривая вопрос о конденсации
раскаленного газового шара, такого, каким была Земля по представ-
лениям П. Лапласа, писал: «Если допустить, что имеем шар, подоб-
ный земному, и что внутри его преобладает железо, которого плот-
ность более 7, а на поверхности находятся вещества плотностью’ мень-
ше 3, как это и есть в действительности на поверхности Земли, и далее,
предполагая, что часть этих поверхностных веществ подмешана к
внутреннему ядру, то плотность ядра будет средняя между 3 й 7 или
близкая к 5. Такова и есть плотность земного шара». Далее Д. И. Мен-
делеев указывал на то, что Земля и метеориты — члены единой Сол-
нечной системы, они связаны общностью происхождения и, очевидно,
тождественны по своему составу. И поскольку «между метеорными
камнями многие, хотя и не большинство, представляют железо», то
они, метеориты, «дают сильнейшее наведение в защиту вышесказан-
ного», т. е. в защиту гипотезы о ядре, состоящем в основном из железа.
С другой стороны, против идеи о железном или железо-никелевом
ядре выступил крупнейший русский геохимик академик В. И. Вернад-
ский. Он писал (в 1904 г.): «Породы метеоритов не имеют много
общего с теми породами, в каких на Земле находится (Fe, Ni). Самый
характер метеоритного железа—никеля резко отличен от земных мине-
ралов... Планетное происхождение метеоритов не доказано и харак-
3 Общая геология
33
терное для них хондровое строение указывает на условия, резко
отличные от условий застывания магм, мыслимых в земных глубинах.
Одно из многочисленных порождений кант-лапласовской гипотезы, эти
теоретические предположения должны быть оставлены в стороне при
пробе их точным мерилом фактов».
Как же быть? Как же следует теперь отнестись к идее о желез-
ном ядре? Нужно сказать, что против этой идеи говорит довольно
большой ряд различных соображений.
Прежде всего вопрос о плотности. Еще в 1939 г. В. Н. Ло-
дочников, крупный ученый, петрограф Ленинградского горного инсти-
тута, высказал интересную мысль о том, что плотность вещества,
слагающего земной шар, увеличивается с глубиной под воздействием
веса вышележащих пород, оказывающих на нижележащие породы
давление в сотни тысяч и миллионы атмосфер, но не вследствие изме-
нения состава вещества.
Действительно, с физической точки зрения гипотеза об изменении
плотности под давлением, т. е. о переходе веществ-a из одного агре-
гатного состояния в другое, принципиальных возражений не встре-
чает. Силикаты и окислы, входящие в состав Земли, состоят из поло-
жительных ионов кремния, магния и железа и отрицательных ионов
кислорода. Ионные радиусы первых — около 0,8 А, радиус ионов
кислорода — около 1,3 А. При повышении давления, т. е. при сжатии
кристаллической решетки, прежде всего должны перестраиваться
атомы кислорода; происходит разрушение внешней электронной обо-
лочки кисло-родных атомов, так как именно этот процесс дает наибо-
лее значительное уменьшение общего объема, т. е. энергетически он
«выгоднее» всего. Энергия сил отталкивания частиц у металлов растет
по мере сближения частиц гораздо медленнее, чем у ионных кристал-
лов. Таким образом, путем перестройки внешних электронов кислород-
ных ионов осуществляется так называемый фазовый переход, т. е.
переход всего соединения в металлическую фазу. В качестве
иллюстрации можно привести данные относительно перехода в метал-
лическую фазу минерала периклаза MgO, который осуществляется при
давлении около 4-1012 дин/см2 (около 4 млн. атм) и сопровождается
скачком в плотности от 6,0 до 12,1 г[см2 (Магницкий, Давыдов, 1955).
Изменяется под влиянием давления плотность и самого железа. Важ-
ные сведения по этому вопросу дают работы В. Рамзея, Г. Джеффриса,
П. Бриджмена, М. П. Воларовича, И. А. Островского и многих других
физиков и геофизиков.
В целом нет сомнений в том, что под влиянием высокого давле-
ния переход ионных кристаллов силикатов в металлическую фазу —
процесс совершенно реальный и должен осуществляться в недрах
Земли: «Земное вещество переходит в плотную металлическую фазу
при том давлении, которое господствует на границе земного ядра
(около 1400000 атм)» (Левин, 1955). Соответственно должны менять-
ся и свойства вещества (в том числе и упругость). Поэтому В. Н. Ло-
дочников и предлагал объяснять поведение сейсмических волн в глу-
бинах Земли «уплотнением пронизываемых тел от нагрузки вышеле-
жащих пород без всякого изменения вещественного состава этих тел».
Более того, поскольку такой фазовый переход осуществляется
скачком (что вытекает из физической сущности процесса), то находит,
себе удовлетворительное объяснение наличие резкой границы раздела
(1 рода) между промежуточной оболочкой и ядром, где свойства
вещества — плотность, скорость упругих колебаний — меняются дейст-
вительно скачком.
34
Скачкообразное изменение плотности у границы ядра труд-;
но объяснить изменением состава, так как простое перемещение или,
дифференциация вещества под влиянием силы тяжести «должна была
бы выражаться, — как писал В. Н. Лодочников, — в постепенном, а Не
скачкообразном изменении состава». «Хотя это изменение плотности
от нагрузки, — писал далее В. Н. Лодочников, — идет постепенно, но,
это происходит до определенной точки перехода из одного состояния
в другое, и каково бы ни было качество такого перехода, из одной ли
кристаллической модификации в другую, или из кристаллического
состояния в аморфное, или, наконец, будет происходить смена знаке-,
мого нам агрегатного состояния на новое, нам неизвестное, — все такие
изменения должны происходить именно скачками, дискретно, подобно
тому, как это наблюдается нами при смене различных агрегатных
состояний, иногда при этом нескольких, на земной поверхности».
Итак, гипотеза о фазовом переходе удачно объясняет как наблю-,
даемое изменение в плотности, так и наличие резкой поверхности раз-
дела, отмечающей ядро. Так же можно решать вопрос и о природе
границы внутреннего ядра.
Имеются и другие соображения, заставляющие сомневаться в
правильности идеи о железном ядре.
Новейшие данные о среднем составе метеоритов (табл. 2.5}
показывают, что доля железа в них по отношению ко всей массе веще-
ства метеоритов составляет приблизительно 25%, а между тем, чтобы
заполнить железное ядро, эта доля должна превышать */з- Таким
образом, железа, .содержащегося в метеоритах, по-видимому, недоста-
точно для образования земного ядра того объема и массы, которые
установлены с несомненностью. >
Затруднение возникает и при попытке объяснить расслоение ЗемлИ
и концентрацию железа в ядре с помощью процесса г р а в и т а ци он-<
ной дифференциации. Допустим, что железа достаточно. Но
ему нужно каким-то путем собраться в центре Земли, стечь в ядро.
Каким же именно путем? Можно представить себе только один спо-
соб — гравитационная дифференциация вещества, т. е. продвижение
вниз тяжелых включений железй, под влиянием силы тяжести среди
общей массы каменистого вещества. Вязкость оболочки известна — она
близка к 1022 пз L При такой вязкости, как показал советский геофи-
зик Е. Н. Люстих (1948), погружение тяжелых включений происходит
крайне медленно; например, железное включение поперечником 1 м.
будет опускаться со скоростью 5 см в 1 млрд, лет, т. е. будет практи-.
чески неподвижным. В этих условиях процесс собирания железа в ядре
потребует таких длинных периодов времени, которыми даже геология
не располагает.
Иногда говорилось о том, что наличие и свойства магнитного
поля, наблюдаемого на поверхности Земли, можно объяснить только,
ферромагнитными свойствами железного ядра. Однако в дальнейшем
выяснилось, что температура глубоких частей земного шара превы-
шает так называемую точку Кюри, т. е. достигает таких значений, при
которых железо теряет свои магнитные свойства. А. Г. Калашников!
(1955), а позже А. А. Борисов пришли к выводу, что некоторая изо-
термическая поверхность, соответствующая точке Кюри, делит Землю
на две части: ферромагнитную оболочку, толщиной всего 30—50 км;
и парамагнитную, в которой нет намагниченных .частиц вещества.
1 пз — пуаз — единица измерения вязкости (коэффициент внутреннего трения), раз-
мерности г/см-сек; вязкость т] обратна текучести <р, т. е. т] = 1 :<₽; вязкость воды; на-1
пример, при 20°С=0,01 пз.
3* 35
Главное же магнитное поле Земли обусловлено не магнитными свой-
ствами вещества ядра, а циркуляцией внутри Земли электрических
зарядов.
Отметим, наконец, что гипотеза о наличии железного ядра не
дает удовлетворительного объяснения тому, каким образом железо и
никель оказались неокисленными таким сильным и широко рас-
пространенным окислителем, как кислород (на что обратил внимание
В. А. Магницкий); отметим также, что представление о фазовом
переходе хорошо объясняет отсутствие плотных ядер у Мар-
са, Меркурия, Луны: масса этих небесных тел недостаточна, чтобы
давление внутри достигло необходимой «критической» точки.. Лишь
Венера, близкая по своим размерам и массе к Земле, обладает плот-
ным ядром.
Итак, после длительного господства идеи о ядре, состоящем из
никелистого железа, наступила как будто эпоха иных представлений:
вещество ядра обладает свойствами металлов, на этом основании его
можно даже именовать металлическим, но оно состоит не только из
железа, в нем железа не больше, чем в промежуточной или перидоти-
товой оболочках.
Какую же из этих двух гипотез следует принять теперь? Изме-
няется ли состав земных оболочек с глубиной с тем, что в ядре остает-
ся почти одно лишь железо, или же не изменяется, и вещество
залегающих в глубине минералов под воздействием высокого петроста-
тического давления переходит в новую фазу и соответственно меняют-
ся его свойства? Можно, конечно, ответить словами В. А. Магницкого,
который в 1953 г. писал: «... в настоящее время мы должны считать
обе гипотезы о строении ядра равноправными рабочими гипотезами».
Но все же вторая из этих гипотез представляется нам теперь, по сумме
всех фактов, более близкой к тому, что имеется в действительности.
§ 8
О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ
Изучая историю Земли, пытаясь установить те закономерности,
которые присущи процессу развития Земли, геолог рано или поздно
сталкивается с вопросом о происхождении Земли. Земля — небес-
ное тело, она входит в число планет Солнечной системы.
Ее возраст, химический состав, физическое состояние вещества недр и
пути эволюции — все обусловлено в конечном итоге тем, что Земля
получила в момент своего образования. Таким образом, геология
и космогония — смежные науки и каждая из них может дать
другой ">чень много. В данном случае нас интересует вопрос о том,
какое место занимает Земля среди других небесных тел и каким путем
она возникла, т. е. каково происхождение Земли.
Строение Вселенной. Приведем прежде всего некоторые основные
сведения относительно строения Солнечной системы, Галактики и Все-
ленной.
Солнечная система состоит из девяти планет. Все
планеты вращаются вокруг Солнца приблизительно в одной плоскости
и в одном и том же направлении по орбитам—эллипсам, очень близ-
ким к окружности. Кроме планет, к системе Солнца принадлежит
множество мелких небесных тел — астероидов, а также ряд комет.
Диаметр орбиты Земли — около 3-108 км, что соответствует приблизи-
36
тельно I6V2 световым минутам. Другими словами, свет, двигаясь со
скоростью около 3-105 км/сек, проходит расстояние от одной точки зем-
ной орбиты до противоположной за 167г минут.
Ближайшая к нам звезда находится на расстоянии около
38-1012 км, что соответствует 4*/з световым годам. Можно привести
такое сравнение. Если орбиту Земли представить себе уложенной в
объеме булавочной головки (причем Землю тогда нельзя будет рас-
смотреть ни в один микроскоп), то ближайшие звезды, имеющие в
этом случае размер пылинок, будут отстоять отсюда на расстоянии в
сотни метров.
Солнце с его планетами входит в систему звезд, объединяемых
под именем Галактики. Основная масса этих звезд расположена
в кольце Млечного Пути. Диаметр Млечного Пути — около 105 свето-
вых лет. Количество звезд в Галактике — около 100 миллиардов.
Солнце среди этих звезд занимает некоторое среднее место: имеется
множество звезд меньших, чем Солнце и множество больших, чем оно.
Так, звезда Антарес в 113-106 раз больше Солнца. Солнце лежит не
во внешней части Млечного Пути, а ближе к его центру, отстоя от
последнего на Уз радиуса Млечного Пути. Вместе с остальными звез-
дами Солнце вращается вокруг центра Галактики; период обраще-
ния-— около 224-106 лет. Другими словами, с начала палеозойской
эры Солнце успело сделать всего лишь два полных оборота вокруг
центра Галактики. По своей орбите Солнце движется со скоростью
285 км/сек.
Среди звезд Галактики наблюдается очень большое разнообразие
в смысле физических свойств и состояния. Так, плотности меняются от
значений близких к 0, до таких, которые измеряются миллионами
единиц; это значит, что на звездах с высокой плотностью 1 см3 веще-
ства обладает массой до 1 т.
Температура варьирует от почти абсолютного нуля (ниже чем
—270°С) до десятков миллионов градусов. На поверхности Солнца
температура определяется в 6000°, в недрах Солнца достигает мил-
лионов градусов.
Каждая светящаяся звезда выделяет лучистую энергию, что со-
провождается соответствующей потерей массы звезды. Солнце выде-
ляет за одну секунду 3,8-1033 эрг энергии (что соответствует НО26 ка-
лорий), что равноценно энергии 100 млн. самых сильных землетрясе-
ний. Это соответствует потере Солнцем ежесекундно 4-1012 г вещества.
Однако звезда S из созвездия Золотой Рыбы за 1 минуту излучает
столько энергии, сколько Солнце за год *.
Каждая из звезд, в том числе и Солнце, проходит длительный
путь развития, от стадии «красных гигантов» — через стадию белых
звезд-—до «красных карликов». Эта эволюция длится приблизительно
2-1015 лет. Солнце существует пока всего лишь 5-1013 лет. Звезды
излучают энергию благодаря внутриатомным процессам.
Еще недавно, в 1930 г., говоря о внутриатомной энергии, известный
астроном А. С. Эддингтон, в своем докладе на 2-й Мировой энергети-
ческой конференции, говорил: «Я хочу вас занять картиной обширных
запасов энергии, далеко превосходящих самые фантастические по-
мыслы инженеров, ресурсы столь неограниченные, что можно совер-
шенно оставить мысль об экономии топлива... В капле воды имеется
1 Удельное тепловыделение Солнца составляет 2-Ю4 кал]час-г—в 104 раза меньше,
чем выделяет тепла 1 г тела человека и в 4-106 раз меньше, чем выделяет 1 г бак-
терии (Цингер, 1971).
37
'достаточно энергии, чтобы давать 200 лошадиных сил в течение года»;
но эта энергия, продолжал он, «так основательно скрыта, что пока мы
не имеем к ней ключа... Шкаф заперт, но, как мальчиков, знающих,
Тде хранится варенье, нас неудержимо влечет посмотреть через замоч-
ную скважину». Еще раньше, в 1922 г., академик В. И. Вернадский
писал: «Недалек тот день, когда человек овладеет тайнами атомной
энергии — источником колоссальной силы, который даст человечеству
возможность строить свою жизнь по своему усмотрению». Как мы
знаем, теперь тайна внутриатомной энергии раскрыта. Человек
научился воспроизводить в своих приборах процессы, которые анало-
гичны процессам, протекающим на звездах и сопровождающимся
выделением почти безграничных запасов энергии.
Галактика -— лишь малая часть того, что открывается сразу в
ночном небе. На известных расстояниях за пределами нашей Галак-
тики встречаются шаровые и спиральные туманности, звездные остро-
ва, т. е. другие галактики, представляющие собой такие же скоп-
ления звезд. Одна из них, сравнительно близкая, — известная туман-
ность Андромеды, хорошо видимая в бинокль. Ее диаметр около
9-104 световых лет, расстояние до нее —6,8-105 световых лет. До одной
из таких туманностей 140-106 световых лет; это значит, что луч света,
вышедший от нее к нам в начале мезозойской эры, только сейчас
достиг Земли.
Бессчетное количество «сравнительно близких» к нам галактик
составляет так называемый архипелаг звездных островов,
т. е. образует некоторую систему галактик. В астрономии рас-
сматривается также Большая вселенная, под которой пони-
мается система «архипелагов», включающая миллионы последних;
диаметр Большой вселенной — многие миллиарды световых лет.
В заключение заметим, что Большим вселенным нет числа. Все-
ленная бесконечна в пространстве. Вселенная
также бесконечна во времени.
Советская астрономия достигла значительных успехов в изучении
звезд и тех закономерностей, которые управляют развитием галактик.
Эти успехи основаны на материалистическом понимании мира, на кри-
тическом усвоении данных, полученных трудами ученых на протяже-
нии многих веков, достигнуты в жестокой борьбе с идеализмом, рели-
гией, косностью. Представление о вечном существовании Вселенной и
о бесконечном протяжении ее было достигнуто далеко не сразу.
Но только оно отвечает материалистическому пониманию природы,
только оно согласуется с наблюдениями.
Происхождение Земли. Вопрос о происхождении Земли — важней-
ший и труднейший вопрос естествознания. В одной из старинных
легенд так описывается обстановка в «начале» мира: «...не было тогда
бытия, не было и небытия. Не было ни воздушного пространства, ни
неба наверху. Но что же скрывал мир и в чем? Не вода ли наполняла
бездонную пропасть? Не было смерти тогда, не было и жизни, и день
не отделялся от ночи. Был мрак и окутанная мраком бесформенная
вода, которая составляла широкий мир пустого ничего, скрытого в
пустоте».
История космогонических идей, от хаотического нагромождения
самых разнообразных, в том числе и религиозных фантазий, до науч-
ных гипотез, представляет большой интерес, имеет большое познава-
тельное и методологическое значение. Мы не имеем возможности раз-
вивать этот предмет.
Отметим лишь как факт большого научного значения появление
38
в середине XVIII в. гипотезы И. Канта (а несколько позже близкой к
ней гипотезы П. Лапласа). Книга И. Канта «Общая естественная
история и теория неба, или опыт об устройстве и механическом проис-
хождении всего мироздания; на основании Ньютоновских законов»
вышла в свет в 1755 г. В этой небольшой по объему книге Кант пы-
тался создать стройную и логически развивающуюся картину мира,
используя для этого лишь силы физические — реальные, или, как
писал сам Кант, несомненные, простые, начальные, и общие — а именно
притяжение и отталкивание. Кант полагал, что материя, наполняю-
щая мир, была первоначально «разложена на элементарные части» и
заполняла все пространство Вселенной. Под влиянием указанных выше
сил частицы материи стали приходить в определенный порядок, стя-
гиваясь к центрам притяжения и одновременно приобретая вращатель-
ное движение. Процесс упорядочения захватывает огромные участки
Вселенной, объясняя, по Канту, формирование не только Солнечной
системы, но и звезд. «Дайте мне материю, и я построю вам из нее
мир», — писал Кант. В построениях Канта были ошибки чисто физи-
ческого характера, и теперь как научная гипотеза она отпала, но в
свое время это был великий шаг вперед. «В открытии Канта лежал
зародыш всего дальнейшего прогресса... Вопрос о первом толчке
(начальный толчок, который получает природа, по мнению Ньютона,
от бога. — Г. Г.) был устранен... Ведь в открытии Канта заключалась
отправная точка всего дальнейшего движения вперед. Если Земля
была чем-то ставшим, то чем-то ставшим должны быть также ее тепе-
решнее геологическое, географическое, климатическое состояние, ее
растения и животные, и она должна была иметь историю не только в
пространстве —в форме расположения одного подле другого, но и во
времени-—в форме последовательности одного после другого». Так
писал о работе Канта Ф. Энгельс («Диалектика природы». М., Госполит-
издат, 1969, стр. 11—12).
По гипотезе П. Лапласа, первоначально существовала огромная,
вращающаяся вокруг некоторой оси туманность, со сравнительно
плотным центральным ядром; все частицы этой туманности подчиня-
лись закону всемирного тяготения. Вращающаяся туманность сжима-
лась, уплотняясь, и в итоге приняла форму сплюснутой чечевицы.
Вращение туманности вокруг оси вызвало появление и действие
центробежной силы, направленной в сторону от оси вращения. Таким
образом, в каждой точке первоначальной туманности действовали две
силы: 1) притягательная, направленная к центру туманности, стремя-
щаяся удержать вместе все частицы туманности, и 2) центробежная
сила, стремившаяся оторвать частицы туманности от общей ее массы.
Начиная с некоторого расстояния от оси вращения центробежная сила
стала превышать силу притяжения, и тогда произошло отделение части
туманности от всей остальной в виде неоднородного кольца; за этим
кольцом последовали и другие. В результате продолжавшегося про-
цесса вращения центральной туманности, сжатия и действия центро-
бежной силы образовалась система концентрических колец, которая
окружала центральное сгущение. Неоднородность таких колец при-
вела к образованию в них центральных сгущений, и каждое из этих
колец послужило ядром для соответствующей планеты. В результате
вращения вокруг оси каждой газовой планетарной раскаленной массы
образовались в свою очередь меньшие сгущения, послужившие мате-
риалом для образования одного или нескольких спутников планеты.
Такова, в кратких словах, сущность гипотезы Лапласа. Эта гипо-
теза хорошо объясняет ряд наблюдающихся в Солнечной системе осо-
39
бенностей, но в то же время против нее выдвигается и много возра-
жений, на которые эта гипотеза не дает ответа.
На смену гипотезам Канта и Лапласа в конце XIX в. и в первой
половине XX в. появилось много других: гипотезы Фая, Лигонде, Си,
Аррениуса, Эджворта, Литтлтона, Кейпера, Чемберлена и Мультона,
Джинса и Джеффриса и т. д. Наибольший успех выпал на долю гипо-
тезы Джинса, но и она, после основательной критики, отпала. Мы не
будем рассматривать эти гипотезы. Сравнительная оценка их — слиш-
ком специальный вопрос. Отметим лишь, что все гипотезы происхож-
дения планет Солнечной системы можно разделить на две группы: на
гипотезы «горячего» происхождения тел Солнечной системы, в том числе
и Земли, как, например, гипотеза Лапласа, и гипотезы «холодного» про-
исхождения, как, например, гипотеза советского ученого О. Ю. Шмидта.
Остановимся вкратце на основных положениях гипотезы
О. Ю. Шмидта.
С помощью прежних космогонических гипотез, в том числе и ги-
потезы Канта, не удавалось найти удовлетворительного объяснения
одному замечательному и фундаментальному факту—особенностям
распределения момента количества движения в Солнеч-
ной системе. Солнце (его масса оценивается в 2-1033 г) содержит
более 90% общей массы системы и только 2% момента количества
движения; на планеты падает около ’Лоо массы, но 98% момента ко-
личества движения.
О. Ю. Шмидт отказался от рассмотрения закономерностей разви-
тия изолированной звезды (в данном случае Солнца) и обратился к
Галактике, т. е. к среде, в которой пребывает Солнце, полагая, что
нельзя рассматривать небесные тела, в том числе и Солнце, изолиро-
ванно, вне их связи с окружением.
«Современная наука, — пишет О. Ю. Шмидт,— приводит к убеж-
дению, что вокруг Солнца существовал протяженный рой диффузной
(т. е. в основном пылевой) материи, приведшей в дальнейшей эволю-
ции к образованию системы планет». Вследствие потери части кинети-
ческой энергии при столкновениях рой уплощается и плотность его
увеличивается. При этом Солнце «вовсе не было пассивным зрителем».
Под его воздействием происходит дифференциация роя. Вблизи от
Солнца на поверхность последнего выпадает множество частиц («вы-
черпывание пространства»), частицы газа отделяются от твердых ча-
стиц (кроме кислорода, который химически связан с железом) и из
последних образуются небольшие и плотные планеты. Вдали от Солнца
микроскопические частицы вещества испытывают световое давление
и постепенно удаляются от Солнца, происходит концентрация газооб-
разных частиц («вымораживание») и образуются крупные планеты
малой плотности.
В результате столкновения и дробления частиц момент количе-
ства движения переходит в орбитальный и вращательный момент пла-
нет и осуществляется осреднение характеристик — динамических и
физических. Это осреднение объясняет известный закон планетных
расстояний и факт вращения всех планет в одну сторону.
Важное значение в гипотезе Шмидта имеет проблема захвата.
Было показано, что захват, т. е. удерживание межпланетной материи
близ Солнца, в некоторых определенных случаях возможен. Здесь
имеют значение следующие три факта: вращение Галактики, наличие
в Галактике облаков темной материи («состоящей, кроме газа, из
твердых частиц, от дыма и пыли до более крупных тел») и, наконец,
принадлежность метеорных тел Солнечной системе.
40
«Солнце, двигаясь в Галактике, т. е. участвуя в галактическом
вращении, захватило часть пылевой и метеорной материи, . возможно
также и часть газа, из облака темной материи. Таким образом, вокруг
Солнца образовался рой частиц, двигавшихся вокруг него по эллипсам
под действием его притяжения и продолжающих путь в Галактике
уже вместе с Солнцем. Из этой твердой материи, из этого роя и обра-
зовались затем планеты. Часть этой материи образовала также
кометы, часть — видимые ныне метеоры и метеориты».
Развивая физическую и математическую часть своей гипотезы,
О. Ю. Шмидт находит удовлетворительный ответ на ряд вопросов,
которые могут быть предъявлены к космогонической гипотезе. Эти
вопросы касаются следующих особенностей строения Солнечной си-
стемы: планетные орбиты — почти круговые, лежат почти в одной
плоскости, и планеты движутся по ним в одном направлении, в том
же, в котором вращается и Солнце, причем экваториальная плоскость
Солнца близка к положению плоскостей орбит. Планеты распределены
не случайно, а с определенной закономерностью, эмпирически найден-
ной уже давно. Планеты заметным образом делятся на две группы —
внутренние и внешние с различными свойствами (в смысле размеров,
плотности, скорости вращения вокруг оси, количества спутников).
Наконец, распределение момента движения, о чем уже говорилось
выше.
Известные до настоящего момента гипотезы в лучшем случае
давали ответ на один-два вопроса, связанных с изложенными выше
особенностями Солнечной системы. Гипотеза Шмидта, по мнению ее
автора, может объяснить многие из этих особенностей. «Метеоритная
теория составляет цельную теорию, объясняющую происхождение пла-
нет и все основные закономерности планетной системы», — пишет сам
О. Ю. Шмидт.
Однако гипотеза Шмидта содержит много невыясненных момен-
тов. Так, критиками этой гипотезы указывается на то, что первона-
чальное облако межзвездной материи скорее всего было не метеорит-
ным, а газовым, что создает известные трудности для метеоритной
гипотезы; указывается на то, что мы не знаем ископаемых метеоритов,
т. е. что в осадочных породах прежних периодов истории Земли мы
не встречаем метеоритов, хотя, если следовать гипотезе Шмидта, они
должны встречаться; что метеориты образовались путем распада
какой-то планеты, по не планеты образовались из метеоритов, как
думал Шмидт; что захват невозможен ни для рассеянной материи, ни
для случая двух звезд: двойные звезды встречаются гораздо чаще,
чем следовало бы ожидать при действии механизма захвата.
Серьезным недостатком гипотезы Шмидта является ее узость: эта
гипотеза не касается процессов эволюции Солнца и звезд, мало
касается тех физико-химических процессов, которые протекают внутри
Солнца. Она мало использует современные данные астрофизики.
В частности, важным достижением современной космогонии является
установление определенного соотношения между массой и светимостью
звезд: чем больше масса, тем больше светимость; т. е. между плане-
тами и звездами принципиальной разницы, по-видимому, нет, и в про-
исхождении планет и звезд должно быть много общего. Звезды в ре-
зультате корпускулярного излучения испытывают закономерную эво-
люцию, и процесс образования планет может найти себе здесь опреде-
ленное место. Состав Земли и Солнца один и тот же (если судить по
тугоплавким элементам и изотопам), и по своему возрасту Солнце
немногим отличается от Земли.
41
Все изложенное показывает, что наряду с несомненными достоин-
ствами гипотеза Шмидта действительно содержит ряд недочетов; по
мнению академика В. Г. Фесенкова, она даже «коренным образом
противоречит тому, что известно об эволюций небесных тел и физиче-
ских свойствах Солнечной системы». Она представляет интересную
попытку объяснения основных закономерностей Солнечной системы,
попытку, основанную на материалистических представлениях, но она
не может считаться законченной системой взглядов и не свободна от
серьезных недочетов.
В этой связи важно указать на наличие и других идей, других
построений, которые разрабатываются у нас с большим успехом. Среди
них важное место занимают построения В. Г. Фесенкова.
Тщательно изучая физические и химические свойства звезд, туман-
ностей и других небесных объектов, а также Солнца и планет, Фесен-
ков приходит к следующим выводам.
Прежде всего химический состав планет Солнечной системы, а
также Солнца говорит о том, что для образования планет и Солнца
была необходима некоторая общая, единая среда. Планеты и Солнце
связаны между собой генетически и не могут принадлежать различ-
ным исходным материальным системам.
Не подлежит сомнению, что все планеты Солнечной системы обра-
зовались примерно в одно и то же время L
Возраст Земли как планеты, судя по возрасту древнейших минера-
лов и метеоритов, определяется приблизительно в 5 млрд. лет.
Излучение Солнца, так же как и звезд, поддерживается ядерны-
ми реакциями, протекающими в его центральной части (переход водо-
рода в гелий). Судя по скорости уменьшения количества водорода,
возраст Солнца приходится определять также приблизительно в
5 млрд, лет (хотя, по другим представлениям, цифра оказывается
значительно большей).
В ходе своей эволюции Солнце проходит ряд стадий, характери-
зующихся постепенным замедлением вращения и уменьшением массы
и светимости, приближаясь, в далекой перспективе, к состоянию «бе-
лого карлика».
Земля, а также и другие планеты формировались из какого-то
общего с Солнцем источника сразу по всей своей массе, а не собира-
лись в результате длительного процесса из отдельных пылевых частиц.
Во Вселенной встречаются различные по своим размерам и плот-
ности галактические облака — достаточно большие массы разрежен-
ной, рассеянной в пространстве материи. Переход такой массы («гло-
булы») в уплотненное состояние в сущности и есть проблема проис-
хождения звезд и Солнца, а также и планет. Подобные облака состоят
в основном из водорода, затем, в меньшей степени, из гелия и в еще
меньших количествах в них содержатся другие элементы. Чтобы из
такого облака возникли сгущения — звезды, необходимо, чтобы плот-
ность такого облака была не слишком мала — не менее 10~22 г[см\
Его температура должна быть невысокой. Такие облака встречаются
во Вселенной.
В таком облаке, состоящем из диффузного газово-пылевого мате-
риала, под влиянием гравитационных сил возникает уплотнение, т. е.
звезда, внутри которой начинают действовать ядерные реакции. Одно-
временно растет угловая скорость вращения такой звезды и начинает
играть роль центробежная сила, однако в дальнейшем звезда вслед-
1 По другим данным возраст Солнца определяется гораздо большими цифрами.
42
^ствие излучения энергии начинает терять массу, а вращение замед-
ляется. Потерянное звездой вещество поступает обратно в межзвезд-
ное пространство, где пополняет галактические туманности.
Планеты образуются из того же протопланетного облака, из ко-
торого образовалось Солнце. Чтобы начался процесс образования
.планет, необходимо достичь плотности облака порядка 10-6 г1смг, что
невозможно получить, если думать о механизме «захвата», предло-
женного Шмидтом.
Планеты могли не быть составной частью Солнца, но образова-
лись из различных частей той же исходной глобулы, что и Солнце,
вернее — из ее периферических частей. Иными словами, внутренние
части первоначальной конденсации повели к образованию Солнца, а
внешние — к образованию планет. Поэтому далекие планеты обладают
большим вращательным моментом.
Расстояния между планетами, отличающиеся правильной законо-
мерностью, определяются влиянием приливного воздействия как са-
мого Солнца, так и соседних планет. Можно теоретически рассчитать
эти расстояния, и результаты хорошо совпадают с наблюдениями.
Протопланетное облако по времени выделения из него планет
должно было обладать сложной структурой. Оно имело сплюснутую
'форму. Его плоскость располагалась почти в плоскости солнечного
экватора. Поэтому плоскости планетных орбит близки друг к другу.
В целом «можно прийти к заключению, что образование планет
есть определенный закономерный процесс, широко распространенный
в природе, и что планеты образовались из вещества, тесно связанного
с первичным Солнцем, без всякого вмешательства внешних сил, что
зарождение планет связано с образованием звезд и представляет одну
из сторон общего процесса образования звездных систем» (Фесен-
ков, I960).
Недавно Г. В. Войткевич (1971), рассматривая современное со-
стояние вопроса о происхождении Земли, обратил внимание на сле-
дующие обстоятельства. В Солнце сосредоточена основная масса
вещества Солнечной системы. Главные составные элементы раскален-
ной массы Солнца — водород и гелий, с незначительными добавками
всех других элементов. Количество последних убывает с увеличением
их порядкового номера. Элементный, а также изотопный состав пород
Земли, Луны и метеоритов почти одинаков. Материал,, из которого
образовались планеты, был выброшен непосредственно самим Солн-
цем, а не захвачен из других областей Галактики.
Возраст Земли — около 4,55 ±0,05 млрд. лет. Возраст метеоритов
приблизительно таков же. Более 85% выпадающих на Землю метео-
ритов составляют так называемые хондриты, содержащие мелкие
округлые зерна, хондры, представляющие застывшие (при температуре
ниже 2000°) капельки, образовавшиеся из протопланетного газа и
-состоящие из кремния, железа, магния и других элементов. Различия
в химическом составе планет (в частности, увеличение содержания
железа у ближайших к Солнцу планет), а также в их средней плот-
ности (уменьшающейся по мере удаления от Солнца) объясняются
процессами дифференциации вещества, выброшенного из Солнца.
Происхождение Солнечной системы связано с происхождением слагаю-
щих ее химических элементов, и ядерная эволюция вещества Солнца
и Земли была одинаковой до определенного момента, после чего вся
система была разделена на первичное Солнце и на околосолнечный
протопланетный материал в виде туманности или газового диска,
расположенного в плоскости солнечного экватора. Хондры метеоритов
43
представляют образцы инициального вещества этой туманности, т. е.
прямой остаток капель, возникших в процессе конденсации солнечного
газа. Изложенные данные космохимии свидетельствуют о глубоком
генетическом единстве вещества всей Солнечной системы. Земля, после
того как она сформировалась как отдельная планета, начала, благо-
даря распаду радиоактивных элементов (вначале — Pu244, Ст247,
позже — U235, U238, Th232, К40) разогреваться вплоть до расплавления
сначала железа, потом силикатов. Тяжелое жидкое железо сошло к
центру планеты и сформировало ядро Земли, жидкое (в своей наруж-
ной половине) и до настоящего момента. Из оставшейся силикатной
оболочки (мантии) в результате зонной плавки выделилась земная
кора, а также воды океанов и атмосферы.
Итак, в наше время как будто намечается заметный прогресс в
деле создания космогонических гипотез, касающихся проблемы проис-
хождения звезд, Солнца и планет. Бесконечный во времени
и пространстве процесс развития Вселенной, зако-
номерная эволюция галактик с периодом не менее
1015 лет, одновременное существование бессчетного
количества галактик и звезд, находящихся на
различных ступенях своего развития, практическая
неисчерпаемость запасов внутриатомной энергии
и реальность процессов, в результате которых
энергия вновь превращается в материю, наконец»
единство, взаимосвязь и взаимозависимость всех
процессов, протекающих во Вселенной, включая
зарождение и развитие звезд, Солнца, планет, —
таковы некоторые существенные стороны материалистического понима-
ния природы. Только на этом пути можно встретить решение вопроса
о происхождении Земли.
Новый этап в изучении Земли и космоса начался 12 апреля
1961 г., когда искусственный спутник Земли, советский корабль
Восток-1, пилотируемый Ю. А. Гагариным, поднялся в безвоздушное
пространство, следуя на высоте около 300 км со скоростью более
7,5 км/сек, за 89 минут обогнул земной шар и благополучно призем-
лился в намеченном месте. Это было событие исключительного, исто-
рического значения, и счастливы люди того поколения, которое оказа-
лось современником и свидетелем этого великого научного подвига.
Затем последовали полеты новых космических кораблей, пилотируе-
мых советскими летчиками-космонавтами: Восток-2 (август, 1961 г.),,
на котором Г. Титов пробыл в космосе 25 часов; Восток-3 и Восток-4
(август 1962 г.), два корабля, пилотируемые А. Николаевым и П. По-
повичем, сблизившими машины до расстояния меньше 5 км\ Восток-5
(июнь 1963 г.), на котором В. Быковский, проверяя воздействие на
человеческий организм состояния невесомости, провел в космосе почти
пять суток; Восток-6 (июль 1963 г.), на котором летала в космос пер-
вая и пока единственная женщина-космонавт В. Терешкова; Восход-1
(октябрь 1964 г.)—с тремя космонавтами на борту—В. Комаровым,.
Б. Егоровым и К. Феоктистовым; Восход-2 (март 1965 г.), во время
полета которого А. Леонов выходил на 10 минут в открытый космос,
а П. Беляев следил за «прогулкой» из герметизированного корабля
по телеэкрану; Союз-1 (апрель 1967 г.)—его вел опытный космонавт
В. Комаров, но при спуске, из-за неисправностей в парашютной систе-
ме, космонавт погиб; Союз-3 (октябрь 1968 г.), на котором Г. Берего-
вой производил сближение с беспилотным спутником Союз-2; Союз-4
с космонавтом В. Шаталовым и Союз-5 с Б. Волыновым, А. Елисеевым’
44
и Е. Хруновым; А. Елисеев и Е. Хрунов перешли через открытый
космос из своего корабля в Союз-4; Союз-6, Союз-7, Союз-8 (октябрь
1969 г.)—сразу три спутника были в полете с летчиками Г. Шониным,
В. Кубасовым, А. Филипченко, В. Волковым, В. Горбатко, В. Шатало-
вым и А. Елисеевым, которые провели в полете научные и технические
эксперименты по широкой программе.
Одновременно с советскими искусственными спутниками Земли
начиная с мая 1961 г. в космос уходили американские пилотируемые
корабли классов «Меркурий», «Джемини», «Аполлон». В июле 1969 г. три
американских космонавта, М. Коллинз, Э. Олдрин и Н. Армстронг,
подошли к Луне, лунный отсек спутника прилунился и Н. Армстронг
и Э. Олдрин вышли из него — впервые человек ступил на поверхность
Луны! «Этот маленький шаг одного человека означает гигантский
прыжок человечества», — сказал Н. Армстронг, сойдя с последней сту-
пени трапа на лунный грунт. Несколько позже, в ноябре 1969 г., аме-
риканские космонавты Ч. Конрад, Р. Гордон и А. Бин повторили
эксперимент Аполлона-11.
Советские исследования Луны и окололунного пространства про-
ходят по несколько иной программе. Еще в январе 1959 г. в сторону
Луны была направлена автоматическая межпланетная станция
«Луна-1». Много других советских «лунников» осваивало окололунное
пространство, а затем, в 1966 г. корабль «Луна-9» впервые опустился
на поверхность Луны, в восточной части Океана Бурь. 12 сентября
1970 г. корабль «Луна-16» также опустился на поверхность Луны, на
«дно» Моря Изобилия и автоматический бур спутника проник в рых-
лый поверхностный покров — «реголит» —на глубину 35 см, взял пробу
грунта (весом несколько более 100 г), а затем корабль, по команде с
Земли, поднялся и доставил пробу на Землю.. Все это звучит фанта-
стически, но все это осуществили советские люди. «Луну-16» справед-
ливо назвали «космическим геологом».
Еще более смелая и технически совершенная операция была
выполнена станцией «Луна-17», которая в ноябре 1970 г. доставила на
поверхность Луны, в районе Моря Дождей, самодвижущийся восьми-
колесный аппарат «Луноход-1». Перемещаясь по командам с Земли
по поверхности Луны, этот аппарат передавал на Землю фотографии
лунных ландшафтов, сведения о химическом составе и физических
свойствах лунных пород и множество других данных, значительно рас-
ширяющих наши сведения о Луне, а тем самым и о Солнечной системе
вообще (рис. 2.10).
Диаметр Луны — 3476 км, ее масса в 81 раз меньше массы Земли,
сила тяжести на поверхности Луны в 6 раз меньше силы тяжести на
Земле, а средняя плотность Луны — 3,34 (у Земли — 5,52). В недрах
Луны нет тяжелых элементов—металлов, и у нее нет магнитного поля.
На поверхности Луны выделяются «моря» (темные, относительно
пониженные участки, с небольшим количеством кратеров) и «суша»
(светлые, относительно слегка приподнятые участки со множеством
кратеров). «Моря» заполнены породами типа базальтов, выполняющих
дно земных океанов. В составе лунных пород преобладают SiO2
(40,0-43,8%), FeO (18,0—21,3%), А12О3 (11,0—13,6%), СаО (10,0—
10,7%), MgO (7,0—11,7%); соответствующие анализы для земных
оливиновых толеитовых базальтов дают: 47,9%, 9,8%, 11,8%, 9,3%,
14,0%. Воды в лунных породах нет, а в примесях, в разных, но в
общем малых количествах встречены почти все химические элементы,
известные на Земле. Из минералов для лунных пород наиболее
45
Рис. 2.10. Советский «Луноход-1», доставленный космическим кораб-
лем «Луна-17» на поверхность Луны
типичны пироксен, плагиоклаз, ильменит, оливин, кристобалит. Для
участков лунной «суши» более характерны породы типа анортозитов.
Основные черты облика поверхности Луны созданы магматическими-
процессами, но кратеры небольшого размера (их очень много) воз-
никли от падения на Луну метеоритов. Возраст образцов лунных пород
оказался неожиданно очень солидным — до 3,6—4,9 миллиарда лет,
что очень близко к цифрам, получаемым для возраста Земли как
планеты. Много других сведений принесли нам спутники — о составе
и консистенции лунного грунта, о деталях строения поверхности, об
особенностях физических полей в окрестностях Луны и интенсивности
космического (в том числе солнечного) излучения и т. д. Еще остает-
ся без ответа вопрос о происхождении Луны, но удивительные дости-
жения в деле изучения космоса, Луны, планет с помощью космиче-
ских кораблей и успехи теоретической астрофизики приближают реше-
ние этой задачи. Столь же важные сведения доставляют советские
космические корабли, достигшие Венеры, а также многочисленные
автоматические спутники, вращающиеся вокруг Земли — их число
достигло нескольких сотен.
Вопрос о происхождении Земли еще не решен. Это один из наибо-
лее трудных вопросов естествознания, и мы еще не имеем окончатель-
ного суждения, но советская космогония в тесном единении е другими
отраслями естествознания — химией, физикой, геологией — развивается
успешно и тем самым содействует решению важных вопросов и геоло-
гической науки. Советская астрономия твердо придерживается тех
принципов, которые диктуются диалектическим материализмом, и опи-
рается на великолепные достижения техники. Отсюда — быстрое и
целеустремленное развитие космогонических исследований, которые в
конце концов приведут и к решению проблемы происхождения Земли,
эволюции Солнечной системы и строения Вселенной.
46
ЛИТЕРАТУРА
Белоусов В. В. Земная кора и верхняя мантия материков. М., «Наука», 1966-
Белоусов В. В. Земная кора и верхняя мантия океанов. М., «Наука», 1968.
Борисов А. А. Глубинная структура территории СССР по геофизическим данным.
М., «Недра», 1967.
Внутреннее строение Земли. Сборник статей под ред. Б. Гутенберга, пер., с англ. М.,
ИЛ, 1949.
Вопросы внутреннего строения и развития Земли. «Тр. Геофиз. ин-та АН СССР». М.,
1955.
Вопросы космогонии. М., Изд-во АН СССР, т. I, 1952, т. II, 1954.
Горшков Г. П. Строение земного шара. М., Гостехиздат, 1958.
Гутенберг Б. Строение Земли. М.—Л., ОНТИ, 1934.
Деменицкая Р. М. Кора и мантия Земли. М., «Недра», 1967.
Земная кора. Сборник статей под ред. А. Полдерварта, пер. с англ. М., ИЛ, 1957.
Любимова Е. А. Термика Земли и Луна. М., «Наука», 1968.
Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли. М., «Недра», 1965.
Проблемы строения земной коры и верхней мантии. М., «Наука», 1970.
Стейси Ф. Физика Земли. М., «Мир», 1972.
Фесенков В. Г.. Космогония Солнечной системы. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1944.
Фесенков В. Г. О происхождении Солнечной системы. М., «Знание», 1960.
Шмидт О. Ю. Четыре лекции о теории происхождения Земли. М.—Л., Изд-во АН
СССР, 1950.
ГЛАВА 3
ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ
До настоящего времени в геологии широко использовалось поня-
тие об относительном возрасте горных пород, но в течение
последних двух—трех десятилетий удалось подойти к решению вопро-
са и об абсолютной длительности геологического времени.
Следует полагать, что в дальнейшем методы определения абсолютного
возраста горных пород будут играть еще более существенную роль,
хотя в практическом смысле относительная геохронология достаточно
удобна и сохранит свое значение надолго.
§ 1
ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Задача заключается в том, чтобы расчленить толщу осадочных
пород или связанные с ними массивы изверженных пород по возрасту
и тем самым установить последовательность геологических
событий и разработать шкалу геологического времени.
Изучение и детальное описание слоев в их последовательности с соот-
ветствующим описанием содержащихся в них ископаемых остатков
животных и растений и условий образования этих слоев составляют
задачу той ветви геологии, которая называется стратиграфией.
Относительный возраст горных пород достаточно просто устанав-
ливается для одной точки и одного места в случае горизонтального
залегания слоев. Например, если в береговом обрыве реки внизу
обнажаются известняки, а выше следуют глины, в свою очередь по-
крывающиеся песками, то совершенно очевидно, что известняки древ-
нее глин, а глины древнее песков. Метод изучения слоев, их взаимоот-
ношений друг с другом, последовательности событий во времени
называется стратиграфическим методом.
Можно также сопоставить горные породы и определить их отно-
сительный возраст, основываясь на их составе. Однако этот метод
параллелизации слоев по их составу применим только на коротких
отрезках (в близко расположенных точках) и становится ненадежным
в удаленных друг от друга разрезах. Иследованиями установлено, что
многие горные породы совершенно различного возраста имеют один и
тот же состав, с другой стороны, одновозрастные слои могут отли-
48
чаться друг от друга (в одном месте глины, в другом — известняки),
что указывает на различия в условиях их образования.
Наиболее надежным методом установления относительного воз-
раста горных пород является палеонтологический метод.
В осадочных горных породах, слагающих верхнюю часть земной
коры, часто находятся окаменелости или остатки различных организ-
мов, живших в прошлые геологические периоды, отмерших, со време-
нем окаменевших и захороненных в осадках. Лучше всего сохраняются
твердые скелетные части организмов— раковины, панцири, кости.
Мягкие части тела животных обычно разрушаются без следа, а ске-
летные образования замещаются, частично или полностью, минераль-
ными веществами, среди которых главная роль принадлежит кальциту
и кремнезему. Наилучшие условия для захоронения в осадке отмираю-
щих организмов создаются в морских бассейнах, тогда как в конти-
нентальных отложениях встречаются в основном растительные остатки
и лишь редкие скопления костей наземных животных.
Органический мир в ходе геологической истории претерпел зна-
чительные изменения: от совершенно примитивных организмов, остат-
ки которых встречаются в наиболее древних слоях земной коры, до
высокоорганизованных представителей животных и растений, соответ-
ствующих по времени новейшим отложениям. В каждом комплексе
горных пород встречаются разнообразные органические остатки, при-
надлежащие к различным классам, семействам, родам и видам. Не все
они имеют значение для установления относительного возраста горных
пород. Некоторые виды животных прошли через миллионы лет геоло-
гической истории без существенных изменений, и остатки их встре-
чаются в самых разнообразных по возрасту слоях горных пород.
Другие же животные быстро эволюционировали. Одни роды и виды
быстро сменялись другими при достаточно широком площадном их
развитии. Главное значение в установлении относительного возраста
горных пород имеют именно эти организмы, называемые руководя-
щими ископаемыми. С каждым комплексом одновозрастных
горных пород связан определенный комплекс руководящих ископае-
мых. Последние должны отличаться следующими обязательными приз-
наками: 1) ограниченное вертикальное распространение, что связано с
большой изменчивостью и недолговечностью видов; 2) широкое гори-
зонтальное распространение.
Практически существенно также, чтобы руководящие ископаемые
характеризовались обилием особей и хорошей сохранностью.
На основании данных об органических остатках, о составе и
соотношении отдельных слоев горных пород в многочисленных разре-
зах земной коры можно составить единую стратиграфическую
шкалу, в которой все отложения показаны в определенной после-
довательности. В соответствии с этим разработана геохронологи-
ческая шкала, показывающая отрезки времени, на которые делится
история Земли. Отложения, слагающие поверхностную, известную нам
часть земной коры, в этой шкале подразделяются на пять групп
(наиболее крупные комплексы), которым по времени соответствуют
эры:
Отложения
Кайнозойская группа
Мезозойская группа
Время
Кайнозойская эра (эра новой
жизни)
Мезозойская эра (эра средяей
жизни)
4
Общая геология
49
Палеозойская группа
Протерозойская группа
Архейская группа
Палеозойская эра (эра древней
жизни)
Протерозойская эра (эра древ-
нейшей жизни)
Архейская эра (эра первичной
жизни)
Группы в свою очередь подразделяются на системы, послед-
ние— на отделы, а отделы —на ярусы. Каждой системе соот-
ветствует по времени период, отделу — эпоха, ярусу — век.
Ниже приводится общая геохронологическая и стратиграфическая
шкала (табл. 3.1). Термин «палеозойская эра» был предложен
А. Сэджвиком в 1838 г., «мезозойская эра» и «кайнозойская эра» —
Д. Филиппсом в 1840 г. Названия систем во многих случаях связаны
с названиями тех мест, где соответствующие отложения впервые были
установлены и описаны, или же с составом осадков. Так, например,
кембрийская система названа по древнему названию графства Уэльс
в Англии, силурийская — по названию древнего кельтского племени
силуров, а девонская — по графству Девоншир в Англии. Каменно-
угольная система названа так потому, что с ней связаны залежи ка-
менного угля; пермская — по названию бывшей Пермской губернии,
ныне Пермской области, где отложения этой системы широко развиты.
Триасовая система называется так по той причине, что ее отложения
в Европе четко делятся на 3 отдела (лат. tria — три); юрская — от
Юрских гор в Швейцарии; меловая отличается обилием в ней отложе-
ний белого писчего мела. Названия систем в кайнозойской группе
отражают развитие органического мира. В отложениях палеогеновой
системы встречаются остатки позвоночных, совершенно вымерших, в
то время как остатки позвоночных неогеновой системы приближаются
по своей организации к современным. Все три эры вместе — палеозой-
ская, мезозойская и кайнозойская иногда объединяются под наимено-
ванием фанерозой.
Параллельно с общей международной шкалой широко исполь-
зуются местные и вспомогательные стратиграфические под-
разделения: серии, свиты, зоны и т. п. Такие подразделения помогают
изучать геологическое строение каждого района, уяснить последова-
тельность геологических событий в данном районе, составлять деталь-
ные геологические карты. Приводим таблицу этих подразделений,
предложенную Всесоюзным научно-исследовательским геологическим
институтом (Ленинград) в 1954 г. (табл. 3.2).
Все необходимые сведения об истории развития того или иного
района, о последовательности происходивших событий можно полу-
чить при изучении горных пород и включенных в них остатков фауны
и флоры по всему разрезу снизу вверх, от древнейших до самых моло-
дых, антропогеновых. Такой разрез принято изображать в форме
колонки отложений (стратиграфическая колонка), на которую
переносятся фактические данные, полученные при изучении естествен-
ных обнажений, карьеров и кернов буровых скважин. Рассмотрим в
качестве примера колонку отложений Подмосковья (рис. 3.1).
В основании холмов и долин Подмосковья залегают прочные свет-
лые известняки, которым древняя Москва обязана своей характери-
стикой— «белокаменная». Кое-где по долинам рек известняки выходят
на поверхность или вскрываются карьерами—например, на р. Пахре
у сел. Большой Ям (рис. 3.2). Судя по заключенным в них раковинам
БО
Эры. название
и индекс
Периоды, название
и индекс
Четвертичный Q
Кайнозойская, Z(Z Неогеновый М
Палеогеновый ₽
Мвзвзойекая, MZ Меловой К
Юрский J
Триасовый Т
Таблица 3.1
Геохронологическая таблица
Эпохи Название Индеко Органический мир Возраст, млн. лет
3 Голоценовая о г Позднечетвертичная S I Среднечетвертичная 1 1, Раннечетвертичная Е сусусусГ Широкое развитие покрытосемянных В начале периода появление человека. ? Развитие современного расти- тельного и животного мира. Расцвет млекопитающих, птиц, рыб, насекомых 1,5-2
Плиоценовая Миоценовая Ni Расцвет покрытосеменных. Появление и развитие форм млекопитающих, близких к современным. Развитие человекообразной обезьяны. Из беспозвоночных — брюхоно- гие и двустворчатые моллюски 26±1
Олигоценовая Эоценовая Палеоценовая ₽3 р2 ₽1 Бурный расцвет примитивных млекопитающих. Из беспозвоночных — форами- ниферы, нуммулиты, брюхоно- гие и двустворчатые моллюски 67±3
Позднемеловая Раннемеловая Кг Кг Расцвет рептилий. Появление покрытосеменных. Вымирание во второй половине рептилий, аммо- нитов и почти всех белемнитов 137±5
Позднеюрская Среднеюрская Раннеюрская J3 Л Широкое развитие аммонитов и бе- лемнитов. Разви- тие цикадовых, хвойных, гинкго- вых Расцвет рептилий, населяю- щих землю, воду и воздух. Появление птиц 195±5
Позднетриасовая Среднетриасовая Раннетриасовая Тз т, Ti Появление млекопитающих 240±10
Эры, название н индекс Периоды, название и индекс Эпохи
Название
Палеозойская, PZ Пер.мский Р Позднепермская Раннепермская
Каменноугольный С Позднекаменноугольная Среднекаменноугольная Ранне каменноугольная
Девонский D Позднедевонская Среднедевонская [Раннедевонская
Силурийский S Позднесилурийская Раннесилурийская
Ордовикский О Позднеордовикская Среднеордозикская Раннеордовикская
Кембрийский р Позднекембрийская Среднекембрийская Ра н некембрийская
Продолжение таблицы 5.1
Индекс Органический мир Возраст, млн. лет
Рз Pi Появление и развитие хвойных и цикадовых при сокращении флоры каменноугольного периода. Развитие рептилий. Из беспозвоночных — развитие аммоноидей (цера- титы), брахиопод 285±10
СО « И CJCJCJ Пышная древовидная растительность. Плауновые—лепидодендроны и сигиллярии, хво- щовые — каламиты; кордаиты. Развитие амфибий (земноводных). Появление на- секомых. Из беспозвоночных—брахиоподы, фораминифе- ры, развитие гониатитов, иглокожих 340 - 360
п м н е>е>О> Господство псилофитов и появление предков па- поротников. Расцвет панцирных рыб. Появление земноводных стегоцефал. Из беспозвоночных получили разви- тие брахиоподы и кораллы. Головоногие моллюски — гониатиты 410±10
Сосо н* ьэ Дальнейшее развитие псилофитов 440±15
03 Оа Ос Из беспозвоночных—новые группы трилобитов, граптолиты, головоногие моллюски, брахиоподы, обилие коралловых полипов, мшанок и др. Появление панцирных рыб 500±20
05 ©» ^ Развитие водорослей и бактерий. Появление простейших наземных растений — пси- лофитов. Из беспозвоночных животных наиболее характер- ны трилобиты и археоциаты 570
Продолжение таблицы 3,1
Эры, название и индекс Периоды, название и индекс Эпохи Название Индекс Органический мир Возраст, млн. лет
Протерозойская, PR Позднепротерозойскнй PR3 (рифейский R) Вендская Позднерифейская Среднерифейская Раннерифейская V R3 Rz Ri 680±50 1050±50 1400±50 1600±50
Среднепротероз ойский PRi Водоросли и бактерии. Остатки беспозвоночных плохой сохранности 1900±50
Раннепротерозойский PRi 2600±100
Архейская, AR СЛ Примечания: Следы примитивных органических форм >2600
1) Четвертичный период иногда именуется антропогеновым, Ар.
2) Палеогеновый и неогеновый периоды иногда объединяются под наименованием третичный период, Тг.
3) В конце позднерифейской эпохи выделяют венд, V, в интервалах времени 680—570 млн. лет,
4) Абсолютная геохронология дается по данным Комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций при Отделении
наук о земле АН СССР на апрель 1964 г.
брахиопод— Choristites mosquensis (рис. 3.3a), скелетам кораллов
Chaetetes radians и др. — они относятся к каменноугольной системе (С).
Таблица 3.2
Схема сопоставления основных и вспомогательных
стратиграфических подразделений
Шкалы и вспомогатель-
ные подразделения
Стратиграфические подраз-
деления
Геохронологичеякие подраз-
деления
Общая международная
шкала
Провинциальная шка-
ла
Местная (региональ-
ная) шкала
Вспомогательные под-
разделения
Группа
Система
Отдел
Ярус
Зона
Серия, свита, подсвита
Подгруппа, подсистема,
подотдел, подъярус,
подзона, слои, местная
зона, горизонт, биозона
Эра
Период
Эпоха
Век
Время
Время (для каждого под-
разделения)
Время (для каждого под-
разделения); биохрон
Татарове нив высоты
Рис. 3.1. Стратиграфическая колонка и разрез отложений Подмосковья:
С2 — известняки каменноугольного возраста; Jg — черные глины и пес-
ки юрского возраста; Ki — светлые пески мелового возраста;
Q — морена (ледниковые отложения) и аллювиальные (речные)
отложения четвертичного возраста
Над известняками залегают черные, вязкие глины с раковинами
головоногих моллюсков — аммонитов: Cardioceras alternans, Craspedi-
tes nodiger, Virgatites virgalus (рис. 3.3, б) и белемнитов (рис. 3.3, в).
Судя по всем данным, это морские глины юрского возраста (7). Как
видим, отложений, относящихся к пермскому (Р) и триасовому (Т)
периодам, заполняющим промежуток между карбоном и юрой, под
Москвой нет.
Отложения следующего периода, мелового, точнее его нижнего
отдела (Ki), широко распространены в окрестностях Москвы. Это
бурые и зеленоватые глауконитовые пески с морской фауной (Ki«c)
и светлые кварцевые пески (Kiap), залегающие, например, в основа-
нии Ленинских гор; в песках встречаются иногда отпечатки растений.
Отложений палеогеновой (₽) и неогеновой (7V) систем под Мо-
сквой нет; самые молодые, четвертичные (Q), развиты повсеместно —
это пески и галечники современных рек, глины с валунами, оставлен-
ные древними ледниками, и песчано-глинистые межледниковые осадки.
54
Рис. 3.2. Карьер близ с. Большой Ям в Подмосковье. Вскрыты извест-
няки каменноугольного (С) возраста. Фото Г. П. Горшкова
Рис. 3.3. Остатки ископаемых животных (окаменелости):
а — раковина плеченогого Choristites mosquensis каменно-
угольного возраста; б — раковина головоногого моллюска —
аммонита юрского возраста; в — часть раковины (так называе-
мый ростр) головоногого моллюска — белемнита юрского воз-
раста
Как показывает анализ разреза, история района Подмосковья в
приведенном отрезке времени (от каменноугольного периода до совре-
менного) отличается большим разнообразием событий. Здесь неодно-
кратно происходили трансгрессии (наступление) моря (в каменно-
угольном, юрском и меловом периодах), при которых шло образование
Рис. 3.4. Схема развития животного и растительного мира
морских осадков, и регрессии (отступление) моря. Во время регрессий
территория Подмосковья превращалась в сушу, над поверхностью
которой работали многочисленные разрушительные силы: ветер, вода,
лед и др. Как и на современной поверхности суши, в прошлом также
формировались реки, являющиеся одним из мощных геологических
деятелей. Они разрушали, расчленяли поверхность суши и выносили
огромное количество обломочного и растворенного материала в древ-
ние морские водоемы, где он вновь откладывался в виде осадков. Осо-
бенно долгое время существовали континентальные условия в Под-
московье между каменноугольным и юрским периодами (около 80 млн.
лет) и после позднемеловой эпохи, когда море совсем покинуло этот
56
район. Четвертичный период ознаменовался здесь наступлением из
Скандинавии мощных ледников, оставивших после себя многочислен-
ные валуны, валунные глины и суглинки (морены).
Для каждого отрезка геологического времени характерен свой
комплекс фауны и флоры. Наибольшие различия в составе орга-
нического мира относятся к эрам, меньшие характерны для периодов
и еще слабее эти различия для смежных эпох. Чем дробнее стратигра-
фические единицы, тем меньше различия в комплексах ископаемых
организмов.
В истории развития животного мира можно выделить несколько
групп организмов (рис. 3.4), имеющих особенно важное значение для
установления относительного возраста пород. Остановимся лишь на
некоторых из них.
В отложениях ранних периодов палеозойской эры (PZ)—
кембрийского (С), ордовикского (О) и силурийского (S) —встречается
большое количество остатков беспозвоночных животных — плеченогие
(брахиоподы), четырехлучевые кораллы (тетракораллы), табуляты,
мшанки, цистоидеи, медузы, черви и др. Но особенно широкое разви-
тие получили трилобиты, являющиеся руководящими формами для
этих периодов. Наибольшего расцвета (огромное количество видов)
они достигают в силурийском периоде, после чего они уменьшаются
в числе, а к концу палеозойской эры совсем исчезают.
В кембрийском периоде руководящей является и другая интерес-
ная группа животных, занимающая промежуточное место между губ-
ками и кишечнополостными, но образующая самостоятельный тип и
называемая археоциаты. В ордовикском и силурийском периодах
такая же роль выпала на долю граптолитов, отпечатки которых обра-
зуют нежные рисунки на тонкой поверхности глинистых сланцев.
В это же время появляются головоногие моллюски (наутилоидеи),
причем некоторые из них, такие, например, как ортоцерас («прямой
рог»), имели прямую или развернутую раковину и достигали больших
размеров.
В более поздние периоды палеозойской эры в качестве руководя-
щих ископаемых выступают плеченогие (рис. 3.3,а); среди них особен-
но большое значение имеют роды продуктус и спирифер. Дальнейшее
развитие получают головоногие моллюски. На смену прямым развер-
нутым стержнеобразным раковинам ортоцерасов появляются спираль-
но изогнутые раковины древней группы вымершего отряда аммоноидей,
класса головоногих, называемые гониатитами (по характеру лопаст-
ной линии, отражающей форму перегородок между камерами рако-
вины) .
Широкое развитие получают и другие группы животных: крупные
фораминиферы, четырехлучевые кораллы, табуляты, гониатиты, мор-
ские лилии, бластоидеи, мшанки, остракоды. К концу пермского пе-
риода гониатиты сменяются цератитами, обладающими более сложной
лопастной линией.
Интересный путь возникновения и развития прошли в течение
палеозойской эры позвоночные животные. Еще в ордовике или силуре
появились их примитивные формы из класса так называемых бесче-
люстных. В девоне (D) появились рыбы, быстро занявшие важное
место среди морских животных. Несколько позже, в карбоне (С), не-
которые виды рыб приобрели способность дышать воздухом и нахо-
диться на суше — появился класс амфибий (земноводных). И, нако-
нец, в перми (Р) произошло дальнейшее совершенствование позвоноч-
ных — появление рептилий (пресмыкающихся).
57
Отметим, что где-то в середине палеозойской эры возникли насе-
комые и, постепенно увеличиваясь в числе форм, сейчас по числу видов
занимают первое место среди всех других классов животных.
Животный мир мезозойской эры (MZ) отличается от живот-
ного мира палеозойской эры. В триасовом периоде (Т) цератиты дости-
гают расцвета, но затем они сменяются аммонитами, характеризую-
щимися еще более сложной лопастной линией. Широкое развитие
Рис. 3.5. Стегозавр, травоядное пресмыкающееся из группы дино-
завров юрского возраста. Рисунок К. К- Флерова, 1947
получает новый класс головоногих — белемниты, впервые появившиеся
еще в карбоне. Большое значение приобретают аммониты и белемниты
в юрском периоде (7) (рис. 3.3, б, 3.3, в). Аммониты здесь отличались
чрезвычайным обилием и разнообразием видов. В отложениях мело-
вого периода (К) встречаются аммониты гигантских размеров, до 2 м
в диаметре. В дальнейшем количество их постепенно сокращается, и
к концу мезозойской эры они вымирают. Из богатого класса наутило-
идей со спиральнозавернутой раковиной дошел до наших дней только
так называемый кораблик, населяющий тропические моря. В меловом
периоде (К) получили широкое развитие и простейшие организмы —
фораминиферы, слагающие местами толщи белого писчего мела. Важ-
ным событием для мезозоя была смена четырехлучевых кораллов
(тетракораллы), характерных для палеозоя, шестилучевыми (гекса-
кораллы) .
Для мезозойской эры, особенно для триасового и юрского перио-
дов, важным событием явилось бурное развитие животных, принадле-
жащих к большому классу позвоночных, а именно пресмыкающихся,
появившихся еще в конце палеозоя. Наибольшего расцвета они достиг-
ли в юрский период, населяя землю, воду и воздух. Среди наземных
пресмыкающихся существовали в то время гигантские динозавры
(рис. 3.5), отдельные представители которых достигали 20 м длины
при высоте около 5 м. Страшным морским хищником являлся ихтио-
завр (рыбоящер) длиной около 12 м. В воздухе в этот период появи-
58
лись крылатые летающие ящеры; некоторые из них имели размах
крыльев около 16 ль В конце мелового периода происходит резкое
угасание пресмыкающихся, и в дальнейшем они уступают свое место
млекопитающим и птицам.
В палеогеновом (₽) и неогеновом (N) периодах (кайнозой-
ская эра, KZ) из беспозвоночных животных наибольшим распро-
странением пользуются двустворчатые и брюхоногие моллюски, мно-
гие из которых являются руководящими. В палеогене значительную
роль играют простейшие организмы — фораминиферы, особенно нум-
мулиты, похожие на маленькие монетки и образующие местами мощ-
ные толщи известняков, и орбитоиды. Быстрое развитие претерпевают
млекопитающие, которым принадлежит в это время господствующая
роль на Земле.
С этим временем совпадает и появление человекообразной обезья-
ны. Наконец, в четвертичном периоде появился человек.
Столь же длительной и сложной вырисовывается история разви-
тия растений. Древнейшими из них оказываются водоросли, появив-
шиеся в водах морей еще в допалеозойское время, даже в архее.
В силурийском периоде растения впервые поселяются на суше — так
называемые псилофиты. В девоне и особенно карбоне растительный
мир суши уже очень богат и представлен, в основном, плауновыми,
хвощами, папоротниками, т. е. споровыми растениями, достигавшими
гигантских размеров. Голосеменные возникают в карбоне, в том числе
кордаитовые, хвойные, гинкговые и др. Наконец, покрытосеменные
цветковые растения, наиболее сложно организованные, образующие
новую ступень в эволюции растений, появляются в меловом периоде и
широчайшего развития достигают в кайнозое, в том числе и в четвер-
тичном периоде.
Как видим, в ходе геологической истории неоднократно происхо-
дили резкие изменения в составе органического мира — одни организ-
мы появлялись, другие вымирали. Это наблюдалось в конце силурий-
ского периода, когда резко сокращаются в числе трилобиты, некото-
рые брахиоподы, четырехлучевые кораллы, граптолиты и другие орга-
низмы. Еще большее изменение фауны и флоры наблюдалось в конце
палеозойского времени, когда исчезают многие представители групп,
имеющих широкое развитие в девонский, каменноугольный и пермский
периоды. Аналогичное явление имело место в конце мелового периода.
В это время вымирают аммониты и белемниты, некоторые семейства
простейших, летающие ящеры, резко сокращаются в числе наземные
рептилии. И, наконец, новое обновление фауны происходит в конце
палеогена. Такое изменение или обновление фауны может быть объяс-
нено только значительным изменением физико-географических усло-
вий, которое наступало в результате мощных горообразовательных
движений. Последние имели место как раз в силурийском периоде, в
конце палеозойской эры, в конце мелового периода, в конце палеоге-
нового и в неогеновый периоды.
Таким образом, изучение ископаемой фауны, а также и флоры не
только позволяет расчленить отложения по возрасту, но и дает воз-
можность судить о физик о-г еографических условиях
давно прошедших эпох.
Итак, по каким же признакам выделяются указанные в табл. 3.1
стратиграфические и соответствующие им геохронологические (или
геоисторические) подразделения? Таких признаков имеется много.
Во-первых, состав ископаемых остатков животных и растений. Для
каждого периода времени характерны свои, особые фауна и
59
флора, и различия достаточно серьезны, чтобы служить показате-
лем отнесения соответствующих осадков, содержащих тот или иной
комплекс окаменелостей, к той или иной группе, системе, отделу и т. д.
Далее, важными показателями служат особенности процессов
осадконакопления и одновременно разрушения пород. Ко-
нечно, всегда в морях откладывались ил, песок, остатки организмов,
давшие впоследствии глину, песчаник, известняк, но все же для каж-
дого периода времени можно отметить какие-то свои особенности в
этом смысле. Поэтому литологические признаки (т. е. состав
осадочных пород) наряду с палеонтологическими могут служить крите-
рием при разграничении стратиграфических подразделений.
Точно так же важные сведения можно получить из анализа
палеогеографических изменений, т. е. распределения в
прошлом морей и суши, рельефа суши и морского дна, изменений
климата и т. п. Для каждого отрезка времени характерна своя физико-
географическая обстановка; резкие изменения последней в сущности и
позволяют делить историю Земли на эры, периоды и т. п. Вниматель-
ное изучение осадочных пород позволяет воссоздать физико-географи-
ческую обстановку прошедших времен с большими подробностями.
Затем следует учитывать характер, масштаб и другие особенности
движений, которые испытывала земная кора в те или иные перио-
ды жизни Земли. Такие движения называются тектоническими.
Их результатом являются складки, разрывы и прочие нарушения нор-
мального залегания осадочных пород, а также горы и прочие неров-
ности рельефа, вулканические явления, землетрясения и другие прояв-
ления внутренней жизни Земли. Для каждого периода времени харак-
терен свой темп и свои особенности тектонических движений, и потому
последние могут в свою очередь служить для разграничения и выде-
ления тех или иных геохронологических подразделений.
Наконец, такие признаки, как вулканическая или, шире, магма-
тическая деятельность, связанная с тем или иным периодом в исто-
рии Земли, затем степень метаморфизации, т. е. изменение
горных пород под воздействием высокой температуры или высокого
давления, — эти признаки также используются в целях расчленения
геологического времени на ряд более или менее дробных подразделений.
Таковы некоторые способы, которые используются для установле-
ния и разделения тех или иных единиц геохронологической и страти-
графической шкал. Из этих способов главнейшим и наиболее надеж-
ным был и остается палеонтологический.
§ 2
АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Как видно из изложенного выше, шкалой относительного геологи-
ческого времени можно пользоваться без затруднений. Но при всех ее
достоинствах все же знать абсолютный возраст пород, абсолютную
длительность геологического времени крайне важно, и не только из
практических соображений. Изучение многих проблем теоретической
геологии упирается в необходимость иметь достоверные и точные све-
дения о времени, прошедшем с того или иного момента истории Земли.
Как же подсчитать количество лет, протекших с того или иного момен-
та в истории Земли?
Представим себе такой способ: допустим, что известна мощ-
ность тех или иных отложений; допустим также, что известна ско-
рость отложения осадка, т. е. мощность прослоечка, отве-
60
чающего определенному периоду времени, например году. Тогда не-
трудно рассчитать, сколько времени требуется для того, чтобы нако-
пилась данная толща в целом. Такие попытки известны. Так, Д. Мур-
рей полагал, что ежегодно реками выносится в моря около 16 км3
твердых веществ, что дает на дне в среднем 0,11 мм осадка в год.
Если суммарная мощность осадочных пород всех систем около 150 км,
то для периода времени, с которого начался процесс осадконакопления
в морях, получается 1,5-109 лет (У. Д. Уолькот). Если суммировать
все такого рода данные, то окажется, что с начала кембрийского пе-
риода прошло несколько сотен миллионов лет.
Можно предложить другой способ. Известно, что вода океанов
содержит в растворенном состоянии большое количество солей,
в особенности каменной, NaCl. Основная часть этих солей, вероятно,
принесена в океаны реками, размывающими коренные породы. Извест-
но, сколько соли выносят реки в океаны ежегодно; конечно, такого
рода подсчеты не очень точны, но все же порядок величины можно
установить. Зная, сколько соли содержится в океанах, можно подсчи-
тать, сколько лет должно было пройти, прежде чем содержание соли
в океанах достигло настоящего уровня — именно около 3,5% от всей
массы воды. Главная ошибка здесь может проистекать оттого, что мы
не учитываем тех скоплений соли, которые содержатся в коренных
породах и которые сами накопились в усыхавших морях прошедших
периодов, т. е. входят в общий баланс кругооборота солей. Подсчеты
по солевому методу приводят к цифрам от 0,3 до 1,5 миллиарда лет
(от начала палеозойской эры).
Любопытный и довольно точный способ определения абсолютного
возраста Земли разработан в связи с изучением ледниковых
отложений четвертичного периода. В общем комплексе разнооб-
разных отложений, связанных с деятельностью материковых льдов,
покрывавших в недавнем прошлом обширные пространства севера
Европы, встречаются тонкие глины, отличающиеся характерной стро-
гой слоистостью. Прослойки глин самых тонких фракций чередуются
в правильной последовательности с прослойками глин более грубых
фракций или даже тонких песков. Предполагается, что эти глины, так
называемые «ленточные», накапливались в озерах, связанных с
таянием ледниковых покровов, причем тонкие слои отлагались зимой,
а более грубые — летом. Другими словами, количество пар прослой-
ков в данной серии отвечает количеству лет, в течение которых серия
откладывалась. В итоге оказалось, что с момента, когда началось
отложение ленточных глин на севере Европы, прошло около 16 500 лет.
От начала валдайского (вюрмского) оледенения, оставившего мощные
морены (Валдайская возвышенность), прошло 90 000 лет; от начала
днепровского (рисского) — самого мощного оледенения, во время кото-
рого лед продвинулся до нижнего течения современных рек Днепра и
Дона, прошло 450 000 лет. В целом же для всего четвертичного периода
по различным данным получается длительность порядка от одного до
двух миллионов лет.
Известны другие попытки определить абсолютный возраст Земли:
по сокращению земной поверхности в результате остывания, по скоро-
сти химической денудации, по скорости накопления известняков, по
скорости накопления береговых отложений и др.
При всем разнообразии и остроумии предложенных методов они
далеки от точности и в общем не дают надежной основы для установ-
ления абсолютной шкалы геологического времени.
Кардинальное решение было предложено физиками и геохимиками.
61
§ 3
ИЗУЧЕНИЕ РАДИОАКТИВНОСТИ МИНЕРАЛОВ КАК
МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
В горных породах обычно содержится некоторое, хотя бы самое
ничтожное, количество радиоактивных элементов, таких,
как уран (U), радий (Ra), торий (Th), калий (К) или их изотопов.
С течением времени такие элементы самопроизвольно распадаются,
превращаясь в другие элементы — свинец (РЬ), гелий (Не), по следую-
щей, например, схеме:
U238->7He4 + РЬ207
U238 8Не* + РЬ20®
Th232 6 Не* + РЬ208.
Процесс распада идет самопроизвольно, и на него не влияют внешние
факторы. Длительность процесса распада обычно очень велика. Так,
половина всех бывших в начальный момент атомов тория распадается
в течение 1,4 -107 лет. Половина всех атомов урана распадается за
7-Ю8 лет. При тщательном и весьма тонком анализе состава горной
породы можно установить, сколько в ней, после момента ее образо-
вания, появилось новых атомов свинца или гелия и сколько осталось
еще неразложившегося радиоактивного элемента, и на этом основании
вычислить возраст данной горной породы. Впервые мысль эта была
высказана Пьером Кюри еще в 1903 г.
«Для абсолютного определения геологического возраста или вре-
мени можно было бы воспользоваться любым процессом, который
протекал бы или с постоянной скоростью, или со скоростью, меняю-
щейся вполне определенным образом во все время существования
твердой оболочки нашей планеты, при условии, что скорость его в на-
стоящее время нам строго известна и могут быть количественно учте-
ны изменения, вызванные им за все время, протекшее с его начала», —
писал известный специалист в области радиохимии В. Г. Хлопин еще
в 1935 г. Указанным условиям удовлетворяет только этот процесс —
процесс распада радиоактивных элементов. Идея очень проста:
«если рассматривать в качестве закрытой системы минерал, то чем
больше в нем находится атомов — продуктов распада присутствующего
в нем радиоактивного элемента, тем древнее, естественно, окажется
его возраст» (Тугаринов, 1961). Современные физические представле-
ния, основанные на экспериментальных данных, позволяют считать
скорость радиоактивного распада в течение геологического времени
практически постоянной (в пределах точности наблюдений); конечные
продукты распада — свинец, гелий — также практически остаются ста-
бильными, и точность определения радиоактивных констант достаточна
для практических целей определения геологического возраста.
За последнее время в СССР нашел применение аргоновый
метод определения абсолютного возраста минералов и горных пород.
Он основан на том, что ядра изотопа калия с атомным весом 40,
К40, в результате радиоактивного превращения переходят в ядра газа
аргона с тем же атомным весом, Аг40. Определяя содержание изотопа
аргона с атомным весом 40 и изотопа калия с тем же атомным весом
в горных породах, имеющих в своем составе калиевые минералы,
можно установить их возраст по соотношению Аг40: К40.
52
Был предложен также рубидиево-стронциевый метод
и некоторые другие.
Для определения абсолютного возраста пород, образовавшихся
в последние этапы геологической истории, применяется также угле-
родный метод. В атмосфере имеются радиоактивные изотопы
углерода С14 с периодом полураспада 5568 лет, их возникновение свя-
зано с воздействием космических лучей. При этом в атмосфере обра-
зуются нейтроны, вступающие в реакцию с изотопом азота N14, в ре-
зультате которой получается радиоактивный изотоп углерода. Расте-
ния в процессе своей жизнедеятельности поглощают из атмосферы
вместе с углекислотой и радиоактивный углерод. При жизни растений
соотношение радиоактивного и нерадиоактивного углерода в нем не
изменяется. После отмирания количество радиоактивного углерода
уменьшается вследствие распада. Для того чтобы определить возраст
горной породы, необходимо измерить количество радиоактивного угле-
рода в ископаемых растительных остатках, захороненных в ней. Зная
период полураспада радиоактивного углерода и его количество в на-
стоящее время, можно определить время отмирания растений, а сле-
довательно, и возраст горной породы, в которой они находятся. Этот
метод особенно перспективен при изучении антропогеновых отложений
в археологии и даже в истории. В качестве примера можно указать на
определение возраста куска дерева от палубы погребальной ладьи из
гробницы Сезостриса III — 3621 г.; куска дерева от гроба периода
Птолемеев в Египте — 2190 лет и т. д. Эти цифры, может быть, и нель-
зя считать совершенно достоверными, но все же, конечно, метод инте-
ресен.
Методы, основанные на радиоактивном распаде, позволили опре-
делить возраст и древнейших горных пород. Так, для некоторых кри-
сталлических пород Кавказа получены цифры порядка нескольких сот
млн. лет; для Курской магнитной аномалии — от 1950 до 2060 млн. лет;
для Воронежского кристаллического массива— около 2250 млн. лет;
для Балтийского щита-—от 1800 до 3100 млн. лет; для некоторых
южноафриканских минералов — от 2,7 до 3,2 млрд, лет; для гранитоидов
на Днепре — до 3,5 млрд, лет; в Гренландии — до 3960 млн. лет. Изо-
топный анализ ряда свинцовых материалов привел А. Холмса к выводу
о том, что отвердение земной коры началось приблизительно
3,4-109 лет назад. Древнейшие минералы из изученных к настоящему
времени образовались около четырех миллиардов лет тому назад.
Для метеоритов получаются цифры такого же порядка — около
4,5 млрд. лет.
Ядерные методы датировки геологических объектов приобрели в
последнее время большое значение. Ими широко пользуются геологи.
Интервалы времени, к которым применимы различные методы этого
типа, таковы: по углероду 14 — от 2000 до 30 000 лет; по калию —
аргону—100 000 и больше; по рубидию—стронцию — 5 млн. лет и
больше; по урану—свинцу — 200 млн. лет и более; по урану 238 —
порядка 1—4 млрд. лет. Теперь имеются таблицы и номограммы по
данным различных ядерных методов (Тугаринов, 1961).
Применение различных методов, среди которых главенствующую
роль играет метод радиоактивного распада ряда элементов, позволило
исследователям составить приближенную шкалу абсолютного возраста,
т. е. установить продолжительность в миллионах лет той или иной
эры, того или иного периода. Данные об абсолютном возрасте эр и
периодов приведены в табл. 3.1. С начала архейской эры прошло
приблизительно 4-Ю9 лет, с начала протерозойской эры — 570-Ю6 лет.
63
Возраст Земли как планеты оценивается приблизительно в 4,/2 млрд,
лет (точнее — 4,56±0,03 млрд. лет). Человек не может представить
себе с достаточной ясностью такие длительные периоды времени. Инте-
ресно отметить в этой связи, что возраст Солнца определяется в
5-1013 лет (50 миллионов миллионов лет), а время существования сред-
ней звезды (в том числе и Солнца) —по 2-1015 лет (т. е. 2 миллиарда
миллионов лет). «Для природы, — писал в начале XIX в. выдающийся
французский натуралист Ж- Ламарк, — время ничего не значит и
никогда не представляет затруднений, она всегда имеет его в своем
распоряжении и для нее это средство не имеет границ».
Следует полагать, что со временем мы получим возможность
широко пользоваться методикой определения абсолютного возраста
горных пород, что значительно облегчит геологические исследования и
уточнит получаемые результаты.
Отметим здесь, что материалы, которые доставляет нам геология
и которые касаются возраста Земли, полностью опровергают «свиде-
тельства» религии по этому вопросу. По учению церкви, Земля была
создана богом приблизительно 5 или 6 тыс. лет назад. Однако уже
Бюффон (XVIII в.), осмеливаясь навлечь на себя гнев церкви, опре-
делял возраст Земли не менее чем 70 000 лет. М. В. Ломоносов совер-
шенно справедливо писал, что «долгота времени и множество веков,
требуемых на обращение дел и произведение вещей в натуре, больше
нежели как принятое у нас церковное исчисление». Теперь мы видим,
что действительно Земля как планета существует около 4!/2 млрд. лет.
Эта цифра должна считаться установленной довольно достоверно, и
она камня на камне не оставляет от религиозных представлений в этой
области.
Точно так же данные палеонтологии, т. е. сведения о происхожде-
нии, эволюции, развитии жизни на Земле, полностью опровергают
религиозные представления о сотворении животных и человека. В этом
смысле атеистическое значение геологии очень велико, и мы можем
использовать ее широко в распространении материалистических взгля-
дов на развитие мира.
§ 4
О ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ
На протяжении всего времени своего существования Земля прошла
длинный ряд изменений. В сущности она никогда не была такой, как
в предыдущий момент. Она изменяется непрерывно. Изменяются
ее состав, физическое состояние, внешний вид, положение в мировом
пространстве и взаимоотношение с другими членами Солнечной си-
стемы.
Трудно что-либо сказать о характере тех изменений, которые
претерпевала Земля в начальный этап своего развития, т. е. в тот
период, когда она формировалась как планета. Рассмотрение этого
вопроса относится скорее к проблемам космогонии, чем геологии.
Но несомненно, что тот период в развитии Земли характеризовался
очень сложными процессами — конденсацией вещества и установле-
нием формы Земли как эллипсоида вращения.
Дальнейшая история Земли определяется взаимоотношениями и
изменениями в тех силах, которые и сейчас функционируют в теле
земного шара и которые, с той или иной степенью точности, мы можем
исследовать. Сюда относятся взаимное притяжение частиц
64
вещества, слагающего земной шар, а также гравитационные силы
взаимодействия между Землей, Луной и Солнцем и планетами; рота-
ционные силы, т. е. силы, связанные с вращением Земли вокруг
оси и изменением скорости этого вращения; силы, возникающие в теле
Земли в результате изменения количества содержащегося в ней тепла,
т. е. изменения температуры недр Земли; силы, возникающие в
ходе химических превращений вещества в недрах Земли и
изменений агрегатного состояния материи в условиях высоких
температур и давлений; наконец, силы, связанные с внеш-
ними воздействиями на Землю, особенно с влиянием Солнца, кото-
рое воздействует на водные и воздушные массы и приводит их в дви-
жение.
Рассматривая такие изменения, мы можем условно разделить их
на две группы.
Первая группа — это те изменения, или процессы, которые проте-
кают внутри земного шара, которые подчиняются силам, заложенным
внутри Земли, и которые мало зависят от внешних влияний. Такие
процессы носят название эндогенных. Эндогенные процессы отли-
чаются большой сложностью и разнообразием. Они вызывают различ-
ные движения земной коры. Эти движения называются тектоническими,
с ними связан ряд процессов, вызывающих неоднородность состава
горных пород, их распределения по площади и условий залегания. К эн-
догенным процессам относятся: медленные колебательные тектониче-
ские движения земной коры, выражающиеся в поднятиях и опусканиях
различной амплитуды и скорости; тектонические движения земной коры,
вызывающие складчатые и разрывные нарушения горных пород и со-
здающие различные структуры во времени и пространстве; тектониче-
ские движения, создающие горные сооружения; магматизм, проявляю-
щийся в виде внедрения магмы (высокотемпературного силикатного
расплава) и застывания в глубине земной коры с образованием различ-
ных тел или в виде вулканических извержений лавы на поверхность.
В результате застывания магмы в глубине и на поверхности образуются
большие массы магматических горных пород; метаморфизм первично
осадочных или магматических горных пород, т. е. изменение горных
пород под влиянием высоких давлений и температур, а также различ-
ных газовых и жидких растворов, выделяющихся из магмы, и образо-
вание метаморфических горных пород; землетрясение, представляющее
особый вид тектонических движений, выражающийся в подземных
ударах, вызванных внезапным смещением и сотрясением того или иного
участка земной коры, приводящим нередко к катастрофическим разру-
шениям и человеческим жертвам. Эндогенные процессы, при всем их
разнообразии и сложности, теснейшим образом связаны друг с другом,
и только всестороннее комплексное изучение может привести к понима-
нию сущности и закономерностей их проявления. Известно, что в исто-
рии развития земной коры неоднократно возникали подвижные области
(называемые геосинклиналями), в которых на первых этапах происхо-
дило интенсивное прогибание и мощное накопление в морских водое-
мах осадков, из которых образовались осадочные горные породы, а за-
тем в последующие этапы в тех же местах происходили различные де-
формации, вызывавшие образование складок, разрывов, значительных
перемещений отдельных блоков земной коры друг относительно друга
и формирование горных сооружений. Все это сопровождается интен-
сивным проявлением магматизма, метаморфизма и другими эндоген-
ными процессами.
Вторая группа изменений вызвана по преимуществу внешними
5 Общая геология
65
воздействиями на земной шар и проявляется на его поверхности. Эти
изменения состоят в непрерывных перемещениях водных и воздушных
масс, в циркуляции воды в атмосфере, на поверхности и внутри Земли,
в химических и физических превращениях вещества под воздействием
реакций выветривания, в разрушении, переносе и вторичном отложе-
нии горных пород, в жизнедеятельности организмов и т. п. Подобные
изменения объединяются под термином экзогенные процессы. Эти
процессы удобно расчленить на несколько подразделений, соответст-
вующих значению и роли различных внешних агентов — процессов
выветривания, ветра, поверхностных проточных вод, подземных вод,
озер и болот, ледников, морей и океанов. Совокупность процессов раз-
рушения горных пород и сноса продуктов разрушения в пониженные
участки называется денудацией (лат. denudatio — обнажение). Эк-
зогенные процессы представляют собой очень сложный комплекс
взаимно увязанных изменений. Нельзя рассматривать один из видов
экзогенных сил, не затрагивая других. Только совместный их ана-
лиз позволяет понять общую картину изменений, протекающих на
поверхности Земли, и установить закономерности, управляющие этими
изменениями.
То же соображение в полной мере относится ко всему комплексу
изменений, происходящих на Земле, т. е. эндогенным и экзогенным
процессам одновременно. Они связаны друг с другом,
обусловливают друг друга, отражают сложность, разнообразие^
но и единство сил, действующих в Земле. Нельзя рассматривать
одни, например, экзогенные процессы, не затрагивая эндогенных. Так,,
рельеф горных стран определяется, с одной стороны, масштабом и
скоростью движений земной коры, выражающихся в поднятиях и де-
формациях определенных участков коры. Но одновременно он опреде-
ляется и тем, с какой силой и в каком направлении действуют на этом
участке экзогенные агенты — выветривание, ручьи и реки, лед.
Совместное действие внутренних и внешних сил, их взаимодействие,,
их борьба создают сложную картину рельефа горных стран. Измене-
ния в соотношениях между этими силами, внутренними и внешними,
создают все разнообразие структуры земной коры и форм ее поверх-
ности.
Другой иллюстрацией единства и взаимосвязи между эндогенными
и экзогенными явлениями могут служить, скажем, материковые оледе-
нения. Известно, что земная ось хотя и медленно, но постоянно меняет
свое положение; соответственно изменяется месторасположение поляр-
ных областей. Изменяется и положение материков на земном шаре.
Изменяется, наконец, и климат — то в сторону похолодания, то потеп-
ления. В известных условиях обстоятельства могут сложиться таким
образом, что данная область, ранее находившаяся в умеренном поясе,,
окажется лежащей в приполярных участках, и тогда на ее территории
начинается оледенение. Поверхность Земли в этом месте покрывается
сплошным покровом льда толщиной в несколько километров. Вес
таких масс льда, оказавшихся дополнительным грузом для данного
участка земной коры, приводит к тому, что этот участок под тяжестью
льда прогибается. В дальнейшем —в том случае, если лед стаивает и
нагрузка снимается, — кера в этом месте вновь «всплывает», стремясь
занять прежнее положение. В таком состоянии находится сейчас,
например, Скандинавский полуостров.
Подобных примеров можно привести сколько угодно. Они служат
лишь иллюстрацией к тому положению, что эндогенные и экзогенные
66
процессы — это единый комплекс увязанных между собой явлений, и
только совместное их изучение может дать существенные результаты.
При изучении эндогенных и экзогенных процессов совершенно не-
обходимо рассматривать Землю в ее развитии, в развитии непре-
рывном и направленном, направленном от простого к
сложному; в развитии, которое определяется борьбой противопо-
ложностей, заложенных в каждом объекте, выражается в постепен-
н ы х, незаметных изменениях, которые по достижении известного
предела приводят данный объект в новое качественное со-
стояние; в развитии, которое отражает взаимодействие дан-
ного геологического объекта и среды, его окружающей. Только
так необходимо изучать каждое явление, так, как этого требует диа-
лектика, философская основа марксизма-ленинизма.
В этой связи становится ясным, что строгое разграничение эндо-
генных и экзогенных процессов — некоторая условность, принятая
лишь для удобства изложения сложных вопросов геологии. Эта услов-
ность допустима при анализе частных вопросов, но она не должна
заслонить основного — органического единства всех про-
цессов, протекающих н*а Земле и внутри нее, един-
ства, которое и составляет сущность хода самораз-
вития земного шара, сущность так называемой геологической
формы движения материи.
Важное значение при изучении геологических явлений прошлого
имеет один частный метод, получивший наименование актуализма.
Сущность этого метода может быть выражена краткой формулой:
«Настоящее есть ключ к пониманию прошедшего» (от лат. actual —
современное, настоящее). Другими словами, изучая современные гео-
логические явления, мы можем по ним судить об аналогичных явле-
ниях далекого прошлого. В известной мере это так, но тот факт, что
Земля представляет собой непрерывный ряд изменений, приводит к
тому, что со временем меняется реальная геологическая обстановка,
меняется и содержание геологических процессов. А потому актуали-
стический метод оказывается ограниченным и его применение без
оговорок может привести к серьезным ошибкам.
В заключение приведем слова М. В. Ломоносова, основателя
Московского университета, нашего великого ученого — слова, очень
ярко выражающие мысль о том, что Земля — это сложный комплекс
взаимно связанных между собой, постоянно действующих и постоянно
изменяющихся процессов: «И во-первых твердо помнить должно, что
видимые телесные на земли вещи и весь мир не в таком состоянии
были с начала от создания, как ныне находим; но великие происходили
в нем перемены, что показывает История и древняя География, с ны-
нешнею снесенная, и случающиеся в наши веки перемены земной
поверхности. Когда и главные величайшие тела мира, планеты, и самые
неподвижные звезды изменяются, теряются в небе, показываются
вновь; то в рассуждении оных малого нашего шара земного малей-
шие частицы, то есть горы (ужасные в глазах наших громады) могут
ли от перемен быть свободны? И так напрасно многие думают, что
все, как видом с начала творцом создано; будто не токмо горы, долы
и воды, но и разные роды минералов произошли вместе со всем светом;
и потому-де не надо исследовать причин, для чего они внутренними
свойствами и положением мест разнятся. Таковые рассуждения весьма
вредны приращению всех наук, следовательно и натуральному знанию
шара земного, а особливо искусству рудного дела, хотя оным умникам
и легко быть Философами, выучась наизусть три слова: бог так сотво-
рил; и сие дая в ответ вместо всех причин» («О слоях земных», § 98).
5* 67
ЛИТЕРАТУРА ’• " - - -
Войткевич Г. В. Возраст Земли и геологическое летосчисление. М., «Наука», 1965.
Войткевич Г. В. Проблемы радиологии. М., Госгеолтехиздат, 1961-
Вологдин А. Г. Происхождение и развитие жизни на Земле. М., «Знание», 1970.
Леонов Г. П. Историческая геология. Изд-во МГУ, 1956.
Мазарович А. Н. Историческая геология, изд. 3. М.—Л., 1938.
Методы определения абсолютного возраста геологических образований. М., «Наука»,
1964.
Рубинштейн М. М. Аргоновый метод в применении к вопросам региональной
геологии. Автореферат докт. днсс. Тбилиси, 1966.
Старик И. Е. Ядерная геохронология. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1961.
Стратиграфические и геохронологические подразделения. М., Госгеолтехиздат, 1954.
Страхов Н. М. Основы исторической геологии, т. I—11. М., Госгеолиздат, 1948.
Тугаринов А. И. Геологу — о методах определения абсолютного возраста горных
пород. М., Госгеолтехиздат, 1961.
ЧАСТЬ
ПРОЦЕССЫ
ВНЕШНЕЙ динамики
•ЭКЗОДИНАМИКА-
ГЛАВА 4
ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ ОБ АТМОСФЕРЕ
Геологические процессы, протекающие на поверхности Земли,
связаны с наличием внешних оболочек — гидросферы, биосферы, атмо-
сферы.
Гидросфера объединяет всю совокупность взаимосвязанных при-
родных вод — подземных, речных, озерных, морских и океанических.
Биосфера — оболочка, занятая «живым веществом», проникающим в
той или иной степени в другие внешние оболочки — гидросферу, атмо-
сферу и самую верхнюю часть земной коры. Влияние «живого веще-
ства» на различные процессы неодинаково. В одних случаях с ним
связано разрушение горных пород, в других— созидание.
Характеристика и геологическое значение гидросферы и биосферы
приводятся в соответствующих главах при рассмотрении различных
геодинамических процессов. Здесь же приводится характеристика
атмосферы.
Нижней границей атмосферы служит поверхность земной коры и
гидросферы, хотя фактически воздух проникает внутрь последних,
заполняя крупные и мелкие пустоты в горных породах или растворяясь
в водах морей и океанов.
Состав атмосферы. Атмосфера — воздушная оболочка — представ-
ляет собой смесь различных газов, содержание и соотношение которых
несколько изменяется с высотой. Вблизи поверхности Земли она со-
стоит преимущественно из азота — 78,09% и кислорода — 20,95%.
На долю остальных газов приходится всего около 1%, из которых
0,93% составляет аргон и 0,03%—углекислый газ. К другим газам,
содержащимся в ничтожных количествах в воздухе, относятся водород,
неон, гелий, криптон, ксенон, радон, йод, водяной пар, озон, метан и др.
За, последние десятилетия в связи с новейшими методами иссле-
дования с помощью автоматических приборов и запусков ракет значи-
тельно уточнились представления о составе и строении атмосферы.
Получены данные, что состав атмосферы до высоты 100 км сущест-
венно не меняется и она также состоит в основном из азота и кисло-
рода. Такая выдержанность основного газового состава атмосферы
связана с постоянно происходящим беспорядочным вихревым (турбу-
лентным) движением воздуха, перемешивающим газы не только в
нижних слоях, но и выше.
Содержание углекислого газа в атмосфере неодинаково. Он посту-
пает в воздух из вулканов и минеральных источников, при сгорании
71
углеродсодержащих веществ, разложении организмов, дыхании и т. п.
Распределение углекислоты зависит и от местных условий. Над океа-
нами и в полярных странах углекислого газа в воздухе меньше при-
веденных средних величин. Так, например, над Антарктидой в воздухе
содержится его около 0,02%, а в промышленных районах до 0,032%.
Содержание углекислого газа несколько колеблется и в течение су-
ток— днем меньше в связи с поглощением его растениями в светлое
время, ночью больше, так как поглощение прекращается, а выделение
промышленными объектами и животным миром происходит непре-
рывно.
Наибольшее количество углекислого газа наблюдается в нижних
слоях атмосферы, с высотой его содержание постепенно уменьшается.
Велика роль водяного пара, содержащегося в воздухе: его сгуще-
ние дает начало облакам и осадкам; кроме того, превращение водя-
ного пара сопровождается поглощением или выделением больших
количеств тепла. Все это влияет на геодинамические процессы. Наи-
большее количество водяного пара сосредоточено в нижних слоях
атмосферы, а с высотой его содержание быстро уменьшается по мере
понижения температуры. По данным, приводимым X. П. Погосяном
(1966, 1970), в первом пятикилометровом слое воздуха находится
около 90% всего количества водяного пара, а остальная его часть
содержится преимущественно в пределах до 12—15 км.
Кислород, углекислота и вода являются главными агентами хими-
ческого выветривания горных пород, при помощи которых происходят
процессы окисления, гидратации, растворения и др., столь широко
распространенные на поверхности Земли.
В воздухе содержится то или иное количество пыли, происхожде-
ние которой разнообразно. Наибольшее количество пыли поступает в
атмосферу из безводных пустынь и полупустынь, откуда сильные ветры
выдувают пыль и разносят ее на большие расстояния. Она образуется
также в результате захвата ветром морских брызг при штормах.
Капельки воды при этом быстро испаряются, а частицы соли перено-
сятся на сушу. Пыль поступает в атмосферу от крупных промышлен-
ных предприятий, при извержении вулканов и из космического про-
странства. Наибольшее количество пыли содержится в нижних слоях
атмосферы: даже после дождя в 1 см3 воздуха содержится до 30 тысяч
пылинок, а в сухую погоду количество пыли увеличивается в 4—5 и
более раз.
По последним данным, полученным с помощью ракет и искусствен-
ных спутников Земли, обнаружены зоны пыли на высоте 100—150 км.
Наличие пыли в воздухе снижает его прозрачность и несколько
ослабляет энергию солнечных лучей, проникающих сквозь атмосферу
к поверхности Земли, с другой стороны, те же частицы пыли являются
центрами, или ядрами, конденсации водяных паров, что приводит к
образованию облаков и в конечном счете к выпадению атмосферных
осадков.
Давление атмосферы. Как известно, давление столба воздуха
атмосферы на поверхность Земли уравновешивается столбом ртути
того же диаметра, при высоте этого столба 760 мм на уровне моря и
на широте 45°. Это нормальное барометрическое давление атмосферы
принято выражать в миллибарах — тысячных долях бара1. Среднее
1 Бар — давление, которое производит сила в 1 млн. дин на 1 см? площади. Дина —
единица силы в системе СГС (сантиметр — грамм — секунда). Дина равна силе,
которая массе в 1 г сообщает ускорение 1 см/сек?.
72
давление на уровне моря, выраженное в миллибарах, равно 1013,3.
Давление воздуха в 1000 мб эквивалентно давлению ртутного столба
высотой 750,1 мм.
С высотой плотность воздуха и давление быстро уменьшаются.
Так, на высоте 5—6 км давление воздуха около 500 мб, на 16 км —
около 100 мб, а на высоте 40 км — 2,4 мб (Погосян, 1970).
Строение атмосферы. Верхняя граница атмосферы недостаточно
ясна и называемая цифра 2000 км является до некоторой степени
условной. В состав атмосферы выше 100 км также входят главным
образом азот и кислород. Однако под действием ультрафиолетовой
радиации Солнца молекулы кислорода расщепляются на атомы и ки-
слород становится атомарным.
По характеру изменения температуры с высотой и другим данным
атмосфера делится на несколько сфер: тропосферу (самую нижнюю),
стратосферу («слоистую»), мезосферу, термосферу, экзосферу (внеш-
нюю сферу). Между сферами обычно выделяют переходные слои, так
называемые паузы, где температура с высотой мало изменяется.
Наибольшее значение для геологии имеют нижние слои атмосфе-
ры—тропосфера, непосредственно располагающаяся над поверхностью
Земли. Именно эта сфера оказывает существенное влияние на горные
породы, слагающие поверхностную часть земной коры. В свою очередь
поверхность Земли оказывает влияние на физические свойства атмо-
сферы.
Тропосфера характеризуется большой плотностью, наличием
в составе, кроме азота и кислорода, углекислого газа, водяного пара
(почти весь содержащийся в атмосфере водяной пар сосредоточен в
тропосфере) и большого количества частиц различного происхождения.
Ее верхняя граница изменяется в зависимости от географической ши-
роты. Наибольшая высота (толщина) тропосферы наблюдается в эква-
ториальной и тропической зонах, где она достигает 16—18 км, в то
время как в полярных и приполярных областях она располагается в
среднем на высоте 8—10 км. В средних широтах высота тропосферы
колеблется от 6—8 до 14—16 км. Отмечается также, что верхняя гра-
ница тропосферы испытывает изменения в течение суток, связанные
главным образом с колебаниями температуры.
Температура воздуха в приземных слоях тропосферы зависит от
притока солнечной энергии и закономерно понижается от экватора к
полюсам. Средняя температура воздуха у поверхности Земли на эква-
торе достигает +26°, над полярными областями зимой —34, —36°, а
летом около 0°, и, следовательно, разность температур экватор — полюс
составляет 60° зимой и 26° летом. Максимально низкая температура
воздуха была отмечена в 1960 г. в пределах Антарктиды на станции
Восток, где она достигала —88,3°.
Для тропосферы характерно понижение температуры с высотой в
среднем на 0,6° на каждые 100 м подъема. Как видно из рис. 4.1, в
январе в Северном полушарии в высоких широтах у верхней границы
тропосферы на высоте 8—10 км температура понижается до —60°,
а летом до —45°, а в приэкваториальных областях на высоте 16—18 км
до —70, —75°. Таким образом с высотой уменьшается разность темпе-
ратур экватор — полюс.
Стратосфера протягивается от 8—18 км до 50—55 км. Как
видно из рис. 4.1, для стратосферы в целом характерно закономерное
повышение температуры с высотой до 0°, +10° у верхней границы
стратосферы летом, до 10, —15° — зимой. Некоторое исключение
составляет изменение температуры в высоких широтах зимой в интер-
73
вале высот 10—30 км. Здесь в условиях полярной ночи температура
(выше тропопаузы) достигает —60, —75°. Выше 30 км температура
повышается до —15°. В связи с тем что стратосфера очень бедна
водяными парами, в ней нет условий для образования облаков и атмо-
сферных осадков.
Название этой оболочки основывалось на представлении о том,
что это спокойная слоистая сфера, в которой газы разделены по
Рис. 4.1. Распределение средней температуры до высот 90—
100 км. Изотермы над северным полушарием (в январе —
слева, в июле — справа) (по X. П. Погосяну)
-слоям, в соответствии с их удельным весом. Новые данные, основан-
ные на современных методах исследования, показали, что в страто-
сфере, как и в верхней тропосфере, происходит интенсивная циркуля-
ция воздуха в горизонтальном и вертикальном направлениях.
Важное значение в распределении температур и в характере цир-
куляции воздуха имеет озон, содержащийся в слое от 10 до 60 км,
с максимумом на высоте 22—25 км. Содержание озона изменяется в
зависимости от широты местности. Его больше в высоких широтах,
меньше в средних и низких. Озон, поглощая ультрафиолетовую радиа-
цию Солнца, предохраняет все живое на Земле от ее губительного
действия.
Мезосфера простирается до высоты около 80 км. Закономер-
ное повышение температуры, имевшее место в стратосфере, прекра-
щается у ее верхней границы (на высоте 50—55 км). В пределах мезо-
сферы наблюдается вновь понижение температуры (см. рис. 4.1), но
неравномерное для разных широт и по сезонам года. Летом оно значи-
тельно больше. По новейшим данным температура у верхней границы
мезосферы в высоких широтах летом ниже на 30—40°, чем зимой.
В верхних частях мезосферы (60—80 км) кислород находится в ато-
марном виде.
74
Термосфера (ионосфера) простирается выше мезосферы при-
мерно до высоты 800 км. Для нее характерно повышение температуры
с высотой. По данным изучения ракетами и искусственными спутни-
ками Земли, у верхней границы термосферы температура может дости-
гать свыше 1000—1500°. Наряду с повышением температуры наблю-
даются ее резкие изменения под влиянием корпускулярной и ультра-
фиолетовой радиации Солнца. Газы в термосфере находятся преиму-
щественно в атомарном виде. Характерной особенностью термосферы
выше 60—80 км и верхней мезосферы является ионизация атмо-
сферы, т. е. процесс образования большого числа электрически заря-
женных частиц—ионов. Наиболее интенсивно ионизация происходит в
интервале 60—400 км, где, по новейшим данным, выделяют 4 зоны, в
которых концентрация свободных электронов несколько большая, чем
в смежных слоях. Эти зоны соответствуют следующим интервалам
высот: 60—80, 100—120, 180—200, 300—400 км. В связи с ионизацией
нижней части термосферы ее также называют ионосфера. Нали-
чие ионизации имеет большое значение для установления дальней
радиосвязи. Ионизированные слои отражают короткие радиоволны,
возвращающиеся на поверхность Земли уже в значительном отдалении
от места радиопередач.
Экзосфера (сфера рассеяния) располагается выше 800 км
и мало изучена. Для нее характерна крайняя разреженность, частицы
газов, двигаясь с огромными скоростями, почти не встречаются друг
с другом; происходит отток газовых частиц в межпланетное про-
странство.
Схема вертикального разреза атмосферы, а также явлений, на-
блюдавшихся в той или иной сфере, и средства изучения их указаны
на рис. 4.2.
Движение атмосферы. Основной причиной всех движений в атмо-
сфере является лучистая энергия Солнца, преобразование которой на
Земле представляет собой сложный процесс, зависящий от ряда фак-
торов как общего, так и местного значения. Кроме того оказывает
влияние вращение Земли вокруг своей оси и неоднородность земной
поверхности — распределение материков и океанов, гор и равнин.
Неравномерный нагрев поверхности Земли, особенно резкие контрасты
температур в низких и высоких широтах и различное атмосферное
давление над разными участками вызывают постоянное движение
атмосферы. Интенсивность движений зависит от градиента атмосфер-
ного давления, под которым понимается изменение давления на еди-
ницу расстояния. За последнее принято расстояние, равное 100 км. Чем
больше градиент, тем больше скорость ветра, измеряемая обычно в
метрах в секунду (м/сек) и в километрах в час (км/час). У поверхно-
сти Земли происходит нагревание и охлаждение воздуха. При нагре-
вании воздух расширяется и поднимается вверх, а на его место при-
ходит холодный воздух. Всюду, где создается неоднородность темпе-
ратур и давлений, воздушные движения стремятся к выравниванию их.
Всю совокупность воздушных течений принято называть обшей
циркуляцией атмосферы. Одним из наиболее значительных
видов циркуляции атмосферы является циркуляция воздуха
между низкими и высокими широтами. Вследствие рез-
кого контраста температур между ними холодные массы воздуха дви-
жутся из высоких широт Северного и Южного полушарий в экватори-
альные. В то же время теплые воздушные массы экваториальных и
тропических зон движутся к высоким широтам. Такой воздухообмен
особенно усиливается зимой, когда разность температур экватор —
75
полюс достигает 60°. Разница давлений в экваториальной области и
субтропиках (субтропический максимум давления) вызывает постоян-
ное движение воздуха в приземном слое от субтропиков к экватору,
известное под названием пассатов. В Северном полушарии они
500-
400-
180-
160-
140-
120-
100-
90-
30-
2а
80-
70
60
50
-1.9-10
-1.4 10 7
Ионосферный --слой F7
250-
-2.2-10
е
-3-10-7
-7-10
Е
поносферный слои F,
-2-10 6
2
емперотура
-0.0004
*
<8
-104
Уровень моря
-120°
-0-8
-2.4
-9.0
|-42
-210
760
-3.8 Ю'0
- -0.01
-0.06
•I "I"' I--1 1 I - I I I I
120 180 240 300 360
Ф Е Р Л
раврея)
6ОСН
300-
200-
-а
Меэопаузо
Тропа па уза'
-7-Ю*0
ионосферный слой Е
60 О ’ 60
А Г М О С
(вертим ал ьный
Рис. 4.2. Вертикаль-
ный разрез атмосфе-
ры:
1 — наибольшая вы-
сота; 2 — наибольшая
глубина океана; 3 —
облака нижние; 4 —
облака конвекции;
5 — облака перистые;.
6 — облака перламут-
ровые; 7 —облака се-
ребристые; 8 — стра-
тостат Пикара; 9 —
стратостат «Осоавиа-
хим»; 10 — радиозон-
ды; 11—метеороло-
гические ракеты; 12—
геофизические раке-
ты; 13 — искусствен-
ные спутники Земли;
14 — отражение зву-
ковых волн; 15 — от-
ражение средних ра-
диоволн; 16 — отра-
жение коротких ра-
диоволн; 17 — поляр-
ные сияния в нижней
ионосфере; 18 — по-
лярные сияния в
верхней ионосфере;
19 — метеоры; 20 —
слой наибольшей кон-
центрации озона
М
дуют не с севера на юг, а с северо-востока, в Южном полушарии —
не с юга на север, а с юго-востока, что обусловливается отклоняющим
влиянием вращения Земли. Предполагалось также, что в зоне схожде-
ния пассатов Южного и Северного полушарий происходит подъем
воздуха и образуются ветры противоположного направления, так назы-
ваемые антипассаты. По даннымX. П. Погосяна и 3. Л. Туркетти,
основанным на аэрологических наблюдениях, антипассаты в классиче-
76
Рис. 4.3. Схема возникновения бриза: на-
правление движения воздуха днем (а) и
ночью (б). Стрелками обозначены направ-
ления вертикальных и горизонтальных дви-
жений воздуха
ском -первоначальном понимании не обнаружены, и северо-восточные
ветры в приземном слое не переходят на высоте на юго-западные анти-
пассаты, а остаются восточного направления во всей тропосфере и с
высотой даже усиливаются. Помимо пассатов существуют сравнитель-
но устойчивые движения воздуха, называемые муссонами. Они
связаны с сезонными различиями в температурах и давлениях между
материками и океанами и распространяются на большие расстояния.
В зимнее время происходит сильное охлаждение суши, в то время как
океаны, накопившие тепло за летний период, расходуют его на нагре-
вание воздуха. Обратная картина наблюдается летом, когда суша
нагревается значительно быстрее и сильнее, чем океаны. Вместе с из-
менением температур изменяется и давление воздуха. В результате
зимой при сильном охлажде-
нии суши ветер дует с матери-
ка на океан, летом — с океана
на более нагретую сушу. На-
блюдаются также суточные из-
менения, связанные с различ-
ной скоростью нагревания су-
ши и воды и возникающие у
-берегов морей и других водое-
мов. В дневное время, когда
поверхность суши нагревается
больше, чем вода, давление
над ней уменьшается и ветер
дует с водного бассейна (мор-
ской бриз). Ночью наблюдает-
ся обратная картина: ветер ду-
ет с суши (береговой бриз).
Такие ветры, наблюдающиеся
на берегах морей и озер, называются бризами. На рис. 4.3 дается
схема возникновения бриза, где вертикальными стрелками указан подъ-
ем более нагретого и более легкого воздуха, а горизонтальными стрел-
ками — движения более холодного воздуха. Высоты бризового потока
несколько сотен метров, и он обычно не обладает большой силой. Выше
создаются воздушные течения, обратные тем, какие наблюдаются у по-
верхности Земли.
Следует также отметить горно-долинные ветры, форми-
рующиеся аналогично морскому бризу, вследствие неодинакового на-
гревания и охлаждения гор и долин в течение дня и ночи. Днем гор-
ные вершины и их склоны нагреваются сильнее, чем долины, и темпе-
ратура воздуха над ними более высокая. В результате днем ветер дует
из долин к горным вершинам. Обратная картина наблюдается ночью,
когда склоны гор охлаждаются больше, чем воздух в долине, и более
холодный ветер дует с гор в долину.
Помимо указанных крупных и местных движений в воздушной
оболочке Земли известны различные вихри. Особенно важную роль в
формировании и изменении погод играют крупные атмосфер-
ные вихри — циклоны и антициклоны. Они возникают в
средних и высоких широтах обоих полушарий и представляют собой
мощные атмосферные вихри, диаметр которых достигает 1,5—3 тыс. км
и более, а высота в большинстве случаев ограничена высотой тропо-
сферы. Лишь наиболее крупные вихри поднимаются до высот 20—25 км.
Для циклонов и антициклонов характерно вращательное, в плане, дви-
жение огромных масс воздуха.
77
В циклонах атмосферное давление минимальное в центре и возра-
стает к периферии. Воздушные течения направлены от периферии к
центру: против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой
стрелке в Южном полушарии. В антициклонах атмосферное давление
максимальное в центре и уменьшается к периферии. Ветры направле-
ны здесь от центра к периферии по часовой стрелке в Северном полу-
шарии и против часовой стрелки в Южном. В связи с тем что в цик-
лонах имеют место восходящие движения воздуха, происходит его
охлаждение, которое вызывает конденсацию водяных паров, образова-
ние облаков и выпадение атмосферных осадков. В антициклонах, нао-
борот, имеет место нисходящее движейие и воздух нагревается, обла-
ка, как правило, рассеиваются и наступает ясная погода. Циклониче-
ские движения нередко обладают большой поступательной скоростью
и, если они проходят над морем, вызывают огромное волнение и пере-
мешивание водных масс. Например циклоны, идущие с запада над
Финским заливом, вызывают подпор воды в восточной части залива
и приостановку или даже обратное течение воды в реке Неве, что
влекло за собой неоднократные наводнения в г. Ленинграде. При круп-
ных наводнениях под водой оказывалось до 65 км2 городской террито-
рии. Одно из таких наводнений описано А. С. Пушкиным в «Медном
всаднике». Сильный ураган пронесся в 1957 г. в Подмосковье, в районе-
ст. Сходня. Он захватил узкую полосу около I км шириной и несколь-
ко километров длиной, где были вырваны с корнем или поломаны
деревья, с домов сорваны крыши и имели место другие повреждения
зданий.
Особенно большой разрушительной силой обладают тропиче-
ские циклоны, диаметр которых составляет десятки и сотни кило-
метров. Они зарождаются над океанами как в Южном, так и в Север-
ном полушарии, в большинстве случаев между широтами 5 и 20°
(рис. 4.4), и движутся преимущественно с востока на запад. Циклоны
называются по-разному: тайфун на Тихом океане; ураганы —
в Северной Атлантике; циклоны — в Индии; вилли-вилли —
в Австралии.
Скорость ветра в тропических циклонах в ряде случаев достигает
100—300 км/час и даже 400 км/час. Такие ветры вызывают огром-
ные разрушения. Так, например, тайфун, прошедший над Японией
21 ноября 1934 г., частично или полностью разрушил 700 тыс. домов„
вывел из строя 11 тыс. судов, вызвал наводнение и причинил огромный
ущерб (Погосян, 1970). В сентябре 1963 г. тропический циклон
«Флора», пройдя над островом Гаити, разрушил много домов, при
этом погибло более 4 тысяч жителей. Циклон «Нэнси», возникший
вблизи Маршалловых островов, со скоростью ветра более 300 км/час
15 сентября 1961 г. приблизился к южным берегам Японии, прошел
вдоль островов к северо-востоку, причинив огромные разрушения до-
мам, мостам, дамбам. При этом погибло более 150 и было ранено’
свыше 2000 человек. Сильные ливневые дожди сопровождали тайфун.
Прибрежные районы были затоплены океаническими водами. 17 сен-
тября тайфун «Нэнси» вышел в Охотское море и произвел разрушения
в южной части Сахалина.
Атмосферные осадки. В воздухе тропосферы всегда находятся
пары воды, определяющие его влажность. Различают абсолютную и
относительную влажность воздуха. Под абсолютной влаж-
ностью понимается количество водяных паров, имеющихся в воздухе
в данный момент, а под относительной — отношение упругости
паров, действительно находящихся в воздухе, к упругости паров, необ-
78
Рис. 4.4. Места зарождения тропических циклонов на земном шаре и основные направления их перемещения
(по X- П. Погосяну)
ходимых для насыщения того же пространства при той же температуре,
выраженное в процентах. Абсолютная влажность измеряется высотой
ртутного столба в миллиметрах или в а/№. Количество парообразной
влаги, которое может фактически содержаться в воздухе, сильно ме-
няется в зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха,
тем большее количество влаги он может поглотить.
Максимальная абсолютная влажность воздуха наблюдается в при-
экваториальных странах, где она достигает 20 25 мм\ минимальная —
в пустынях и в области сильных холодов. Но показательна величина
относительной влажности. Низкая относительная влажность свидетель-
ствует о сухости климата, высокая — о близости к полному насыщению
воздуха водяными парами. При относительной влажности около 100%
образуются облака и могут выпадать атмосферные осадки. Конденса-
ции паров воды и переходу в капельно-жидкое состояние способствует
наличие в воздухе пылевых частиц. Они служат ядрами конденсации.
Количество выпадающих атмосферных осадков измеряется толщи-
ной (в миллиметрах) того слоя воды, который они образовали бы на
поверхности Земли, если бы вода не просачивалась в почву, не испа-
рялась и не стекала бы в пониженные места. Распределение атмосфер-
ных осадков, их количество различно и зависит от широты местности,
от рельефа и особенностей атмосферной циркуляции и других факто-
ров. На территории СССР количество атмосферных осадков законо-
мерно изменяется с севера на юг. В области тундры и лесотундры
количество выпадающих атмосферных осадков не превышает 250—
300 мм!год, в более южных районах европейской части Союза средне-
годовое количество осадков колеблется в пределах 500—700 мм
(Москва — 586 мм, Уфа — 584 мм, на Балтийском побережье—700 мм).
Еще южнее в степных зонах среднее количество выпадающих атмо-
сферных осадков уменьшается до 400—300 мм]год, в сухих степях
менее 300 мм)год и, наконец, в пустынях и полупустынях Средней
Азии — не более 100—200 мм!год. На Черноморском побережье Кав-
каза (район Батуми) годовое количество осадков превышает 2000—
2500 мм)год. Вместе с тем в Куро-Араксинской низменности снижается
до 150—200 мм!год. На Южном побережье Крыма, на склонах Крым-
ских гор, обращенных к влажным ветрам, среднегодовое количество
атмосферных осадков колеблется от 676 (г. Ялта) до 1018 мм] год на
Айпетри. В восточной части полуострова (район Керчи) и на северных
склонах Крымских гор (район Симферополя) их количество снижается
до 438—442 мм)год. Влияние рельефа и направленность влажных вет-
ров сказывается и в других горных сооружениях. Так, например, в
Андах на склонах, обращенных к Тихому океану, выпадает осадков
более 3000 мм)год, а на подветренных восточных склонах около 150—
200 мм)год (Алисов, 1962). Большие различия в количестве выпадаю-
щих атмосферных осадков наблюдаются в экваториальной зоне. Так,
например, в Аккре (Гана) выпадает осадков 686 мм!год, а в Дебундже
(Камерун), находящемся почти на одной широте, в несколько раз
больше. Распределение годовых сумм осадков на земном шаре видно
на рис. 4.5 (по Погосяну, 1970). Большие массы влаги переносят цик-
лоны с Тихого океана на побережье Дальнего Востока. Здесь, встречая
препятствия в виде горных хребтов, осадки быстро расходуются, и
дальше, в Восточной Сибири, их уже становится мало — примерно
столько, сколько наблюдается в среднеазиатских пустынях. Получает-
ся так, что Приаралье, Прикаспий и Верхоянье получают примерно
одинаковое количество атмосферных осадков, хотя между ними и су-
ществует резкая разница в климате.
М
Общая геология
2000-3000
более 3000
lZZj °-100
100-250
I |Т| П I j 2S0-500
Рис. 4.5. Распределение годовых сумм осадков на земном шаре, мм/год (по X. П. Погосяну)
Погода и климат. В каждой местности температура воздуха, дав-
ление, относительная и абсолютная влажность меняются довольно
быстро. Это переменное состояние атмосферы носит общее название
погода. Погода — это состояние климатических факторов в данной
местности в данный момент. В один и тот же момент в разных местах
погода может быть неодинаковой и в одном и том же месте она
нередко изменяется в течение нескольких часов. Среднее состояние
климатических факторов за много лет дает представление о климате.
Климат данной местности — это закономерная последовательность
метеорологических процессов, определяемая географическими условия-
ми и выражающаяся в многолетнем режиме погоды. Климаты более
устойчивы, чем погода, но и они испытывают колебания в длительные
промежутки времени.
Таким образом, климат является результатом различных климато-
формирующих физических процессов, к которым относятся: 1) прихо-
до-расходная часть лучистой энергии на земной поверхности, в атмо-
сфере; 2) атмосферная циркуляция, т. е. система воздушных течений,
несущих различное количество тепла и влаги; 3) вертикальный тепло-
обмен и влагообмен в атмосфере, подстилающем слое и между ними.
То или иное взаимодействие этих факторов определяет климат и хо-
рошо выраженную климатическую зональность: смену одного типа
климата другим.
Одной из широко распространенных классификаций климата яв-
ляется классификация, предложенная академиком Л. С. Бергом
(1927). Она основана на учете современных условий, или ландшафт-
ных особенностей (растительность, снежный покров, реки и др.),
являющихся следствием климата. Л. С. Берг выделил 12 типов клима-
та: вечного мороза, тундры, тайги, широколиственных лесов умерен-
ного пояса, муссонов умеренных широт, степей нетропических пустынь,
средиземноморский, субтропических лесов, тропических пустынь, тро-
пической лесостепи (саванн), влажных тропических лесов.
Иной генетический принцип положил в основу классификации
климатов советский климатолог Б. П. Алисов. Учитывая различное
взаимодействие климатоформирующих процессов, Б. П. Алисов в каж-
дом полушарии выделяет четыре основных широтных пояса (начиная
от экватора) и три переходных: экваториальный, субэкваториальный,
тропический, субтропический, умеренный, субарктический (субантарк-
тический в Южном полушарии), арктический (антарктический). В каж-
дом из указанных поясов (кроме экваториального) в зависимости от рас-
пределения суши и моря и особенностей циркуляции атмосферы выде-
ляются четыре основных типа климата: океанический, континенталь-
ный, западных побережий и восточных побережий. В экваториальном
поясе различают только два типа климата — континентальный и океа-
нический.
Климат имеет огромное значение во всех геологических процессах
внешней динамики: он определяет направленность и интенсивность
этих процессов. Атмосферные агенты являются часто решающим фак-
тором в разрушении горных пород, в преобразовании рельефа поверх-
ности суши, в сложных процессах осадконакопления, с которым свя-
зано формирование различных полезных ископаемых.
Изучая горные породы в разных районах, можно судить о различ-
ных климатических условиях, существовавших в прошлые геологиче-
ские периоды, и изменении их во времени. Так, например, в одних
климатических условиях формировались месторождения каменных
углей, в совершенно отличных — каменная соль. Отмечая большое зна>-
82
чение климатической зональности в образовании осадков и полезных
ископаемых, связанных с ними, Н. М. Страхов (1960) подчеркивает,
что «все осадочные породы — индикаторы климата». Таким образом,
изучение климатов прошлого представляет собой не только научный,
но и большой практический интерес.
ЛИТЕРАТУРА
Алисов Б. П. и ПолтараусБ. В. Климатология. Изд-во МГУ, 1962.
Алисов Б. П. Климат СССР. М., «Высшая школа», 1969.
Берг Л. С. Основы климатологии. Л., Учпедгиз, 1938.
Климатический атлас СССР, т. I. Л., Гидрометеоиздат, 1961; т. II, 1963.
Погосян X. П. Новое в изучении атмосферы. М., «Знание», 1966.
Погосян X. П., Т у р к е т т и 3. Л. Атмосфера Земли. М., «Просвещение», 1970.
ГЛАВА 5
ПРОЦЕССЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
§ 1
ОБЩЕЕ ПОНЯТИЕ О ПРОЦЕССАХ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Термин «выветривание», широко вошедший в литературу, не отра-
жает существа и сложности природных процессов, определяемых этим
понятием. Неудачный термин привел к тому, что у исследователей нет
единства в понимании его по существу. Во всяком случае, выветрива-
ние никогда не следует смешивать с деятельностью собственно ветра и
других экзогенных факторов.
~ТЗ ыветривание представляет собой совокупность
процессов физического разрушения и химического
разложения минералов и горных пород на месте
их залегания, вызванных колебанием температуры,
химическим воздействием воды, газов — кислорода
и углекислоты (находящихся в атмосфере и растворенных в воде),
биохимическим воздействием организмов в процес-
се их жизнедеятельности и продуктов их разложе-
ния после отмирания. В верхней части земной коры, где гор-
ные породы находятся в условиях тесного взаимодействия с атмосферой,
гидросферой и биосферой, они претерпевают значительные и разнооб-
разные изменения в своем составе и состоянии. Преобладающее боль-
шинство горных пород образовалось в специфических термодинами-
ческих условиях — в глубине Земли, в зонах активности магмы и про-
цессов метаморфизма, или же на дне моря. Попадая на земную
поверхность, они оказываются в новой физико-химической обстановке, ста-
новятся неустойчивыми и под воздействием различных факторов начи-
нают разрушаться. Это изменение горных пород протекает различно.
В одних случаях оно сводится к распадению горной породы на об-
ломки различной величины или даже на отдельные составляющие ее
минералы. В других же случаях под влиянием ряда химических аген-
тов происходит коренное изменение минералов и горных пород с появ-
лением совершенно новых, отличных от первоначальных минералов.
В зависимости от факторов, воздействующих на горные породы, и ре-
зультатов этого воздействия процессы выветривания с некоторой ус-
ловностью подразделяются на два типа:
1) физическое выветривание,
Ь4
2) химическое выветривание.
Оба типа выветривания теснейшим образом связаны друг с другом,
действуют совместно и одновременно, и только интенсивность проявле-
ния каждого из них неодинакова. Она зависит от климата, рельефа,
тектоники, продолжительности процесса, состава горных пород и дру-
гих факторов. Иногда выделяют третий тип —• органическое выветри-
вание. Однако роль организмов и их воздействие на горные по-
роды сводится или к физическому, или к химическому процессам.
Следовательно, органическое выветривание можно отнести к выделен-
ным типам.
‘ к § 2
ФИЗИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ
Физическое выветривание вызывается разнообразными причинами,
однако решающая роль принадлежит факторам, обусловливающим ме-
ханическое движение частиц породы. Это приводит к нарушению вза-
имного сцепления составных частей горной породы. В зависимости от
природы воздействующего фактора характер процесса разрушения гор-
ных пород при физическом выветривании будет каждый раз особым.
В одних случаях движение происходит внутри самой горной породы без
участия внешнего механически действующего агента. Сюда относится
изменение объема составных частей породы, вызываемое изменением
температуры. Такое явление может быть названо температурным
выветриванием. В других случаях расчленение горных пород про-
исходит под механическим воздействием посторонних агентов — рас-
калывающее действие замерзающей воды, растущих кристаллов, кор-
невой системы деревьев и т. п. Такое явление может быть названо
механическим выветривание м.'
Температурное выветривание наиболее распространено и происхо-
дит под воздействием колебаний температуры, вызывающих неравно-
мерный нагрев и охлаждение горных породу Минеральные зерна, сла-
гающие горные породы, при этом попеременно испытывают то расши-
рение, то сжатие. Расширение породы, возникающее в результате
нагревания, более интенсивно сказывается в поверхностных частях, чем
во внутренних. То же самое происходит и при охлаждении. ("Сжатие
горных пород, вызванное ночным охлаждением, распространяясь от
поверхности в глубину, встречается с остаточным расширением их от
дневного нагревания, что еще больше способствует разрушению породы.
В результате этого часто наблюдается появление трещин, параллель-
ных поверхности глыб, и отслаивание от них верхних частей в виде
чешуй. Этот процесс получил название десквамация, или шелу-
шение (рис. 5.1).
Горные породы могут быть многоминеральными (полиминераль-
ными) и одноминеральными (мономинеральными). Наибольшему раз-
рушению в результате процесса температурного выветривания подвер-
гаются много минеральные породы. Различные минералы, из
которых состоят такие породы, обладают неодинаковым коэффициен-
том объемного расширения, поэтому при изменениях температуры они
будут испытывать деформацию в различной степени. К тому же коэф-
фициент линейного расширения минералов даже у одного и того же
минерала меняется в зависимости от направления в кристалле, в котором
производится измерение. Так, например, коэффициент линейного расши-
рения у кристаллов кварца и кальцита в направлении, перпендикуляр-
55
Рпс 51 Явление разрушения пород и десквамации
ном тройной оси, почти в два раза превышает тот же коэффициент ь
направлении, параллельном тройной оси. Вследствие этого при изме-
нениях температуры создаются местные напряжения и в одномине-
ральной породе (мрамор, известняк, песчаник и др.), что приводит со
временем к ее разрушению.
В результате длительного воздействия колебаний температуры и
различной величины коэффициентов расширения минералов взаимное
сцепление отдельных минеральных зерен в породе нарушается и она
растрескивается и распадается на отдельные обломки.
На интенсивность процесса температурного выветривания влияют
также различия в окраске горных пород. Под влиянием солнечной ин-
соляции 1 значительно сильней нагреваются темноцветные минералы,
вследствие чего пестроокрашенные породы разрушаются быстрее, чем
одноцветные. Быстрее также разрушаются крупнозернистые породы в
сравнении с мелкозернистыми.
Температурное выветривание наблюдается почти во всех климати-
ческих зонах, но наиболее интенсивно оно протекает в областях, харак-
теризующихся резкими контрастами температур, особен-
но суточных, сухостью воздуха и отсутствием или
слабым развитием растительного покрова, вообще
говоря, смягчающего температурные колебания в почве.
Особенно сильно инсоляция проявляется в пустынях, для кото-
рых характерны ничтожное количество атмосферных осадков (не бо-
лее 200—250 мм!год), малая облачность, резкие изменения температу-
ры, нередко достигающие в течение суток амплитуды около 40—50° С
и больше, громадный дефицит влажности. Относительная влажность
летом может снижаться до 10%, а иногда даже до 2—3%. В подобных
1 Инсоляция (лат. insolatio) — освещение поверхности Земли солнечными лучами;
величина инсоляции — количество тепла и света, которое получается от Солнца в
единицу времени единицей поверхности.
86
Рис. 5.2. а. Схема конуса осыпания и строение осыпи; б. Осыпь
условиях торные породы под действием солнечных лучей нагреваются
очень сильно (до температур, значительно превышающих температуру
воздуха), ночью же сильно охлаждаются.
Разрушению горных пород в сухом и жарком климате способству-
ют также выпадающие изредка дожди, носящие в большинстве случа-
ев характер ливней. Быстрое охлаждение горных пород, вызываемое
дождями, приводит к неравномерному сжатию составляющих их мине-
ралов и распадению пород на обломки.
87
Температурное выветривание весьма интенсивно протекает также
на склонах высоких гор, где воздух прозрачнее и инсоляция
гораздо сильнее, чем в соседних низменностях. Образующиеся в резуль-
тате выветривания обломки горных пород легко удаляются со склонов-
в силу своей тяжести, вследствие чего поверхность склонов остается
обнаженной и подвергается дальнейшему разрушению. Таким путем
у подножия горных склонов и нижней части последних накапливаются
каменные осыпи, достигающие иногда значительной мощности и рас-
пространения (рис. 5.2, а). Местами образуются сплошные каменистые
развалы (рис. 5.2,6).
Обломочный материал, образованный в результате разрушения ко-
ренных пород и переместившийся вниз по уклону под влиянием силы
тяжести и отложенный у подножия склона, называется коллювием
(лат. colluvio — скопление).
Процессы выветривания протекают быстрее при сильной трещи-
новатости горных пород. Трещины в горных породах бывают раз-
личного происхождения: первичные, связанные с условиями образова-
ния пород, и вторичные, возникающие в результате тектонических дви-
жений и других причин, не связанных с выветриванием. К первичным
трещинам в осадочных породах относятся, например, трещины наплас-
тования, отделяющие один слой от другого; в магматических породах —
контракционные трещины, образующиеся при сокращении объема в ре-
зультате остывания породы. Каждая порода обладает своей системой
трещин отдельности. Так, для базальтов характерна столбчатая1
отдельность (рис. 5.3), для гранитов — матрацевидная, или плитчатая
(рис. 5.4), для некоторых диабазов — шаровая (рис. 5.5). В свежих,,
невыветрелых магматических породах трещины отдельности мало за-
метны, и породы представляют собой сплошные массивы. В процессе-
выветривания начинают четко вырисовываться трещины отдельности,,
по которым горная порода разрушается прежде всего, а затем уже глы-
бы под влиянием колебаний температуры подвергаются дальнейшему
раздроблению и измельчению.
Тектонические трещины и трещины напластования под влиянием
выветривания также постепенно расширяются, пока не будет достиг-
нуто полное разъединение частей горной породы. Чем гуще сеть тре-
щин, тем легче протекают процессы выветривания.
Механическое выветривание представляет собой процесс, при ко-
тором разрушение горных пород происходит под механическим воздей-
ствием посторонних агентов — замерзающей воды, корней растений,,
роющих животных, крйсталлизации солей и т. п. Особенно велика раз-
рушительная роль замерзающей воды. Когда вода попадает в трещи-
ны и поры горных пород, а потом замерзает, она увеличивается в объе-
ме примерно на 10%, производя при этом огромное давление на стен-
ки трещин (до нескольких сотен килограммов на 1 см2). Такая сила
легко преодолевает сопротивление горных пород на разрыв, и они рас-
калываются на отдельные обломки. Это явление часто называют
«морозным выветриванием». Необходимыми предпосылками,
для его осуществления являются: наличие в породах пор и трещин, на-
личие воды и соответствующие температурные условия. Наиболее ин-
тенсивно оно протекает тогда, когда наблюдаются частые колебания
температуры около точки замерзания воды: в высоких полярных и суб-
полярных широтах, а также в горных районах, преимущественно выше
снеговой линии. Здесь нередко встречаются огромные пространства^
сплошь покрытые обломками горных пород различных размеров, пред-
55
Рнс. 5.3. Столбчатая отдельность в базальтах
Рнс. 5.4. Матрацевидная отдельность гра- Рис. 5.5. Шаровая отдельность
ннта в диабазах
«ставляющие собой глыбовые и щебнистые развалы или целые «камен-
ные моря», являющиеся результатом морозного воздействия.
Раздробляющее действие на горную породу производит также кри-
сталлизация солей в капиллярных трещинах. Лучше всего это
Рис 5.6. Разрушающее действие
корней деревьев
явление проявляется в усло-
виях сухого климата, где днем
при сильном нагревании солн-
цем влага, находящаяся в ка-
пиллярных трещинах, подтяги-
вается к поверхности и испа-
ряется, а соли, содержащиеся
в ней, кристаллизуются. Под
давлением растущих кристал-
лов капиллярные трещины рас-
ширяются, увеличиваются в
размерах, это и приводит к
нарушению монолитности гор-
ной породы и ее разрушению.
Такое же механическое
действие на горные породы
производит корневая си-
стема деревьев (рис. 5.6).
По мере разрастания дерева
увеличиваются в размерах и
его корни. Они давят с боль-
шой силой на стенки трещин и
раздвигают их, как клинья, и
тем самым вызывают раскалы-
вание массива пород на от-
дельные глыбы и обломки. От-
мершие корни растений, набу-
хая от дождей, также расши-
ряют трещины. Механическую
работу производят и разно-
образные роющие живот-
и ы е.
Таким образом, физическое выветривание, как температурное, так
и механическое, вызывает разрушение, дробление горных пород на
отдельные угловатые обломки различной величины. В ряде случаев в
вертикальном разрезе этих обломочных продуктов физического вывет-
ривания выделяются несколько подзон, отличающихся друг от друга
различной степенью дробления горных пород. Непосредственно над не-
выветрелой горной породой располагается грубообломочная, или глы-
бовая, подзона, которая кверху сменяется мелкообломочной, или щебе-
нистой, подзоной, а выше располагается подзона еще более мелкого и
тонкого дробления (дресвяно-песчаная, по В. Д. Ломтадзе).
§ з
ХИМИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ
Разрушению горных пород под влиянием физического выветрива-
ния, как было сказано выше, почти всегда сопутствует в той или иной
степени химическое выветривание, а в ряде случаев оно играет основ-
ную и ведущую роль. Химическое выветривание представляет собой
90
f
результат взаимодействия горных пород наружной части литосферы с
химически активными элементами атмосферы, гидросферы и биосферы.
Наибольшей химической активностью отличаются следующие вещест-
ва: вода, кислород, углекислота и органические кислоты, с воздействи-
ем которых и связано в основном химическое выветривание. Из них
важнейший фактор — вода, которая в той или иной степени диссоции-
рована на положительно заряженные водородные ионы Н+ и отрица-
тельные гидроксильные ионы ОН-. Высокая концентрация водородных
ионов в растворах способствует ускорению процессов выветривания.
Кроме того с водой связано развитие растительности и другой органи-
ческой жизни, что обусловливает действие остальных агентов Ог, СОг
и органических кислот, обладающих большой активностью. Их при-
сутствие в водном растворе в несколько раз повышает диссоциацию во-
ды. Особенно возрастает интенсивность химического выветривания при
повышении температуры, вызывающем увеличение концентрации водо-
родных ионов, т. е. степени кислотности воды. Количественно кислот-
ность и щелочность среды характеризуются обычно показателем pH,
значения которого равны взятому с обратным знаком десятичному ло-
гарифму концентрации водородных ионов. У воды с нейтральной ре-
акцией pH равно 7, с кислой реакцией — меньше 7, с щелочной реак-
цией — больше 7. В зависимости от реакции среды в процессе вывет-
ривания возникают те или иные характерные ассоциации минералов.
Наиболее благоприятные условия для химического выветривания су-
ществуют в гумидных областях и особенно влажных тропических и суб-
тропических зонах, в которых имеет место сочетание большой влажно-
сти, высокой температуры и огромного ежегодного отпада органиче-
ской массы (в тропических лесах), в результате разложения которой
значительно возрастает концентрация улекислоты и органических кис-
.лот, а следовательно, возрастает и концентрация водородных ионов.
Процессы, протекающие при химическом выветривании, могут быть све-
дены к следующим основным химическим реакциям: окислению, гидра-
тации, растворению и гидролизу.
Окисление минералов и горных пород связано с воздействием кис-
лорода, растворенного в воде, и в меньшей степени — кислорода воз-
духа. Этому также способствуют присутствие в воде солей, кислот, а
также жизнедеятельность бактерий. Наиболее интенсивно процессы окйс-
. ления протекают в_ ртнощешцыми и ср а лов, содержащих закисные соеди-
нения железа и марганца, кобальта и других элементов. Особенно
чутко реагируют на изменение окислительных или восстановительных
условий среды элементы, обладающие различной валентностью, ярким
примером которых является железо. При окислении низковалентные
-соединения железа переходят в высоковалентные с образованием гид-
ратов окислов железа. Так, сульфиды в кислой среде становятся неус-
тойчивыми и постепенно заменяются сульфатами, карбонатами и окис-
.лами. Направленность этого процесса можно представить следующим
образом:
FeS2 + nO2 + mH2O -> FeSO4 -> Fe2 (SO4)s -> Fe2 O3 • nH2O.
I I
пирит бурый железняк
(лимонит)
В первой стадии получается сульфат закиси железа, который, подвер-
таясь дальнейшему окислению, переходит в сульфат окиси железа. По-
следний в свою очередь оказывается неустойчивым и под действием
кислорода и воды переходит в водную окись железа (лимонит).
91
Таким образом из пирита получается бурый железняк — наиболее
устойчивое соединение железа в условиях поверхности Земли. Фактиче-
ски в этом процессе происходит не только окисление, но и гидратация
(поглощение воды). В засушливом жарком климате при недостаточном
количестве влаги образуются бедные водой гидраты окислов железа,
например гидрогематит (Ре2О3-Н2О), с характерной красной окраской.
На многих сульфидных месторождениях можно наблюдать верх-
нюю окисленную часть их бурого цвета, так .называемую «железную
шляпу», представляющую собой не что иное, как бурый железняк, об-
разованный путем окисления сульфидов железа.
Процессы окисления могут протекать почти во всех железо-магне-
зиальных минералах, относимых к группам мета- и ортосиликатов (ав-
гит, роговые обманки, оливин и др.). Эти минералы всегда имеют в
своем составе закисное железо, которое в условиях поверхности земли
быстро окисляется, и минералы покрываются бурой коркой.
Многие осадочные горные породы, такие, как пески, песчаники,
глины, мергели, содержащие включения железистых минералов, быва-
ют часто окрашены в бурый или охристый цвет, указывающий на то,
что эти минералы подверглись процессам окисления. Количественное
содержание активного кислорода, которое определяет окислительную
способность среды (кислородный потенциал), меняется от места к мес-
ту, в соответствии с чем изменяется и степень окисления минералов и
горных пород.
Гидратация заключается в поглощении минералами воды. Наиболее
интенсивным и простым примером гидратации, протекающей в природ-
ных условиях, является переход ангидрита в гипс по реакции:
CaSO4 + 2Н2О = CaSO4-2H2O.
Таким путем возникли некоторые месторождения гипса.
Процесс гидратации ангидрита всегда сопровождается резким уве-
личением объема, что производит значительное механическое воздей-
ствие на окружающие породы и вызывает местные нарушения в гипсо-
ангидритовой толще. Следовательно, в этих случаях имеет место соче-
тание химического выветривания, приводящего к образованию новых
минералов, и механического, связанного с увеличением объема вошед-
ших в реакцию масс.
Другим примером может служить реакция гидратации гематита
(Fe2O3), который, попадая на поверхность земли, быстро переходит в.
более устойчивое соединение — лимонит:
Fe2O3 + пН2О -»Fe2O3-n Н2О.
лимонит
Гидратация наблюдается также в более сложных по составу и
структуре минералах — силикатах.
Растворение и гидролиз протекают при совместном воздействии во-
ды, углекислоты и органических кислот. Растворение особенно интен-
сивно проявляется в осадочных горных породах — хлоридных, сульфат-
ных и карбонатных. Наибольшей растворимостью отличаются хлори-
ды — соли натрия (NaCl), калия (КО) и др. За хлоридами по степе-
ни растворимости стоят сульфаты, в частности гипс, за которыми сле-
дуют карбонатные породы, известняки, доломиты, мергели. В резуль-
тате растворяющей деятельности поверхностных и подземных вод,
насыщенных углекислотой, на поверхности растворимых пород образу-
ются разнообразные и специфические формы рельефа — борозды, ворон-
92
ки, котловины, а в глубине -— каналы и пещеры. Этот процесс раство-
рения горных пород и образования различных форм на поверхности и
в глубине называется карстом и более подробно будет охарактеризован
в главе о деятельности подземных вод.
Следы растворения можно найти и в магматических и метамор-
фических горных породах, состоящих главным образом из силикатов
сложного химического состава и структуры.
При выветривании силикатов и алюмосиликатов особенно большое
значение имеет сложный процесс гидролиза, заключающийся в разло-
жении минералов, с выносом части образующихся продуктов, и сопро-
вождающийся гидратацией. В ходе гидролиза кристаллическая решетка
минерала перестраивается и может оказаться полностью разрушенной
и замененной новой, существенно отличной от первоначальной и соот-
ветствующей вновь образованным минералам. В качестве примера мож-
но рассмотреть разложение полевых шпатов, наиболее распространен-
ных в земной коре минералов. При этом следует отметить, что более
легко подвергаются выветриванию основные плагиоклазы, в меньшей
степени калиевые полевые шпаты и кислые плагиоклазы. Схема раз-
ложения полевых шпатов под воздействием воды и углекислоты может
быть представлена в следующем виде:
Полевые шпаты — Промежуточные минералы — Каолинит
K[AlSi?O8] (гидрослюды, Al4(OH)8[Si4O10]
Na[AlSi3Og] гидрохлориты
Са [Al2Si2O8] и др.)
Направление процесса в этом случае сводится к следующему.
1. К вытеснению катионов К, Na, Са, которые при взаимодействии
с углекислотой образуют истинные растворы карбонатов и бикарбона-
тов (К2СО3, СаСОз и др.). В условиях влажного и теплого климата
при большом количестве просачивающейся сверху воды карбонаты вы-
носятся за пределы мест их образования. В условиях сухого климата
и недостатка влаги карбонаты остаются на месте, образуя твердую
корку, или выпадают из раствора на некоторой глубине от поверхности
в форме отдельных стяжений и в распыленном виде. Этот процесс об-
разования карбонатов в породах называется карбонатизацией
(этим же термином называется образование карбонатов в горных поро-
дах, связанное и с другими процессами — гидротермальным и др.).
2. К превращению каркасовой структуры в слоевую, свойственную
каолинитам и другим глиноподобным минералам.
3. К частичному переходу кремнезема, входящего в состав пер-
вичного минерала, в раствор. При этом часть растворенного кремнезе-
ма выносится водой, что подтверждается наличием в твердом остатке
речных вод до 11% SiO2. Значительная же часть выносимого кремнезе-
ма быстро переходит в коллоидальное (греч. холла — клей) состояние
и выпадает в виде геля (лат. gelo — замерзаю, остудневаю) водного
кремнезема — опал?. (SiO2-nH2O), выполняя трещины или цементируя
рыхлые породы. И, наконец, часть SiO2 остается прочно связанной в
каолините.
В результате процессов выветривания магматических и метаморфи-
ческих пород, богатых алюмосиликатами, образуются месторождения
каолина. Первичный каолин может подвергаться размыву и переотло-
жению и давцть начало залежам вторичного (переотложенного) као-
лина. Г\к°
О-/*- < 5
о
9.3
'j
№
J V
Каолинит в условиях земной поверхности — достаточно устойчи-
вый минерал. Но при благоприятных условиях (большом количестве ат-
мосферных осадков, высокой температуре и огромном растительном
отпаде) в процессе гидролиза полевых шпатов и других алюмосилика-
тов (слюды и др.) нарушается полностью связь между алюминием и
кремнеземом и образуются наиболее устойчивые в поверхностной зоне
земной коры гидроокислы алюминия (гиббсит, или гидраргиллит — со-
ставная часть боксита — А12О3-пН2О), кремнезема (опал — Si02«nH2O)
и др.
В этих условиях при выветривании многоминеральных магматиче-
ских и метаморфических пород вместе с гидроокислами алюминия и
кремнезема образуются гидроокислы железа, иногда марганца, титана,
возникающие и находящиеся наряду с глинистыми минералами. Желе-
зисто-магнезиальные силикаты — оливин, пироксены, амфиболы менее
устойчивы против выветривания в сравнении с полевыми шпатами. Поэто-
му основные и ультраосновные горные породы оказываются более под-
вержены выветриванию и на их поверхности часто наблюдаются скоп-
ления продуктов выветривания различной степени разложения — гид-
рослюды и гидрохлориты, монтмориллонит (А12, Mg3) [Si4Oio] (ОН)2Х
Х«Н2О, нонтронит—(Fe, Al)2[Si4Oio](OH)2-nH20 (особенно типичен
для ультраосновных пород) и гидроокислы железа, алюминия и др.
В зависимости от степени кислотности среды и других факторов в
процессе химического выветривания силикатов возникают различные
ассоциации минералов. В щелочных условиях образуются гидрослюды,
гидрохлориты, монтмориллонит, в кислой среде — глинистые минералы
типа каолинита (на кислых и средних породах), нонтронита (на основ-
ных и особенно на ультраосновных породах) и гидроокислы алюминия,
железа, кремнезема и др.
§ 4
РОЛЬ ОРГАНИЗМОВ В ПРОЦЕССАХ ХИМИЧЕСКОГО
ВЫВЕТРИВАНИЯ
В сложных процессах химического разложения минералов и гор-
ных пород велика роль организмов. Впервые вопрос о геологической
роли организмов во всей его полноте был сформулирован крупнейшим
исследователем нашей страны академиком В. И. Вернадским. Он ввел
понятие о «живом веществе» как перманентном геологическом деятеле
и обратил особое внимание на взаимосвязь организмов с другими экзо-
генными агентами, приводящими к разрушению и разложению горных
пород.
Дальнейшее развитие идей о геологической роли организмов можно
найти в трудах академика Б. Б.„ Полынова, который подчеркивал, что
организмы являются важнейшим агентом в процессах выветривания.
Роль организмов в химическом выветривании определяется тем, что
они способны захватывать различные элементы из разруцдаемой-нероды
и выдел ять.ъ нее разнообразные химически актиыш&_д£цщства.
Растения в процессе своей жизнедеятельности, проникая в трещи-
ны и поры горных пород, разрушают их не только механически, но и
химически, разъедая их кислотами, выделяемыми концами корешков.
Одновременно с этим растения извлекают различные минеральные эле-
менты горной породы в качестве питательных веществ: К, Са, SiO2, Mg,
Na, Р, S, Al, Fe и др.
94
Разрушение горных пород начинается с воздействия на их поверх-
ность первых поселенцев на скалах — микроорганизмов, значительная
роль которых" в процессе выветривания давно была отмечена академи-
ком А. П. Виноградовым и затем подтверждена экспериментальными
работами Б. Б. Полынова и его учеников. Именно с микроорганизмами
связаны первые стадии биологического воздействия на .. горные породы,
и именно они подготавливают необходимый субстрат, на котором
развивается растительность; сгюсббствующая дальнейшему разру-
шению пород. При этом в заселении- 'Ска^н^ёчается определенная-шь
следовательность. Первыми появляются бактерии и сине-зеленые водо-
росли; разрушая горные породы, они подготавливают почву для появ-
ления микрофлоры — диатомовых водорослей и простейших грибов, а
затем лйтофильцых растений-- лишайников и мхов. Ёсе они подготав-
ливают почву для последующего заселения скал высшими растениями и
сопутствующей_им сфауной. Изучение золы литофильной растительности,
тем более представителей высшей растительности, показывает, что в ее
состав всегда входят, помимб"других элементов^крёмнёзевГТГТлинбзем.
Из этого можно сделать вывод, что уже первичная"литофильная рас-
тительность разрушает прочные связи между кремнеземом и глинозе-
мом в решетках алюмосиликатов.
Большое значение имеют органические (гуминовые) кислоты, об-
разующиеся при разложений и гниений~~органическйх остатков, а так-
же газообразные продукты, такие, как От~и-СОу, разрушительное воз-
действие которых наТорнБЕдороды было отмечено.
§ 5
КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ
В результате всей совокупности процессов физического и химиче-
ского разрушения горных пород образуются различные продукты вы-
ветривания. Среди них могут быть выделены: 1) подвижные, которые
уносятся на то или иное расстояние в результате воздействия различ-
ных факторов — силы тяжести, плоскостного смыва, размыва и др.;
। 2) остаточные, которые остаются на месте разрушения материн-
ских горных пород. Эти остаточные, несмещенные продукты выветри-
вания представляют собой один из важных генетических типов конти-
нентальных образований и называются элювием.
Совокупность остаточных продуктов выветривания — различных
. элювиальных образований, развивающихся на материнских породах и
слагающих самую верхнюю часть литосферы, называется корой вы-
ветривания. Некоторые исследователи корами выветривания назы-
вают и перенесенные и переотложенные продукты выветривания. Одна-
ко эти образования уже не являются остаточными продуктами вывет-
ривания и, следовательно, корой выветривания.
Формирование остаточных кор выветривания, состав образующих-
ся новых минералов в них и их мощности теснейшим образом связаны
। с климатическими условиями — температурой и количеством атмосфер-
i ных осадков, с поступлением органического вещества. Важное значе-
ние имеет рельеф и интенсивность восходящих тектонических движений,
а также состав горных пород, подвергающихся выветриванию. Наибо-
лее благоприятными условиями для формирования мощных кор вывет-
ривания являются более или менее выровненный рельеф и сочетание
высокой температуры, большой влажности и большого количества ор-
ганических веществ. В районах, испытывающих активные тектонические
9i
шоднятия, происходит интенсивное расчленение территории поверхност-
ными водами и другими экзогенными факторами и снос разрушенного
материала, т. е. денудация. Она может опережать процессы химическо-
го выветривания горных пород и минералов. В этих условиях формиро-
вание нормального профиля (последовательное распределение в разре-
зе отдельных горизонтов, характеризующихся различной степенью вы-
.ветривания пород) коры выветривания затруднено, и обычно она ха-
рактеризуется небольшой мощностью с преимущественным развитием
обломочных продуктов и продуктов начальных стадий химического вы-
ветривания.
Изменение мощности и состава кор выветривания в зависимости
•от указанных основных климатических данных видно из рис. 5.7 (Гинз!
‘бург, 1957; Страхов, 1963). Особенно мощная кора выветривания фор|
мируется в условиях жаркого и влажного климата тропических и суб-
тропических зон, где она достигает 100 и более метров. Нижняя граница
•ее обычно неровная, местами она глубоко опускается, главным образом
вдоль крупных тектонических трещин и зон дробления, образуя карма-
ны. Как видно из схемы, в тропических зонах кора выветривания-ггртл-
•ставляет собой закономерно построенныи^адювиальныи профиль. Самая
.верхняя~Те''часть характеризуется наибольшей^Степенью разложения.
В ней присухёдвуюТтовббодные .гидроокйслы алюминия,'Железа' и игчтГ
сти кремния. Благодаря присутствию ^глйнОЗёМЭ (AI2O3) и гидрООКИс=~
.лов железа,' элювуш-^-^ухетятеюетюяшцд-напоминает по твердосди-ебеж-
женный кирпич, онрашенньщ-вкрасныйцвел Поэтому—'такие коры
выветриван.ия-ндзыкаюх^л;а т е р и т н ы м и (лат. later — кирпич).
Глубже латериты постепенно сменяются каолинитовым пятнистым
горизонтом. Пятнистость обусловлена локальным накоплением гидро-
окислов железа. Еще ниже располагается гидрослюдисто-монтморилло-
нитово-бейделлптовый горизонт, в котором можно наблюдать некоторые
черты строения, унаследованные от первоначальных горных пород, под-
вергшихся выветриванию. В основании коры выветривания располага-
ются раздробленные (дезинтегрированные) коренные породы, перехо-
дящие внизу в сохранные свежие породы.
На схеме видно, что в таежно-подзолистой зоне умеренного пояса
мощность коры выветривания значительно меньше вследствие умень-
шения влажности и температуры. Но и здесь намечается определенная
вертикальная зональность, только разрез коры выветривания заканчи-
вается каолинитовым горизонтом и в нем отсутствует латеритный гори-
зонт, свойственный влажным тропическим областям. Присутствие же
каолпнитового горизонта свидетельствует о далеко зашедшем процессе
химического выветривания, когда все растворимые продукты выветри-
вания выносятся просачивающимися атмосферными осадками.
В районах сухих саванн, по мере приближения к пустыням? мощ-
ность коры выветривания резко уменьшается и изменяется ее строение.
Атмосферные осадки, выпадающие здесь во влажные сезоны и способ-
ствующие химическому разложению, промывают кору выветривания,
вынося .в более глубокие горизонты ее значительное количество сульфа-
тов и карбонатов, но последние не удаляются полностью, а образуют в
основании элювия известковые и гипсовые стяжения. В верхней части
образуются глинистые минералы гидрослюдисто-монтмориллонитово-
бейделлитового горизонта. Это соответствует начальному этапу химиче-
ского выветривания силикатов, при котором происходит гидратация и
лишь частичный вынос катионов.
Только на участках, примыкающих к влажным тропикам, в составе
•коры выветривания появляются каолинит и гидроокислы железа. По-
96
Рне. 5.7. Схема образования коры выветривания на площадях, тектонически неактивных (Н. М. Страхов,, 1963):
I — свежая порода, 2 — зона дресвы, химически мало измененной, 3 — гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделли-
товая зона, 4 — каолннитовая зона, 5 — охры, АЬОз, 6 — панцирь, FejOs+AljOa
следние в сухое время года теряют связанную воду и превращаются в
гидрогематит (Fe2O3-H2O) или даже гемагит (Fe2O3), придавая элю-
вию красный цвет. Это процесс дегидратации (обратной гидра-
тации) .
В области степей, расположенной в зоне умеренного пояса семи-
аридного климата, мощность коры выветривания еще меньше. Вслед-
ствие недостаточного количества атмосферных осадков, выпадающих
здесь лишь в определенное время года, нет условий для промывания
коры и выноса растворимых продуктов выветривания (карбонатов, суль-
фатов), и они остаются в толще элювия. Это же является причиной и
слабо протекающего процесса гидролиза силикатов и алюмосиликатов.
В результате кора выветривания в области степей состоит из маломощ-
ной зоны дресвы (неокатанные зерна и мелкие обломки горных пород
и минералов) и гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовой зоны.
Отдельные горизонты (или зоны) профиля коры выветривания
обычно называют по наиболее характерному минералу (гидрослюди-
стый, монтмориллонитовый, нонтронитовый, каолинитовый, охры и др.).
В пустынях и полупустынях, где количество атмосферных осадков
очень мало, а испарение во много раз больше, происходит преимущест-
венно физическое (температурное) выветривание. Элювий состоит из
различных по величине обломков мало измененных первичных горных
пород и минералов.
Основываясь на строении различных кор выветривания, Б. Б. По-
линов, И. И. Гинзбург и другие исследователи ввели понятие о ста-
дийном характере процессов выветривания. Выделены четыре стадии
выветривания: 1) обломочная; 2) сиаллитная обызвесткованная; 3) кис-
лая сиаллитная и 4) аллптная.
Обломочная стадия характеризуется преобладанием физиче-
ского выветривания, в результате которого накапливаются обломки
первичных горных пород.
Сиаллитная1 обызвесткованная стадия соответствует
начальной стадии химического выветривания, при которой начинается
расщепление силикатов и алюмосиликатов с частичным выносом кати-
онов. Первичные силикаты гидратируются и превращаются в гидрослю-
ды, гидрсхлорит, монтмориллонит, нонтронит, бейделлит и др. Мес-
тами появляются карбонаты и опалы. Процесс протекает в щелочной
среде, чаще всего в условиях сухого континентального климата.
Кислая сиаллитная стадия характеризуется дальнейшим
выносом катионов и кремнезема и образованием глинистых минералов
из группы каолинита — каолинитовая зона коры выветривания, а на
основных и улы раосиовных породах (габбро, диабаз, базальт, перидо-
тит) — нонтрониты (ферримонтмориллонит), бейделлиты с локальны-
ми накоплениями гидроокислов железа и алюминия. Карбонаты, обра-
зующиеся при взаимодействии катионов с углекислотой, выносятся из
коры выветривания. В этом горизонте вследствие глубокого изменения
элювия полностью исчезают все текстурные признаки первичных гор-
ных пород.
Аллитная стадия характеризуется полным разложением сили-
катов с образованием наиболее устойчивых .на поверхности соедине-
ний — водных окислов алюминия, железа, кремния, представляющих
собой типичные коллоидные минералы (гиббсит — составная часть бок-
сита, бурый железняк, опал и др.). Эта стадия развивается только в ус-
1 Термин сиаллитная происходит от сочетания наименования элементов Si и А1,
являющихся составной частью минералов, возникающих в этой стадии.
98
ловиях влажных тропиков и субтропиков, где наблюдается наибольшая
мощность коры выветривания и отчетливо выраженная вертикальная
зональность ее (рис. 5.7).
В настоящее время большинство исследователей рассматривают
указанные стадии не как последовательную смену их друг другом, а
как различные степени выветривания горных пород, характеризующие-
ся определенным составом элювия. В некоторых случаях (например,
во влажных субтропиках и тропиках) стадия физического выветрива-
ния, по-видимому, очень кратковременна и обломочных продуктов в ос-
новании кор выветривания очень мало или совсем нет, и на ненарушен-
ных горных породах непосредственно располагаются продукты химиче-
ского выветривания.
Исходя из этого, вертикальную зональность мощных кор выветри-
вания влажных тропиков и субтропиков Е. В. Шанцер (1966) связыва-
ет с различной интенсивностью химического выветривания в верхних
и более глубоких зонах. В поверхностных зонах, куда поступает наиболь-
шее количество влаги, углекислоты и органических кислот, происходят
и наиболее энергичные химические реакции, полный вынос катионов,
установление кислой среды и преобразование первичных минералов в
глинистые минералы (каолиниты и др.) и даже свободные гидраты
окислов железа, алюминия и кремния. Значительная часть активных хи-
мических реагентов расходуется именно в этой приповерхностной зоне.
Глубже проникают уже химически менее активные растворы, что при-
водит к замедлению и ослаблению процессов выветривания, результа-
том чего является меньшая степень выветривания и образования ми-
нералов иного состава — гидрослюд, монтмориллонита и др. Нижний
контакт кор выветривания с материнскими породами часто бывает
довольно резкий, карманообразный, без заметной переходной зоны об-
ломочного состава. Но и там, где в основании коры выветривания влаж-
ных тропических областей присутствуют дресвянисто-щебнистые разности
элювия, Е. В. Шанцер склонен объяснять их образование не столько
физическим выветриванием, сколько химическими процессами. Актив-
ные химические реагенты проникают в горные породы по различным
даже волосным трещинам, вдоль которых начинается процесс химиче-
ского выветривания и образование глинистых минералов. Избиратель-
ный характер выветривания, интенсивно протекающего вдоль трещин и
ослабленных зон, приводит к нарушению связи между отдельными частя-
ми горной породы, и она распадается на обломки.
Обломочный же элювиальный покров, возникающий в результате
физического выветривания, свойствен главным образом аридным и суб-
полярным областям, где участие воды в этом процессе минимально.
Процессы выветривания затрагивают и осадочные горные породы.
При выветривании чистых кварцевых песчаников может быть разру-
шен цемент, v они превращаются в песок. Более сложно идет вывет-
ривание в разнородных по составу песчаниках. При физическом вывет-
ривании известняков образуется раздробленный обломочный материал,
а при химическом выветривании они частично или полностью раство-
ряются, и на их месте остаются нерастворимые остатки глинистых ми-
нералов. Доломит под действием водных растворов местами превра-
щается в рыхлую так называемую «доломитовую муку», образующую
причудливые линзы, карманы (рис. 5.8).
Мощности кор выветривания на осадочных горных породах отно-
сительно небольшие и только в зонах тектонического дробления увели-
чиваются до десятков метров.
7*
99
Таким образом, формирование кор выветривания протекает весьма
сложно и зависит от изменения климата, рельефа, состава первичных
материнских пород магматических, метаморфических и осадочных и
других факторов. Еще много вопросов, касающихся формирования и
зональности кор выветривания, являются дискуссионными. Так, напри-
мер, в настоящее время некоторыми исследователями (В. П. Петров
и др.) отмечается интересная особенность расположения глиноземистых
продуктов выветривания (гиб-
Рнс. 5.8. Характер залегания доломи-
товой муки, образовавшейся при вы-
ветривании карбонатных пород (по
3. А. Богдановой):
/ — доломит; 2 — доломитовая мука;
3 — известняк
бсит), обнаруженная в некоторых
районах (в Гвинее и в других
местах). Здесь гиббситы (бокси-
ты) залегают непосредственно на
базальтах, а выше располагается
каолинитовая зона. Встречаются
и обломки базальта с бокситовой
оторочкой.
Многообразный процесс фор-
мирования коры выветривания
Е. В. Шанцер (1966) предлагает
назвать элювиальным про-
цессом, в котором выделяются
следующие взаимосвязанные яв-
ления: 1) собственно выветрива-
ние, т. е. разрушение и химиче-
ское разложение материнских по-
род с образованием продуктов
выветривания; 2) частичный вы-
нос и перераспределение подвиж-
ных продуктов выветривания в формирующейся элювиальной толще с
образованием зон выщелачивания и зон вмывания, сопровождаемые
частичной их цементацией, возникновением различных новообразова-
ний (стяжений, конкреций и т. п.); 3) взаимодействие продуктов вывет-
ривания друг с другом в ходе их миграции и возникновение новых ми-
нералов и 4) метасоматическое замещение минералов материнских по-
род продуктами выветривания.
Современные и древние коры выветривания. Сре-
ди кор выветривания различают современные и древние. Современные
коры выветривания обычно недоразвиты, элювий в них зонально почти
не дифференцирован. Наибольший интерес представляют древние коры
выветривания.
В геологических разрезах фиксируются древние коры выветрива-
ния различного состава и возраста. Эти длительно развивающиеся ко-
ры выветривания отличаются нередко большей сложностью, отражая
изменения условий во времени. В истории геологического развития не-
однократно создавались благоприятные условия для формирования
мощных кор выветривания. Выделяются следующие древние коры вы-
ветривания: 1) допротерозойская — на поверхности архейских горных
пород; 2) докембрийская; 3) досреднедевонская; 4) девонская; 5) ме-
зозойская; 6) палеогеновая. В качестве примера можно рассмотреть
схемы строения широко развитой мезозойской (верхнетриасовой — ниж-
неюрской) коры выветривания на различных породах Урала. Кора вы-
ветривания на гранитах в основании сложена дресвой, химически мало
измененной, выше которой располагается гидрослюдистая зона и еще
выше — каолинитовая зона. Общая мощность древней коры выветри-
вания в ряде случаев достигает 100 и более метров (рис. 5.9).
100
Иначе построена древняя кора выветривания на ультраос-
новных породах. По данным И. И. Гинзбурга (рис. 5.10), нижняя зона
коры выветривания состоит из выщелоченных серпентинитов (мощно-
стью 20—40 м). Выше карманообразно располагается нонтронитовая
(ферримонтмориллонитовая) зона, мощность которой 8—10 м, и, нако-
нец, в верхней части коры наблюдается зона красных и бурых охр.
Рис. 5.9. Схема строения древней коры выветривания на грани-
тах Урала (по В. П. Петрову):
1—каолинитовая зона; 2 — гидрослюдистая зона; 3 — зона дрес-
вы; 4 — известняк; 5 — кварцит; 6 — маршаллит; 7 — сланец;
8 — гранит
Рнс. 5.10. Карман рыхлых продуктов выветривания ультраосновиых пород на
контакте с габброндамн (Н. П. Херасков, 1968):
1 — выщелоченные серпентиниты; 2 — нонтроиитизированные серпентиниты; 3 — нон-
трониты; 4 — охры; 5 — габбро-амфиболиты; 6 — монтмориллоннтизнрованные и као-
линнтизироваиные габбро-амфиболнты; 7 — сброс
Мощность этой зоны около 5—6 м. В нижней части описанной древней
коры выветривания (в выщелоченных серпентинитах) обычно наблюда-
ются различные стяжения и прожилки карбонатов магния (магнезита)
и кальцита. В нонтронитовой зоне, обогащенной гидросиликатами нике-
ля, наблюдается окремнение, выраженное в виде прожилок опала и хал-
цедона. Эти процессы карбонатизации и окремнения в коре выветри-
вания объясняются климатическими особенностями — относительно
небольшим количеством атмосферных осадков. В этих условиях соеди-
нения кремния выносятся из зоны охр в нижерасположенную среднюю
нонтронитовую зону, в то время как карбонаты перемещаются из сред-
ней зоны в нижнюю.
101
Площадные и линейные коры выветривания. Распространение кор
выветривания на площади и их сохранность зависит от многих факто-
ров и в первую очередь от направленности тектонических движений.
При прогибании территории кора выветривания может быть перекрыта
более молодыми отложениями и в этом случае обеспечивается ее со-
хранность. В случае медленного и небольшого по амплитуде поднятия
размыв коры выветривания относительно небольшой и она также в зна-
чительной степени сохраняется. При интенсивных дифференцированных
(разнонаправленных) тектонических движениях значительно увеличи-
вается размыв и кора выветривания на приподнятых блоках может
быть частично или полностью размыта. Те коры выветривания, которые
залегают на различных горных породах, сохраняя первичную нормаль-
ную зональность, и покрывают большие территории, называют пло-
щадными корами выветривания (по предложению И. И. Гинз-
бурга). Площадные коры выветривания наиболее развиты в платфор-
менных областях, где их формирование было связано с длительными
по времени континентальными перерывами в осадконакоплении. Они
также развиты на приподнятых выровненных поверхностях в горных
районах (Алтай, Саяны и др.).
Линейные коры выветривания развиты, главным образом, в склад-
чатых областях и, кроме того, в районах, где площадная кора вывет-
ривания размыта.
Изучение древних кор выветривания показывает на чрезвычайно
прихотливые очертания их нижней границы (см. рис. 5.9). В ряде слу-
чаев от нижней границы сплошной площадной коры выветривания отхо-
дят глубокие относительно узкие «карманы», или «языки», вниз в тол-
щу свежих невыветрелых пород. Чаще всего такие языки образуются
вдоль зон тектонического дробления, зон повышенной трещиноватости,
вдоль жил, по контакту различных пород и т. п. Они носят линейный
характер и в некоторых древних корах выветривания опускаются до
глубин 200—300, а иногда и более метров.
В том случае, когда площадная кора выветривания оказывается
размытой, среди свежих пород остаются лишь вдающиеся в них «язы-
ки» выветрелых пород, имеющие линейную протяженность.
Значение кор выветривания. Изучение коры выветривания пред-
ставляет собой большое научное и особенно практическое значение.
На огромных площадях развиты коры выветривания, достигающие ме-
стами значительной мощности. Изучая их состав, можно восстановить
палеогеографию времени их образования, особенности климата, релье-
фа, их изменение во времени.
Выветривание является одним из универсальных процессов экзо-
динамики, основным поставщиком обломочного материала и раство-
ренных веществ, идущих на образование осадочных горных пород.
В коре выветривания формируются грунтовые воды, возникают
новые минералы и горные породы. В пределах коры выветривания че-
ловек размещает свои сооружения — крупные гидроузлы, каналы, про-
мышленные предприятия, железные и шоссейные дороги. С древними
корами выветривания связаны многие важные полезные ископае-
мые, такие, как бокситы, каолиниты, гидросиликаты никеля, гидрэ-
окислы и окисли железа, гидроокислы марганца, опалы, магнезиты,
гипсы и др. Иногда в зонах окисления медных сульфидных месторож-
дений, особенно там, где они залегают в известняках, образуются мала-
хит и азурит — карбонаты меди. В корах выветривания, образовавших-
ся на поверхности платиноносных, золотоносных и алмазоносных гор-
ных пород, происходит обогащение рыхлых продуктов и образуются
102
элювиальные россыпи таких ценнейших полезных ископаемых, как пла-
тина, золото, алмазы. Таким образом, с процессами выветривания свя-
зано происхождение новых, так называемых экзогенных, или гипер-
генных, минералов, образующих нередко месторождения, имеющие
важное народнохозяйственное значение.
§ 6
ПОЧВЫ И ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС
С процессами выветривания в самой верхней части земной коры
тесным образом связаны процессы почвообразования. Основные науч-
ные понятия о почве и почвообразовательных процессах были сфор-
мулированы русскими учеными В. В. Докучаевым, П. А. Костычевым
и В. Р. Вильямсом.
Согласно В. Р. Вильямсу, почвой именуется «рыхлый поверхност-
ный горизонт суши земного шара, способный производить урожай ра-
стений». Понятия о почве и ее плодородии неразделимы. Почва зани-
мает всегда определенное положение на земной поверхности: она со-
ответствует самой верхней рыхлой части коры выветривания, богатой
органической жизнью и прежде всего растениями, и образуется в ре-
зультате двух одновременно протекающих процессов — выветривания
и почвообразования. В соответствии с последним почва состоит из двух
необходимых для нее составных частей: а) рыхлого минерального ве-
щества и б) органического вещества
Почвообразовательный процесс. Формирование почвы связано с ря-
дом факторов. В. В. Докучаев выделяет пять факторов почвообразова-
ния: материнскую породу, на которой развивается почва, растительные
и животные организмы, климат, возраст страны и рельеф местности.
Но ведущая роль в этом сложном процессе принадлежит биологическо-
му фактору. Поэтому почвообразование наиболее интенсивно протека-
ет в зоне воздействия корневых систем растений и круговорота веществ,
вырабатываемых организмами при их жизнедеятельности.
Главная масса органического вещества в почвах представляет со-
бой остатки зеленых хлорофиллоносных растений — покрытосеменных,
голосеменных, папоротникообразных. Большое значение имеют остатки
корневых систем, особенно в зоне развития травянистой растительности.
Биохимическая деятельность растений заключается в том, что они,
с одной стороны, извлекают из горных пород различные минеральные
вещества и воду — необходимые элементы пищи, с. другой — при от-
мирании накапливают в почве органическое вещество. Так в природе
происходит непрерывный процесс движения и перемещения веществ из
почвы в растения и из растений в почву уже в новом качестве. Накоп-
ленные массы мертвого органического вещества подвергаются разложе-
нию — сложной биохимической переработке. В процессе разложения
органического вещества принимают участие различные животные ор-
ганизмы, населяющие почву. Многообразные роющие животные произ-
водят большую механическую работу. Они разрыхляют почву, переме-
шивают минеральные частицы с измененными растительными остатка-
ми, делают более доступным проникновение в нее воздуха и воды. Эго
влечет за собой повышение интенсивности химических процессов и ус-
коряет разложение органического вещества. Происходят и биохимиче-
ские изменения в результате питания животных растительными остат-
ками.
103
Интенсивность процессов разложения органического вещества за-
висит от температуры, влажности, степени проникновения воздуха, хи-
мических условий среды и других факторов. Наибольшее и главное
значение в этом процессе имеет деятельность разнообразных микро-
организмов (бактерий и грибов), в огромных количествах находящихся
в воздухе, воде и почве в самых различных условиях. В зависимости от
типа микроорганизмов, населяющих почву, наблюдаются два основных
вида разложения — аэробный и анаэробный.
Бактериальный аэробный процесс разложения ор-
ганического вещества почвы связан с жизнедеятельностью
грибной микрофлоры и аэробных бактерий, которые могут жить и раз-
множаться в условиях свободного доступа кислорода воздуха — в ней-
тральной или в слабо кислой, или в слабо щелочной среде. В результа-
те аэробного разложения получаются простые соединения: вода, угле-
кислота, фосфорная, серная и другие кислоты, которые реагируют с
основаниями, образуют различные соединения, идущие на питание ра-
стений. С другой стороны, в процессе бактериального аэробного разло-
жения травянистых остатков выделяется гуминовая кислота, ко-
торая при высушивании и замерзании переходит в гумин — клейкое
коллоидальное вещество, нерастворимое в воде.
Описанный процесс аэробного бактериального разложения орга-
нического вещества характерен для дернового и степного почвообразо-
вания.
Разложение отмершей органической массы древесной расти-
тельности, богатой кислыми дубильными веществами, происходит пре-
имущественно под воздействием низших грибов, так как кислая сре-
да не благоприятствует развитию аэробных бактерий. В процессе та-
кого аэробного грибкового разложения образуется креновая кис-
лота— бесцветное органическое вещество, легкорастворимое в воде.
При восстановлении креновой кислоты анаэробными бактериями об-
разуется апокреновая кислота, менее растворимая в воде.
Бактериальный анаэробный процесс разложения
органического вещества почвы вызывается жизнедеятельно-
стью анаэробных бактерий, развивающихся в условиях отсутствия кис-
лорода. В анаэробных условиях разложение органического вещества
протекает значительно медленнее в сравнении с аэробным процессом.
При этом образуются различные соединения, указывающие на восста-
новительный характер среды, — метан, фосфористый водород, серо-
водород, аммиак, сернистое железо.
В процессе бактериального анаэробного разложения травянистых
растительных остатков образуется ульминовая кислота, раство-
римая в воде. При высыхании, замерзании она переходит в нераство-
римую разновидность — ульмин.
Во всякой почве одновременно на различных уровнях могут про-
текать оба процесса разложения — аэробный и анаэробный. Благо-
приятное сочетание этих двух процессов создает оптимальные условия
для культурных растений.
Таким образом, процесс разложения органического вещества поч-
вы характеризуется большой сложностью и зависит от многих факто-
ров. В процессе биохимического разложения помимо минерализации ор-
ганического вещества образуются новые устойчивые органические
соединения коричневого или черного цвета. Этот комплекс органиче-
ских соединений называется перегной, или гумус (лат. gumus —
земля).
104
В состав почвенного перегноя входит 85—90% гуминовых веществ
(специфические высокомолекулярные соединения, свойственные только
перегною), состоящих из нерастворимого в щелочах гумина и ульмина
и растворимых кислот — гуминовой и ульминовой кислот и фульво-
кислот (креновой и апокреновой). Остальная часть перегноя состоит из
белксв, углеводов, органических кислот, жиров, воска, смол и других
органических соединений, распространенных в растительных и живот-
ных тканях и продуктах их распада. Чем больше в почве перегноя, тем
она питательней, богаче. Однако в условиях Севера СССР огромные
площади заняты болотными почвами, перегноя в них много, но, вслед-
ствие избытка воды и застоя ее на поверхности, перегной здесь кислый,
мало питательный и, следовательно, эти почвы неблагоприятны для ра-
стений.
Качественные особенности гумуса и количественное содержание его
зависят от характера растительных формаций, из которых он образует-
ся, и направления преобладающих биохимических процессов. Здесь от-
ражается значение климата в почвообразовании. Наибольшее значение
в этом процессе имеют атмосферные осадки и температура, от которых
зависит интенсивность выветривания, создающего основу минеральной
части почвы, и развитие того или иного растительного покрова.
В формировании почвенного профиля большая роль принадлежит
воде, которая переводит часть веществ почвы в раствор. Растворенные
вещества вместе с водой могут перемещаться сверху вниз и при благо-
приятных условиях по пути движения вновь выделяться путем кристал-
лизации или коагуляции. Такое перемещение возможно и вверх по ка-
пиллярам. Так постепенно происходит обеднение растворенными ве-
ществами одних горизонтов почвы и обогащение других.
При преобладании процесса перемещения веществ сверху вниз в
почвенном профиле обособляются несколько генетических горизонтов,
чаще всего три:
1) перегнойно-аккумулятивный — Ai — самый верхний,
в котором хотя и происходит интенсивное вымывание веществ, но ве-
дущим процессом является накопление гумуса;
2) элювиальный (горизонт вымывания) — Аг, располагаю-
щийся под перегнойно-аккумулятивным и характеризующийся преиму-
щественным выносом веществ;
3) иллювиальный — В, т. е. такой горизонт, в котором имеет
место вмывание и накопление вынесенных из других горизонтов почвы
веществ.
Под иллювиальным горизонтом залегает горная порода, не затро-
нутая почвообразованием. Ее обычно называют материнской поро-
дой (вследствие того, что она послужила основой для образования ми-
неральной части почвы) и обозначают буквой С.
Б зависимости от стадии развития почвообразовательного процес-
са и характера почв эти горизонты выражены неодинаково у различных
типов почв.
Почвенные зоны СССР. Формирование почв, как указывалось, опре-
деляется комплексом факторов, взаимодействие которых и обусловли-
вает процесс почвообразования. Наибольшее значение имеют раститель-
ность и климат. При этом климат на почвообразовательный процесс
влияет также преимущественно через растительность. Климат и харак- -
тер растительности закономерно изменяются в пределах земного шара
в направлении от полюсов к экватору. Вместе с ними изменяется и поч-
венный покров, отдельные типы которого образуют широкие зоны, сме-
няющие друг друга.
105
Закон о естественноисторической зональности природы был впер-
вые сформулирован В. В. Докучаевым в конце XIX в. и сыграл боль-
шую роль в установлении закономерностей ряда природных процессов
(выветривания, формирования грунтовых вод, почвообразования и т. д.).
Почвы на равнинах подчиняются широтной, или горизонтальной,
зональности, в горных районах — вертикальной, в зависимости от из-
менения климатических условий и растительности.
На территории СССР выделяется несколько типов почв, описание
главных из них приводится ниже *:
1. Почвы тундры и лесотундры.
2. Подзолистые и дерново-подзолистые почвы лесов.
3. Серые лесные почвы и черноземы лесостепи.
4. Черноземные почвы луговой степи.
5. Каштановые и бурые почвы сухой степи.
6. Сероземы пустынной степи и пустыни.
7. Солонцы и солончаки (интразональные).
8. Красноземы и желтоземы влажных субтропиков.
Почвы тундры и лесотундры протягиваются вдоль побе-
режья Северного Ледовитого океана от Кольского полуострова до Бе-
рингова пролива и занимают около 7,6% площади СССР.
Среднегодовая температура для тундр европейской части СССР от
—-0,2 до —4,4°, для Сибирской — от —9 до —14°, при среднеянварской
температуре до —30—40° (в Индигирско-Колымской тундре). Безмороз-
ный период продолжается всего около трех месяцев. Количество атмо-
сферных осадков не превышает 250—300 мм! год, но при низких темпе-
ратурах и незначительной испаряемости этого вполне достаточно для
насыщения и даже перенасыщения поверхностных горных порот, что
может повести к заболачиванию поверхности. Характерной особенно-
стью тундровой области является «вечная мерзлота», т. е. наличие
горных пород, в течение десятков и сотен тысячелетий находящихся в
мерзлом состоянии (имеющих отрицательную температуру). Раститель-
ность в тундре представлена лишайниками (на песчано-каменистом ос-
новании), мхами, мелкими кустарниками (морошка, юлубика, толок-
нянка).
При низких температурах разложение растительных остатков про-
текает чрезвычайно медленно, что способствует накоплению торфяных
пластов.
Все это обусловливает характер тундровых почв. Содержание пере-
гноя в них изменяется от 1 до 2—3%; перегной обычно кислый, полутор-
фянистый. Тундровым почвам свойственна небольшая мощность — до
20—30 см.
Подзолистые и дерново-подзолистые почвы лесов
занимают в СССР наибольшую площадь, составляющую свыше 50%
всей территории Союза. Эта зона развития лесов, располагающихся к
югу от тундры. Южная граница их распространения достигает Киева
на юге и Свердловска на северо-востоке. В пределах европейской части
Союза эта зона характеризуется положительными среднегодовыми тем-
пературами, изменяющимися от 7 до 0,8°, при средней январской от
—2,7 до —16,2°. Среднегодовое количество атмосферных осадков со-
ставляет 500—600 мм/год, с наибольшим выпадением в летний период.
Характер растительности меняется с севера на юг. На севере пре-
обладают хвойные леса (тайга), на юге — смешанные (хвойные и ши-
1 При описании, с целью сокращения, некоторые переходные типы почв объединены
или опущены.
106
роколиственные). В пределах долин рек местами встречается луговая и
лугово-болотная растительность. Подзолообразование протекает под по-
логом лесной древесной растительности. Как известно, она ежегодно не
отмирает полностью. В почву поступают только опавшие листья, хвоя,
веточки и т. д. Они образуют лесную подстилку, которая подвергается
быстрому разложению грибной флорой, населяющей ее. Преобладание
количества атмосферных осадков над испарением в этой зоне (зона
избыточного увлажнения) обусловливает в почве нисходящий ток воды
и вынос растворимых веществ в более глубокие горизонты. В нижних
горизонтах в результате сложных химических изменений и нисходяще-
го тока воды происходит обогащение труднорастворимыми соединения-
ми трехвалентного железа, марганца и алюминия, образующими уплот-
ненный иллювиальный горизонт. В результате такого направления про-
цесса почвообразования верхние горизонты постоянно обогащаются
тонкой порошковидной аморфной массой кремнезема, которая и при-
дает подзолистой почве белесый цвет и обусловливает ее бесструктур-
ность. Следовательно, в процессе подзолообразования происходит глу-
бокий распад как органического вещества, так и минеральной части
почвы. В типичных подзолистых почвах хорошо выражены отдельные
генетические горизонты: Ао — бурая лесная подстилка; Ai — перегной-
но-аккумулятивный горизонт бурой или серой окраски с незначитель-
ным содержанием гумуса (от 1 до 3—4%); А2— элювиальный, подзоли-
стый, имеющий цвет золы или почти белый, состоящий в большей сво-
ей части из тонких кварцевых частиц; В — иллювиальный, бурой или
красноватой окраски вследствие накопления здесь соединений железа,
алюминия и марганца, вынесенных из верхних горизонтов.
Подзолистые почвы малоплодородны и требуют специальных удо-
брений.
Дерновый почвообразовательный п р о ц е с с протека-
ет в условиях господства травянистой растительности, которая ежегод-
но к началу зимы отмирает. Накопившееся органическое вещество при
этом за лето не успевает полностью разложиться и к началу зимы в поч-
ве ежегодно сохраняется значительная не вполне разложившаяся его
часть. *
Так постепенно накапливается аморфный перегной в дерновом го-
ризонте, в результате чего образуется прочная комковатая структура
почвы, более благоприятная для травянистой растительности. Так фор-
мируются дерново-подзолистые почвы этой зоны, с различной степенью
развития дернового горизонта.
Серые лесные почвы приурочены к лесостепной зоне, протя-
гивающейся полосой от Волыно-Подольской и Приднестровской возвы-
шенности на Украине, через Средне-Русскую и Приволжскую возвы-
шенности на Высокое Заволжье. К востоку от Урала лесостепь зани-
мает большую площадь в пределах Западно-Сибирской низменности и
на отдельных участках Восточной Сибири.
Характерной особенностью этой зоны является чередование луго-
во-степных участков с массивами лиственного леса, что обусловливает
неоднородность почвенного покрова. Серые лесные почвы, занимающие
свыше 3% площади СССР, чередуются здесь с выщелоченными и даже
тучными черноземами и представляют собой переходный тип от под-
золистых почв лесов к степным черноземам. Плодородие их выше пло-
дородия подзолистых почв, но ниже типичных лугово-степных чернозе-
мов.
В современном сельскохозяйственном использовании земель лесо-
степная зона занимает второе место после степной черноземной зоны.
107
Черноземные почвы луговой степи, отличающиеся наи-
большим плодородием, распространены широкой полосой на площади
около 1430 тыс. км2 и в пределах лесостепной зоны занимают около
474 тыс. км2, что в сумме составляет 8,6% всей территории СССР или
свыше 48% общей площади развития черноземов во всем мире.
Черноземная зона протягивается от Причерноморской низменности,
через Доно-Донецкий водораздел, южные части Средне-Русской и При-
волжской возвышенностей на Общий Сырт и далее на южную часть За-
падно-Сибирской низменности.
Плодороднейшие черноземы развиты также на Приазовской возвы-
шенности и в Предкавказской области (Ставрополье, Кубань).
Рельеф степной зоны преимущественно равнинный или слабовол-
нистый. В степной зоне преобладает сухой климат и продолжительное,
часто знойное лето. Годовое количество атмосферных осадков изменяет-
ся в широтном и меридиональном направлениях: от 500 мм на западе
до 300 мм на востоке (Сибирь) и от 500 мм на севере до 300—350 мм
на юге. При этом большая часть осадков выпадает в летний период.
При условии большого испарения в почву просачивается лишь немного
влаги, способной выносить из верхних горизонтов в нижние только лег-
корастворимые вещества. Следовательно, почва слабо промывается и
содержит много минеральных веществ.
В степи развита многолетняя травянистая лугово-степная расти-
тельность, среди которой преобладают злаковые и бобовые. Органиче-
ское вещество, накапливающееся в результате ежегодного отмирания
надземных органов растений и частично их корневой системы, подвер-
гается последующим биохимическим процессам, связанным с деятель-
ностью микроорганизмов, протекающей главным образом летом.
Такая ограниченность биохимических процессов во времени при-
водит к накоплению в лугово-степных почвах продуктов неполного раз-
ложения органических остатков. В результате этого черноземы отли-
чаются наибольшими богатствами гумуса, что придает почве черную
окраску. По содержанию гумуса они подразделяются на малогумусные
(гумуса меньше 6%), среднегумусные, или обыкновенные (7—9%), и
тучные (более 10%)- Распределение указанных разновидностей черно-
земов связано с климатическими особенностями и распределением рас-
тительных формаций.
В типичных черноземах можно выделить три основных генетиче-
ских горизонта — А, В и С, постепенно переходящих друг в друга.
Горизонт А, достигающий в тучных черноземах мощности 55—60 см,
черный, рыхлый, с отчетливо выраженной зернистой структурой; го-
ризонт В мощностью до 60-—65 см, буровато-серый, комковатый. Высо-
кое плодородие этих почв обусловливает высокую степень их земледель-
ческого освоения в СССР. Черноземная зона является житницей нашей
Родины.
Каштановые и бурые почвы зоны сухих степей
наибольшее развитие имеют на юго-востоке европейской части Союза
(Астраханская, частично Саратовская, Волгоградская и Ростовская
области), в Казахской ССР и в Кулуидинской степи Алтайского края,
на Общем Сырте, в бессточной Прикаспийской низменности.
Эти степные районы характеризуются континентальным, жарким
и сухим климатом. Среднегодовое количество атмосферных осадков не
превышает 250—300 мм, и значительная часть их выпадает летом. Ин-
тенсивность испарения здесь достигает более 1000 мм в год. Снеговой
покров незначителен и неустойчив. Особенностью этой зоны являются
также сильные ветры-суховеи, иссушающие почву и пагубно действую-
108
щие на растительность. Процесс разложения органического вещества
и накопление гумуса в почвах протекают менее интенсивно, чем в чер-
ноземной зоне, что обусловливает каштановую и бурую окраску почв.
Каштановые и бурые почвы по содержанию гумуса и окраске под-
разделяются на подтипы: темно-каштановые (гумуса 4—5%), каштано-
вые (3—4%), светло-каштановые (2—3%) и бурые почвы (около 2%).
Содержание гумуса определяет различия в плодородии этих почв.
Сероземы пустынной степи и пустыни. Эти почвы раз-
виты главным образом в пустынных и полупустынных районах Сред-
ней Азии. Общая площадь сероземной зоны составляет около 10% тер-
ритории СССР. Для нее характерно незначительное количество атмо-
сферных осадков — в среднем 100—150 мм/год — и крайне засушли-
вое жаркое лето. Среднегодовая температура 13—17°, а максимальная
температура воздуха летом превышает 40°. Испарение с водной поверх-
ности может достигнуть 1500 мм. В этой зоне отсутствует сплошной по-
кров растительности, которая представлена отдельными, достаточно уда-
ленными друг от друга кустиками. Почвообразовательный процесс
здесь выражен слабо. Содержание перегноя в сероземах не превышает
1,0—1,5%. Светло-серый гумусовый горизонт — от 10 до 16 см.
Солонцы и солончаки, или засоленные почвы, рас-
пространены в пределах уже рассмотренных выше широтных почвен-
ных зон в районах, характеризующихся засушливым климатом.
Характерной особенностью этих почв является наличие большого
количества легкорастворимых солей (соли натрия, в основном хлориды,
сульфаты и карбонаты) или непосредственно у самой поверхности (со-
лончаки), или на небольшой (20—50 см) глубине (солонцы).
Развитие солончаков и солонцов теснейшим образом связано с за-
солением почв, главным источником которого служат подземные и по-
верхностные воды. Грунтовые воды при неглубоком (до 2—3 м) их за-
легании по тонким капиллярам поднимаются почти до поверхности
земли. В условиях сухого и жаркого климата происходит их интенсив-
ное испарение, а соли, растворенные в них, остаются в почве.
Красноземы и желтоземы влажных субтропиков
распространены на территории СССР на Черноморском побережье Кав-
каза (в Западной Грузии), характеризующейся теплым и влажным суб-
тропическим климатом. Ежегодное количество атмосферных осадков
здесь около 2500—3000 мм, а в многоводные годы достигает даже
4000 мм. Среднегодовая температура воздуха 13,5—14,5° при средней
январской 5,5—7,0е, зима практически отсутствует. В этих климатиче-
ских условиях развивается пышная древесная субтропическая расти-
тельность, и особенно интенсивны процессы выветривания горных по-
род, которые протекают круглый год, в отличие от зон умеренного
климата. Эти процессы приводят к полному распаду сложных силика-
тов и алюмосиликатов и накоплению в продуктах выветривания и в
почве полуторных окислов железа и алюминия. Именно благодаря на-
личию полуторных окислов железа и алюминия почвы приобретают
столь характерный красный цвет (коричневый, охристо-коричневый,
иногда малиновый).
Желтоземы, по Д. Г. Виленскому, представляют собой резуль-
тат слабо выраженной стадии процесса разложения. Они распростра-
нены в Абхазской АССР и на побережье Каспийского моря, в Талы-
ше, в Азербайджанской ССР.
Сельскохозяйственное использование красноземных почв имеет
большое значение. При применении некоторых удобрений эти почвы
оказываются чрезвычайно плодородными, и на них по Черноморскому
109
побережью успешно произрастают ценнейшие субтропические культу-
ры — чайный куст, цитрусовые (мандарины, апельсины, лимоны), эфи-
ромасличные и др.
Таким образом, на территории Советского Союза распределение
почвенного покрова в виде широтных зон, постепенно сменяющих друг
друга при движении с севера на юг, представляет собой закономерное
явление, достаточно хорошо отражающее природные условия, в кото-
рых формировались те или иные почвы.
Изменение почв в горных районах происходит иначе,
чем е равнинной части. Как известно, растительность и климат в гор-
ных районах меняются с высотой. Так, например, на Северном Кавказе
у подошвы гор простираются степи, выше они сменяются лиственными
лесами, еще выше развиты смешанные, а за ними хвойные леса, над
которыми располагаются высокогорные луга, тундра и, наконец, снеж-
ные вершины. В соответствии с этим изменяется и почвенный покров
в такой последовательности: черноземы; горно-лесные бурые поч-
вы; горно-лесные серые почвы; горно-лесные подзолистые почвы;
горно-луговые почвы; горно-тундровые почвы. В целом почвенный по-
кров гор более пестрый, что связано с различной экспозицией склонов,
различным составом материнских горных пород и другими факторами.
ЛИТЕРАТУРА
Герасимов И. П., Глазовская М. А. Основы почвоведения н география почв.
М., Географгиз, 1960.
Гинзбург И. И. Основные результаты изучения древних кор выветривания в СССР.
«Известия АН СССР», сер. геол., 1957, № 12
Добровольский В. В. Гипергенез четвертичного периода. М., «Недра», 1966.
Добровольский В. В. География и палеогеография коры выветривания СССР.
М., «Мысль», 1969.
Добровольский В. В. География почв. М., «Просвещение», 1968
Добровольский В. В. Кора выветривания Земли. «Природа», 1969, № 6.
Кора выветривания (сборник статей). М., Изд-во АН СССР, вып. 1, 1952; вып. 2,
1956; вып. 3, 1960; вып. 4, 1962; вып. 5, 1963; вып. 6, 1963; вып. 7,
1966; вып. 8, 1967; вып. 9, 1965; вып. 10, 1968.
Латериты. М., «Недра», 1964 (Международный Геологич. Конгресс, 22 сессия).
Лисицына Н. А. Генетические типы кор выветривания основных пород влажных
тропиков. «Литология и полезные ископаемые», 1967, № 3.
Лисицына Н. А. К вопросу о выветривании кислых пород в условиях влажных
тропиков. «Литология и полезные ископаемые», 1968, № 4.
Михайлов Б. М. Бокситы западных районов Либерийского щита. В кн.: «Генезис
бокситов». М., «Наука», 1966.
Петров В. П. Основы учения о древних корах выветривания. М., «Недра», 1967.
Перельман А. И. Геохимия ландшафта, изд. 2. М., «Знание», 1966.
Пол ынов Б. Б. Кора выветривания. Л., 1934.
Разумова В. Н., Херасков Н. П. Геологические типы кор выветривания и зако-
номерности их размещения. «Тр. Геологического института АН СССР». М., 1963.
Ру хи и Л. Б. Основы литологии (учение об осадочных породах), изд. 3. Л., «Недра»,
1969.
Сидоренко А. В. Доледниковая кора выветривания Кольского полуострова. М.,
Изд-во АН СССР, 1958.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Фридланд В. П. Почвы и коры выветривания влажных тропиков. М., «Наука», 1964.
III а н ц е р Е В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных
образований. М., «Наука», 1966.
ГЛАВА 6
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА
§ 1
ОБЩЕЕ ПОНЯТИЕ О РАБОТЕ ВЕТРА
Деятельность ветра проявляется в различных климатических зо-
нах, нЬ Ь'собенп6~~бЬльц1ая работа производится им в областях сухо го
климата, т. е.~ам, где имеет место сочстание слёДзпощихптсибеппостеТн
1) редкие суточные изменения температуры, обусловливающие интен-
сивность процессов физического выветривания; 2) незначительное ко-
личество атмосферных осадков, выпадающих редко, нерегулярно и
главным образом в форме ливней; 3) превышение испарения (в 5—
15 раз) над количеством выпадающих атмосферных осадков; 4) разре-
женность растительного покрова или полное его отсутствие; 5) частые
ветры большой силы и 6) наличие материала, способного перемещаться
ветром. Перечисленные особенности свойственны пустыням и отчасти
полупустыням, занимающим свыше 20% Поверхности континентов.
Особенно большие площади заняты пустынями в Азии, Африке, Авст-
ралии, меньше — в Европе, Северной и Южной Америке.
Деятельность ветра проявляется также на низменных песчаных по-
бережьях морей, озер и рек (в различных климатических зонах) при
условии отсутствия или сильной разреженности растительности и в ряде
мест на вершинах гор. В областях гумидного климата, расположенных
вне побережий,- поверхность земли предохраняется сплошным расти-
тельным покровом, а также связывающи^_действием влаги в почве как
от резких колебаний темпер'атуры, вызывающих процессы физического
выветривания, так и от развевающей работы вет^за. Последняя прояв-
ляется здесь лиЩьГна отдельных небольших участках.
Геологическая работа ветра состоит из процессов дефляции
(выдувание и развевание), корразии (обтачивание горных пород и
их обломков при помощи переносимого ветром песка), переноса и
аккумуляции (отложение). Все стороны работы ветра в природных
условиях тесно связаны друг с другом, проявляются одновременно и по
существу представляют собой единый сложный процесс. Можно гово-
рить лишь о том, что в одних местах преобладают одни виды деятельно-
сти ветра, в других — иные.
Районы преимущественной дефляции в пустынях располагаются
в той части, откуда дуют господствующие ветры. За ними лежат огром-
111
ные песчаные пространства пустыни, где формы рельефа обусловлены
совместным влиянием процессов дефляции и аккумуляции. И, наконец,
в окраинных зонах, где ветер испытывает торможение или затихает,
преобладают процессы аккумуляции. Во всех случаях осуществляется
перенос частиц.
По данным известного исследователя пустынь Б. А. Федоровича
(1956, 1960), в пустыне Каракумы районом преобладающей дефляции
является южная часть Заунгузских Каракумов. Далее располагаются
низменные Каракумы со сложным песчаным рельефом, формирование
которого определяется, с одной стороны, выдуванием песков из котло-
вин и других понижений, а с другой — аккумуляцией их на возвышен- _
ности. В южной части Каракумов преобладают процессы аккумуляции. "
Все процессы, обусловленные деятельностью ветра, объединяются
под названием «эоловые процессы» (Эол в древнегреческой ми-
фологии — бог ветров). Эоловыми называются и континентальные от-
ложения, возникшие при ветровой аккумуляции, и соответственно фор-
мы рельефа (барханы, дюны, бугры и др.). ®
§ 2
ДЕФЛЯЦИЯ
Под дефляцией понимается процесс выдувания и развевания вет-
ром различных частиц горных пород. Сам термин «дефляция» проис-
ходит от латинского слова deflare, что означает «сдувать» или «выду-
вать». В пустынных областях или в верхней части горных вершин струи
воздуха проникают во все трещины и щели твердых горных пород и
выдувают из них рыхлые продукты выветривания (рис. 6.1). Поэтому
трещины здесь почти всегда открытые, зияющие, в отличие от трещин
в горных породах умеренных зон, заполненных обычно достаточно влаж-
ным мелким материалом. Наличие зияющих трещин способствует даль-
нейшему развитию процессов физического выветривания и последую- 5
щему выносу ветром новых порций получаемого обломочного материала. «
Совместное и взаимосвязанное действие выветривания и ветра при-
водит к значительному расширению трещин и образованию характер-
ных обточенных скал причудливых форм в виде башен, колонн, обелис-
ков и т. п. При разработке ветром трещин горизонтального направления
появляются так называемые «качающиеся скалы».
В крутых обрывах, сложенных породами различной прочности, про-
является избирательный характер процессов выветривания и работы
ветра. В результате образуется своеобразное чередование выступов или
карнизов, соответствующих слоям прочных пород, с нишами — в мяг-
ких или слабо сцементированных породах. Иногда такие ниши выдува-
ния далеко вдаются в стенку обрыва (рис. 6.2).
Академик В. А. Обручев в 1906 г. открыл в Джунгарии, гранича-
щей с Восточным Казахстаном, целый «эоловый город», состоящий из
весьма причудливых сооружений и фигур, созданных в континенталь-
ных мезозойских песчаниках и пестрых глинах в результате процессов
пустынного выветривания, дефляции и корразии. Своеобразие этих
форм отражено в названиях, данных им В. А. Обручевым («Замок
хана», «Круглая башня», «Памятник», «Башня Колдунья», «Наковаль-
ня», «Сфинкс», «Птица»). «Даже при скудной фантазии, — писал Вла-
димир Афанасьевич, — поневоле напрашивается сравнение с развали-
нами огромного города, давно покинутого его населением».
112
б
Рис. 6.1. а. Формы выветривания и выдувания. Гора Демерджи
(Крым), фото В. Г. Чернова; б — формы выветривания и выдува-
ния в меловых породах Мангышлака (фото Б. А. Федоровича)
В Общая геология
Поверхность пустынь в местах развития разнообразного обломоч-
ного материала в результате дефляции постепенно очищается от песча-
нистого и мелкозернистого материала, и на месте остаются лишь гру-
бые обломки — каменистый и щебнистый материал.
Своеобразная дефляция проявляется и в пределах песчаных прост-
ранств пустыни, где образуются котловины выдувания различной глу-
бины. Они образуются как след-
ствие вихревои структуры воз-
душного потока, а также как
результат влияния восходящих
потоков воздуха, обусловленных
разницей в нагреве различных
элементов поверхности. Особый
интерес представляют некоторые
глубокие бессточные котловины
(впадины) пустынь, дно которых
часто опускается ниже уровня
океана. На дне таких котловин в
верхнем слое глинистых пород
наблюдается скопление солей.
Происхождение. их может быть
связано с капиллярным подъемом
к поверхности днища сильно за-
соленных грунтовых вод и с по-
ступлением солей вместе с по-
верхностными водами со склонов.
Грунтовые или поверхностные во-
ды испаряются, а соли остаются.
Они выкристаллизовываются,
разрыхляют глинистые породы, в
результате чего на дне котловин
аридных областей возникает пух-
лый порошкообразный, легко раз-
веваемый солончаковый горизонт.
В жаркие безветренные летние
дни над солончаками часто воз-
никают мощные турбулентные
потоки восходящего воздуха
Рис. 6.2. Ниши выдувания. Юго-восточ-
ный склон Устюрта (фото Б. А. Федо-
ровича)
(штопорообразные смерчи, образующиеся вследствие разницы в нагре-
ве различных частей поверхности), особенно это проявляется в котло-
винах с пухлым солончаком на дне. Восходящие токи и ветер в течение
лета могут полностью вынести весь разрыхленный слой. Так из года в
год днища котловин постепенно углубляются. Инструментальные на-
блюдения показали, что в пустынях Закаспия, в районах со среднегодо-
вой скоростью ветра 6—7 м!сек, с поверхности солончаков сдувается
слой в 3—5 см.
Интенсивная дефляция периодически проявляется в степных засуш-
ливых земледельческих районах на западе Соединенных Штатов Аме-
рики и в южных районах СССР — в Казахстане, Нижнем Поволжье,
Предкавказье и на юге Украины. Сильные иссушающие ветры — сухо-
веи — выдувают распаханные почвы, переносят продукты выдувания
и откладывают их в других местах в виде бугров, достигающих высоты
2 и даже 4 к В пределах черноземной полосы периодически возникают
настоящие черные бури. Одна из таких черных бурь наблюдалась вес-
ной 1960 г., когда скорость ветра достигала 15—20 м!сек, а местами
114
30—40 м/сек. Пахотный слой в некоторых районах был сдут на глуби-
ну 5—6 сд, а местами до 10—12 см. Сильная буря, возникшая в
1969 г., нанесла ущерб почвенному покрову на юге европейской части
Союза.
Развеванию почв в засушливых областях способствует иногда не-
правильно проводимая распашка и использование земель. В настоящее
время в СССР принимается ряд кардинальных мер для предохранения
пахотных земель от дефляции.
Когда развевание осуществляется на значительных площадях бо-
лее или менее равномерно, то его принято называть плоскостной,
или площадной, дефляцией. Наблюдается местами бороздовая де-
фляция, проявляющаяся в отдельных щелях, бороздах, понижениях.
Особенно наглядно это проявляется в мягких породах по дорожным
колеям. По данным А. С. Кесь, в лёссах Китая наблюдаются колеи до-
рог глубиной до нескольких метров.
§ з
ПЕРЕНОС
В среднеазиатских-пустынях СССР... преобладающее значение при-
надлежит песчаным Отложениям, которые подвергаются интенсивному
перевеванию и переносу ветром. Источником песка служат, в основном
древнйе~й~современные отложения крупных транзитных рек, таких, на-
пример, как Амударья и Сырдарья, берущих начало в горах Памира
и Тянь-Шаня. В пределах пустынь эти реки теряют свою скорость как
вследствие изменения уклонов поверхности, так и из-за значительной
потери воды на фильтрацию и испарение, что немедленно вызывает ин-
тенсивную аккумуляцию. Накопление наносов совершается настолько
быстро, что уровень их дна все время повышается. В результате этого,
а также в связи со значительными изменениями в водообильности рек,
русла их часто мигрируют, прорывают себе новые пути. Одновременно
происходит и миграция дельт. Таким образом на огромных пространст-
вах накапливаются аллювиальные отложения, сложенные в основном
из песка и мелкозема. В отдельных районах пустынь встречаются пески
морского происхождения, а также пески, накопленные в результате
длительного действия процессов выветривания коренных пород, но они,
по-видимому, имеют подчиненное значение.
Ветер при своем движении захватывает пылеватые, мелкие песча-
ные чабтйцы^ перенося их на далекие расстояния, оставляя на месте
более круПйътй обломочный материал. Захваченные “ветром- частицы пе-
реносятся двояко: 1) во взвешенном состояпит!-и--2)^0Лб'чением. Велй-
чйна~частиц, транспортируемых тем или иным оТбсобим, и дальность
переноса определяются силой ветра. При скорости ветра до 6,5 м/сек.
переносятся пыль и тонкий деспк-с частицами па 0,25 мм в-доанметре,
при 10 м/сек поднимаются и переносятся песчинки диаметром до 1 мм,
при 20 м/сек увлекаются частицы до 4—5 мм в диаметре, а при ура-
ганах захватываются даже мелкие камешки. Дальность переноса так-
же различна. Ураганы в пустынях выносят за их пределы огромное ко-
личество пыли и даже тонкого песка.
Пыль пустынь Африки уносится сильными пассатными ветрами в
Атлантику на расстояние др 2bOU—бЬии км и составляет “местами за-
метную примесь в осадках Атлантического океана. В 1863 г. на Канар-
ских островах выпал пыльный дождь, масса которого была определена
в 10 млн. т. По словам А. Холмса, здесь из тонкого песка, приносимого
8*
115
ветром через море, образуются дюны. При южных ветрах пыль из Са-
хары заносится в Средиземное море и даже севернее, где и откладывает-
ся. В Италии иногда выпадают дожди из красной пыли, принесенной
сильными ветрами. Известны случаи, когда эоловая пыль Сахары до-
стигала и других стран Западной Европы. Далекий разнос пыли связан
не столько с силой ветра в приземном слое, сколько с интенсивными
вертикальными восходящими движениями, способствующими поднятию
пыли на большую высоту.
Жители пограничных районов СССР в юго-восточных Каракумах
хорошо знакомы с ветром, дующим со стороны Афганистана и называе-
мым «афганцем». В среднем около 4СС=юбраз в году начинает дуть
«афГптгёП»''"и продолжается обычно одищдва_дня, изредка больше. Он
захватывает огромные количества песка и пыли и переносит"их через
широкую Амударью в пределы Каракумов. При этом воздух настолько
бывает насыщен песком и пылью, чтосолнце становится совершенно
невидимым, как при сильном ненастье. Оконные стекла, подвергающие-
ся ударам несомого песка, за сравнительно короткий срок (2—3 года)
становятся матовыми.
Вознйкйбвение «афганца» связано с приходом в высокие слои ат-
мосферы холодных воздушных масс с севера, обладающих большей плот-
ностью в сравнении с теплым воздухом пустынь. Холодные массы воз-
духа, встречая на своем пути препятствия в виде высоких горных со-
оружений — Копетдага, Парапамиза и Па миро-Алая, не в состоянии
преодолеть их и, отражаясь от них, спускаются вниз по горным скло-
нам. При спуске с большой высоты значительно повышается температу-
ра воздуха, и к поверхности подгорных пустынь он подходит иссушен-
ным и приносит необычайную жару.
Расстояние, на которое переносится песчаный материал, зависит не
только от скорости ветра, но и от силы восходящих потоков воздуха.
Чем выше будут подброшены частицы песка этими потоками, тем даль-
ше они будут перемещаться в горизонтальном направлении. В боль-
шинстве же случаев песок или волочится по поверхности пустыни, или
перемещается скачками, т. е., поднимаясь на некоторую высоту, несколь-
ко передвигается в горизонтальном направлении, затем падает, вновь
поднимается и т. д.
§ 4
КОРРАЗИЯ
Корразия (лат. corrasus — обтачивать) представляет собой меха-
ническую обработку обнаженных горных пород ветром при помощи пе-
реносимых им твердых частиц — обтачивание, шлифование, высвер-
ливание и т. п. Песчаные частицы поднимаются ветром на несколько
метров (2—3, изредка до 8—10 м). Наибольшей концентрации гонимый
ветром песок достигает в нижних приземных частях воздушного потока
(до 1,0—2,0 м), где сосредоточивается и наибольшая корразионная ра-
бота, шлифуется и обтачивается поверхность скал, образуются на ней
царапины, борозды и отдельные желоба.
Сильные и постоянные удары песка о нижние части скал подтачи-
вают и как бы подрезают их, и они утоняются в сравнении с вышеле-
жащими. Наглядным примером коррадирующего воздействия ветра,
несущего песок, является быстрое подрезание ничем не защищенных те-
леграфных столбов. В подтачивании скал ветру оказывают помощь
процессы выветривания, которые нарушают монолитность породы. Пес-
116
a
Рис. 6.3. Дефляционно-корразиоииые формы: а — грибообразная
форма (Мангышлак) (фото В. Залетаева); б— остаиец апшерон-
ских песчаников в Каракумах (фото В. В. Семеновича)
чаная корразия в основании скал способствует разрушению связей меж-
ду отдельными частицами породы, а тем самым и быстрому удалению
продуктов разрушения. Благодаря этому все новые и новые части скалы
будут обнажаться и подвергаться воздействию выветривания и кор-
разии.
Таким путем процессы дефляции, переноса, корразии и выветрива-
ния в сочетании с разнородностью состава пород придают скалам в
117
Рис. 6.4. Ячеистая поверхность в авгитовом порфирите. Южный
склон Тяиь-Шаня (Синьцзян)
областях пустынь своеобразные очертания. Их расширенные верхние
части покоятся на относительно тонких и коротких подставках. Нередко
встречаются грибообразные формы (рис. 6.3,а, б). При преобладании
ветров одного направления в основании скальных возвышенностей об-
разуются ниши и небольшие пещеры. Процессы корразии сказываются
и в крупнокристаллических породах (гранитах, гнейсах и др.). Этому
способствует неравномерное изменение объема зерен различных мине-
ралов при резких колебаниях температуры, под влиянием чего проис-
ходит растрескивание, ше-
лушение породы. В резуль-
тате под ударами песка и
дефляции в них образуются
различные ниши и ячеи
(рис. 6.4). Местами наблю-
даются своеобразные я ч е и-
Рис. 6 5 Формы эоловых ограненных камней
с т ы е скальные поверхно-
сти, напоминающие пчели-
ные соты в увеличенном
виде. В горных породах с
известковым цементом (пес-
чаниках, мергелях) корра-
зия и дефляция особенно
усиливаются благодаря под-
тягиванию влаги, насыщен-
ной растворами карбонатов,
к их поверхности, нагретой
на солнце. Карбонаты при
испарении влаги на поверх-
ности образуют корку, внутренняя же часть таких скал оказывается
лишенной цемента, и ветер, проникая по трещинам, легко выдувает рых-
лые массы песка и пыли. Так образуются различные ячеи, ниши и свое-
образные пустотелые каменные сундуки.
118
На глинистых поверхностях пустыни при устойчивых ветрах, дую-
щих в одном направлении, песчаные струи образуют отдельные бороз-
ды или желоба (глубиной до 1—2, местами до 6 м), разделенные гря-
дами. Такие образования называются в Синьцзяне (Китай) ярдан-
гам и.
При встрече с отдельными камнями, лежащими на поверхности пу-
стыни, песчаные струи истирают, обтачивают их со всех сторон и поли-
руют. Этот процесс можно представить себе следующим образом: при
определенном направлении ветра обломок породы с наветренной сторо-
ны постепенно истирается, шлифуется, как бы обтесывается, в резуль-
тате здесь образуется гладкая грань. При изменении направления
ветра или положения обломка при сильных бурях (он переворачивает-
ся ветром) такая огранка будет производиться с других сторон. Таким
путем получаются интересные, характерные для пустынь плоскогранные
камни в виде трехгранников или многограников с блестящи-
ми отполированными гранями и относительно острыми ребрами между
ними. Количество граней и ребер определяется первичной формой кам-
ня и направлениями ветров (рис. 6.5).
§ 5
ЭОЛОВАЯ АККУМУЛЯЦИЯ И ОСОБЕННОСТИ
ЭОЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Одновременно с дефляцией и переносом происходит и аккумуля-
ция, в результате чего образуются эоловые континентальные отложе-
ния. Среди них выделяются пески и лёссы.
Эоловые пески в большей своей части представляют собой
продукты перевевания отложений рек, морей, озер и элювиальных об-
разований, возникших при физическом выветривании. Они отличаются
от песков иного генезиса некоторыми специфическими особенностями.
По данным А. В. Сидоренко и Б. А. Федоровича, для эоловых песков
характерны: 1) относительно хорошая окатанность зерен, при этом
многие песчинки кварца и частично полевого шпата приобретают бле-
стящую полированную поверхность (пленки пустынного загара из оки-
си железа); 2) лучшая отсортированность по зернистости; это преиму-
щественно мелкозернистые и тонкозернистые пески, в которых до 80—
90%, а иногда до 99% составляют частицы размером от 0,05 до 0,25 мм,
значительно реже до 0,5 мм, в них почти полностью отсутствуют пыле-
ватые частицы, которые выдуваются и удаляются ветром; 3) в составе
песков преобладают устойчивые минералы — кварц и другие. Менее
стойкие минералы — слюды, хлориты — и другие при непрерывном пе-
редвижении ветром перетираются, дробятся и уносятся и в большин-
стве случаев в эоловых песках не содержатся; 4) цвет преимуществен-
но желтый, желтовато-коричневый, а в субтропических и тропических
областях — красноватый; 5) косая, неправильная слоистость, то поло-
гая, ю крутонаклонная, иногда перекрещивающаяся, свидетельствую-
щая о многократной перестройке форм при изменении ветрового ре-
жима.
Мощность эоловых песчаных накоплений наибольшая в пустынях,
где она достигает нескольких десятков метров.
Лёсс представляет собой своеобразный генетический тип конти-
нентальных отложений. Это светло-желтая, палево-желтая или серова-
то-желтая неслоистая, местами неясно слоистая горная порода, в соста-
ве которой преобладают частицы пыли от 0,05 до 0,01 мм (более
119
50%). Для лёсса характерны: 1) высокая пористость (42—50%); 2) на-
личие системы коротких вертикальных канальцев (следы растений,
засыпаемых пылью); 3) сильная карбонатность и присутствие известко-
вых стяжений, называемых журавчиками; 4) вертикальная отдельность
и способность держать отвесные стенки в естественных обнажениях и
Рис. 6.6. Вертикальные откосы
в лёссах близ г. Сиань, КНР
(фото Г. П. Горшкова)
Рис. 6.7. Лёссовый покров иа
4 склонах Куиьлуия (фото с
самолета Б. А. Федоровича)
искусственных выемках (рис. 6.6); 5) покровный характер; 6) значи-
тельные просадки при увлажнении.
Типичные лёссы известны в Китае, в Средней Азии, в полупустын-
ных западных районах США и в других местах, где они имеют мощ-
ность от нескольких метров до десятков метров, реже до 100—150 м.
Но, помимо этого, в Западной Европе, а также в степных районах юга
СССР имеются так называемые лёссовидные породы, или лёссовидные
суглинки, имеющие много сходства с обыкновенными лёссами. Они по-
ристы, с вертикальными канальцами, карбонатны, однородны, и лишь
местами отмечается некоторая неоднородность состава. Значительное
площадное развитие и своеобразие лёссов и лёссовидных отложений
вызвало широкую дискуссию по вопросу об их генезисе. Было выдви-
нуто много гипотез об образовании лёсса: эоловая, пролювиальная, ал-
лювиальная, делювиальная, почвенно-элювиальная и др. Достаточно
120
большим признанием пользуется эоловая гипотеза, выдвинутая
В. А. Обручевым и поддержанная многими исследователями. Выноси-
мая из области перевевания пыль при благоприятных условиях осаж-
дается и образует местами толщи большой мощности. Отличным под-
тверждением существования такого процесса является наличие значи-
тельного накопления пыли на склонах различных гор, в том числе
высочайших нагорий — Тибета и Куньлуня.
Наблюдения Тянь-Шаньской физико-географической станции Ин-
ститута географии АН СССР показали, что эоловая пыль постоянно
оседает на ледниках горных вершин на высотах до 5 км, а иногда и
выше. Таким образом, процесс накопления эоловой пыли в местах, где
скорость ветра падает вследствие встречи препятствий или взаимодей-
ствия ветров различного происхождения, реально существует в природе
(рис. 6.7).
Особенно большие споры разгорелись вокруг вопроса о происхож-
дении лёсса и лёссовидных пород, развитых на юге европейской части
СССР (Украина и смежные области), т. е. южнее границы максималь-
ного распространения антропогенового оледенения. В этих районах они
носят покровный характер, образуют сплошной чехол на водоразделах
и их склонах, а также на древних надпойменных террасах. Многие ис-
следователи в вопросе о происхождении этих лёссов и лёссовидных по-
род исходят из эоловой гипотезы. По их мнению, во время материково-
го оледенения над поверхностью мощных льдов скоплялся холодный
воздух и возникал ледниковый антициклон. Разница в атмосферном
давлении на леднике и за его границей вызывала движение воздуха и
его отток от центра ледникового покрова к окраинам. Массы воздуха,
спускавшиеся с ледника, нагревались на 1° на каждые 100 м падения
и подходили к поверхности земли в приледниковых районах теплыми и
сухими: это так называемые ледниковые фёны (по Воейкову и Тутков-
скому). Ледниковые фёны развевали конечные морены и другие рыхлые
образования приледниковых областей. Они уносили с собой и отклады-
вали далеко от края ледника тонкую пыль, скопления которой и обра-
зовали лёсс. Эоловая гипотеза хорошо объясняет покровный характер
лёссовых образований на юге СССР, залегающих на различных элемен-
тах рельефа.
Вместе с тем местами в украинских лёссах и лёссовидных отложе-
ниях, а иногда и в среднеазиатских, встречаются включения более гру-
бого материала и даже линзы песков и заметные следы слоистости, ука-
зывающие на участие в их образовании водной среды. По-видимому,
не исключена возможность того, что в отдельных случаях лёсс может
образоваться и водным путем, например в краевой части конусов вы-
носа временных горных потоков, при медленном плоскостном смыве и
в других условиях. Поскольку эоловая пыль, оседая на землю, подвер-
j! гается воздействию атмосферных осадков и текучих вод, то наряду
./ с чистым эоловым лёссом могут быть развиты переотложенные водным
путем лёссовидные отложения. По-видимому, в этом случае следует
различать, с одной стороны, источники образования лёссового матери-
ала и способы его накопления, с другой — условия вторичного переот-
ложения лёссового материала.
Согласно взглядам Л. С. Берга, Г. А. Мавлянова и других исследо-
вателей, современные лёссы и лёссовидные отложения могут быть об-
разованы из различных континентальных отложений генетических типов
(аллювиальных, делювиальных и др.) под влиянием процессов вы-
ветривания и почвообразования в условиях сухого климата, т. е. в ре-
зультате процессов последующего облёссования после образования той
121
или иной породы. Однако почвообразование не может проникать на
большую глубину, а сейчас доказано, что лёссовые толщи значитель-
ной мощности содержат по нескольку горизонтов ископаемых почв раз-
личного возраста (чем ниже, тем древнее), формировавшихся в отдель-
ные этапы плейстоцена с более теплым и влажным климатом.
А. С. Кесь (1959, 1963), детально изучавшая лёссы Средней Азии, в
классической лёссовой провинции Северного Китая, указывает на боль-
шую роль в формировании лёссов почвообразовательных процессов,
протекающих одновременно с накоплением мелкозема. Таким образом,
лёссы по этим представлениям сформировались в результате эолово-поч-
венных процессов, т. е. в результате накопления приносимой ветрами
пыли и одновременного ее почвенного преобразования. Отмечается так-
же определенная зональность различных типов лёссов, выделенных
А. С. Кесь (песчаные, супесчаные, суглинистые лёссы). Эти зоны, вытя-
нутые в широтном направлении, сменяют друг друга с севера на юг,
что объясняется направлением господствующих ветров, дующих с се-
веро-запада и севера.
Лёссы богаты питательными веществами, и на них в советской
Средней Азии и других районах развиваются плодороднейшие почвы.
§ 6
ФОРМЫ ЭОЛОВОГО ПЕСЧАНОГО И ЛЕССОВОГО РЕЛЬЕФА
Формы эолового песчаного рельефа в пустынях. В песчаных пусты-
нях, называемых в Северной Африке эргами, а в Средней Азии —
кумами, развит сложный комплекс дефляционно-аккумулятивных
форм рельефа. Образование тех или иных песчаных форм рельефа за-
висит от многих факторов: от особенностей первичного рельефа поверх-
ности, от количества сыпучего сухого песка, от наличия или отсутствия
растительности, от характера ветрового режима (устойчивости и силы
ветра) и т. д.
Долгое время считалось, что в пустынях преобладающими форма-
ми песчаного рельефа являются перпендикулярные ветру барханы и их
сочетание друг с другом. И несмотря на то что В. А. Обручевым и
другими исследователями еще в конце прошлого столетия обращалось
внимание на широкое развитие в пустынях продольных гряд наряду с
поперечными формами, эти взгляды длительное время не находили дол-
жного развития. Только в результате многолетних исследований Анфре-
ре в Сахаре и Б. А. Федоровича в Средней Азии, опирающихся на тща-
тельный анализ материалов аэрофотосъемки обширных пространств
пустынь, стали по-новому освещаться вопросы песчаного рельефа и
закономерностей его формирования. Последние целиком связываются
с режимом ветров, динамикой атмосферы и с ее циркуляцией. Все мно-
гообразие песчаного рельефа объясняется спиралевидным (штопорооб-
разным) типом воздушных вихревых потоков, направленных или верти-
кально (восходящие или нисходящие потоки, смерчи), или горизонталь-
но по направлению ветра (штопорообразно вокруг оси). Большое
влияние на вихревые потоки оказывают различные препятствия в виде
возвышенностей, особенно горы.
В зависимости от режима ветра Б. А. Федоровичем выделено не-
сколько типов песчаного рельефа: 1) барханные пески; 2) поперечно-
грядовые пески (барханные цепи); 3) продольные барханные гряды;
4) пирамидальные песчаные формы; 5) продольногрядовые пески;
6) грядово-ячеистые пески; 7) грядово-лунковые пески и др.
122
Рис. 6.8. Формы рельефа песков различных категорий (составил Б. А. Федорович):
А — барханные пески (преимущественно тропических пустынь). I. Пассатный тип (при
ветрах одного нлн близких направлений): 1 — песчаный щнт; 2 — эмбриональный бар-
хан; 3 — серповидный симметричный бархан; 4 — несимметричный бархан; 5 — про-
дольные ветру барханные гряды; 6 — комплексные продольные барханные гряды.
II. Муссоинобризный тип (при ветрах противоположных направлений): 7 — групповые
барханы; 8 — простые барханные цепи; 9 — комплексные барханы; III. Конвекционный
и интерференционный типы (при системе равномерных ветров и при ветрах попереч-
ных направлений): 10 — цирковые барханы; 11—пирамидальные барханы; 12 — скре-
щенные комплексные барханы.
Б — полузаросшие пески (преимущественно внетропических пустынь). I. Пассатный
тип: 13 — прикустовые косички; 14 — мелкие грядки; 15 — грядовые пески (продоль-
ные ветру); 16 — грядово-крупногрядовые пески. II. Муссоинобризный тип: 17 — грядо-
во-лунковые пески (при сильном преобладании ветров одного направления); 18 — луи-
ковые пески; 19 — граблевидные поперечные гряды (при незначительном преобладании
ветров одного направления); 20 — поперечные асимметричные гряды. III. Конвекцион-
ный и интерференционный типы); 21—ячеистые пески; 22—крупноячеистые пески; 23—
пирамидальные пески; 24 — решетчатые пески.
В — дюниые пески (внепустыиных зон). I. Пассатный тип: 25 — приморский вал; 26 —
параболические дюны; 27— шпильковндные дюиы; 28 — парные продольные дюны;
29 — комплексные параболические дюны. II. Муссоинобризный тип: 30—полукруглые
мелкие дюны; 31—полукруглые крупные дюны; 32 — полукруглые комплексные дюиы.
III. Конвекционный и интерференционный типы; 33 — одиночные мелкие кольцевые
дюны; 34 — групповые кольцевые дюны; 35 — комплексные циркульные дюны
Многообразие основных форм рельефа песков показано на рис. 6.8,
где выделяются три основных зональных типа рельефа: 1) барханный,
присущий в основном тропическим пустыням; 2) полузаросший (вне-
тропических пустынь); 3) дюнный (внепустынный). В каждом типе в
зависимости от степени развития песчаных скоплений и режима ветров
образуются различные формы рельефа.
Барханные пески. Барханами (тюркское название) называют-
ся обычно асимметричные, серповидной формы песчаные холмы, рас-
Рис. 6.9. а. Схема образования бархаиа: А — профиль; Б —
план, 1 — направление ветровых струй при образовании бар-
хана. б. Барханы одиночные и групповые
полагающиеся перпендикулярно к господствующему направлению вет-
ра. Характерной чертой их являются заостренные концы («рога»), вы-
дающиеся вперед по направлению движения ветра. Наветренный склон
у них длинный и пологий (уклон до 10—15°), подветренный — корот-
кий и крутой; крутизна последнего определяется углом естественного
откоса сухого песка и обычно не превышает 32—33°. При переходе от
пологого склона к крутому образуется острый гребень, имеющий в пла-
не форму дуги и представляющий собой наиболее высокую часть бар-
хана.
Высота отдельных барханов изменяется от 1—2 до 15 м, местами
достигает 20—30 м и более (Ливийская пустыня), а в поперечнике —
40—70, иногда 140 м и более. Обычный рост бархана начинается с по-
явления на ровной поверхности песка небольшого пологого вздутия в
виде щита или валика, вытянутого поперечно ветру (рис. 6.8). При вы-
соте такого щита в 35—40 см на его подветренной стороне начинается
124
завихрение воздуха, вследствие чего там появляется маленькая полу-
воронка. Это уже эмбрион бархана. Постепенно он разрастается, при-
нимает более правильную форму и в конце концов превращается в
серповидный бархан, напоминающий полулуние. Такие одиночные бар-
ханы в пустыне (рис. 6.9) встречаются редко и приурочены главным
Рис. 6.10. а. Барханные цепи и песчаная рябь на поверхно-
сти оголенных песков. Низовье Амударьи (фото А. С. Кесь).
б. Барханные цепи пустыни Такла-Макаи (фото с самолета
Б. А. Федоровича)
образом к участкам, где поверхность земли плотная и плоская и где
нет избытка в песке. Этим условиям удовлетворяют такыры (глинистые
участки пустыни) и галечниковые или щебенистые равнины.
Поперечногрядовые пески (барханные цепи). В песчаных
иустынях, где барханы формируются на сплошной толще песков, они,
сливаясь друг с другом, образуют барханные цепи, протягиваю-
125
щиеся в направлении, перпендикулярном направлению господствующих
ветров, и напоминающие как бы застывшие морские волны; склоны
барханных цепей так же асимметричны, как и склоны одиночных бар-
ханов (рис. 6.10, а, б). Барханные цепи образуются только при опре-
деленном режиме ветра. Наиболее благоприятными для их образования
являются ветры двух взаимопротивоположных направлений одинаковой
силы. Это могут быть, например, сезонные изменения ветров. Пере-
стройки, вызываемые изменением направления ветров, приводят к ро-
сту барханов вширь и к слиянию их друг с другом. Барханные цепи
образуются при встрече ветра с горными возвышенностями, а также в
других случаях, когда вихревой поток испытывает торможение и под
влиянием этого преобразуется. В этих условиях возникают различные
завихрения. Там, где ветер обтекает преграду, это сейчас же сказывает-
ся на направлении песчаных гряд. Степень воздействия возвышенно-
стей на направление воздушных потоков зависит от их высоты, разме-
ров, крутизны склонов. Так, например, горная преграда высотой 2—
3 км сказывается на наветренной стороне на расстоянии до 100 км, т. е.
на расстоянии в 30—50 раз большем, чем высота преграды.
В меньшей степени сказываются пологие равномерные и нерасчле-
ненные склоны плато. Особенно большое возмущение ветрового пото-
ка наблюдается вблизи горных хребтов большой высоты с крутыми
склонами. При подходе к ним воздушные потоки, отражаясь, изменя-
ют направление и тем самым вызывают образование песчаных гряд,
поперечных к господствующему направлению ветра. Аналогичные усло-
вия складываются на побережьях морей в тех районах, где господству-
ют бризы и муссоны.
Высота наибольших комплексных барханных цепей в пустынях
СССР достигает 60—70 м, а в Центральной Азии — 100—150 м и бо-
лее. Максимальная известная высота продольных ветру барханных
гряд, расположенных южнее оз. Лобнор, в песках Кумтаг — 179 м.
Максимальная длина изолированных продольных гряд достигает
700 км (Б. А. Федорович). Расстояние между гребнями соседних цепей
может достигать 1,5—4 км и более, длина — от нескольких сотен мет-
ров до 10—20 км и более. Отдельные барханы и барханные цепи, на-
ползая одна на другую, образуют сложные барханные поля.
Высокие барханные цепи (даваны) часто являются преобладаю-
щим типом рельефа Центральной Азии с ее величайшими межгорными
впадинами и хребтами, где сильные ветры испытывают мощное тор-
можение. Такие даваны особенно типичны для пустыни Такла-Макан.
Б. А. Федорович, разбирая развитие основных форм барханного
рельефа, устанавливает пять категорий: 1.) песчаная рябь (небольшие
асимметричные валики высотой 0,5—2,0 см, разделенные параллель-
ными углублениями шириной от 6 до 30 см)-, 2) мелкие барханы и бар-
ханные цепочки высотой 1—3 м при расстоянии между гребнями от
10 до 50 м\ 3) нормальные барханы и барханные цепи высотой от 2 до
5—7 м с расстоянием между гребнями от 50 до 250 м\ 4) крупные
комплексные барханы и барханные цепи, где расстояние между греб-
нями достигает уже 400 м-, 5) большие комплексные барханные цепи —
даваны, достигающие высоты 60—75 и 150 м при расстоянии между
гребнями 1,5—3,5, местами до 4—6 км (Западная Туркмения, Такла-
Макан). При этом на одном и том же участке песчаного рельефа обыч-
но наблюдаются как крупные, так и более мелкие формы (рис. 6.11).
Продольные барханные гряды. В тропических пусты-
нях — областях пассатных ветров одного или близкого направлений,
например в Северной Африке, — развиваются скопления песчаного,
126
легкоподвижного песка, вытянутые по ветру или по равнодействующей
ветров. На первых этапах развития это барханы с одним укороченным
и другим удлиненным рогом, затем это гряды, как бы чередующиеся
с барханами или с насаженными на них барханами, а в крупных дли-
тельно формирующихся скоплениях — это высокие полукруглые в по-
Рис. 6.11. Схема развития ос-
новных форм рельефа оголен-
ных песков, формирующихся
при преобладании торможения
ветрового потока (поперечные
ветру — 5—7) и без него (про-
дольные ветру 8—10):
1 — барханная лепешка («щи-
товидная дюна»); 2 — эмбрио-
нальный бархан; 3 — молодой
бархан; 4 — полулунный бар-
хан; 5 — парный бархан; 6 —
барханная цепь; 7 — крупная
комплексная барханная цепь;
8 — групповой бархан, перехо-
дящий в продольную ветру
барханную гряду; 9 — бархан-
ная продольная гряда с диаго-
нальными ребрами; 10 — круп-
ная продольная гряда с комп-
лексными диагональными реб-
рами (по Б. А. Федоровичу).
перечном сечении гряды с насаженными на них комплексными бархана-
ми (рис. 6.11).
Пирамидальные песчаные формы встречаются в некото-
рых районах Средней и Центральной Азии и Африки, имеют относи-
тельно небольшое площадное развитие, и их формирование обусловле-
но интерференцией воздушных волн, связанной с отражением ветров от
горных преград.
П р од о л ь н о г р я д о в ы е пески (рис. 6.12, А, Б). Чрезвы-
чайно широко распространены во всех пустынях мира продольные пес-
чаные гряды. Они создаются всюду, где господствуют ветры одного
или близких направлений, где им нет никаких тормозящих препятствий
и они движутся от районов с максимумом давления к районам с мини-
мумом давления. Это горизонтальное движение сочетается с восходя-
щими и нисходящими потоками, связанными с сильным, но неодинако-
вым нагревом неровной поверхности песков, что и обусловливает
развитие конвекции. При одном направлении ветра образуются отно-
сительно узкие и длинные симметричные гряды песка, вытянутые вдоль
ветра. Гряды отстоят друг от друга на различных расстояниях — от
185 до 1000 и 2500 м, будучи разделены межгрядовыми понижениями.
Высота гряд изменяется значительно. В пустынях Средней Азии на мо-
лодых речных отложениях Амударьи встречаются гряды высотой до
10—12 м. В районах, где пески перепевались (Центральные Каракумы)
в течение длительного отрезка времени (всего четвертичного периода),
127
высота гряд доходит до 30 м, а в Заунгузских Каракумах, где переве-
вание началось в конце неогена, гряды имеют высоту до 40—60 м. Но
особенно больших размеров, от нескольких десятков и до сотен мет-
Рис. 6.12. А. Симметричные продольные по отношению к господст-
вующим ветрам гряды песков. Каракумы (фото Б. А. Федоровича).
Б. Грядовые пески (полузаросшие) вдоль направления господствую-
щего ветра (фото с самолета М. К. Граве)
ров, они достигают в Сахаре, где пассаты устойчиво дуют в одном на-
правлении и где возраст гряд достигает 1 млн. лет.
Вершины таких гряд в среднеазиатских пустынях СССР часто ого-
лены, и на поверхности их наблюдаются поперечные барханные формы,
образующиеся от завихрений при трениях воздушного потока о песок;
местами развиты полузаросшие гряды.
128
В грядовом рельефе отлично проявляется единство процесса, свя-
занного с деятельностью ветра. Это типичные дефляционно-аккумуля-
тивные образования. Песок постоянно выдувается из межгрядовых по-
нижений, переносится и накапливается на вершинах гряд. При этом
следует подчеркнуть, что почти во всех типах песчаного рельефа на-
блюдается сочетание дефляционных понижений с аккумулятивными
грядами и другими положительными формами.
Грядово-ячеистые пески (рис. 6.13) представляют собой
смешанные формы, в которых высокие гряды, протягивающиеся по на-
правлению господствующих ветров,
сочетаются с низкими поперечными
перемычками, перегораживающими
межгрядовые понижения. В резуль-
тате такого сочетания вся поверх-
ность песков состоит из чашеобраз-
ных котловин выдувания (ячей)
100—200 м в поперечнике и разде-
ляющих их узких гряд. По данным
Б. А. Федоровича, эти формы пес-
чаного рельефа приурочены к райо-
нам, где при господстве внутрима-
териковых устойчивых ветров
наблюдается частое вторжение цик-
лонов с характерными для них вет-
рами быстро меняющихся направле-
ний. Подобные формы и закономер-
ности их образования распростра-
нены в Каракумах и Кызылкумах.
Грядово-ячеистые пески имеют отно-
сительно небольшое распростране-
ние. Они бывают приурочены главы
Рис. 6.13. Грядово-ячеистые полуза-
росшие пески Каракумы (фото с са-
молета Б. А. Федоровича)
образом к районам преоблада-
ния восходящих токов воздуха.
Грядово-лунковые пески (рис. 6.14) образуются в том слу-
чае, когда ветры дуют в противоположных направлениях при преобла-
дании одного из них (по длительности или силе). Это приводит к фор-
мированию схожих с барханами дугообразных валов с понижением
внутри дуги. Аналогично барханам, у лунковых полузаросших песков
«рога» направлены по ветру.
Бугристые пески (рис. 6.15). Помимо описанных форм, встре-
чаются в отдельных местах Каракумов, Кызылкумов бугристые пески
в виде песчаных холмов высотой от 5 до 8 м, реже до 16 м неправиль-
ной формы, закрепленных растительностью. В них нет какой-либо диф-
ференциации на наветренный и подветренный склоны. Иногда эти хол-
мы образуют неправильные группы или короткие грядки, между кото-
рыми располагаются замкнутые западины.
Как показали исследователи Средней Азии (Дубянский, 1929), буг-
ристые пески образовались как результат закрепления песков пустын-
ной растительностью, обладающей специфическими особенностями:
быстрым верхушечным ростом и многочисленными придаточными кор-
нями, которые скрепляют песчаную массу. Особенно высокие песчаные
бугры у кустов тамариска.
Кучевые пески. При недостаточном количестве песок накап-
ливается лишь около отдельных препятствий, чаще всего задерживается
около кустиков растений, не дающих придаточных корней, образуя ку-
чевые пески. Высота и размеры таких куч зависят от вида растений, но
9 Общая геология
129
Рис. 6 14 Грядово-лунковые полузаросшие пески. Каракумы
(фото с самолета Б А. Федоровича)
Рис. 6.15. Бугристые пески (фото П. II. Фадеева)
Рис. 6. 16. Схематическая карта распространения лёсса и рельефа песков Азии (по Б. А. Федоровичу):
I—области дефляции и преобладания щебенистых почв и выходов коренных пород (на равнинах); II — переходные области деф-
ляции, частичного перевевания аллювиальных н морских отложений и распространение изолированных песчаных массивов, западно-
сибирских грив и бэровских бугров; Ша — области интенсивного перевевания аллювиальных и морских отложений и формирова-
ния песчаных пустынь; III6— пески полузаросшие — грядовые, лунковые, ячеистые, пирамидальные и дюнные (звездочки), пески
оголенные — барханы, барханные комплексные цепи и барханные пирамиды (скобочки); IV — области эоловой аккумуляции песка
и пыли, распространения лёсса; 1 — низменности; 2 — горы и нагорья; 3 — направление равнодействующей силы ветров, формирую-
щих рельеф песков; 4 — направление ветров, сезонно Бездействующих на рельефообразование песков; 5 — линии главных разделов
ветров, создающих рельеф песков разных направлений, полярных фронтов и осей антициклона
обычно не превышают 1 м. Такие формы описаны В. А. Обручевым.
Особенно широко они развиты на пролювиальных равнинах Цент-
ральной Азии, где песок и пыль скапливаются у кустов нитрии, шоропа-
на и других растений.
Таким образом, в пустынях наблюдаются многообразные типы пес-
чаного рельефа и между ними существуют постепенные переходы. Это
многообразие связано целиком с различным режимом воздушных по-
токов, зависящим от рельефа, климата и других факторов (рис. 6.16).
При этом большинство песчаных накоплений является результатом од-
новременного проявления дефляции, переноса, перевевания и отложения
песка, выдувания песка из различных понижений и выброса его на бли-
жайшие гряды. На поверхности оголенных песков всех указанных форм
всегда наблюдается поперечно ветру так называемая эоловая рябь
(рис. 6.17). Она напоминает мелкую рябь от ветра на водной поверх-
ности.
Песчаные эоловые формы внепустынных зон (побережья морей,
озер и рек). Ветер проявляет свою деятельность не только в пустынях,
но и в некоторых зонах более влажных областей. Необходимыми усло-
виями для образования песчаных форм здесь являются: 1) наличие
достаточного количества оголенного песка, 2) почти полное отсутствие
растительности и 3) сильные ветры. Этим условиям удовлетворяют
прежде всего узкие прибрежные зоны морей, где наблюдается обиль-
ный приток песка, выбрасываемого на пляж морскими волнами, а так-
же песчаные берега озер и в отдельных случаях пойменные и более
древние террасы рек.
Возникающие на побережьях морей господствующие, дующие к бе-
регу ветры легко подхватывают сухой песок и переносят его в глубь
материка. Кусты растительности и отдельные неровности рельефа вы-
полняют роль преграды, задерживают песок, который, скучиваясь во-
круг них, образует первичные песчаные холмики. Дальнейший рост их
приводит к тому, что они сами становятся преградой, перед которой на-
капливается песок. В ходе последующего развития отдельные холмы,
сливаясь друг с другом, образуют песчаные валы или гряды. Эти уд-
линенной формы холмы и гряды, развитые на побережьях, в отличие от
барханов и гряд пустынных областей, называют дюнами. Однако
следует сказать, что в этот термин в геологической и географической
литературе часто вкладывается различный смысл. Некоторые исследо-
ватели (И. С. Щукин и др.) дюнами называют все виды форм эоловой
аккумуляции вне зависимости от того, располагаются ли они в пустыне
или на побережье. При этом барханы (типичная форма рельефа пус-
тынь) считаются одной из разновидностей дюн. Другая группа иссле-
дователей (И. В. Мушкетов, С. В. Калесник и др.) дюнами называют
лишь эоловые песчаные накопления на побережьях морей, озер и рек,
что и принято в данном учебнике.
Дюны представляют собой на первых этапах развития формы, по-
перечные господствующему направлению ветра (рис. 6.18 и 6.8). Об-
разовавшаяся на берегу дюна, если она не задерживается растительно-
стью, не остается на месте, а постепенно перемещается под воздейст-
вием господствующего ветра в глубь материка. Это движение обус-
ловлено тем, что ветер сметает с наветренной стороны песок и перено-
сит его через гребень дюны на противоположный подветренный склон.
По мере того как одна дюна перемещается от морского берега, на ее
месте возникает другая такая же дюна, после перемещения которой
опять начинает формироваться новая. Так образуются цепи параллель-
ных дюн, следующих одна за другой.
132
Рнс. 6.17. Эоловая рябь на поверхности барханов
Рис. 6.18. Дюиы на побережье Балтийского моря (фото Б. А. Федо-
ровича)
Скорость перемещения дюн различна и колеблется от долей метра
до 20 м!год. Эти движущиеся песчаные формы побережий могут засы-
пать леса, пашни и даже селения. Часто древние дюны характеризуют-
ся довольно сложным неправильным холмистым рельефом, возникаю-
щим в результате последующего преобразования их ветром и неравно-
мерного развития растительности. Отдельные котловины выдувания
расчленяют их на холмы или укороченные грядки.
Иногда дюны трансформируются в изогнутую форму. Так, напри-
мер, если края какой-либо дюны частично закрепляются растительно-
стью или более увлажнены, то
Рис. 6.19. Параболические дюны
движущиеся песчинки задер-
живаются здесь больше, чем в
ее средней части. В результате
происходит постепенное про-
движение вперед наиболее вы-
сокой активно перевевающей-
ся ее части. Это ведет к обра-
зованию дугообразной,
или параболической,
дюны с крутым выпуклым
подветренным склоном и поло-
гим наветренным (рис. 6.19 и
6.8). Дальнейшее развитие в
том же направлении может преобразовать параболическую дюну в
шпилькообразную, а в случае прорыва вершины — в парные продоль-
ные ветру дюнные гряды.
Местами возникают сложные концентрические дюнные поля, до-
стигающие значительных размеров. Наибольших размеров достигают
дюны побережий морей и океанов. Так, например, на низменном пес-
чаном атлантическом побережье Франции дюны представляют собой
огромнейшие естественные дамбы высотой до 100 м и более. Примерно
такой же высоты достигают отдельные дюны побережий Африки.
В СССР дюны развиты на побережье Балтийского моря и Финско-
го залива, где они местами достигают высоты более 20—25 м. Особен-
ной известностью пользуются дюны Калининградской области, распо-
ложенные на косе, отделяющей Куршский залив от моря. Высота дюны
здесь около 60 м. Широко развиты дюны в Латвии, где их высота до-
стигает 10—20 м. Дюны на побережье Финского залива около Сестро-
рецка имеют высоту 24 м. Встречаются они также по долинам рек
(Алешковские пески по Днепру, Арчадинские и Цимлянские — по До-
ну). С. С. Коржуев отмечает значительное развитие дюн в долине
р. Лены, где они достигают высоты 20—30 м при наибольшем преоб-
ладании в 10-—15 м.
В зонах умеренного климата материковые дюны наиболее широко
развиты в областях древних оледенений на зандровых равнинах. Эти
дюны распространены в Белоруссии, Мещере и других районах евро-
пейской части СССР, а также на Западно-Сибирской низменности и в
Якутии.
Лёссовый рельеф. Площади распространения лёссов большой мощ-
ности отличаются своеобразным рельефом. По данным А. С. Кесь, в
лёссовой провинции Китая и ряде районов Средней Азии, где лёссы
имеют достаточно большую мощность, распространены различные типы
грядового и увалисто-грядового рельефа и плато с плоской или поло-
го-волнистой поверхностью. Для всех районов характерна: 1) значи-
тельная изрезанность оврагами, которые нередко перепиливают гребни
134
Рис. 6.20. «Дурные земли». (По материалам Музея землеведения
МГУ)
Рис. 6.21. Схематический план и профиль валово-грядового рельефа
(по А С Кесь)
1 — галечные и песчано-глинистые отложения террас; 2 — делювиальный лёсс;
3— желтый лёсс; 4 — лёсс с погребенными почвами; 5 — красный лёсс; 6—ро-
зовая и красная глина; 7 — песчаник; 8 — направление господствующих ветров
увалов и гряд; 2) наличие многих промоин, рытвин, ложбин периоди-
ческого стока. Местами изрезанность настолько велика, что образуются
так называемые «дурные земли» («бедленд», рис. 6.20); 3) наличие
разнообразных просадочных форм в виде чаш.
В пределах грядового и увалисто-грядового рельефа, в указанных
районах была подмечена интересная закономерность распределения ов-
рагов, а именно: их одинаковое плановое расположение и выдержива-
Рис. 6.22. Вид с самолета иа грядовый лёссовый рельеф (фото А. С. Кесь)
ющееся направление. При этом направление оврагов одного склона
долины точно соответствует направлению на другом склоне (рнс. 6.21,
6 22). Такая выдержанность направлений как отрицательных форм
(оврагов), так и положительных (гряд и увалов между оврагами указы-
вает на определенные закономерности формирования лёссового релье-
фа. А. С. Кесь приводит ряд доказательств в пользу того, что первич-
ный грядовый и увалисто-грядовый рельеф был создан эоловыми
процессами при определенной циркуляции атмосферы. Густая же сеть
оврагов и их направленность оказались подчиненными первичному эоло-
вому рельефу. Размыв, или эрозия, поверхностными водами сосредото-
чивалась в первичных понижениях (между увалами п грядами), со-
зданных ветром, и, углубляя их, вызывала значительно большую конт-
растность рельефа.
Следовательно, лёссовый рельеф на площадях с мощным развитием
лёссов формировался главным образом под влиянием двух процес-
сов — эолового и эрозионного. Местами, где эрозия очень интенсивна,
136
овраги ветвятся и выходят за пределы межгрядовых понижений, гряды
и увалы сильно расчленяются на более мелкие часто бесформенные
участки.
§ 7
ТИПЫ ПУСТЫНЬ
Климатические особенности и то или иное проявление эоловых
процессов определяют различные типы пустынь.
Каменистые пустыни — гаммады (в переводе с араб-
ского — щебневая пустыня). Их поверхность покрыта различными об-
ломками горных пород в виде щебня и глыб. Это мрачные черные
пустыни. Почти все каменные обломки, вне зависимости от первона-
чального состава и цвета горных пород, из которых они произошли, по-
крыты черным налетом, представляющим тончайшую железисто-марган-
цовую корочку. Это так называемый пустынный загар, или лак
пустыни. Он образуется в результате выпотевания влаги из обломков
горных пород под влиянием солнечных лучей и бактерий.
Каменистые пустыни чаще всего образуются на подгорных равни-
нах, откуда интенсивная дефляция выносит весь мелкоземистый мате-
риал (песчаные и пылеватые частицы), а на месте остается щебенка и
более крупные обломки.
Особенно широко развиты гаммады в пустынях Африки, где они
покрывают большую часть Сахары и Калахари.
Песчаные пустыни имеют наибольшее распространение. В Са-
харе они распространены на площади свыше 1 млн. км2. В СССР хо-
рошо известны обширные песчаные пустыни Каракумы, Кызылкумы в
Казахстане и Средней Азии общей площадью свыше 800 тыс. км2.
В песчаных пустынях выражен сложный комплекс форм рельефа (бар-
ханный, грядовой, грядово-ячеистый, бугристый и др.), описанных вы-
ше, образованных совместными действиями дефляции и аккумуляции.
Лёссовые пустыни, называемые туркменами а дыры. Они
развиты на окраинах пустынь, где граничат с горами, или переходят
в степи. Поверхность адыров, особенно в предгорьях, обычно расчле-
няется густой сетью рытвин и ветвистых оврагов, возникающих и разви-
вающихся в результате эрозионной деятельности вод, стекающих по
поверхности лёссов во время весеннего снеготаяния и выпадения дож-
дей. В основании адыры сложены грубым материалом.
Т а к ы р ы, или глинистые пустыни, это своеобразные
ровные как стол пространства, сложенные с поверхности глинистыми
осадками. Они возникают на былых речных разливах. Наиболее круп-
ные такыры образованы на глинистых отложениях былых разливов
Амударьи или разливов рек, стекающих с гор и иссякающих в пустыне
(периферические части сухих дельт, конусов выноса потоков), напри-
мер на окраинах подгорных пролювиальных равнин Копетдага. Гли-
нистый слой такыров при высыхании сильно уплотняется, становится
очень твердым. Подковы лошади почти не оставляют на ней следа и
издают звонкий удар. При высыхании происходит растрескивание гли-
нистого слоя. При этом образуются многогранные (4—5—6 граней)
плитки, имеющие 7—12 см в поперечнике (рис. 6.23).
Такыры в пустынях представляют определенный интерес, так как
они пригодны для получения хотя бы небольшого количества пресной
воды. Водонепроницаемая глинистая поверхность такыра удерживает
на себе выпадающие атмосферные осадки. Для сохранения их от ис-
137
парения на поверхности такыра устраивают специальные сточные ка-
навки, при помощи которых пресная вода отводится к краевой части
такыра в колодцы, вырытые в песках, где она разливается и образует
линзу на поверхности соленых грунтовых вод. Эта линза пресных вод
и используется местным населением.
Рис. 6.23. Поверхность такыра (фото Г. П. Горшкова)
С о л о н ч а ков ы е п у ст ы н и, и л и ш о р ы, образуются: 1) на ме-
сте высохших, либо периодически высыхающих озер, примером чему
являются солончаковые пространства давно высохших Сарыкамышских
озер, где преобладающее значение имеет галит (поваренная соль);
2) при неглубоком (до 1—1,5 м) залегании подземных вод. В этих ус-
ловиях подземные воды по капиллярам поднимаются к поверхности,
интенсивно испаряются, в результате чего за относительно короткий
срок поверхность покрывается белой коркой соли толщиной 1—2 мм,
под которой образуется так называемый пухлый солончак, состо-
ящий из смеси пыли и солей. В таких солончаках участвуют несколько
солей, но преобладает сульфат натрия. Нередко поверхность шора бы-
вает разбита трещинами. Ветер местами выдувает соль и пыль и пере-
носит их на большие расстояния.
Гипсовые пустыни образуются в результате деятельности вет-
ра (дефляции и переноса) и сложных химических реакций. Примером
является расположенное между Каспийским и Аральским морями пла-
то Устюрт, резко ограниченное крутыми обрывами, называемыми чин-
ками. Плато сложено известняками. На их поверхности в южном
Устюрте оседает тонкая супесь, приносимая ветром. Мощность ее око-
ло 1—1,5 м. Вместе с супесью приносится из солончаковых пустынь и
откладывается немало сульфатных солей, и особенно сернокислого
нагрия. В растворах почвенной влаги (возникающей в жаркие летние
месяцы в результате выпотевания растворов из нижележащих слоев в
супеси) происходит химическое взаимодействие карбонатов с серно-
кислым натрием и образуется гипс. Так постепенно снизу нарастает
почвенный гипс, легкий, белый, очень пористый, малоблагоприятный
для растений.
138
Таким образом, в результате комплекса процессов, протекающих
в условиях аридного климата — интенсивного физического выветрива-
ния, деятельности ветра, деятельности временных и постоянных гор-
ных потоков, иссякающих на подгорной равнине, и рек, образующих
разливы, а также химических реакций, формируются различные типы
Рис. 6 24. а. Перемещенные барханы (фото А С. Кесь). б. Оди-
ночные и групповые барханы, засыпающие земли древнего оро-
шения. Турткульский оазис в низовьях Амударьи (фото
Г. А Павлиди)
пустынь: 1) каменистая, 2) песчаная, 3) лёссовая, 4) глинистая, 5) со-
лончаковая, 6) гипсовая.
Научное и практическое значение изучения пус-
тынь. Познание процессов, протекающих в настоящее время в пусты-
нях, дает в руки исследователя ключ к восстановлению сходных палео-
географических обстановок в прошлые геологические периоды. Изучая
геологическое строение территорий по характеру отложений, можно су-
739
дить о наличии древних пустынь в том или ином районе в отдельные
этапы геологической истории.
Изучение закономерностей эоловых процессов позволяет вырабо-
тать эффективные меры по защите различных сооружений и населен-
ных пунктов от наступления песков и меры против выдувания и разве-
вания почвенного покрова.
Хорошо известно, что барханы и барханные цепи являются движу-
щимися формами пустынь. При одинаковой силе сезонных ветров про-
тивоположных направлений у барханов нет поступательного движения.
Если же ветры одного направления сильней, чем ветры другого, то
барханы перемещаются в одном из направлений (до нескольких метров
в год) (рис. 6.24,а, б). Известны случаи, когда передвигающиеся пески
засыпали дома, сады, пашни в отдельных местах Туркмении, Узбеки-
стана, Каракалпакии. Аналогичное перемещение наблюдается у песча-
ных дюн внетропических областей. Наиболее эффективными мерами
борьбы с наступающими песками является закрепление их древесной
растительностью, т. е. насаждение деревьев, корневая система кото-
рых скрепляет пески, а кроны ослабляют ветровую энергию.
В земледельческих районах большое значение имеет насаждение
полезащитных лесных полос, которые уменьшают силу ветра и задер-
живают вынос почвы, а также правильная система землепользования.
В Советском Союзе проводится планомерная работа по насаждению
полезащитных лесных полос, эффективность которых была проверена
в периоды сильных суховеев на юге европейской части Союза.
Огромные работы проводятся в пустынях. Последние два десяти-
летия ознаменовались в нашей стране дальнейшим промышленным и
сельскохозяйственным освоением пустынных территорий. Возводятся
крупные гидротехнические сооружения, вырастают один за другим но-
вые поселки. В недрах пустынь открыты богатейшие месторождения
нефти, газа и других полезных ископаемых, возводятся ирригационные
каналы — новые реки пустынь. Можно сказать, что на огромных про-
странствах СССР проводится грандиозная работа по освоению и обо-
гащению пустынь. Пустыни оживают по воле советского человека.
ЛИТЕРАТУРА
Захаров П. С. Пыльные бури. Л., Гидрометиздат, 1965.
Звонков В.В. Водная и ветровая эрозия земли. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Казахстан (Природные условия и естественные ресурсы). М., «Наука», 1969.
К е с ь А. С. О строении рельефа лёссовой провинции Северного Китая. «Известия АН
СССР», сер. геогр., 1959, № 5.
Кесь А. С. Основные черты строения лёссового рельефа. Идеи академика В. А. Обру-
чева о геологическом строении северной и центральной Азии и их дальнейшее
развитие. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1963.
Обручев В. А. Избранные работы по географии Азии, т. III (Оледенение, пески,
лёсс, передвижение ианосов). 1951.
Петров М. П. Подвижные пески пустынь и борьба с ними. М., Географгиз, 1950.
Петров И. П. Пустыни СССР и их освоение. М.—Л., «Наука», 1964.
Федорович Б. А. Лик пустыни. М., «Молодая гвардия», 1954.
Федорович Б. А. Происхождение рельефа современных песчаных пустынь. «Вопросы
географии» (Сб. статей к XVIII Международному географическому конгрессу).
М—Л., Изд-во АН СССР, 1956.
Федорович Б. А. Вопросы происхождения лёсса в связи с условиями его распро-
странения в Евразии. «Тр. Ин-та географии АН СССР. Материалы по геомор-
фологии и палеогеографии СССР», вып. 24, 1960.
Федорович Б. А. Зональность эолового рельефообразования. Сб. «Развитие и пре-
образование географической среды». М., «Наука», 1964.
ГЛАВА 7
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕКУЧИХ ВОД
§ 1
ПЛОСКОСТНОЙ СМЫВ И РАБОТА ВРЕМЕННЫХ ПОТОКОВ
Атмосферные осадки, выпадая на дневную поверхность, распреде-
ляются различным образом. Часть из них просачивается в глубину и
идет на пополнение запасов подземных вод, часть возвращается в ат-
мосферу в результате испарения, часть же стекает по поверхности.
В комплексе экзодинамических процессов на суше работа текучих
поверхностных вод наряду с процессами выветривания охватывает наи-
большие площади. Овраги и реки покрывают густой сетью поверхность
Земли. Особенно велика роль рек. «Реки, — говорил академик А. П. Пав-
лов, — часто называют водными артериями, сравнивая их с арте-
риями человеческого тела, несущими питание и омовение всем органам
человека».
Рассмотрение вопроса о развитии и формировании рек и их долин
мы начнем с изучения поверхностного стока и с этой целью обратим-
ся сначала к малым формам рельефа, созданным работой временных
водных потоков.
Жизнь рек связана с длительными отрезками времени, и поэтому
человек на протяжении своей жизни не в состоянии подметить в их раз-
витии каких-либо существенных изменений. Иначе обстоит дело с оврага-
ми и ложбинами временных потоков, которые играют роль своего ро-
да природных моделей рек; развитие их совершается на глазах челове-
ка в относительно короткие сроки.
Геологическая работа поверхностных текучих вод зависит от мас-
сы воды и скорости ее движения, скорость же зависит от уклона. Чем
больше масса воды и скорость ее течения, тем больше совершаемая
работа. Она складывается из: 1) смыва, 2) размыва (эрозии), 3) пе-
ремещения продуктов смыва и эрозии (транспортировка) и 4) отложе-
ния перемещенных продуктов (аккумуляция).
Плоскостной смыв. Поверхностный сток атмосферных осадков осу-
ществляется или в форме тонких переплетающихся струек, густой сетью
покрывающих склоны, или в форме линейно направленных мощных
струй и потоков в рытвинах, оврагах и речных долинах.
141
В первом случае стекающие по склону дождевые и талые воды
распределяются по поверхности более или менее равномерно. Живая
сила воды тонких струек невелика, в результате происходит смыв с
поверхности лишь мелких частиц продуктов выветривания. У основания
склона вследствие уменьшения уклона поверхности и соответственно
изменения скорости течения эти частицы оседают. Так на склонах по-
степенно накапливается покров осадков (рис. 7.1).
______ 1
уъ, Рис. 7.1. Схема образования делювия:
VjS, 1 — первичная поверхность склона; 2— сни-
женная поверхность склона в результате
j “ плоскостного смыва; 3 — делювий
Подобный процесс плоскостного смыва, совершаемого дождевыми
и талыми водами, получил название делювиального (лат. deluo —
смываю), а формирующиеся при этом осадки называются делювием.
Этот своеобразный генетический тип континентальных отложений был
впервые выделен А. П. Павловым в 90-х годах прошлого столетия. Как
видно из рис. 7.1, делювиальные отложения залегают в виде шлейфа, с
наибольшей мощностью их у основания склона. Максимальные мощно-
сти делювиальных отложений могут достигать в отдельных местах 15—
20 м, в большинстве случаев меньше. Делювиальный шлейф не являет-
ся однородным. В вершине его может откладываться относительно>
более грубый материал — песчаный, ниже — все более и более мелкий,,
и в конце шлейфа накапливаются только тонкие пылеватые и глини-
стые частицы. Иногда и в вертикальном разрезе делювия наблюдается
неоднородность строения. Это связано с постепенным выполаживанием
склона под влиянием плоскостного смыва. По мере уменьшения крутиз-
ны склона и его выполаживания уменьшаются скорости течения водных
струек и, следовательно, смывается и переоткладывается все более и
более тонкий материал.
Более однородный состав делювия может быть в субтропиках и
тропиках, где плоскостному смыву подвергается преимущественно гли-
нистая красноцветная кора выветривания. Наиболее благоприятные ус-
ловия для делювиальных процессов создаются в пределах равнинных
территорий и низкогорного сглаженного рельефа.
В высоких горах типичных делювиальных отложений нет, а на-
блюдаются смешанные типы, формирование которых обусловлено ря-
дом факторов: силой тяжести (накопление осыпей), плоскостным смы-
вом, линейным размывом и переносом обломочного материала времен-
ными потоками и отложением его в виде конусов выноса и др.
Образование и развитие оврагов. Равномерный плоскостной смыв
может происходить лишь на ровных склонах. В действительности на по-
верхности склонов всегда наблюдаются какие-то неровности, понижения
различных размеров. Поэтому отдельные тонкие струйки, встречая та-
кие понижения, сливаются друг с другом, образуя более мощные струи.
Обладая большей силой, такая струя быстро разрушает склон, в ре-
зультате чего образуется уже заметная промоина, или рытвина.
При выпадении сильных дождей или интенсивном снеготаянии такая
рытвина стягивает к себе воды атмосферных осадков и начинает расти
в глубину, в ширину и вверх по уклону (рис. 7.2). Так начинается на
склонах процесс размыва, или эрозия (от лат. erode — размываю,
разъедаю). Подобные явления происходят на распаханных склонах, на
142
спусках грунтовых дорог — всюду, где имеются какие-либо линейно-
вытянутые по склону искусственные пли естественные ложбинки.
Со временем рытвины растут и превращаются в овраги, характери-
зующиеся значительно большей глубиной и длиной (рис. 7.3). Овраг
Рис. 7.2. Эрозионные рытвины на склоне
Рнс. 7.3. Растущий овраг (фото Г. П. Горшкова)
в противоположность первоначальной промоине; или рытвине, выходит
за пределы склонов долин в водораздельные пространства, захватывая
все новые и новые участки. Верхняя часть растущего оврага неред-
ко представляет собой отвесный обрыв (вершинный перепад); во время
дождя здесь возникает водопад, который энергично разрушает русло
оврага. Падающий поток подрезает обрыв, стенки обрушиваются, и ов-
раг растет вверх. Другими словами, овраг растет вспять, постепенно
143
завоевывая все новые и новые участки водораздела. Такой процесс ро-
ста оврага называется регрессивной, или попятной, эрозией.
Учение о развитии оврагов разработано В. В. Докучаевым,
А. П. Павловым, П. А. Костычевым и в последние десятилетия С. С. Со-
болевым.
В развитии оврага можно выделить, по С. С. Соболеву, четыре
стадии.
Первая стадия развития оврага — стадия промоины, или рытвины,
в которой концентрируются потоки талых и дождевых вод. Глубина
Рис. 7.4. Схема развития оврага (Д) и борьба с ростом оврага (Б), (рис. Н. П. Ко-
стенко)
таких промоин невелика — порядка 0,5 м. Продольный профиль следу-
ет за рельефом местности и нередко характеризуется мелкими перепа-
дами с водобойными колодцами, особенно хорошо выраженными в сло-
истых породах.
Вторая стадия начинается с момента образования вершинного пе-
репада или обрыва. Овраг растет в результате обвалов стенок в верши-
не в сторону водораздельных пространств. Высота вершинного перепа-
да, или обрыва, достигает 2—10, реже 12—15 м. Продольный профиль
мало связан с профилем склона, на котором овраг появился. Русло от-
личается большой крутизной и невыровненностью, вследствие чего оно
интенсивно углубляется на всем своем протяжении. В этой стадии устье
оврага бывает отделено перепадом или крутым скатом от дна долины,
в которую открывается овраг.
Третья стадия начинается с момента, когда овраг, углубляясь, до-
стигает своим устьем уровня долины или другого понижения, в ко-
торое он впадает. Профиль дна выравнивается, овраг расширяется, в
нижней части склона образуются осыпи, обычно неустойчивые, подмы-
144
ваемые снизу и пополняемые осыпающимися продуктами разрушения
сверху.
Четвертую стадию можно назвать стадией затухания. Уменьшается
глубинная эрозия, сглаживается обрыв вершины. Склоны оврагов, при-
обретая угол устойчивого естественного откоса, постепенно осыпаются
и зарастают. Дно оврага затягивается осадками.
Если дно оврага достигает уровня подземных вод, то в русле возни-
кает постоянный водоток — ручей, что приводит к дальнейшему углуб-
Рис. 7.5. а. Схема временного
горного потока (в плане):
1 — водосборный бассейн; 2 —
канал стока; 3 — конус выно-
са, формирующийся при выхо-
де горного потока в предгор-
ную равнину, б. Коиус вынося
временого горного потока: 1 —
древний конус выноса; 2 — мо-
лодой конус выноса, врезанный
в тело древнего (фото
В. В. Фаминского)
лению, расширению и удлинению оврага, и он постепенно превращает-
ся в речную долину.
Таким путем можно проследить эволюцию форм, созданных эрози-
ей,— от простой рытвины на склоне до речной долины.
Густая сеть оврагов, развивающаяся в Центральночерноземной об-
ласти и в других районах СССР, сильно расчленяет водораздельные
плато на отдельные массивы и тем самым приносит большой вред сель-
скохозяйственным угодьям. Для предотвращения овражной эрозии почв
разработан и проводится ряд мероприятий (цементные лотки в голов-
ной части оврага, различные запруды на дне с водобойными сооруже-
ниями, насаждение деревьев и др.) как непосредственно по борьбе с
ростом оврагов, так и по защите склонов от размыва (рис. 7.4).
В областях лесостепи и степи нередко наблюдаются ложбины с мяг-
кими пологими склонами, обычно покрытыми плащом делювия. Такие
формы называют балками.
Работа временных горных потоков. Как известно, на склонах гор
периодически возникают горные потоки, вырабатывающие себе различ-
ных размеров ложбины стока. Верховья их расположены в верхней ча-
10 Общая геология
145
сти горных склонов и представлены системой многих сходящихся рыт-
вин и промоин, образующих вместе водосборный бассейн
(рис. 7.5, а, б). Из водосборного бассейна ниже по склону вода движется
в едином русле. Этот участок временного горного потока называется ка-
налом стока (рис. 7.5,а). Во время сильных ливней или значительно-
го снеготаяния в горах это русло заполняется водой, бурно несущейся
вниз по склону. При быстром движении вода временных потоков захва-
тывает много песка, щебня, она может сдвигать с места и перемещать
крупные глыбы, что значительно усиливает разрушительную работу.
При выходе в предгорную равнину, при резком падении скорости дви-
жения воды, временный поток разливается по равнине в виде веера и
откладывает весь принесенный материал. Так образуется конус вы-
носа (рис. 7.5,б).
В конусах выноса часто наблюдается закономерная сортировка ма-
териала по крупности зерна. В относительно крутой вершинной зоне
откладывается преимущественно крупнообломочный материал — слабо
окатанная галька и щебень, часто в смеси с супесчаным и суглинистым
материалом. По мере удаления от вершины щебнисто-галечниковые от-
ложения сменяются песками, супесями. В периферической части кону-
сов выноса откладывается наиболее тонкий пылеватый материал, из ко-
торого формируется своеобразная горная порода, называемая лёссом.
Однако, как уже сказано, лёссы могут иметь и другое происхождение.
Отложения конусов выноса аридных областей А. П. Павловым впер-
вые были выделены в самостоятельный генетический тип континенталь-
ных отложений и названы пролювием. Под пролювием понимается
весь комплекс отложений конусов выноса от вершинных грубообломоч-
ных до тонких лёссовидных образований периферической зоны, генети-
чески связанных друг с другом.
В аридных областях не только временные, но и многие постоянные
речные потоки, стекающие с гор, иссякают на равнинах пустынь, где
откладывают весь принесенный ими обломочный материал в виде круп-
ных конусов выноса, называемых сухими дельтами, или «назем-
ными дельтами».
Особенностью их строения, по К. В. Курдюкову и В. И. Елисееву
(1963, 1964), является хорошо выраженная концентрическая зональ-
ность (рис. 7.6). Здесь выделяются:
1. Вершинная зона конуса («наземной дельты»), где поток расте-
кается по его поверхности, образуя радиально расходящуюся систе-
му русел, в которых наблюдаются достаточно большие расходы полых
вод. В этой зоне происходит накопление преимущественно русловых
(потоковых) образований, представленных в верхней части крупнова-
лунными галечниками, сменяющимися мелковалунными галечниками с
гравием и песком и далее песками. Такое изменение крупности обломоч-
ного матерала по мере удаления от вершины конуса связано с умень-
шением расходов потоков и скоростей течения и растеканием вод по
поверхности конуса.
2. Средняя зона конуса, где большинство русел, существовавших в
вершинной зоне, частично или полностью иссякает, при этом обра-
зуется пояс частных вееров выноса материала, мигрирующих с места на
место. Здесь в отдельных русловых ложбинах откладывается песок,
на остальной большей площади конусов откладывается тонкий супес-
чано-суглинистый материал из паводковых вод, покрывающих тонкой
пеленой поверхность конуса.
3. Самая периферическая (фронтальная), или окраинная, зона ко-
нуса, в которой периодически возникают разливы полых вод, в резуль-
146
Е
Рис. 7.6. Схема строения крупного конуса выноса («наземной дель-
ты») постоянной реки (по К. В. Курдюкову):
А — вершинная зона, сложенная русловыми («потоковыми») отло-
жениями; Б — средняя зона накопления «веерной фации» на пери-
ферии морфологически выраженного конуса выноса; В — фронталь-
ная зона разливов и накопления осадков «застойноводной фации»
(О — осадки озерного типа; Н — наземные болотно-солончаковые
осадки); _ Г — непролювиальные отложения предгорной равнины.
Косая клетка — породы ложа и горного склона
10*
тате че>о образуются местами временные мелководные водоемы озер-
ного типа, болота, солончаки и т. п. В этих условиях, с одной стороны,
накапливаются озерные осадки — карбонатные алевриты, глины с
гипсовыми и карбонатными включениями, с другой — болотно-солонча-
ковые — суглинистые отложения, карбонатные, сильно загипсованные
и засоленные.
Таким образом в «наземных дельтах» выделяются три хорошо вы-
раженных фации: а) русловая фация вершинной зоны конуса; б) ве-
ерная фация, соответствующая средней зоне, и в) фация разливов
окраинной зоны.
Рис. 7.7. Выносы селевого потока в Центральном Тянь-Шане (фото
Б. А. Федоровича)
В Средней Азии и других горных странах конуса выносов многих
горных потоков, сливаясь друг с другом, образуют широкие предгор-
ные шлейфы.
Сели, или муры. В балках (саях) и долинах горных стран иногда
проявляются бурные грязе-каменные потоки, несущиеся вниз с боль-
шой скоростью и обладающие громадной разрушительной силой Такие
потоки содержат до 70—80% обломочного материала от их общего объ-
ема, в составе которого находятся обломки различной величины, иног-
да до 1 и более метров в диаметре. Они возникают или от быстрого тая-
ния снега и льда, или от сильных ливней в горах. Такие грязе-каменные
потоки называют сели (бешеный поток) в Средней Азии и на Кавказе,
муры — в Альпах. Нередко они носят опустошительный характер
(рис 7.7). Так, например, хорошо известен громадный селевой поток,
ворвавшийся внезапно 8 июля 1921 г. в г. Алма-Ату. Целые улицы бы-
ли запружены им и занесены илом и камнями, пострадало много строе-
ний и даже было много человеческих жертв. При этом сила потока
была настолько велика, что переносилнсь огромные валуны весом в не-
сколько тонн. Селевой поток, ворвавшийся в г. Ереван в 1946 г., также
причинил большие разрушения. Некоторые улицы были завалены об-
ломками, вынесенными с гор. В 1968 г. селем было уничтожено оз. Ис-
148
сык недалеко от Алма-Аты. С целью защиты населенных пунктов и
культурных угодий от селей изучаются закономерности их формирова-
ния в различных климатических зонах и условиях и применительно к
этому разрабатываются мероприятия для борьбы с ними. Так, напри-
мер, для безопасности столицы Казахстана г. Алма-Аты, на р. Алма-
атинке, по которой неоднократно возникали сели, в 1967 г. была возве-
дена высокая плотина.
§ 2
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РЕКАХ
Реки играют огромную роль в хозяйственной жизни людей. С ре-
ками связаны первые поселения человека и история культур древ-
нейших народов.
Реки имеют большое значение во многих отношениях: как глав-
ный источник водоснабжения; как основной постав-
щик воды, используемой для орошения и обводне-
ния полей; как удобные и дешевые пути сообщения; как
источник дешевой и обильной энергии; как источник
р ы б н ы х б о г а т с т в; как естеств ен ны е р у беж и.
Режим каждой реки определяется следующими основными данны-
ми: 1) количеством воды, 2) уровнем воды, 3) скоростью
течения. Все эти показатели не остаются постоянными, а изменяют-
ся по сезонам года и в многолетнем разрезе. Изменение этих данных
представляет собой режим реки.
Количество и уровень воды в реке изменяются в зависимости от
питания и его изменения во времени. Питание рек происходит при уча-
стии поверхностных и подземных вод. По преобладанию того или иного
типа питания реки подразделяются на несколько групп.
I. Реки, в которых преобладает снеговое питание (например,
реки европейской части Союза). Во многих из них весенний сток от сне-
готаяния составляет около 50—70% от годового стока. Сюда относятся
очень многие реки северного полушария. Кроме воды от таяния снега,
эти реки получают дополнительное питание от осенних и весенних
дождей.
II. Реки, в которых питание происходит преимущественно от тая-
ния ледников в горах. К этому типу относятся реки Центральной и
Средней Азии, стекающие с высоких гор, покрытых ледниками. К ним
относятся Амударья, Тарим, Сырдарья и др. Протекая большей своей
частью в областях сухого пустынного климата, характеризующегося не-
значительным количеством выпадающих атмосферных осадков и огром-
ным испарением, эти реки не только не получают дополнительного пи-
тания по пути своего следования, а, наоборот, теряют много воды на
испарение и просачивание. Вследствие этого многие реки, выходящие из
гор, теряются в песках пустыни (Чу, Мургаб и др.).
III. Реки, в которых питание осуществляется главным образом за
счет дождей. Сюда относятся реки областей с незначительными сне-
говыми осадками и большим количеством дождей, выпадающих в лет-
нее и осеннее время; так, например, на Дальнем Востоке только око-
ло 20% годовых осадков составляет снег, а 80% приходится на долю
дождей. К этому типу относятся такие крупные реки, как Амазонка, по-
лучающая только сотую часть воды от таяния снега в горах, Конго, Нил,
Ориноко, Амур и др. Дождевое питание имеют также реки Франции;
149
где сильные и затяжные дожди выпадают осенью и зимой, и реки не-
которых других стран Европы.
IV. Реки, которые характеризуются смешанным питанием,
например многие реки Кавказа, некоторые реки Индии, Средней Азии.
Питание подземными водами наблюдается во всех реках,
нс особенно хорошо оно выражено у рек, в долинах которых развиты
мощные рыхлые отложения. Когда реки имеют самый низкий уровень
воды или сковываются льдами, они пополняются преимущественно
грунтовыми водами. Наши северные реки питаются грунтовой водой
на 30%, реки средней полосы — на 10—20%, а реки южной части
СССР — на 5—10%.
В зависимости от характера и интенсивности питания изменяется
режим рек в течение года. Для примера возьмем равнинные реки ев-
ропейской части Союза. Как уже было сказано, они питаются главным
образом талой снеговой водой и частично дождевой. Около 4—5 меся-
цев эти реки бывают скованы льдами. Большинство из них замерзает
в первой половине ноября или в конце октября; ледоход начинается в
марте или начале апреля. Весной с наступлением оттепелей в реки на-
чинает стекать талая снеговая вода. Через некоторое время после этого
взламывается лед и наступает весенний ледоход. Большое количест-
во талых снеговых вод, стекающих с водосборной площади (водосбор-
ный бассейн) в реки, вызывает быстрый и резкий подъем воды. Река
выходит из берегов и заливает обширные пространства поймы. Подъ-
ем уровня воды продолжается в течение 20—25 дней, иногда месяца
'(максимум достигается обычно в мае), а затем начинается постепенный
спад, который растягивается на 40—60 дней. В конце лета уровень
воды в реке достигает наиболее низкого положения — минимума.
Период наименьшего количества воды в реке и наинизшего уровня
ее называется меженным временем, или «меженью». Момент
в жизни реки, характеризующийся резким увеличением количества во-
ды и подъемом ее уровня в результате таяния зимних запасов снега,
называется половодьем.
В соответствии с изменениями уровня воды в реке говорят о в ы-
соком горизонте (соответствующем половодью) и меженном го-
ризонте (соответствующем межени).
Помимо этого, в реках наблюдаются паводки — подъем уров-
ня воды, вызываемый затяжными сильными дождями. В равнинных ре-
ках европейской части Союза паводки обычно не достигают большой ве-
личины. Изменение уровня воды в реке в течение года, расчленение ее
стока по отдельным видам питания видно на прилагаемом графике,
относящемся к Волге у г. Камышина (рис. 7.8, Л).
Режим рек преимущественно дождевого питания, например на
Дальнем Востоке, существенно отличается от режима рек европейской
части Союза. Наибольшее количество и максимальные горизонты
(уровни) воды в этих реках наблюдаются во второй половине лета и
начале осени (рис. 7.8, Б), когда происходит особенно интенсивное вы-
падение дождей.
В реках, характеризующихся смешанным питанием, максимальные
горизонты и количество воды падают на летние месяцы, с которыми
связано таяние ледников в горах и выпадение дождей (рис. 7.8, В).
В реках преимущественно ледникового питания (Амударья, Сыр-
дарья) наивысшие уровни воды также совпадают с летними жаркими
месяцами. Эта особенность режима рек, пересекающих пустыни, обес-
печивает возможность забора большого количества воды для орошения
полей в наиболее засушливые месяцы.
150
Соотношение различных типов питания рек меняется в зависимо
сти от условий. В частности, подземное питание рек во время поло-
водий бывает различным, что связано с особенностями гидрогеологиче-
ских условий, выражающихся здесь в высотном положении уровня под-
земных вод и их связи с рекой. Так, например, по данным Б. И. Куде-
лина, возможны несколько типов подземного питания. 1. Когда река
Рис. 7.8. Характер режима рек:
•^виды питания: 1—грунтовое; 2 —-снеговое;
3 — ледниковое; 4 — дождевое
Рис. 7.9. Типовые схемы подземного пита-
ния (по Б. И. Куделину):
1 — водоносные породы; 2— водонепрони-
цаемые глины; 3 — поверхностный сток;
4 — подземный сток из водоносных гори-
зонтов, не связанных с рекой; 5 — подзем-
ный сток из водоносных горизонтов, свя-
занных с рекой; 6 — уровень подземных
вод, НГВ — низкий горизонт воды; ВГВ —
высокий горизонт воды в реке
Схема.
условий подземного
питаний рей
Схема соотношения
поверхностного и под-
земного питания рек
ЕЗ/ ЬиЬ I 1.т IjM я IIIIIIIIj I—1л
протекает полностью в глинистых непроницаемых породах, а грунтовые
веды расположены выше и не связаны с рекой. В этом случае во вре-
мя паводка подземное питание происходит так, как показано на рис.
7.9, а. 2. Когда река протекает полностью в водопроницаемых песках
и уровень грунтовых вод связан с рекой. Во время паводка подъем во-
ды в реке совершается быстро, и она начинает частично уходить из ре-
ки в сухие пески (рис. 7.9, б). Следовательно, в этом случае река пита-
75/
ет подземные воды, а не наоборот. 3. Когда в берегах реки развиты два
водоносных горизонта: верхний, не связанный с рекой, и нижний, свя-
занный с рекой и отделенный от верхнего водонепроницаемыми слоя-
ми. В этом случае подземное питание будет включать элементы, указан-
ные на рисунках 7.8 и 7.9, а б.
Абсолютная величина подъема уровня воды в реках меняется и за-
висит от количества атмосферных осадков (табл. 7.1).
Таблица 7.1
Наивысший подъем уровня воды в реках во время половодья
Реки Наивысший подъем над летним межен- ным уровнем, м Год
Ока у г. Калуги 18 1908
Волга у Жигулей 17 1926
Нижняя Тунгуска, в 30 км от устья . . 32 1937
Янцзыцзян, в ущелье выше г. Ичань . . 40 1931
Количество воды в реке в половодье увеличивается в среднем в
5—20 раз против межени. Для Москвы-реки этот коэффициент доходит
до 20—30, а в многоводные годы — до 100.
Скорость течения воды в реке зависит от массы воды, укло-
на и особенностей русла, определяющих характер движения воды.
Движение воды в речных потоках является преимущественно
турбулентным (беспорядочным, вихревым), т. е. таким, когда ско-
рость движения в каждой точке потока непостоянна по величине и на-
правлению (пульсирует). В быстрых реках показателем турбулентного
движения являются водовороты (завихрения). Турбулентность потока
вызывает перемешивание всей массы воды от дна до ее поверхности.
Только на отдельных участках реки, характеризующихся незначи-
тельными уклонами и скоростями, может быть ламинарное, или
струйчатое, движение воды.
Средняя скорость течения воды в реке определяется формулой
Шези: v = С V RI, где С — коэффициент, зависящий главным обра-
зом от трения (шероховатости стенок и дна русла), R — гидравличе-
ский радиус реки, т. е. отношение площади поперечного сечения («жи-
вое сечение» реки) к длине смоченного периметра. При большой шири-
не и малой глубине реки величина R близка к средней глубине; 1 — ук-
лон поверхности реки (на единицу длины).
Средняя скорость течения у спокойных относительно небольших
равнинных рек (Ока, Москва и др.) — 0,5—0,6 м/сек, у крупных рек
(Волга, Днепр) достигает 1 м/сек и более, доходя у горных рек до 3,0—
5,0 м/сек и более. Скорость течения не остается постоянной, а изменяет-
ся во времени и в пространстве в зависимости от многих обстоятельств.
Минимальные скорости течения наблюдаются в меженный период,
максимальные — в половодье, при этом скорости увеличиваются про-
тив «межени» в 2—3 и более раз (табл. 7.2).
В табл. 7.2 приведены осредненные данные для всего потока. В дей-
ствительности у берегов скорость течения меньше, чем в средней, более
глубокой части реки — стрежне: точно так же меньшие скорости
наблюдаются в придонной части потока, а большие — в его верхней
части. Вдоль реки скорость течения также меняется: в узких местах в
152
Таблица 7.2
Изменение скорости течения рек в половодье
и в меженный период
Типы рек Средняя скорость течения, м/сек
в поло- водье летом
Большие равнинные реки (Волга, Днепр) 1,7—2,5 0,8—1
Небольшие равнинные реки (Ока, Москва) 1,5—2,0 0,6—0,5
Малые равнинные реки 1,2 -1,5 0,5—0,4
Малые горные реки 5,0 1,0
Небольшие полугорные реки (Кура) 3,0 1,5
сравнении с глубокими расширенными участками — плёсами скорость
значительно увеличивается.
§ з
РАБОТА РЕК
Реки на земной поверхности производят огромную работу и суще-
ственно преобразуют ее рельеф. Способность реки производить работу
может быть названа ее живой силой. Живая сила реки (К) пропорци-
ональна массе воды (т) и квадрату скорости течения (у):
, т, mv2
Чем больше в реке воды и чем выше скорость течения, тем значитель-
нее работа, совершаемая рекой.
Работа реки заключается в следующем: 1) эрозия (размыв); 2) пе-
ренос (транспорт) материала, полученного в результате эрозии и вы-
ветривания; 3) аккумуляция (накопление) перемещаемого материала
по пути движения воды.
В зависимости от соотношения между живой силой реки (Л') и гру-
зом (L), который она несет с собой, меняется эффективность работы
реки. Возможны три случая:
1) K>L — преобладает эрозия;
2) K — L — наблюдается равновесие между эрозией и аккумуля-
цией;
3) K<L — преобладает аккумуляция.
Это соотношение для одной и той же реки меняется от места к
месту.
Эрозия донная и боковая. В формировании речных долин большое
значение имеют эрозионные процессы. Различают эрозию донную,
или глубинную, направленную на врезание потока в глубину, и бо-
ковую, ведущую к подмыву берегов и в целом к расширению долины.
Соотношение донной и боковой эрозии меняется на разных стадиях
развития долины.
Донная эрозия. В начальной стадии заложения и развития
реки преобладает глубинная эрозия, водный поток, врезаясь в горные
породы, стремится выработать свой более или менее правильный про-
153
дольный профиль дна. В этой стадии продольные профили рек выра-
батываются применительно к уровню моря или озера, в которые они
впадают. Уровень приемного бассейна, куда впадает река, определяет
глубину эрозии речного водного потока и называется базисом эро-
зии. Он является общим или главным базисом эрозии для всей речной
системы (главной реки со всеми притоками различных порядков).
Развитие реки идет от базиса эрозии вверх по закону пятящей-
с я, или регрессивной,
эрозии. Представим себе по-
верхность А Б (рис. 7.10), на
у которой зародилась река. При-
\ мем условно, что эта поверх-
\\ ность имела более или менее
\. равномерный, но достаточно
крутой уклон. В точке а% про-
в----------------- исходит сбор воды из отдель-
ных струек, в точке щ в нее
Рис. 7.10. Выработка профиля равновесия впадают более крупные прито-
реки (по А. П. Павлову) ки> в точке а в£адают самые
крупные притоки реки, Б —
базис эрозии.
При одинаковом уклоне поверхности интенсивность эрозионных
процессов будет определяться массой воды на соответственных отрез-
ках реки. В приведенном случае максимальная эрозия будет характери-
зовать нижний участок реки (аБ). Поэтому со временем профиль дна
реки на этом участке примет вид абБ. На отрезке аб возникнет
крутой уклон, вследствие чего возрастает скорость течения и усилится
размывание выше точки а. В результате углубления на участке а—ах
дно реки займет положение a\6i6E. Тогда усилится размыв выше точки
«1 и т. д. В конце концов река углубит свою долину настолько, что
вместо первоначального положения выработает новую, более плавную
(в типичном случае — вогнутую) кривую дна А62616Б, приближаю-
щуюся в нижнем течении к горизонтальной линии, в верхнем — к вер-
тикальной. При этом скорость течения сильно уменьшается и эрозион-
ные процессы ослабевают. Такая плавная кривая называется выров-
ненной кривой эрозии, или профилем равновесия реки.
В устьевой части линия профиля равновесия подходит к своему базису
эрозии.
Рассмотренный пример представляет собой лишь схему — условия
предполагаются идеальными: 1) равномерный уклон поверхности, по
которой протекает река, и 2) однородный состав размываемых ею гор-
ных пород. В природной обстановке такие идеальные условия, как пра-
вило, отсутствуют. Поверхность, по которой течет река, обычно отли-
чается большими неровностями, и горные породы, слагающие эту по-
верхность, характеризуются различным составом и прочностью. При
чередовании мягких и твердых пород река легче размывает мягкие поро-
ды, а твердые скальные породы задерживают углубление реки и обра-
зуют пороги. Хорошо известные Днепровские пороги, находящиеся в
среднем течении Днепра, были связаны с выходами трудноразмывае-
мых кристаллических пород среди песчано-глинистых рыхлых отложе-
ний. В 1932 г. была построена плотина Днепрогэс, и пороги, представ-
лявшие собой серьезное препятствие для судов, скрылись под водой
водохранилища.
Пороги имеются также на реках Волхове, Нарве, Мете, Ангаре,
Витиме и многих других.
154
Происхождение порогов или уступов в русле реки бв1вает также
обусловлено тектоническими движениями. Довольно часто уступы яв-
ляются остатком первоначалвного релвефа, существовавшего здесв до
возникновения реки. Иногда они обусловлены деятельностью проходив-
шего здесь ранее ледника. Пороги вызывают резкое изменение скоро-
сти течения реки и ее эрозионной работы.
Если река встречает на своем пути крутые отвесные уступы, она
образует водопады. Водопады крупных рек поражают громадной
массой падающей воды; их ширина во
Рис. 7.11. Размыв ложа рекв и
подмыв уступа водопадом
много раз превышает высоту падения;
в горных водопадах, наоборот, высота
падения во много раз превышает ши-
рину падающей струи. Примером во-
допадов первого типа является широ-
ко известный Ниагарский водопад.
Река Ниагара, берущая начало в
оз. Эри, течет относительно спокойно
по Ниагарскому плато в оз. Онтарио.
Близ водопада течение ее становится -
быстрым, она разбивается на два ру-
кава — Канадский (шириной 914 м и
высотой падения 48 м) и Американ-
ский (шириной 305 м и высотой паде-
ния 51 лт). Причиной образования во-
допада является уступ плато, высотой
60 м.
Наблюдения над работой водопадов свидетельствуют о разруши-
тельной силе падающей воды и своеобразном развитии участков реки
выше уступа. Падающая струя воды с большой силой размывает дно
реки возле уступа и, отражаясь от него, образует сложные водоворо-
ты (рис. 7.11). Одна часть струй следует вниз по течению, другая — в
обратном направлении, к нижней части уступа. В итоге последний под-
мывается, и в нем образуется ниша, которая постепенно увеличивается
в своих размерах, и, наконец, верхняя часть уступа, нависающая над
нишей, рушится. Падающая струя снова подкапывает уступ. Таким об-
разом уступ постепенно разрушается и водопад отступает вверх. Ско-
рость отступания уступа, а с ним и водопада зависит от количества
протекающей через него воды и состава горных пород. Так, Ниагарский
водопад в его канадской части, по наблюдениям с 1842 по 1911 г., от-
ступал приблизительно на 1,2—1,5 м в год.
К величайшим водопадам мира относится также водопад Джерзоп-
па в горах Западные Гаты (Индия), падающий отвесно с высоты 249 м.
Особенно большой разрушительной силой он обладает в период муссо-
нов, когда через него протекает огромная масса воды. В засушливое
время воды значительно меньше.
Очень крупный водопад имеется на р. Замбези, в южной части
Африки, — водопад Виктория; по ширине он почти в два раза превы-
шает Ниагарский водопад, а высота падения его свыше 100 м.
В СССР известно много водопадов в горных районах Крыма, Кав-
каза, Тянь-Шаня, Алтая и др.
Углублению дна реки под водопадом способствуют находящиеся на
дне обломки горных пород, достигающие иногда большого размера.
Падающая вода захватывает эти обломки, они попадают в водоворот,
приобретают вращательное движение и высверливают в дне реки уг-
лубления, напоминающие круглые вертикальные колодцы или огромные
155
котлы. Такие углубления принято называть исполинскими, или
э в е р з и о н н ы м и, к о т л а м и (рис. 7.12).
Наличие порогов и уступов на реке сказывается на выработке про-
филя равновесия. Представим себе реку, в рельефе дна которой имеет-
ся уступ. Развитие реки и выработка профиля равновесия выше уступа
некоторое время будут целиком зависеть от наличия последнего. Это
будет продолжаться до тех пор, пока река не размоет уступа, не унич-
Рис. 7.12 Эверзионные котлы
тожит его; лишь после того на выработке профиля равновесия скажется
основной базис эрозии. Подобные уступы служат местными бази-
сами эрозии. Такие же местные базисы эрозии создаются при впа-
дении в реку какого-либо крупного притока, при подпоре реки осадка-
ми впадающих в нее притоков или же искусственными сооружениями.
Так, например, плотина Днепрогэса является базисом эрозии для части
Днепра, расположенной выше плотины, а Черное море — базисом эро-
зии для нижней части реки.
Таким образом, река на начальных стадиях развития распадается
на отдельные отрезки, развитие которых связано с местными базисами
эрозии. В ходе глубинной эрозии постепенно уничтожаются все первич-
ные неровности рельефа, уступы, пороги и, в конце концов, вырабаты-
вается профиль применительно к главному базису.
Боковая эрозия. Одновременно с глубинной эрозией прояв-
ляется в той или иной мере и боковая эрозия. Однако на первых эта-
пах развития реки ее роль незначительна, так как преобладающая
часть живой силы реки затрачивается на разрушение дна, на углубле-
ние и на перенос огромного количества обломочного материала. По ме-
ре выработки профиля равновесия донная эрозия постепенно ослабевает
и все больше и больше увеличивается роль боковой эрозии, направ-
156
ленной на подмыв берегов и на расширение долины и формирование
плоского дна. Развитию боковой эрозии способствует извилистость ре-
ки. Русловой водный поток подмывает в излучинах вогнутые берега и
постепенно мигрирует в их сторону, вынося обломочный материал на
противоположный выпуклый пологий берег. Соответственная миграция
русла в сторону подмываемого берега в течение длительного времени
приводит к значительному расширению долины, увеличению извили-
стости и возникновению асимметрии долин (см. § 4).
Рассматривая боковую эрозию рек, следует указать и другие воз-
можные причины, вызывающие подмыв берегов и асимметрию долин.
Так, русским академиком К. М. Бэром была подмечена весьма интерес-
ная закономерность, заключающаяся в том, что крупные реки, текущие
в меридиональном направлении в Северном полушарии, подмывают
правый берег (Волга, Днепр, Дон и др.), а реки Южного полушария
подмывают левый берег (Парана, Уругвай и др.). Эта закономерность
связывается, по-видимому, с особенностями движения тел на поверх-
ности вращающейся Земли. В данном случае возникает поворотное,
или кориолисово, ускорение, горизонтальная составляющая
которого всегда направлена в Северном полушарии вправо по отно-
шению к направлению движения, в Южном —- влево. В заключение
следует указать, что на некоторых реках, особенно на малых и средних,
эта закономерность не столь отчетливо выражена.
Перенос, Реки захватывают большое количество продуктов разруше-
ния горных пород, образующихся как в результате выветривания, так
и речной эрозии. Наличие обломочного материала, переносимого рекой,
в свою очередь способствует усилению эрозионной деятельности рек —
разрушению, истиранию и обтачиванию пород на дне.
Перенос (транспортирование) материала рекой осуществляется
различными способами: 1) волочением обломков горных пород по дну
(а); 2) во взвешенном состоянии — взвеси (в); 3) в растворенном со-
стоянии (с). Влекомые по дну и взвешенные наносы принято называть
твердым стоком рек. В зависимости от скорости течения потока
переносятся различные по величине обломки. Можно привести такие
цифры:
при скорости 0,3 м[сек может переноситься тонкий песок
—»— 0,6 » » » крупный песок
—»— 1 » » » мелкий гравий
—»— 1,2 » » » галька величи- ной с яйцо
—»— 2 » » » галька до 10 см
—»— 2,4 » » » галька до 20 см
Дес обломков, перекатываемых по дну, пропорционален шестой сте-
пени скорости течения. Именно этим объясняется большая разница в
величине обломков, которые влекут по дну равнинные и горные реки.
По подсчетам Г. В. Лопатина, реки ежегодно сбрасывают Миро-
вой океан примерно 1000Х106 т влекомых наносов, 12695X10G т взве-
шенных и 3600ХЮ6 т растворенных веществ. Приведенные данные сви-
детельствуют о значительном преобладании взвесей. При этом около
4,5 млрд, т, т. е. почти одна треть твердого стока, падает на реки Юго-
Восточной Азии (Ганг и Брахмапутра, Хуанхэ, Янцзы, Меконг, Инд, Ир-
равади и др.). Твердый сток по рекам СССР различен. Колебания в
твердом стоке рек различных районов связаны с характером горных по-
157
род, слагающих поверхность водосборных бассейнов и областей стока,
с рельефом и тектонической активностью, с живой силой реки и многи-
ми другими факторами.
Различные минеральные вещества, переносимые рекой, Н. М. Стра-
хов подразделяет на несколько групп:
1. Легкорастворимые соли (NaCl, КС1, MgSO«, MgCb, CaSO4,
CaCh), которые присутствуют в речных водах только в виде истинных
растворов. В реках влажного климата они содержатся в незначитель-
ных количествах, а в реках засушливых областей играют заметную
роль.
2. Карбонаты щелочноземельных и щелочных металлов (СаСОз,
MgCOa, Ыа2СОз), а также кремнезем. Карбонаты преобладают в реч-
ных водах, и на долю их приходится около 60% ионного стока (Алекин,
1970). При этом более всего в речных водах содержится СаСОз. В рав-
нинных реках СаСОз переносится преимущественно в растворенном со-
стоянии. В горных реках, где резко усиливается механическая денуда-
ция, большое значение приобретает перенос кальцита и во взвешенном
состоянии. Аналогично совершается перенос кремнезема.
3. Соединения Fe, Мп и Р, отличающиеся весьма малой раство-
римостью, вследствие чего в речных водах в растворенном состоянии
они содержатся в небольшом количестве. Наряду с истинными раство-
рами соединения Fe и Мп образуют еще и коллоидные растворы. В гор-
ных реках эти соединения переносятся и в виде взвесей.
Таким образом, вторая и третья группы минеральных веществ ха-
рактеризуются сложными формами переноса, зависящими от раствори-
мости веществ, рельефа, по которому стекает река, и других факторов.
В заключение следует отметить, что соотношение твердого стока
рек и переносимых ими растворенных веществ изменяется в зависимо-
сти от изменения живой силы рек и рельефа поверхности. Так, в горных
реках явно преобладает твердый сток, особенно взвеси (в) и соотноше-
ние а : в : с = 0,86 : 6,8 : 1. При этом влекомые наносы представлены
преимущественно галечниками, иногда с крупными валунами, а во взве-
сях переносятся песчаные и более мелкие частицы. В равнинных реках,
наоборот, преобладает сток растворенных веществ и соотношение
а : в : с=0,05 : 0,56 : 1. Среди влекомых по дну наносов преобладают
песчаные частицы, а во взвесях — частицы меньше 0,1 мм.
Аккумуляция (отложение). Одновременно с эрозией и переносом
материала происходит и отложение последнего. Нельзя назвать ни од-
ной реки, которая не несла бы обломочного материала и не отлагала
бы его при соответствующих условиях. Уже на первых стадиях развития
реки при явном преобладании процессов эрозии и переноса над аккуму-
ляцией на отдельных участках несомый рекой материал все же откла-
дывается. Вначале эти отложения оказываются неустойчивыми и при
увеличении массы воды и скорости течения (в периоды половодий и
паводков) могут вновь перемещаться вниз по течению. По мере выра-
ботки рекой профиля равновесия в русле реки накапливаются все бо-
лее устойчивые, т. е. уже не перемещаемые, осадки.
Отложения, накапливающиеся в речных долинах, называются а л-
лювиальными отложениями, или просто аллювием (лат. al-
luvio — нанос, намыв). Они состоят из обломочного материала различ-
ной зернистости, степени окатанности и сортировки. Закономерность
формирования аллювиальных отложений, состав и соотношение их раз-
личных типов рассматриваются в следующем параграфе при характери-
стике поймы.
158
§ 4
РЕЧНЫЕ ДОЛИНЫ, ИХ ФОРМА И РАЗВИТИЕ
В зависимости от стадии развития реки поперечный профиль ее
долины бывает различным. В пределах молодых горных районов и вы-
соких плоскогорий можно наблюдать ранние стадии развития долин
рек, где резко преобладает глубинная, или донная, эрозия вследствие
больших продольных уклонов, скорости движения воды и достаточно
глубокого положения базиса эрозии. Здесь вырабатываются глубокие
А Б в г
Рис. 7.13. Поперечные профили долин:
А—долина в виде ущелья; Б — долина с V-образным поперечным профи-
лем; В — асимметричная долина; Г — плоскодонная долина с развитой
поймой
долины с крутыми, иногда отвесными склонами. По форме поперечно-
го профиля долин могут быть выделены несколько разновидностей
(рис. 7.13). К наиболее узким и своеобразным формам относится тес-
нина, или щель, которая представляет собой как бы глубокую расши-
ренную трещину с отвесными вертикальными иногда даже нависающи-
ми стенками и шириной менее метра. Хорошо известны также уще-
лья — каньоны (рис. 7.14). Это узкие крутостенные и глубоко вре-
занные долины. Глубина их — от сотен метров до I и более километров
при небольшой ширине по дну. Некоторые каньоны, прорезающие раз-
личные по стойкости горные породы, приобретают ступенчатый (усту-
пообразный) характер. Такая картина имеет место в каньоне р. Колора-
до в Северной Америке, достигающем особенно большого размаха в
районе Каибабского плоскогорья. Он врезан в почти горизонтально за-
легающие слои на глубину до 2000 jw. Отпрепарированные денудацией
поверхности твердых, стойких пластов горных пород образуют неболь-
шие террасовидные площадки, разделенные отвесными обрывами.
И, наконец, широко распространена в горах V-образная форма до-
лины, характеризующаяся узким дном и достаточно широко раскрытой
верхней частью, что образует как бы треугольник.
У всех перечисленных форм (теснина, ущелье-каньон, V-образная)
общим является то, что их глубина (высота) во много раз превышает
ширину, и их дно целиком или почти целиком занято дрдащм потоком,
а накапливающиеся местами аллювиальные отложения носят непосто-
янный характер и в периоды половодий и паводков частично или пол-
ностью перемещаются вниз по течению.
По мере выработки более плавной кривой дна и уменьшения ук-
лонов, значительного усиления боковой эрозии в русле реки, помимо
продольного течения воды, возникает поперечная циркуляция, особен-
но в период паводков в стрежневой части потока, где скорости течения
максимальны и наиболее ярко проявляется турбулентный характер ее
движения. Вода опускается ко дну, откуда отток идет в придонном слое
к берегам. Эта поперечная циркуляция способствует размыву дна на
159
стрежне и выносу обломочного материала к берегу, где он частично
и откладывается, образуя русловые отмели.
Изменение режима реки (количество воды и скорости течения) в
периоды паводков по годам вызывает те или иные изменения в попе-
речной циркуляции. С этим связано неравномерное накопление наносов,
Рис. 7 14 Каньонообразный тип долины
(р. Исфайрамсай). Фото Р. Д. Забирова
нарушение прямолинейности
потока и смещения стрежня то
к одному, то к другому берегу.
Дальнейшая разработка доли-
ны связана с развитием излу-
чин и боковым смещением рус-
ла. Реки обычно извилисты.
Это может вызываться различ-
ными причинами: первичными
неровностями рельефа, по ко-
торому протекает река; раз-
личным составом и степенью
размываемости горных пород;
дифференцированными текто-
ническими движениями; дина-
микой русловых процессов.
Встречая на своем пути возвы-
шенные участки рельефа, вы-
ступы трудноразмываемых по-
род, тектонические поднятия,
река стремится обойти их, об-
разуя излучину. Примером не-
обычайно крупной излучины
является Самарская Лука на
Волге, огибающая приподня-
тый массив Жигулей. Но глав-
ное, решающее значение в раз-
витии излучины имеют особен-
ности динамики руслово-
го процесса: турбулентный
характер движения воды и на-
личие в водном потоке цирку-
ляционных, винтообразных те-
чений, зависящих от уклона,
наносов.
показывают, что «в каждом рус-
расхода воды в реке и движения
Гидродинамические исследования
ле потока, даже прямолинейного очертания... распределение скоростей
имеет винтообразный характер, и это одно уже создает благоприятные
условия для местных размывов поочередно то правого, то левого бере-
га» и, следовательно, ведет к образованию изгибов в русле реки (Ве-
ликанов, 1948). Заложение излучин вызывает различную деятельность
реки у противоположных берегов.
Вода речного потока вследствие инерции стремится двигаться пря-
молинейно, а потому в случае поворота русла вода устремляется к вог-
нутому берегу, где приобретает наибольшую скорость. Здесь заметно
углубляется русло, берег размывается, становится обрывистым и посто-
янно отступает, увеличивая кривизну изгиба, а в целом и ширину до-
лины реки. Вода опускается на дно стрежневой части потока, прижи-
мающейся к вогнутому берегу, где происходят завихрения, водоворо-
ты и возникают поперечные придонные течения, направленные к про-
160
тивоположному выпуклому берегу. Эти придоннв1е течения при движе-
нии от вогнутого берега захватывают с собой песок, гравий, гальку и
откладывают их на противоположном берегу и в примыкающей к нему
части русла реки, где скорости движения воды уменьшаются. Так об-
разуется песчаная или песчано-галечниковая русловая отмель, ко-
торая лишь частично обнажается в меженнее время, остальная же
часть находится под водой (рис. 7.15).
Рис. 7.15. Схема перстративной фазы аллювиальной аккумуляции
(по Е. В. Шанцеру):
А — русло (А]—русловая отмель); В—пойма (В]—прирусловый
вал); Н — уровень полых вод; h — уровень межени; М — нормаль-
ная мощность аллювия; I—зона намывания влекомых наносов по-
перечными циркуляционными токами, цифры в кружках (1—7) —
последовательно образующиеся слои руслового аллювия; 11—зона
осаждения взвешенных наносов. Русловой аллювий: 1 — грубозер-
нистые пески, гравий и галька; 2 — мелко- и тонкозернистые пески;
3—-прослои заиления; 4 — пойменный аллювий; 5 — токи попереч-
ной циркуляции в русле; 6 — направление смещения русловой лож-
бины в ходе накопления аллювия
Воды реки, ударяясь о вогнутый берег, отклоняются от него и, пе-
реходя ниже по течению к противоположному берегу, в свою очередь
подмывают его и, вновь отражаясь, направляются ниже к другому бе-
регу и т. д. Постепенное смещение подмываемых вогнутых берегов и
наращивание русловых отмелей у выпуклых берегов, приводит к об-
разованию крупных излучин, называемых также меандрами (по
названию р. Меандр в Малой Азии). Когда прирусловые отмели дости-
гают большой ширины, части их, удаленные от русла, заливаются толь-
ко в периоды половодий. Так начинается развитие пой мы, называемой
также пойменной, луговой, или заливной, террасой реки.
Таким образом, пойма — это часть долины реки, возвышающаяся над
руслом, полностью или частично заливаемая речными водами в поло-
водье.
При развитии поймы поперечный профиль долины приобретает
плоскодонную, или я щ и к о о б р а з н у ю, форму (рис. 7.13). Сле-
дует отметить, что излучины (меандры) рек развиваются не только в
сторону берегов, но и вниз по течению. В результате этого многие пер-
вичные выступы, сложенные коренными породами, постепенно срезают-
ся и образуется широкая пойменная долина, достигающая местами у
крупных равнинных рек 10—15 км, а иногда и более. Меандры в ходе
своего развития нередко образуют петли с относительно узким пере-
шейком между ними (рис. 7.16, А, Б). В половодье может произойти про-
рыв такого перешейка и река спрямляет свое русло. В отделенной из-
лучине остается старое русло, которое превращается в озеро. Озера
11 Общая геология 161 -
могут заполняться илами, приносимыми полыми водами, зарастать рас-
тительностью. Иногда они превращаются в болота. Некоторые отмер-
шие русла представляют собой почти сухие понижения в рельефе пой-
мы. В этом случае показателем их происхождения является серпооб-
разная или дугообразная форма.
Такие отрезанные от русла излучины называются старицами (на-
родное название — староречье). На широких поймах равнинных
Рис. 7.16. А. Схема последовательного смещения речных меандр по мере их
роста: а — начальная стадия; б — последовательные положения в более позд-
инх стадиях. Б. Образование старицы
рек в межень можно наблюдать большое количество стариц в виде озер,
заболоченных участков и сухих понижений, отражающих различные
стадии их отмирания (рис. 7.17). Образование стариц путем быстрых
прорывов перешейков и спрямления излучин происходило на глазах
человека. Подобные случаи наблюдались в долинах рек Дона, Днеп-
ра, Оки и др.
Образование аллювия и строение поймы. Вопросы образования и
строения речного аллювия особенно детально разрабатываются в СССР
за последние 20 лет исследователями — Г. И. Горецким, В. В. Ламаки-
ным, Н. И. Николаевым, Е. В. Шанцером и др. Наиболее изучены за-
кономерности накопления и строения аллювия крупных равнинных рек,
изложенные в обобщающих работах Е. В. Шанцера, Г. И. Горецкого.
Формирование аллювия начинается с образования русловой отме-
ли в результате поперечных циркуляционных движений (рис. 7.15). Эти
отложения, образуемые водами русла, называются русловым аллю-
вием. В большинстве равнинных рек он слагается хорошо промытыми
песками различной зернистости. По мере отступания подмываемого во-
гнутого берега и следующего за ним смещения русла происходит нара-
щивание руслового аллювия путем прпслонения все новых и новых его
слоев к наклонной поверхности растущей отмели. В наклонных слоях
русловой отмели наблюдается различная зернистость отложений.
В нижних по падению концах слоев, формирующихся в русле близ
стрежня, где скорости течения велики, откладываются грубозернистые
пески с гравием и галькой из коренных пород, слагающих ложе реки и
подмываемый берег. Ближе к верхней части, где скорости на мелко-
водье меньше, откладываются более однородные пески. В результате
такой закономерности русловой аллювий равнинных рек почти всюду
162
в основании слагается грубозернистыми и крупнозернистыми песками
с гравием и галькой (базальный горизонт), часто с неправильной ко-
сой слоистостью, выше более однородными мелкозернистыми (иногда
среднезернистыми) песками с диагональной слоистостью и в самом
верху наиболее тонкозернистыми отложениями с тонкой косоволнистой
и параллельной слоистостью (рис. 7.15).
Местами в песках встречаются
небольшие линзы илистых супесей и
суглинков. Эти линзы заиления об-
разуются при спаде воды, когда
скорость течения на отмели замед-
ляется и создаются условия для вы-
падения тонких иловатых частиц,
находящихся во взвешенном состоя-
нии. При последующих половодьях
они частично могут быть смыты,
часть же сохраняется и перекры-
вается новыми слоями аллювия.
Таким образом, боковое смеще-
ние русла и наращивание русловой
отмели приводит к образованию ру-
слового аллювия, выстилающего на
всем пространстве дно широкой до-
лины (рис. 7.18). В этих условиях
непосредственное воздействие русла
сказывается только в пределах от-
мели, прилежащей к нему. Осталь-
ная же часть долины представляет
собой пойму, заливаемую водой в
половодье. Полые воды, текущие по
ее поверхности, отличаются неболь-
шой скоростью и переносят преиму-
щественно тонкие взвешенные частицы.
Рис. 7.17- Характер поймы равнинной
реки в низовой части (по аэрофото-
снимку) :
1 — основное русло реки; 2 — излу-
чина основного русла; 3 — ранняя
стадия отмирания излучийы; 4 —
поздняя стадия отмирания излучины
(старица); 5 — старица, заполненная
водой
В результате из полых вод начи
нают осаждаться алевритовые и глинистые, а иногда тонкозернистые
песчаные частицы. Так, на поверхности руслового аллювия, образуются
супеси, суглинки, иногда с небольшими прослоями тонкозернистых гли-
нистых песков. Эти отложения полых вод существенно отличаются от
руслового аллювия по своему составу и условиям формирования. Кроме
того на их облик оказывают влияние почвообразовательные процессы.
совершающиеся в длительные отрезки времени после спада полых вод.
Такой супесчано-суглинистый покров поймы называется пойменным
аллювием (рис. 7.18).
Кроме руслового и пойменного аллювия в пределах поймы в от-
шнурованных от основного русла реки старицах, превращенных в озе-
ра, происходит накопление своеобразных отложений, состоящих из тем-
ноокрашенных, иногда почти черных иловатых песков, суглинков и су-
песей, богатых органическим веществом, иногда перекрытых вверху тор-
фом. Это так называемый старичный аллювий. Он образует лин-
зы, соответствующие по форме руслу реки и вложенные в толщу русло-
вого и пойменного аллювия. При полном отмирании стариц старичный
аллювий перекрывается пойменным аллювием.
Итак, в строении поймы четко выделяются три фации1 аллювия.
1 Фация (лат. facies — облик) — определенные отложения, их облик, состав, вклю-
ченная в них фауна и флора, указывающие на условия их образования.
11*
163
I. Русловой аллювий, составляющий главную часть разреза поймы
2. Пойменный аллювий, покрывающий русловой.
3. Старичный аллювий, заполняющий старицы.
Такова динамика накопления аллювия в долинах равнинных рек,
близких к стадии динамического равновесия. Этот тип аллювия
Рис. 7.18. Схема строения поймы (по Е. В. Шанцеру):
А — русло; В—пойма; С — старица; D — прирусловой вал; Н — уро-
вень полых вод; h — уровень межени; М — нормальная мощность
аллювия. Русловой аллювий: 1 — грубые пески, гравий, галька;
2 — мелко- и тонкозернистые пески; 3 — старичный аллювий; 4 —
пойменный аллювий
Рис. 7.19. Схема строения толщи констративного аллювия (по Е. В. Шан-
церу):
Н — уровень полых вод; /г —• уровень межени в действующем русле реки;
fti, hi—меженный уровень стариц и вторичных водоемов поймы; М — нор-
мальная мощность аллювия при перстративной аккумуляции; Ms — суммар-
ная мощность констративной аллювиальной толщи. 1 — русловой аллювий;
2— старичный аллювий; 3 — пойменный аллювий; 4 — отложения вторичных
водоемов помы; 5 — общее направление перемещения русла в ходе накоп-
ления констративно-наслоенной аллювиальной толщи
В. В. Ламакиным назван перестилаемым, или перстратив-
н ы м, аллювием.
Нормальная суммарная мощность перстративного ал-
лювия равнинных рек колеблется от 10—15 до 30 м. Она представляет-
ся разницей отметок дна русла и уровня полых вод, заливающих пой-
му (рис. 7.15, 7.18).
Однако имеются примеры значительного увеличения мощности ал-
лювия против нормальной и существенных изменений в его строении.
164
Это определяется главным образом прогибанием земной коры. По мере
прогибания происходит как бы настилание друг на друга различных
горизонтов аллювия. В разрезе такого мощного аллювия комплексы
русловой, старичной и пойменной фаций несколько раз повторяются, на-
легая друг на друга на разных уровнях (рис. 7.19). В ряде же случаев
пойменный аллювий частично размывается, и поэтому в разрезе явно
преобладает русловая фация. Такой тип аллювия назван (В. В. Лама-
киным) настилаемым, или ко н с т р а т и в н ы м, аллювием.
Аллювий горных рек существенно отличается от аллювия
равнинных рек. Горные речные потоки характеризуются значительно
большей скоростью течения, и в них возникает сложная система завих-
рений, водоворотов. В этих условиях песчаные и глинистые частицы
не могут оседать на дно, а переносятся во взвесях к устьевым частям
рек. В самой долине реки откладывается только крупный обломочный
материал — преимущественно галечники с валунами. Это русловая
фация аллювия, ею почти нацело слагается пойма горной долины. Пой-
менные и старичные фации аллювия практически отсутствуют или име-
ют незначительную мощность. Они представлены грубыми песками и
супесями, налегающими на русловые галечники, и часто смешиваются
с пролювиальными отложениями конусов выноса боковых долин вре-
менных потоков. Но среди горных рек встречаются и такие, которые
протекают в относительно широких плоскодонных долинах с несколь-
ко меньшими скоростями и образуют меандры. В этих условиях накоп-
ление и строение аллювия будут сходны с перестилаемым аллювием
равнинных рек. Разница заключается лишь в том, что русловой аллю-
вий представлен более грубым материалом — гравийно-галечным, в
сравнении с песчаным равнинных рек, но пойменная и старичная фации
в этих условиях могут быть развиты.
§ 5
НАПРАВЛЕННОСТЬ И ЦИКЛИЧНОСТЬ РАЗВИТИЯ
РЕЧНЫХ ДОЛИН
В развитии речной долины намечается определенная направлен-
ность и последовательность — переход от одной стадии к другой, и кро-
ме того — цикличность. Ранее были рассмотрены две стадии развития
речных долин. Первая стадия, для которой характерны преобладание
глубинной эрозии и каньонообразный или V-образный поперечный про-
филь долины, называется стадией морфологической молодости.
Вторая стадия называется морфологической зрелостью. Ей
соответствует выработанный продольный профиль реки, приближаю-
щийся к кривой равновесия, и широкий плоскодонный поперечный про-
филь долины с хорошо развитой поймой.
При несущественных изменениях климата и тектонических движе-
ний земной коры, вызывающих деформацию поверхности, совместное
действие смежных рек (с системой их притоков) и склонового смыва
приводит к понижению и выравниванию рельефа. Дальнейшее расши-
рение речных долин, плоскостной смыв и гравитационные процессы мо-
гут привести к тому, что склоны соседних долин сближаются. В резуль-
тате крутизна склонов все более и более уменьшается, понижаются и
выравниваются водораздельные пространства и разница высот между
водоразделами и дном долины становится относительно небольшой. Ско-
рости течения потоков уменьшаются, и они уже не в состоянии произ-
165
водить заметную эрозионную работу. Так возникает уплощенный
рельеф.
Образующаяся относительно выровненная поверхность суши была
названа американским ученым В. М. Дэвисом «пенеплен», т. е. поч-
ти равнина, а А. П. Павловым «предельная равнина». Она не
представляет собой идеальной равнины: это — волнистая или холми-
стая равнина, иногда с отдельными крутосклонными возвышенностя-
ми — останцами, сложенными очень твердыми горными породами.
Такова общая на-
Рис. 7.20. Схема речных террас:
Р — современное русло; П — пойма (заливная
терраса); I — первая надпойменная терраса;
II—вторая надпойменная терраса; 1—тыло-
вой шов; 2 — террасовидная площадка; 3 —
бровка террасы; 4 — уступ террасы: 1 — аллю-
вий, 2 — коренные породы
правленность водной де-
нудации суши от резкого
и глубокого расчленения
поверхности до пенепле-
на. Однако в большинст-
ве случаев достигается
лишь частичная или отно-
сительная пенеплениза-
ция рельефа. Достиже-
нию же предельной по-
верхности — пенеплена,
формирующейся длитель-
ное время, препятствуют
тектонические движения
земной коры. Они прояв-
ляются повсеместно и по-
стоянно, но с различными
скоростью и направлен-
1*
00
ностью и отличаются неравномерностью во времени и в пространстве.
Надпойменные террасы. Известно, что эпохи слабого про-
явления тектонических движений, когда происходит выравнивание
рельефа, сменяются эпохами относительно быстрых поднятий и опуска-
ний земной коры. При этом значительно изменяются уклоны профиля
рек, в отдельных случаях возникают пороги и водопады (особенно в
горных реках), резко возрастает глубинная эрозия водных потоков и
расчленение поверхности. На месте плоскодонных хорошо разработан-
ных долин появляются молодые эрозионные врезы — V-образного типа.
Происходит как бы «омоложение» речной долины. Река вновь начина-
ет вырабатывать продольный профиль применительно к новым соот-
ношениям с базисом эрозии. По мере замедления тектонических
движений продольный профиль реки будет приближаться к кривой равно-
весия, значительно усилятся боковая эрозия и аккумуляция. В резуль-
тате в реке сформируется новая пойма на более низком гипсометриче-
ском уровне. Прежняя пойма останется у коренного склона долины в
виде площадки, сочленяющейся с новой поймой уступом и уже не за-
ливаемой полыми водами. Последующее оживление тектонических дви-
жений вновь вызовет энергичное врезание потока и, в конце концов,
формирование плоской долины на еще более низком уровне. Предшест-
вующее новому врезанию дно долины остается также в виде площадки,
отделенной уступом.
Так, вследствие неравномерного хода тектонических движений
земной коры, в развитии речных долин наблюдается чередование эта-
пов интенсивного глубинного врезания с этапами его замедления, со-
провождающегося и усилением боковой эрозии и накоплением аллювия.
В результате в речных долинах образуется лестница террас, возвы-
шающихся друг над другом и представляющих собой остатки прежних
166
пойм (рис. 7.20). Они называются надпойменными террасами.
Так образуется новый сложный морфологический тип долин — терра-
сированные долины, достигающие особенно полного развития
в равнинных реках. Такая закономерность развития послужила причи-
ной введения в науку понятия о циклах эрозии, начинающихся
врезанием водного потока и заканчивающихся выработкой нового дна
долины. Самая высокая терраса является наиболее древней, а низкая —
самой молодой. Нумерацию
террас обычно начинают
снизу, от наиболее молодой
к более древним (I, II, III,
IV и т. д.). У каждой терра-
сы различают следующие
элементы (рис. 7.20): тер-
расовидную площад-
ку, уступ, или склон,
бровку террасы, ты-
ловой шов, где терра-
са сочленяется со
следующей терра-
сой, или с коренным скло-
ном, в который врезана вся
долина. Уступ каждой тер-
расы и площадка нижеле-
жащей террасы соответству-
ют одному циклу эрозии.
В основании аллюви-
альных отложений террасы
всегда располагается ц о-
коль, сложенный коренны-
ми горными породами, в ко-
торые врезана долина.
В зависимости от высот-
ного положения цоколя и
Рис. 7.21. Типы речных террас:
А — эрозионные, или скульптурные; Б — акку-
мулятивные; В — смешанные, или цокольные
(эрозионно-аккумулятивные), 1 — аллювий;
2 — коренные породы
мощности аллювия, выде-
ляются три типа террас.
1. Эрозионные, или
скульптурные (террасы
размыва), в которых почти
вся террасовидная площад-
ка и уступ слагаются корен-
ными породами и лишь местами на поверхности сохраняется аллювий
в виде маломощных галечников. Такое строение свидетельствует о том,
что в реке произошло изменение режима (связанное с усилением текто-
нических движений) на ранней стадии ее развития, когда преобладали
процессы глубинной эрозии и аллювий накапливался в очень небольших
количествах (рис. 7.21, А). 2. Аккумулятивные террасы
(рис. 7.21, Б), в которых и площадка и уступ полностью слагаются ал-
лювиальными отложениями и цоколь из коренных пород всегда ниже
уровня реки и никогда не обнажается на поверхности. Такое строение
указывает на то, что река прошла весь цикл развития от глубинного
врезания до формирования поймы с мощным накоплением аллювия,
которая в последующем была прорезана и оставлена в виде террасы.
3. Цокольные, или смешанные, эрозионно-аккумуля-
тивные террасы, характеризуются тем, что в нижней части уступа
167
Рис. 7.22. Соотношение разновозраст-
ных надпойменных террас:
А — при понижении базиса эрозии
(схождение террас к верховьям реки,
расхождение вниз по течению); Б — пои
поднятии суши в верховьях реки (схож-
дение террас вниз по течению)
того, какие тектонические движения
выходит на поверхность цоколь, а верхняя часть уступа и площадка сла-
гаются аллювием (рис. 7.21, В).
Распространение и соотношение террас различных типов и их ко-
личество в речной долине определяется историей геологического раз-
вития района, а именно ходом тектонических движений земной коры.
Наибольшее количество террас, иногда до 7—10 и даже больше, раз-
вито в долинах горных рек, что связано с большей подвижностью этих
районов. При этом часто наблюдаются надпойменные террасы скульп-
турного типа, или цокольные. В крупных же равнинных реках разви-
то обычно 3—5 надпойменных
террас, преимущественно аккуму-
лятивных, реже цокольных. Но в
любой долине реки в пределах
одной и той же одновозрастной
террасы могут наблюдаться пере-
ходы от одного типа строения к
другому. Это объясняется нерав-
номерностью и различной направ-
ленностью тектонических движе-
ний на отдельных участках до-
лины.
Относительная высота над-
пойменных террас над дном до-
лины и друг над другом изменя-
ется неодинаково вдоль долины
у различных рек. Это зависит от
(поднятия или опускания) и где
вызывали оживление глубинной эрозии. Возможны два случая. 1. По-
нижение базиса эрозии, которое определяется двумя причинами:
а) тектоническими движениями — прогибанием дна океана и увеличе-
нием его емкости; б) колебаниями уровня Мирового океана, обуслов-
ленными изменением количества воды в нем под влиянием климатиче-
ских факторов и называемыми эвстатическими. Понижение базиса
эрозии вызывает перепад в продольном профиле устьевой части реки.
С этим связаны увеличение скорости и, следовательно, наиболее энер-
гичная глубинная эрозия в устье, которая по закону регрессивной эрозии
распространяется вверх по течению, прорезая пойму и оставляя ее в
виде террасы. В этом случае относительная высота надпойменной тер-
расы будет уменьшаться вверх по течению (рис. 7.22, А). 2. Подня-
тие суши в верховьях реки, с чем связано увеличение уклона
продольного профиля в верхнем течении, где и происходит наибольшая
глубинная эрозия. При этом относительная высота надпойменной тер-
расы будет уменьшаться вниз по течению (рис.7.22,Б). Это характерно
для молодых горных районов (Кавказ, Альпы, Анды и др.), испыты-
вающих интенсивные новейшие поднятия.
На усиление эрозионной работы реки может сказаться увеличение
количества воды в русле. Особенно это имело значение в четвертичном
периоде, когда огромные пространства Северного полушария неодно-
кратно покрывались мощными ледниками. В результате быстрого тая-
ния каждого ледника увеличивалась масса воды в реках и усиливалась
их работа. Однако климатический фактор не может объяснить образо-
вания сложной и повсеместно распространенной лестницы речных тер-
рас и имеет подчиненное значение. Главная же роль принадлежит тек-
тоническим движениям земной коры, определяющим направленность и
интенсивность водной денудации и аккумуляции.
168
При поднятии базиса эрозии или прогибании суши в низовой ча-
сти реки наблюдается иная картина. Вода затопляет низовья реки, об-
разуя лиман (расширенное устье реки, превращенное в залив). Устье
реки перемещается в глубь долины, к вершине лимана, уменьшаются
уклоны, усиливается аккумуляция, регрессивно распространяющаяся
вверх по течению. Пойма реки, образованная при низком базисе эрозии,
может оказаться захороненной под новым аллювием, соответствующим
изменившимся условиям.
Теоретическое и практическое значение изучения речных террас.
Изучение аллювия и древних речных террас имеет большое теоретиче-
ское и практическое значение. Состав аллювия и соотношение его фа-
ций, количество древних надпойменных террас и изменение их высот
вдоль долины реки дают возможность понять историю новейшего раз-
вития района, характер новейших тектонических движений, климати-
ческих особенностей и т. п. Относительное превышение надпойменных
террас одной над другой и над дном долины, глубина врезания долины
на разных стадиях ее развития позволяют судить о размахе вертикаль-
ных движений земной коры.
Отражение новейших движений в морфологии речных долин име-
ет значение при поисках погребенных нефтегазоносных структур, в пре-
делах которых наблюдается деформация поверхности террас и измене-
ние их высоты. Новейшие поднятия часто проявляются и в изменениях
конфигурации речной сети в плане. Хорошо известно, что вода чутко
реагирует на изменение наклонов земной поверхности. Подходя к под-
нимающемуся участку земной коры, река или делает крутой поворот и
обходит его стороной, или же разделяется на два рукава. В пределах
самого поднятия иногда наблюдаются мелкие ложбины стока, вырабо-
танные временным стоком поверхностных вод и направленные ради-
ально от центра поднятия, что хорошо видно на аэрофотоснимках и
детальных топографических картах.
С эрозионной и аккумулятивной деятельностью рек связано форми-
рование особого типа месторождений ценнейших полезных ископаемых,
называемых аллювиальными россыпными месторожде-
ниями. Реки, протекая по различным горным породам, размывают их,
а вместе с ними размывают и вкрапления в них рудных минералов или
рудные жилы. В процессе переноса и переотложения продуктов размы-
ва происходит их сортировка по удельному весу. Значительная часть
минералов истирается, часть легких минералов выносится реками в
морские водоемы. В результате происходит концентрация минералов с
высоким удельным весом, большой твердостью, которые могут образо-
вывать россыпи — промышленные скопления полезных ископаемых,
экономически выгодные для добычи. Характерными минералами рос-
сыпных месторождений являются золото, платина, алмазы, вольфрамо-
вые минералы (вольфрамит, шеелит), титановые (рутил и др.), оловян-
ный камень (касситерит).
Аллювиальные россыпи в пойме и речных террасах образуют по-
лосовидные залежи, протягивающиеся параллельно долине реки, дли-
ной от нескольких километров до 10—20 км, иногда больше. Полезные
ископаемые концентрируются главным образом в основании (в нижней
части) аллювия.
Аллювиальные россыпи распространены не только в современных
долинах рек, но встречаются и в ископаемом состоянии (золотоносные
или платиноносные конгломераты и др.). Эти древние россыпи образо-
ваны реками, существовавшими в древние геологические периоды.
169
§ 6
УСТЬЕВЫЕ ЧАСТИ РЕК
В устьевых частях рек происходит сложное взаимодействие речных
пресных вод с морскими и осуществляется переход от речного режи-
ма к морскому.
На формирование устьевых частей рек влияют многочисленные
факторы: 1) расход воды в реке и его изменение во времени; 2) коли-
чество и состав обломочного материала, переносимого рекой; 3) соле-
ность морской воды; 4) морские течения; 5) приливы и отливы; 6) тек-
тонические движения.
Рис. 7.23. Устьевые части рек (Самойлов, 1952)
Различия во взаимодействии рек и морей определяют формирова-
ние устьев различного типа. Известны два основных типа устьев рек:
дельтовый и эстуарный.
В зависимости от соотношения влияния реки и моря в устьевой об-
ласти выделяются следующие участки, по Н. В. Самойлову (1952)
(рис. 7.23):
1) приустьевой участок реки, где влияние моря не сказывается;
2) устьевой участок реки (эстуарий или дельта);
3) предустьевое взморье, распространяющееся до пределов ощути-
мого в донном рельефе обмеления прибрежной полосы моря вследствие
выносов реки;
4) предустьевое пространство моря, в которое входит зона значи-
тельного опреснения воды в половодье.
Дельта представляет собой по существу конус выноса обломоч-
ного материала, приносимого рекой в море и постепенно нарастающего
в сторону моря. Термин «дельта» был впервые использован примени-
тельно к конусу выноса р. Нила благодаря сходству с греческой
буквой Д.
Когда река достигает моря, скорость течения падает. В резуль-
тате этого большое количество материала, как влекомого по дну, так
и находящегося во взвешенном состоянии, оседает.
Таким образом, постепенно образуется широкий конус выноса с
вершиной, обращенной к реке, и с расширяющимся и наклоненным в
сторону моря основанием. Если море мелкое, русло реки быстро за-
170
громождается наносами и уже не может пропустить через себя все
количество поступающей речной воды. Вследствие этого уровень реки
поднимается (река как бы вздувается от подпора своими собственными
отложениями), и, ища выхода, она прорывает берега и образует но-
вые дополнительные русла. В результате в устьевой части рек обра-
зуется система ветвящихся русел, называемых рукавами, или протока-
ми. Бифуркация, или ветвление, реки в приустьевых частях очень ха-
рактерна. При каждом половодье дельта реки меняет свою форму: она
расширяется, повышается и удлиняется в сторону моря. В результате
этого в устьях ряда рек образуются обширные дельтово-аллювиальные
равнины. Наибольших размеров достигает огромная полоса дельтовых
отложений слившихся дельт рек Хуанхэ и Янцзы. Длина этой общей
дельтовой равнины достигает 1100 км, ширина — 300—400 км. Если
учесть ее подводное продолжение, то ширина определяется в 500 км
и более, а общая площадь — в 500 000 км2, что близко к площади Кас-
пийского моря. Примерно такие же размеры имеет общая дельтовая
равнина рек Брахмапутры, Ганга и примыкающей к ним с юго-запада
Маханади. Площадь дельты Волги — около 19 000 км2, Лены около
28 500 км,2 Тигра и Евфрата — 48 000 км2, Амударьи — около
9000 км2.
Рост дельт в ширину и в сторону моря идет с разной скоростью.
По данным М. В. Кленовой, дельта Волги нарастает в среднем на 170 м
в год (рис. 7.24), а в последние годы в связи с понижением уровня Кас-
пийского моря увеличивалась до 500 м. Рост дельты Сырдарьи за вре-
мя с 1847 по 1889 г. определился в среднем в 164 м в год. Кура нара-
щивает свою дельту со скоростью 175—300 м в год, Терек — около
100 м в год.
Для дельтовых областей характерна миграция русла с течением
времени. Показательна в этом смысле дельтовая область р. Хуанхэ.
Начиная с 1852 г. главный проток реки проходит севернее Шаньду-
на, а до этого он протекал в южной части дельты, обходил Шаньдун
с юга и впадал в море на расстоянии 480 км от своего современного
устья. Ничтожная высота и плоская поверхность дельты способствуют
внезапным переменам направления течения р. Хуанхэ, что вызывает
гибельные наводнения.
Река Миссисипи подходит к морю в виде глубоких русел — прото-
ков, похожих на пальцы (так называемая «птичья нога»). Устье одно-
го такого протока продвигается ежегодно в сторону Мексиканского за-
лива в среднем на 75 м (рис. 7.25).
Дельта р. По растет со средней скоростью 12 м в год. Город Адрия,
расположенный в настоящее время на расстоянии 22,5 км от берега,
1800 лет назад был морским портом.
Почти вся дельта р. Невы образовалась за 900 лет.
Размеры дельт и скорость их нарастания указывают на количество
минеральных масс, выносимых реками в море, а также отчасти на ре-
жим морского бассейна, в который они впадают. Наиболее благопри-
ятными условиями для формирования дельт являются:
1) небольшая глубина моря в месте впадения в, него реки;
2) обилие обломочного материала, приносимого рекой к устью;
3) отсутствие приливов и отливов и сильных вдольбереговых те-
чений, которые могут относить наносы реки от берега в глубь моря или
в стороны от места впадения реки;
4) сравнительно медленные колебательные движения земной коры.
Отложения дельт. В строении речных дельт участвуют различные
пс составу и генезису отложения. Среди них развиты: 1) аллювиальные
171
Рис. 7.24. Дельта Волги и ее активный прирост в современное время
(по М. В. Кленовой):
1 — край дельты в 1873 г., 2 — то же в 1927 г., 3 — то же в 1945 г.
Рис. 7.25. Устье р. Миссисипи
отложения русловых протоков, представленные песчаными и глинисты-
ми осадками в дельтах равнинных рек и более грубыми — в горных
реках; 2) озерные отложения, формирующиеся в замкнутых водо-
емах — отмерших протоках реки. Это преимущественно глинистые
осадки, обогащенные органическим веществом; 3) болотные отложе-
ния — торфяники, образующиеся на месте зарастающих озер; 4) эоло-
вые отложения; 5) морские осадки.
Таким образом, дельтовые отложения представляют собой ком-
плекс морских и континентальных образований, сложно чередующихся
друг с другом, характеризующихся быстрой сменой фаций, частым вы-
клинивапием, иногда линзовидной формой. Все это связано с частым
перемещением русловых протоков, их отмиранием и превращением в
озера, с заболачиванием различных понижений дельтовой равнины, с
эоловыми процессами; с характером сгонно-нагонных волн и другими
процессами. Помимо накопления обломочного материала в подводных
дельтах, иногда и в предустьевом пространстве моря выпадают веще-
ства, приносимые реками в растворе, главным образом коллоидные
(Fe, Мп, А1 и др.). Под влиянием соленой ^орской воды происходит их
коагуляция (лат. coagulatio — свертывание). В устьях рек часто
наблюдается также выпадение органических коллоидов.
Некоторые исследователи считают, что дельты могут формировать-
ся в условиях поднятия берегов и дна моря. Однако И. В. Самойловым,
изучающим устьевые части рек, отмечается, что многие дельты форми-
руются в условиях медленного прогибания земной коры, о чем свиде-
тельствуют значительные мощности дельтовых отложений. Примером
является дельта р. Миссисипи, где, по данным А. Холмса, бурением
вскрыта мощность около 600 м, а предполагаемая по геофизическим
данным действительная мощность значительно больше. Накопление
дельтовых отложений р. Миссисипи компенсирует прогибание земной
коры, или, иначе, прогибание и накопление осадков происходят прибли-
зительно с одинаковой скоростью. У ряда рек мощность дельтовых от-
ложений не превышает среднюю нормальную мощность перстративного
аллювия или близка к ней. Примером тому являются дельтовые отло-
жения р. Волги.
Древние дельты. Познание закономерностей формирования совре-
менных дельтовых отложений имеет большое значение для объяснения
образования ряда полезных ископаемых, встречаемых в древних дель-
тах. Так, например, накопление органического вещества, рассеянного
среди илистых частиц, с последующим его погружением и захоронени-
ем под более молодыми осадками может привести к образованию газа
и нефти. Об этом свидетельствуют периодические выбросы ила и воды
(явления, напоминающие грязевые вулканы) в дельте р. Миссисипи,
происходящие под давлением газа. Торфяники, образующиеся на месте
зарастающих озер и других понижений дельтовых равнин, при их по-
гружении и захоронении могут превратиться в угольные пласты. Вы-
падающие в дельтовых областях окислы Fe и Мп при благоприятных
к тому условиях могут образовать промышленные месторождения.
Известно, что реки существовали на земной поверхности не только
в течение антропогенового периода, но и ранее. Всякий раз, когда про-
исходили тектонические движения, воздвигались горы и равнины выхо-
дили из-под уровня моря, возникал поверхностный сток и формирова-
лись реки. Одновременно с появлением рек возникали и дельты.
Изучение геологических разрезов отдельных районов СССР позво-
лило исследователям выделить среди них осадки древних, или ис-
копаемых, дельт, к которым местами приурочены важные полезные
173
ископаемые. Так, угленосные свиты Московского и Кизеловского уголь-
ных бассейнов представляют скорее всего именно дельтовые озерно-бо-
лотные образования нижнекаменноугольного возраста.
В строении продуктивной нефтеносной толщи Апшеронского полу-
острова также в значительной мере участвуют древние дельтовые и
аллювиально-дельтовые отложения. Они представлены здесь переслаи-
Рис. 7.26. Устье р. Енисея (по Н. Б. Самой-
лову)
вающимися галечниками, пес-
ками и глинами общей мощно-
стью около 1400 м. Их накоп-
ление происходило при мед-
ленном прогибании района и
одновременном поднятии Кав-
каза. Периодическое усиление
поднятия Кавказа способство-
вало выносу с него более круп-
ного галечного материала, а
при замедлении — более пес-
чаного и глинистого.
Эстуарии (лат. aestua-
rium — берег, заливаемый при-
ливом). Многие реки впадают
в большие, постепенно расши-
ряющиеся заливы, представля-
ющие собой как бы воронкооб-
разное расширение устьевых
частей рек. Такие заливы но-
сят название эстуариев. К чис-
лу рек, имеющих эстуарии, от-
носятся Амазонка, Св. Лав-
рентия, Темза, Сена, Эльба
и др. На территории СССР
устья в виде эстуариев наблю-
даются у рек Оби, Енисея и др.
Для образования эстуа-
риев создаются благоприятные
условия там, где в море на-
блюдаются приливы, отливы и
течения, а количество наносов,
приносимых реками, невелико.
Большую роль играют и коле-
бательные движения отрица-
тельного знака, если опускание
не компенсируется скоростью накопления осадков.
Во время приливов море далеко вдается в устьевые части рек. Во
время отливов возникают мощные потоки воды, направленные в сторону
моря, так как к течению, вызываемому отливом, присоединяется тече-
ние впадающей в море реки. При этом обломочный материал, принесен-
ный рекой, выносится в море, где подхватывается береговыми течениями.
Эстуарий р. Сены (длиной 35 км и шириной около 10 км) формиро-
вался в сложных гидродинамических условиях: сильные приливоотлив-
ные течения, большие штормовые волны, возникающие от сильных вет-
ров, особенно северо-западного направления, и опускание северо-запад-
ного побережья Франции, оцениваемое примерно величиной 2—3 см в-
столетие. Аналогичная картина имеет место в устье р. Темзы и ряде
других рек Атлантического побережья Европы.
174
Большой интерес представляет устье р. Енисея (рис. 7.26). Это
огромный эстуарий, выше которого расположена система островов, на-
поминающих в плане дельту. Ф. Ф. Бадер, обследовавший устье Ени-
сея в 1936 г., а также Н. В. Самойлов предложили следующее райониро-
вание этой области. Приморский участок реки начинается от Енисейска,
где почти затухают приливы, а высота паводка достигает 9 м и тянется
до меридиана мыса Сопочная Карга. На этом участке от мыса Муксу-
нинского до мыса Насоновского идет сложная система Бреховских ост-
ровов, между которыми протекают 4 крупных рукава реки: Охотский
(Дерябинский), Малый, Большой и Каменный Енисей. От внешнего
края Бреховских островов на севере имеется подводное продолжение ост-
ровов и русловых борозд до щек у Гольчихи. Затем устье реки посте-
пенно расширяется и от мыса Шайтанского до линии мыс Ефремов
Камень — мыс Лескина представляет собой типичный эстуарий. Далее
к северу и северо-западу начинается Енисейский залив. Для формиро-
вания эстуария здесь благоприятными явились дополнительно к пере-
численным выше следующие факторы: 1) наличие переуглубленного
русла, связанного с последним отступанием моря; 2) относительно не-
большое количество наносов. Енисей с его огромными объемами воды
приносит к устью ежегодно лишь около 11,0 млн. т взвешенного веще-
ства. В половодье, когда значительно увеличивается скорость течения,
устьевой части реки достигают и влекомые по дну осадки, но они осе-
дают главным образом в предустьевом взморье, вызывая некоторое его
обмеление. Наблюдающееся теперь погружение местности вызвало за-
топление части русла Енисея. По данным В. Н. Сакса (1945), на дне
Карского моря устье Енисея прослеживается до изобаты 100 м.
С эстуариями по форме сходны лиманы — расширенные устья рек,
затопленные водами моря, не имеющего приливов и отливов, и превра-
щенные в заливы. Их образование связано с прогибанием земной коры
в устьевых частях рек. Примером являются лиманы Днепра, Буга и дру-
гих рек.
§ 7
РЕЧНЫЕ СИСТЕМЫ И ИХ РАЗВИТИЕ
В каждой речной системе выделяют главную реку и притоки. При-
токи подразделяются на притоки первого, второго, третьего и других
порядков. Так, в Волжской системе реки Ока, Кама, впадающие непо-
средственно в Волгу, будут притоками первого порядка; Москва,
Белая, Чусовая, Вятка, впадающие в притоки первого порядка, являют-
ся притоками второго порядка; реки Руза, Истра, Уфа, Сылва — при-
токами третьего порядка и т. д.
Вся территория, с которой стекают воды к главной реке и ее при-
токам, называется водосборным бассейном. Схема важнейших
бассейнов рек в пределах европейской части Союза показана на
рис. 7.27 (по Б. А. Апполову, 1952). Водосборные бассейны могут до-
стигать значительной площади, так:
для р. Оби 3 354 000 км2
» р. Миссисипи 3 250 000 »
» р. Лены 2 712 308 »
» р. Енисея 2 240 487 »
» р. Амура 2 050 000 »
» р. Волги 1 460 000 »
» р. Амударьи 351 300 »
175
Рис. 7.27. Схемы бассейнов важнейших рек европейской части СССР
(по Б. А. Аполлону)
Б
Рис. 7.28. Схема перемещения водораз-
дела:
щ; й2’> о.3\ а4; 6t; б2; 63 — последователь-
ные положения истоков рек, перемещаю-
щихся вследствие регрессивной эрозии
Речные системы отделяются друг от друга водоразделами. Во-
доразделами называют линии пересечения двух смежных склонов, или,
иначе, повышенные участки, разделяющие два смежных склона. Обыч-
но различают главный и боковые водоразделы. Под главным по-
нимается водораздел, разделяющий склоны различных покатостей, на-
пример водораздел, отделяющий реки склона северной покатости (Се-
верная Двина, Печора) от рек склрпа южной покатости (Волга, Дон,
Днепр). Боковые водоразделы
разделяют смежные реки одной
покатости. Водоразделы имеют
чрезвычайно извилистые очерта-
ния, что объясняется различиями
в интенсивности регрессивной
эрозии. Благодаря этому водо-
разделы не остаются постоянны-
ми, а постепенно смещаются в ту
или иную сторону. Можно ска-
зать, что речные системы в своем
развитии ведут непрерывную
борьбу за водоразделы, и побеждают в этой борьбе более сильные реки.
В природных условиях редко можно наблюдать симметричные
склоны, по которым стекают реки в противоположных направлениях.
Обычно они характеризуются асимметрией (неодинаковым наклоном),
что вызывает различие в скорости эрозионных процессов. Значительно
энергичней будут протекать процессы эрозии в той реке, которая сте-
кает по крутому склону и имеет более низкий базис эрозии, чем в ре-
ке, стекающей по пологому склону и обладающей более высоким бази-
сом эрозии. В результате регрессивной эрозии водораздел будет все
время перемещаться в сторону реки, текущей по пологому склону. Это
будет продолжаться до тех пор, пока более сильная река не захватит
ее верховья в свой сток, т. е. не «обезглавит» ее. Таким путем, например,
произошло обезглавливание притоков Дуная речной системой Рейна.
Явление перемещения водоразделов и обезглавливания рек наблюдает-
ся в ряде горных районов, отличающихся асимметрией хребтов. Так,
например, Кордильеры Северной Америки круто обрываются в сторо-
ну Тихого океана и полого спускаются на восток, в сторону Атланти-
ческого океана, что способствует успешной борьбе за пространство рек,
впадающих в Тихий океан.
Близкое к этому явление наблюдается и на Кавказе, где Терек
«обезглавил» Арагву. Таких примеров можно привести много.
В схематическом виде процесс обезглавливания представлен на
рис. 7.28; точки А и Б указывают на гипсометрическое положение ба-
зисов эрозии рек противоположных склонов. Точками а\, аг, а3 и т. д.,
б\, б2, 63 и т. д. указаны последовательные положения истоков рек, пе-
ремещающихся вследствие регрессивной эрозии.
Перемещение водоразделов наблюдается не только по отношению
к главным водоразделам, но и к боковым, т. е. проходящим между
смежными речными долинами одного склона. Возможен, например,
случай, когда одна из рек обладает большей водосборной площадью,
чем другая, а следовательно, и большей массой воды; тогда эта река
и ее притоки будут углубляться и расширяться скорее, чем соседние
реки и их притоки. В результате ее мощные притоки, протекающие на
более низком уровне, могут подобраться к верховьям соседней реки и
перехватить ее воды (рис. 7.29).
12 Общая геология
177
Такие случаи наблюдаются в различных речных системах. Остано-
вимся на одном из них (рис. 7.30). Река Пикета, ныне приток Северной.
Двины, раньше представляла собой одно целое с р. Кулой, впадающей
в Мезенский залив. Близко протекающая Северная Двина обладала
значительно большей водосборной площадью и живой силой. Один из
притоков Северной Двины, впадающий в нее близ Холмогор, энергично
разрабатывая свое русло*,
дошел вершиной до р. Пи-
неги в месте, где распо;
ложен г. Пинега. Вслед-
ствие более низкого по-
ложения этого притока
воды Пинеги направи-
лись по его руслу, а обез-
главленное нижнее тече-
ние ее ныне представляет
собой относительно не-
большую реку Кулой. Та-
ким путем сильная река
при помощи своих расту-
щих притоков, передвигая
Рис. 7.29. Схема обезглавливания реки:
I — намечающийся перехват; II — происшедший
перехват, а—at — сухая ложбина (прежнее русло
реки)
боковые водоразделы, мо-
жет захватить весьма об-
ширную водосборную пло-
щадь от смежных рек.
Широко распростра-
нены явления перехвата,
вследствие роста боковых
притоков в горных стра-
нах, что приводит к раз-
витию прямоугольной гид-
рографической сети. Осо-
бенно часто это явление
встречается при моно-
клинальном залегании
пластов и при чередова-
нии горных пород различ-
ной прочности. В равнин-
ных же районах речная
сеть имеет древовидный
характер.
Часто показателями перехватов одними реками других являются:
1) крутой коленообразный изгиб реки;
2) несоответствие размеров обезглавленной реки, лишенной боль-
шей части своей водосборной площади, размерам долины, разработан-
ной прежней мощной рекой;
3) наличие в рельефе сухой ложбины, соответствующей прежнему
руслу на участке от места перехвата до начала водотока в обезглав-
ленной части реки (а—а\, на рис. 7.29).
Густота речной сети неодинакова в различных частях зем-
ного шара. Факторами, определяющими это различие, являются: 1) кли-
матические условия, 2) рельеф поверхности, 3) состав и условия зале-
гания горных пород и др. Решающее значение имеют климатические
условия, а именно количество выпадающих атмосферных осадков, их
характер и распределение во времени, а также температура воздуха.
178
Во влажных зонах развиваете# густая; гидрографическая сеть. Иная
картина наблюдается в пустынных зонах, где-ееть постоянных водото-
ков, может совершенно отсутствовать. И только одиночные транзитные
Рис. 7.30. Обезглавливание реки Кулой рекой Пинегой (приток Север-
ной. Двины): А—до перехвата; Б—после перехвата
реки пересекают пустыню, скажем, такие реки, как Сырдарья или Аму1-
дарья, которые получают обильное питание за пределами пустынь в
горах.
ЛИТЕРАТУРА
А л е к и н О. А. Основы гидрохимии. Л., Гидрометеоиздат, 1970.
Великанов М. А. Динамика русловых потоков, т. 1—2. М., Гостехиздат, 1954—1955.
Г о р е ц к и и Г. И. Аллювий великих антропогеновых прарек Русской равнины. М.,
«Наука», 1964.
Залогин Б. С., Родионов Н. А. Устьевые области СССР. М., «Мысль», 1969.
Кленова М’В. Геология дельты р. Волги. «Тр. океаногр. ин-та», вып. 18 (30), 1951.
Лопатин Г. В. Наносы рек СССР. М., Географгиз, 1951.
Лопатин Г. В. Эрозия и сток наносов. «Природа», 1950, № 7.
Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М., Изд-во АН СССР, 1955.
Самойлов Н. Б. Устья рек. М., Географгиз, 1952.
Ш а н ц е р Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для позна-
ния закономерностей строения и формирования аллювиальных свит. «Тр. Геологи-
ческого института АН СССР», вып. 135(55). М., 1951.
Ш анцер Е. В. Очерки учения о генетических типах осадочных образований. М.,
«Наука»,' 1966.
12*
ГЛАВА 8
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
К подземным водам относятся все воды, находящиеся в порах и
трещинах горных пород. Они широко распространены в земной коре, и
изучение их имеет большое значение при решении вопросов: водоснаб-
жения населенных пунктов и промышленных предприятий, гидротехни-
ческого, промышленного и гражданского строительства, проведения
мелиоративных мероприятий, курортно-санаторного дела и т. д.
Велика геологическая деятельность подземных вод. С ними связаны
карстовые процессы в растворимых горных породах, оползание земля-
ных масс по склонам оврагов, рек и морей, разрушение месторождений
полезных ископаемых и образование их в новых местах, вынос различ-
ных соединений и тепла из глубоких зон земной коры.
Подземные воды, их происхождение, распространение, миграция,
качественные и количественные изменения во времени и геологическая
деятельность являются предметом изучения особой науки — гидро-
геологии, одной из ветвей геологии.
§ 1
ВОДОПРОНИЦАЕМОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
В формировании подземных вод большое значение имеет водопро-
ницаемость горных пород, т. е. способность горной породы пропускать
воду. Наблюдения показывают, что в одних местах, где развиты глины,
атмосферные осадки застаиваются на поверхности и испаряются,
в других районах, сложенных песками, достаточно быстро проникают
в глубину. Еще быстрей просачиваются осадки в галечниках.
По степени проницаемости горные породы подразделяются на
3 группы:
1) водопроницаемые, к которым относятся пески, гравий,
галечники, трещиноватые песчаники, конгломераты и другие скальные
породы, трещиноватые и закарстованные известняки, доломиты и другие
растворимые породы;
2) слабопроницаемые — супеси, легкие суглинки, лёсс, нераз-
ложившийся торф и др.;
3) относительно водонепроницаемые, или водоупор-
ные, — глины, тяжелые суглинки, хорошо разложившийся торф и
180
нетрещиноватые массивные кристаллические и сцементированные оса-
дочные горные породы.
Водопроницаемость горных пород обусловлена либо тем, что порода
рыхлая и зернистая (например, песок, гравий), и вода в этом случае
может просачиваться по промежуткам (порам) между^^отдел ьнь!ми
зернами, либо тем, что_поррды. хотя и массивные и сцементированные
(гранит, известняк), но разбиты”трещинагй,“по' котбрым''ТГТТ^оисходит
перемещение воды.
Под~пористостью понимают отношение объема пор в данном образ-
це породы ко всему объему породы: п= —или в процентах п =—^-х
Х1ОО°/о, где п — пористость пород; Vn — объем пор в образце породы;
V — объем всего образца.
Следует отметить, что не
всегда значительная пори-
стость обеспечивает свобод-
ное проникновение воды.
Так, например, глины обла-
дают значительной пори-
стостью, достигающей 50 —
60%, но в то же время прак-
тически являются водоне-
проницаемыми. Это объяс-
няется тем, что поры в гли-
нах чрезвычайно тонки (суб-
капилляры), и вода при дви-
жении в них испытывает
Рис. 8.1. Характер водопроницаемых
пород:
А — пористые породы; Б — трещино-
ватые породы; В — размеры водо-
проводящих трещин; Г — размеры и
плотность расположения зерен в по-
ристых породах: 1 — водонепроницае-
мые породы; 2 — породы, насыщен-
ные водой
огромное сопротивление, соз-
даваемое поверхностным на-
тяжением. Обычные же пес-
ки, имеющие в среднем по-
ристость 30—35%, хорошо
проницаемы для воды. Чем
крупнее зерна, слагающие
рыхлукг обл бм очную породу,
тем большеТТЪодопроншгаё-
мостью" она обладает. Га-
лГчники с крупным песком
обладают в среднем пори-
стостью около 20% и харак-
теризуются наибольшей во-
допроницаемостью. Следо-
вательно, родопроницае-
мость рыхлых^ обломочТТЬТх
Торных пород зависит 'не’от
количества пор, а от размера и формы слагающих породу зерен и от
плотности сложения' йх. Примеры'фгГзлшгнснГт^^
симости от плотности сложения зерен и размеров трещин видны на
рис. 8.1. От состава рыхлых горных пород зависит их влагоемкость,
т. е. способность вмещать и удерживать в себе то или иное количество
воды. Различают полную влагоемкость, когда вода заполняет
все поры (включая и тонкие капиллярные) горной породы, и макси-
мальную молекулярную вл а гое м кость, показывающую ко-
личество воды, удерживаемой в породе силами молекулярного сцепле-
ния после того, когда вся гравитационная вода стечет из породы. Раз-
75/
весть между полной и максимальной молекулярной влагоемкостью
называют водоотдачей горной породы. Для практических целей
важно знать удельную водоотдачу — количество свободной во-
ды, которое можно получить из 1 куб. м породы. Наибольшая водоот-
дача у крупнозернистых рыхлых пород (пески, гравий). Влагоемкие
глины воду практически не отдают.
Водопроницаемость трещиноватых пород зависит от размера и
характера трещин.
Если подземные воды движутся по порам в рыхлых породах, они
называются п о р о в ы м и, по трещинам — трещинными. Если же
помимо трещин, в горных породах развиты карстовые пещеры и другие
подземные каналы, то подземные воды, циркулирующие в них, назы-
вают трещинно-карстовыми, или просто карстовыми.
§ 2
ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
В современной литературе приводятся различные классификации
видов воды в горных породах. В СССР широко известна классификация,
предложенная А. Ф. Лебедевым, который па основании тщательных
экспериментальных и полевых исследований^станю™л"с71'ёдующиё“ввды
воды в горных породах (рис.“8.277~ ~
В од а в виде пара (парообразная) содержится в воздухе,
занимающем свободные от жидкой воды поры и трещины в горных
породах. Она находится в динамическом равновесии с другими видами
воды и с парами воды в атмосфере. При определенных условиях паро-
образная вода конденсируется.
(2jr игроскопическая вода образуется в том случае, когда
молекулы парообразной воды адсорбируются (лат. adsorbtio — погло-
щение) на поверхности минеральных частиц горных пород. Гигроскопи-
ческая вода облекает частицы породы одномолекулярной тонкой плен-
кой и прочно удерживается на их поверхности молекулярными и элект-
рическими силами и может быть удалена при нагревании до температур
не менее 105—110°.
(З^П леночная вода образует вокруг частиц горной породы и
поверх гигроскопической воды более толстую пленку в несколько слоев
молекул. Пленочная вода может передвигаться от одной частицы к дру-
гой. Если толщина пленок у соседних частиц различная, то происходит
медленное перемещение воды от частиц с большей толщиной пленки к
частицам с меньшей пленкой до тех пор, пока пленки не станут одина-
ковыми по толщине.
Как и гигроскопическая, пленочная вода содержится в большом
количестве в глинистых породах и в меньшем — в песчаных.
(^Капиллярная вода заполняет частично или полностью
тонкие поры и трещины в горных породах и удерживается в них силами
поверхностного натяжения. Эта вода поднимается по тонким капилля-
рам снизу вверх от уровня подземных вод. Чем меньше диаметр частиц,
слагающих горную породу, тем мельче диаметр пор и тем больше высо-
та капиллярного поднятия. В суглинках высота капиллярного поднятия
может достигать 2 л и более, в крупнозернистых песках — всего не-
скольких сантиметров.
‘^Капельножидкая (свободная) гравитационная
вода, способная свободно передвигаться по порам, трещинам и дру-
гим пустотам в горных породах под влиянием силы тяжести. Она может
быть подразделена на воду, полностью заполняющую поры и трещины
182
Г
к
что при увеличении влажности
Рис. 8.2. Различные формы связи моле-
кул воды с частицами породы (по
А. Ф. Лебедеву):
/ — частицы почвы; 2 — молекулы во-
ды; а — гигроскопическая вода при не-
полном насыщении; б — то же, при пол-
ном насыщении; виг — пленочная во-
да: частица г при полном молекулярном
насыщении с пленкой максимально воз-
можной толщины; пленочная вода дви-
жется налево до выравнивания толщи-
ны пленки у обеих частиц; д — грави-
тационная вода, образующая каплю, ко-
торая стекает вниз под влиянием силы
тяжести
в горных породах, образующую горизонт подземных вод, и воду, проса-
чивающуюся сверху вниз в зоне аэрации (фр. aeration — воздух), т. е.
в зоне, расположенной выше подземных вод, где в горных породах на-
ходится воздух. На рис. 8.2 видно,
пород и толщины пленки на по-
верхности минеральных частиц
горных пород силы энергетиче-
ской связи их уменьшаются и в
конце концов наступает момент,
когда эти силы не в состоянии
удерживать пленочную воду и
часть ее будет переходить в ка-
пельножидкую и просачиваться
сверху вниз.
(Тр Вода в твердом со-
стоянии в виде льда, присут-
ствует в горных породах, име-
ющих отрицательную температу-
ру (ниже 0°). Лед может быть в
виде отдельных микрокристал-
лов, тонких пленок или в виде
прослоев чистого льда. Особенно
большое распространение лед
имеет на обширных пространст-
вах северной части Сибири и
Аляски, в областях развития мно-
голетнемерзлых горных пород,
или «вечной мерзлоты». Вода в
твердом виде возникает также
ежегодно в других зонах в слое
сезонного промерзания.
@К риста лл иза ционная
вода входит в состав ряда ми-
нералов и принимает участие в
строении их кристаллических ре-
шеток. Примером тому является
вода гипса CaSO4-2H2O. Она мо-
жет быть удалена при нагрева-
нии.
За последние годы в связи с
накоплением новых данных экс-
периментальных и полевых иссле-
дований классификация А. Ф. Ле-
бедева получила дальнейшее
развитие в трудах многих ученых
Советского Союза (Роде, 1952;
Сергеев, 1971; Ломтадзе, 1970
и др.). Исходя из запросов
инженерной геологии и грун-
товедения, многие авторы де-
тал изируют , представления
гигроскопической р пленочной воде
"Эти"видьГводьГназывают физически св ^за’н“н~о'и~в7ГКо й. По ха-
рактеру связи с Минеральными частицами й по особенностям свойств
связанная вода подразделяется на прочносвязанную воду (ад-
в классификации А. Ф. Лебедева.
. ИИ «в,„ V у—J
183
сорбированную, гигроскопическую), удерживаемую на поверхности'
частиц породы силами, соответствующими сотням и тысячам атмосфер,
и рыхлосвязанную воду, слои которой более удалены от ча-
стиц горной породы. Рыхлосвязанная вода удерживается в породах
значительно меньшими силами и, по своим свойствам существенно от-
личаясь от прочносвязанной, близка к свободной воде.
/'
§ з
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В зависимости от происхождения выделяются подземные воды не-
скольких типов: 1) инфильтрационные, 2) конденсационные, 3) седи- ।
мептогенные, 4) «ювенильные» (или магмогенные). <
Инфильтрационные подземные воды образуются
в результате просачивания (инфильтрации) в глубину атмосферных
осадков, выпадающих на земную поверхность. Как известно, на земном
шаре происходит непрерывный влагооборот, в котором принимают
участие атмосферные, поверхностные и подземные воды. Вода океанов,
морей, рек под влиянием солнечного тепла испаряется и насыщает пара-
ми воздух. Воздушные массы, непрерывно перемещаясь, переносят пары
в пределы суши, где' они при благоприятных условиях сгущаются и вы-
падают на поверхность Земли в виде атмосферных осадков. Здесь они
расходятся по трем путям: одна часть стекает по склонам в ручьи и
реки, которые несут свои воды в моря и океаны; вторая испаряется с
поверхности Земли и третья просачивается в глубину, где и происходит
накопление подземных вод. Последние в свою очередь движутся по
направлению к рекам и морям. Одним из доказательств именно такого
происхождения подземных вод (инфильтрации) может служить качест-
венное и количественное изменение воды в колодцах во время дождли-
вой погоды. Есть основание полагать, что инфильтрация — основной
источник пополнения запасов подземных вод.
Ж он д е н с а ц ион н ы'ёподземные воды. В некоторых
климатических зонах, например в пустынях, наблюдаются явления, кото-
рые трудно объяснить инфильтрационной теорией происхождения под-
земных вод. При малом количестве атмосферных осадков с крайне не-
равномерным их распределением во времени (по нескольку месяцев
совсем не бывает дождя) и при огромной испаряемости в пустынях нет
условий для пополнения подземных вод путем инфильтрации. Между
тем на некоторой глубине от поверхности повсеместно в пустынях обна-
руживается слой влажных пород или скопление подземной воды. *
В 1877 г. немецкий гидролог О. фольгер выступил ^конденсацион-
ной теорией происхождения подземных вод. ~Пб~ его" представлениям,
теплый воздух, содержащий водяные пары, проникая в более холодные
горные породы, отдает им часть влаги путем конденсации. Автор считал
свою теорию универсальной и отрицал возможность накопления под-
земных вод в результате инфильтрации атмосферных осадков — «ни
одна капля воды не происходит за счет капель дождевой воды».
Выдвинутая Фольгером теория не была подтверждена эксперимен-
тальными данными и совершенно не вязалась с представлениями о ско-
рости воздухообмена между атмосферой и верхними необводненными
слоями литосферы, что вызвало резкие возражения против нее.
Конденсационная теория происхождения- подземных вод была воз-
рождсТГа~1га собёршеннб”'новои основе русским исследователем, агроно-
~WO. Ф. Лебедевым, который выполнил блестящие эксперименты, свя-
184
занные с вопросом о влажности пород и перемещения влаги в различ-
ных состояниях.
А. Ф. Лебедев установил, что между атмосферой и литосферой
существует известное равновесие в водном режиме. Вода в.виде пара
находится в свободной атмосфере, а также в воздухе, который запол-
няет пустоты и поры в почве и горных породах. Водяной пар может
перемещаться в пространстве от места к месту вследствие различной
упругости. Перемещение пара происходит в направлении от мест, где он
обладает большей упругостью, к месту с меньшей упругостью. Если
упругость водяного пара в свободном воздухе больше, чем в воздухе,
заполняющем поры почвы и горных пород, то он будет перемещаться из
воздуха в почву. Попадая в области низких температур, свойственных
почве и горным породам, водяной пар начинает конденсироваться (сгу-
щаться) и переходить в жидкое состояние, подобно тому, как образует-
ся роса при резкой смене температур дня и ночи. Так может накопиться
некоторое количество воды в породах, что имеет большое значение для
засушливых и пустынных районов.
/Накоплением влаги в почве конденсационным путем можно объяс-
нить то явление, что во многих случаяХ’~нёсмдтр'я н^“отсутствие дождей
в течение длительного периода,"посевы не' ыибнут, Ё это время почва с
поверхности сильно иссушается, но растения получают влагу, накопив-
шуюся конденсационным путем в более глубоких горизонтах, что и спо-
собствует сохранению их.
Конденсация протекает и в других климатических зонах — умерен-
ных и влЗЯПП^,~тГ'?~С1т^^ запасов подземных вод она
имеет подчиненное значение~в сравнешпГс*51нфильтрациёй атмосферных
осадков. Наряду с 5^денсациеи^водйыТ~параГ^С Ф. Лебедев всегда
отводил большую роль и процессам инфильтрации.
Седиментогенные подземные воды (лат. sedimen-
tum — осадок). Это воды морского генезиса, образовавшиеся в процес-
се накопления морских осадков и последующего их изменения.
Морская вода с растворенными в ней солями всегда пропитывает
иловые осадки, постоянно накапливающиеся на дне моря. В ходе про-
гибания земной коры и дальнейшего осадконакопления и диагенеза под
влиянием все увеличивающегося давления эта вода начинает выжи-
маться вверх. Это особенно имеет место в алеврито-глинистых осад-
ках. Благоприятные условия для формирования седиментогенных под-
земных вод создаются на большой глубине (несколько километров)
при захоронении их мощными водонепроницаемыми или слабо прони-
цаемыми слоями.
Вместе с тем в ходе геологического развития под влиянием различ-
ных факторов седиментогенные воды претерпевают значительные изме-
нения. Иногда происходит смешение их с водами других генетических
типов, или даже полное вытеснение их инфильтрационными водами.
«Ювенильные» (девственные) подземные воды.
Многие источники подземных вод в областях современной или недавней
вулканической де^ёльностй ПйбЭТВДЫОТЬр' обладают*" повышенной тем-
пературой и содержат в''растворе’ином' сбСТбйтайТгёобычпь1едл'япове'рх-
нСйетаы^ Для"" объяснения
происхождения таких' вод австрийским геологом’’^. Зюссом в 1902 г.
была выдвинута так называемая ювенильная теория. По его представ-
лениям, они могли образоваться из газообразных продуктов, выделяю-
щихся в изобилии из магмы при ее остывании. Попадая в области с
более низкими температурами, водяные пары начинают конденсиро-
185
ваться и переходить в капельножидкое состояние, образуя особый
генетический тип подземных вод.
Однако пары воды, выделившиеся из магмы па глубине, так же как
и другие газообразные компоненты, проникая вверх по разломам в зем-
ной коре, могут встречаться и смешиваться с обычными подземными
водами инфильтрационного происхождения и в таком случае поступают
на поверхность в смешанном виде. '
С другой стороны, инфильтрационные подземные воды при благо-
приятных условиях могут проникать на большую глубину, в область
более высоких температур, где они нагреваются, обогащаются раство-
ренными минеральными веществами и газами и существенно изменяют
свой первоначальный состав.
§ 4
КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Рис. 8.3. Схема залегания грун-
товой воды и соотношение ее с
• верховодкой:
I — зона аэрации; II— зона на-
сыщения водой (грунтовая вода);
III— водоупорное ложе; IV — зо-
на капиллярного поднятия; V —
верховодка; I — песок; 2 — водо-
насыщенпый песок; 3 — глина;
4 — тяжелый суглинок; 5 — источ-
ник; 6 — направление движения
грунтовых вод; 7 — зеркало, или
уровень, грунтовых вод
Подразделение подземных вод на ряд типов может быть осуществ-
лено по различным признакам: по происхождению, условиям залегания,
гидравлическим свойствам, химическому составу, возрасту и т. п.
Имеется много различных систем классификации.
Подразделение подземных вод по
их происхождению приведено выше
(см. § 3). По условиям залегания вы-
деляются три основных типа подзем-
ных вод: верховодка, грунтовые воды
и напорные ^ГеТкпласто1гып,~ и7ш Трте-
зианские, воды. Иногда выделяют меж-
пластовые~бёзнапорные воды.
Верховодка. К. верховодке отно-
сятся подземные воды, залегающие на
небольшой глубине от поверхности
земли в зоне аэрации. Отличие верхо-
водки от грунтовых вод в основном
заключается в том, что она распола-
гается выше них и, кроме того, огра-
ничена площадным распространением.
Это периодически существующие ло-
кальнб'ртзвитыё подземные воды, не
имеющие' регионально выдержанного
водоупора. Они накапливаются на по-
верхности небольших линз или пере-
межающихся слоев водонепроницае-
мых и полупроницаемых горных пород.
Таковы, например, линзы морен в
флювиогляциальных отложениях, погребенные почвенные горизонты в
лёссовидных суглинках, глинистые линзы в песчаном аллювии и т. п.
(рис. 8.3). Мощность верховодки (0,5—1, редко 2—3 jw) и ее уровень
подвержены значительным колебаниям, которые находятся в соответ-
ствии с климатическими изменениями. Наибольшей величины мощность
верховодки достигает весной или осенью. Часто, при малом количестве
осадков, верховодка совсем исчезает. Большое количество таких линз
верховодки можно наблюдать в степных районах юго-востока европей-
ской части СССР, где они обычно локализованы под степными блюд-
цами и другими понижениями рельефа, развитыми на поверхности лёс-
186
совидных суглинков. Местное население использует эту воду для водо-
снабжения.
Грунтовые воды. Грунтовые воды пользуются большим распростра-
нением. Это воды первого от поверхности постоянного водоносного гори-
зонта, залегающего на первом более или менее выдержанном водонепро-
ницаемом слое. Они могут накапливаться как в рыхлых пористых
антропогеновых и доантропогеновых породах, так и в трещиноватых
твердых горных породах. Отсутствие водоупорной кровли обусловливает
питание их на всей площади распространения, или, иначе, область пита-
ния грунтовых вод совпадает с областью их распространения.
В грунтовых водах следует различать верхнюю поверхность, или
зеркало грунтовых вод, и водоупорное ложе (водонепроницаемая
горная порода, подстилающая грунтовые воды) (см. рис. 8.3). Порода,
насыщенная водой, называется в о до нос н ы м слоем или водонос-
н ы м горизонтом. Мощность водоносного слоя — расстояние от зерка-
ла грунтовых вод до водоупорного ложа. Грунтовые воды по своим гид-
равлическим особенностям — безнапорные или обладающие небольшим
местным напором. Уровень грунтовых вод подвержен достаточно резким
колебаниям в зависимости от метеорологических условий. К зеркалу
грунтовых вод примыкает капиллярная кайма, в которой поры породы
лишь частично заполнены водой, поднимающейся по капиллярам.
Движение грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод редко бы-
вает горизонтальным. Часто оно повторяет, в несколько сглаженном виде,
рельеф поверхности и имеет четко выраженный наклон в сторону пони-
женных. мест. Происходит это вследствие того, что подземные воды
находятся в непрерывном движении. Они двигаются в виде грунтового
потока, подчиняясь силе тяжести, в направлении к оврагам, рекам, мо-
рям и другим понижениям рельефа, где происходит их разгрузка в виде
источников. Эти области называются о б л а с т я йд_ р.а З.Г р у з к и, или
облает я м..и__ддг.£.н.ИЛР в ai н и.я. Грунтовые воды движутся по порам
й'нешироким трещинам в виде отдельных топких струек, параллельных
друг другу. Такой вид движения называется ламинарным. Скорость
движения подземных вод зависит от водопроводимости горных пород, а
также от гидравлического уклона зеркала воды. Под уклоном пони-
мается отношение -у-, где h — превышение уровня воды в одной точке
над уровнем воды в другой; I — расстояние между двумя точками.
Уклон зеркала грунтовых вод называют также напорным гра-
диентом и обозначают буквой /. Действительная скорость движения
грунтовых вод в сравнении со скоростями течения рек относительно
невелика. В песках мелкозернистых и однородных скорости движения
воды при больших уклонах могут достигать 1—5 м/сут, в крупнозернис-
тых гравийных песках— 15—20 м/сут, а в галечниках и сильно трещи-
новатых закарстованных известняках 100 м/сут, а иногда значительно
больше.
Режим грунтовых вод. Уровень, количество и качество грун-
товых вод с течением времени меняется. Они чувствительно реагируют
на изменение внешних гидрометеорологических условий, будучи тесным
образом связаны с водным режимом Земли.
Основным ведущим фактором при этом являются климатические
условия и особенно количество атмосферных осадков. В многоводные
годы, когда атмосферных осадков выпадает много, уровень грунтовых
вод повышается, в маловодные годы, наоборот, понижается. Иногда
колебания уровня имеют резко выраженный сезонный характер и в тече-
ние года достигают нескольких метров. При этих колебаниях некоторые
187
$
слои пород периодически то заполняются водой, то осушаются. Таким
образом, на пространстве от поверхности Земли до водоупорного ложа
отчетливо выделяются 3 зоны: 1) зона аэрации, располагающаяся
над уровнем грунтовых вод, она не заполнена водой, и атмосферные
осадки через нее лишь просачиваются в нижележащие зоны; 2) зона
периодического насыщения водой, расположенная между
минимальным уровнем подземных вод, соответствующим засушливым
периодам, и наивысшим, устанавливающимся в многоводные периоды.
Рис. 8.4. Схема залегания и движения грунтовых вод в
междуречном массиве:
1 — песок; 2 — суглинок; 3 — минимальный уровень грун-
товых вод; 4 — максимальный уровень грунтовых вод
ES3' Е5»
Рис. 8.5. Различные случаи соотношения поверхностных и
грунтовых вод (по М. А. Вевиоровской):
А — зеркало грунтового потока наклонено к реке (обрат-
ное соотношение наблюдается только в период паводков);
Б — зеркало грунтового потока наклонено от реки, пита-
ние грунтовых вод происходит за счет инфильтрации реч-
ных вод; 1 — водопроницаемые породы; 2 — водонепрони-
цаемые породы; 3 — уровень грунтовых вод
Эта зона характеризуется периодическим смачиванием и осушением;
3) зона полного насыщения между наинизшим уровнем грун-
товых вод и водоупорным ложем (рис. 8.4). Вместе с изменением уровня
грунтовых вод изменяется дебит источников и химический состав воды.
В природных условиях наблюдается гидравлическая связь грунто-
вых вод с поверхностными водотоками, или водоемами (реками, озера-
ми, и т. п.).
В районах с влажным и умеренным климатом реки как правило
дренируют грунтовые воды, зеркало которых наклонено к реке. Однако
соотношение уровней грунтовых и речных вод изменяется в разное
188
время года. Во время паводков в реке, когда уровень воды в ней резко
повышается, происходит поднятие уровня грунтовых вод в прибрежной
полосе и возникает обратный уклон его (от реки) (рис. 8.5, А). При
спаде уровня паводковых вод уровень грунтовых вод в прибрежной по-
лосе также снижается и в конце концов приобретает свой обычный
уклон.
В районах с засушливым климатом часто наблюдается обратная
картина, уровень грунтовых вод понижается от реки и, следовательно,
питание их происходит речны-
ми водами (рис. 8.5, Б). Это
имеет место у рек Амударьи и
Сырдарьи и других, получаю-
щих основное питание от тая-
ния ледников и снега в горах.
При пересечении ими пустын-
ных пространств, они теряюг
часть своего расхода на пита-
ние подземных вод. Следует
отметить, что в настоящее вре-
мя для многих районов факто-
тие. 8.6. Схема залегания межпластовых
ненапорных вод:
1 — водонепроницаемые породы; 2 — водо-
проницаемые породы; 3 — грунтовые воды;
4 — межпластовые воды; 5 — область пита-
ния; 6 — источник
ром, оказывающим существен-
ное влияние на режим грунто-
вых вод, является хозяйствен-
ная деятельность человека
(отбор воды для водоснабже-
ния промышленных предприя-
тий и населенных пунктов,
мелиоративные мероприятия, гидротехническое строительство и т. п.).
Изменение режима грунтовых вод имеет большое практическое
значение при решении ряда народнохозяйственных задач, поэтому изу-
чению его уделяется огромное внимание. При решении вопроса о водо-
снабжении какого-либо населенного пункта необходимо учитывать наи-
более низкое положение уровня грунтовых вод, ниже которого и следует
закладывать эксплуатационные скважины и колодцы. Иначе нужно
подходить к оценке изменения уровня грунтовых вод при строительстве
различного рода сооружений. Здесь особое значение приобретает пра-
вильная оценка возможных повышений уровня. Всякое заключение о
влиянии грунтовых вод на фундаменты сооружений должно учитывать
сведения о наиболее высоком стоянии грунтовых вод для данной мест-
ности. При устройстве различных водохранилищ необходимо учиты-
вать величину подпора грунтовых вод в берегах и его влияние на раз-
личные сооружения. В комплекс исследований подземных вод неотъем-
лемой частью входит изучение их режима во времени. Исследования
сводятся к длительным (многолетним) стационарным наблюдениям
над уровнем грунтовых вод, их температурой, химическим составом, над
количеством выпадающих атмосферных осадков и температурой воздуха
и над изменением уровня воды в поверхностных водоемах и реках, с
которыми обычно связаны грунтовые воды. В настоящее время в раз-
личных районах СССР организованы и работают специальные государ-
ственные режимные гидрогеологические станции и, кроме того, сущест-
вует много ведомственных станций.
Безнапорные межпластовые воды. Помимо грунтовых вод иногда
выделяются безнапорные меж пластовые воды, отличаю-
щиеся от грунтовых вод тем, что находятся между двумя выдержанны-
ми водоупорными пластами (рис. 8.6). Питание их происходит не на
189
всей площади распространения водоносного слоя, а только в месте вы-
хода его на поверхность (а). Обычно такие воды развиты в условиях
расчлененного рельефа и залегают выше базиса эрозии (местной гидро-
графической сети). Они не заполняют полностью водоносного слоя, не
Рис. 8.7. Схема залегания артезианских вод:
1—область питания; 2—водоносный слой; 5 — водонепроницаемые слои; 4 —
самоизливающийся колодец; 5 — колодец, в котором напорная вода не изли-
вается; б — пьезометрический уровень напорных вод (рис. Н. П. Костенко)
имеют соприкосновения с водонепроницаемой кровлей и характеризуют-
ся свободной ненапорной поверхностью. На береговых склонах оврагов
Рис. 8.8. Разрез артезианского бассейна
при мульдообразном (/) и моноклинальном
(//) залегании пород:
а — область питания; б — область напора;
в — область разгрузки; М — мощность арте-
зианского горизонта, Hi и Н2 — величины
иапора; 1 — водоносные породы; 2 — водо-
непроницаемые породы; 3 — пьезометриче-
ский уровень. Стрелками показано направ-
ление движения артезианских вод
и рек часто образуются источ-
ники, или родники, при вскры-
тии контакта водоносных и во-
доупорных пород. Таким обра-
зом, межпластовые воды явля-
ются проточными и по услови-
ям передвижения аналогичны
грунтовым нисходящим водам,
подчиняющимся законам силы
тяжести.
Напорные, или артезиан-
ские, межпластовые воды.
К напорным водам относятся
воды, залегающие между дву-
мя водонепроницаемыми плас-
тами горных пород ниже бази-
са эрозии.
Артезианские воды полу-
чили свое название от провин-
ции Артуа (фр. artesien) во
Франции, которая в древности
называлась Артезия. Там впер-
вые в Европе в 1226 г. при
помощи трубчатых колодцев
получена самоизливающаяся
подземная вода.
Наиболее благоприятные
условия для формирования напорных вод создаются в пределах раз-
личных прогибов земной коры, а также при моноклинальном залегании
горных пород. В первом случае (рис. 8.7, 8.8, I) водоносные слои изогну-
ты в виде мульды или чаши. Областью питания подземных вод являет-
190
ся место выхода водоносного слоя на поверхность. Атмосферные воды,
поступая в водопроницаемые слои путем инфильтрации или инфлюации
(лат. influo — втекаю), движутся к центральным частям мульды и за-
полняют весь водоносный слой, находясь под гидростатическим давле-
нием. Если выкопать колодцы или пробурить скважины до водоносного
слоя, то подземная вода после ее вскрытия поднимется на значительную
высоту. В колодцах, заложенных на более низких по рельефу участ-
ках, вода будет самоизливаться на поверхность, или, как принято
говорить, фонтанировать (колодец 4 на рис. 8.7), в других же остано-
вится на какой-то глубине от поверхности (колодец 5). Подъем воды
в колодцах бывает различный и зависит от высоты расположения об-
ластей питания. Плоскость, проходящая через области питания (с уче-
том потери части напора при движении подземных вод), определяет
высоту напора воды в данном месте. Этот напорный уровень называют
пьезометрическим уровнем, выше которого вода не может
подняться. Пьезометрический уровень обычно выражают в абсолютных
отметках по отношению к уровню моря.
В ряде геологических структур, заключающих артезианские воды,
выходы водоносного слоя на поверхность расположены на различной
гипсометрической высоте. В этом случае отдельные части структуры
характеризуются различными гидрогеологическими условиями. Fla пло-
щади более высоког выхода на поверхности водоносного слоя происходит
питание напорных вод (область питания), на площади более низкого
выхода слоя напорные воды выходят в виде источников, т. е. разгру-
жаются (область разгрузки). Площадь, расположенная между областя-
ми питания и разгрузки, называется областью напора (рис. 8.8, /).
Подземная вода может оказаться под гидростатическим напором и
при моноклинальном, или односклонном, залегании пород, особенно
в условиях частой смены пород (рис. 8.8, II), т. е. смены водопроницае-
мых пород водонепроницаемыми. Вода, поступившая из области пита-
ния в водопроницаемые породы, постепенно передвигается по падению
слоя и, наконец, достигает глин, не находя далее выхода. Происходит
накопление ее в водоносном слое и она оказывается под гидростати-
ческим давлением. Если вскрыть воду колодцем, то она будет обладать
напором и поднимется примерно до высоты питания. Подобные же
скопления напорных вод возможны в районах тектонических сбросов,
когда по линии сместителя водоносные слои оказываются в контакте
с водонепроницаемыми породами.
При чередовании водопроницаемых и водонепроницаемых пород,
или пород разной проницаемости, в таких структурах могут находиться
несколько напорных водоносных горизонтов.
Рассмотренное формирование подземных вод вследствие инфильт-
рации имеет особенно важное значение в верхних напорных водоносных
горизонтах, где наблюдается активный водообмен. К этим горизонтам
обычно приурочены подземные воды, пресные или слабо солоноватые.
В то же время в глубоких водоносных горизонтах напорные воды
всегда соленые, нередко рассолы. А. А. Карцев (1969), Н. Г. Киссин
(1967) и другие исследователи отмечают в этих условиях большую роль
седиментогенных вод в питании крупных бассейнов напорных вод. По их
представлениям, в местах наибольшего прогибания земной коры питание
напорных вод происходит путем выжимания седиментационных вод из
алеврито-глинистых отложений под действием геостатического давле-
ния, созданного нагрузкой накапливающихся выше отложений. Под
давлением глинистые породы испытывают значительное уплотнение и
191
вода, присутствующая в них, выжимается в водопроницаемые слои
(пески и др.), уплотнение которых незначительно.
Артезианские бассейны. Геологические структуры более
или менее значительных размеров, содержащие в себе напорные меж-
пластовые воды, называют артезианскими бассейнами. Обыч-
но они содержат большие запасы воды, которая широко используется в
городах для питьевых и технических целей. В ряде крупных городов
напорные воды являются одним из основных источников водоснабже-
ния. На территории СССР имеется несколько обширных артезианских
бассейнов, приуроченных к мульдообразным или чашеобразным проги-
Рис. 8.9. Схематический разрез Днепровско-Донецкого артезианского бас-
сейна (по К. И. Макову):
1 — песок; 2— глина; 3 — мел и мергель; 4 — глина с песком; 5 — кри-
сталлические породы
бам земной коры, а также к моноклиналям, в которых водопроницае-
мые и водонепроницаемые слои чередуются друг с другом.
Наиболее известным и имеющим огромное зна^ ние в водоснабже-
нии городов и селений центральной части европейской . территории
Союза являются Московский артезианский бассейн. На-
порные воды приурочены здесь к трещиноватым, местами закарстован-
ным известнякам и доломитам каменноугольного возраста. Общая
мощность каменноугольных отложений в центральной части Москов-
ской впадины достигает 150—320 м, а в северо-восточной части — 400 м.
Напорные воды приурочены здесь к отложениям всех трех отделов —
нижнекаменноугольному, среднекаменноугольному и верхнекаменно-
угольному — и образуют несколько водоносных комплексов, изолирован-
ных друг от друга глинистыми слоями. Напорные воды этих горизонтов
отличаются хорошими качествами и широко используются в ряде мест
и в самой Москве для питьевого и промышленного водоснабжения.
Области питания этих водоносных горизонтов располагаются на западе,
юго-западе, юге и востоке артезианского бассейна.
В более глубоких слоях девонских отложений Московского арте-
зианского бассейна также есть напорные воды, но они отличаются
большой минерализацией (содержат много растворенных солей) и для
питьевого водоснабжения мало пригодны.
Другим примером является артезианский бассейн, приуроченный к
Днепровско-Донецкой (или Северо-Украинской) мульде, представляю-
• 192
щей собой впадину, вытянутую в западно-северо-западном направлении
и заполненную породами юрской, меловой и палеогеновой систем
(рис. 8.9). В центральной части впадины наблюдается несколько на-
порных водоносных горизонтов, приуроченных к юрским пескам, к
альб-сеноманским пескам, к мергельно-меловой толще верхнего мела,
и два водоносных горизонта в песках палеогена. Область питания
бассейна располагается на приподнятых северной и северо-восточной
окраинах его, а область разгрузки — в долине Днепра. Исключительно
благоприятные условия питания и движения подземных вод этого бас-
сейна обусловливают большие ресурсы их и хорошее качество. Они
используются для водоснабжения многих населенных пунктов, в числе
которых находятся такие крупные города Украины, как Киев, Харьков,
Полтава.
§ 5
источники
Естественный выход подземных вод на поверхность называется
источником (ключ, родник). Источники чаще всего приурочены к
долинам рек, балок, оврагов, прорезающих водоносные горизонты, и к
берегам морей. Ус^уэвия естественных выходов подземных вод различны
и зависят от состава водовмещающих пород (пористые или трещинова-
тые), от степени обнаженности склона реки или оврага, от условий
залегания горных пород и других факторов. Вода может спокойно сте-
кать в виде отдельных струй на контакте с водоупорным слоем, иногда
на достаточно широкой площади (чаще всего в пористых породах).
В отдельных местах она вытекает в виде одной достаточно мощной
струи (в пористых и особенно в трещиноватых породах) и, наконец,
местами выходит в виде бьющей вверх сильной струи. Иногда подобные
источники выходят на дне морей. Такие источники называются суб-
маринными (лат. marinus — морской).
Если склоны долины реки или оврага покрыты слоем делювиаль-
ных суглинков, то последние препятствуют сосредоточенным выходам
источников и вода прокладывает себе путь под суглинком. В случае
небольшой мощности покровного слоя грунтовая вода постепенно сма-
чивает его. В результате по склону наблюдается сильное увлажнение
на значительном протяжении и часто происходит заболачивание.
Источники, питаемые верховодкой и грунтовыми водами, называют
нисходящими, а источники, питаемые напорными водами, — вос-
ходящими. Наибольшим колебаниям подвержены нисходящие
источники, питаемые верховодкой, которые временами совсем исчезают.
Нисходящие источники грунтовых вод более постоянны, хотя их дебит
и качество также подвержены изменениям в зависимости от гидро-
метеорологических условий, изменяющихся по сезонам года.
По водообильности источники характеризуются большим разнооб-
разием, что связано с условиями питания, а также со степенью водо-
проницаемости водовмещающих пород; наибольшей водообильностыо
отличаются источники, выходящие из слоев крупнозернистых песков,
галечников и сильно трещиноватых закарстованных известняков. Кар-
стовые источники, вытекающие из пещер и других карстовых каналов,
бывают местами настолько мощны, что могут дать начало ручьям и
даже рекам. Такие источники развиты на Крымской яйле, на Кавказе,
в Ленинградской области и некоторых других местах нашей страны.
13 Общая геология
193
Восходящие источники представляют собой естественные выходы
напорных вод. Они характеризуются более или менее постоянным ре-
жимом, т. е. постоянным напором, дебитом, химическим составом, тем-
пературой. Выходы их приурочены к областям разгрузки артезианских
бассейнов и часто связаны с зонами тектонических разрывов.
Изучение источников подземных вод и их режима (изменение деби-
та и качества во времени) имеет огромное значение, так как позволяет
судить о балансе подземных вод на том или ином участке. Баланс
подземных вод обусловливается притоком (питанием) и расходом
воды. Приток осуществляется путем: 1) инфильтрации атмосферных
осадков; 2) конденсации паров и просачивания конденсационной воды
в глубину; 3) просачиванля воды рек и поверхностных водоемов;
4) поступления седиментационных вод в глубокие артезианские водонос-
ные горизонты.
Расход выражается: 1) в выходе источников подземных вод на по-
верхность земли; 2) в подземном питании открытых водоемов рек; 3) в
испарении поднимающейся по капиллярам воды; 4) в испарении через
транспирацию 1 растениями; 5) в искусственном извлечении воды чело-
веком.
При определении баланса подземных вод все указанные элементы
притока и расхода должны быть учтены.
§ 6
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Природные воды характеризуются большой растворяющей способ-
ностью. Даже дождевая вода не является идеально чистой, так как она
из облаков до поверхности Земли поглощает взвешенную в воздухе
пыль и газы воздуха и выпадает до некоторой степени уже минерали-
зованной. Тем более это относится к подземным водам. Протекая по
разнообразным горным породам, они взаимодействуют с окружающей
средой и изменяют свои свойства и состав. Происходит процесс выщела-
чивания некоторых горных пород или включений в них и обогащение
минеральными солями подземных вод. Кроме того, формирование
химического состава подземных вод связано с условиям^ их происхож-
дения (морские, инфильтрационные, ювенильные и т. д^) и последующи-
ми процессами, их изменяющими.
По количеству растворенных веществ природные воды разнообраз-
ны и изменяются: от ультрапресных вод (с содержанием в растворе
различных элементов в долях процента) до рассолов с полной насыщен-
ностью. Общее содержание растворенных в подземных водах веществ
принято называть общей минерализацией воды и выражать в
г/л или в мг)л.
В. И. Вернадский подразделял все природные воды с точки зрения
общей минерализации на четыре больших класса:
1. Пресные, с общей минерализацией до 1 г/л.
2. Солоноватые, с общей минерализацией, от 1 до 10 г/л.
3. Соленые, с общей минерализацией от 10 до 50 г/л.
4. Рассолы (очень сильно минерализованные воды), с общей мине-
рализацией свыше 50 г/л (300 и более г/л). Максимальная величина
минерализации, достигающая 500—600 г/л, встречена в последнее время
в Иркутском бассейне.
1 Транспирация — физиологический процесс испарения воды живыми растениями.
194
Приведенная классификация указывает на значительные изменения
в минерализации воды — от десятков миллиграммов до сотен граммов
на 1 литр воды. В последующем А. М. Овчинниковым и другими иссле-
дователями дано более дробное подразделение подземных вод по их
минерализации (табл. 8.1). Для питьевых целей наилучшими водами
Таблица 8.1
Общая минерализация и химический состав подземных вод
(по А. М. Овчинникову)
Характеристика вод Общая минерали- зация, г/л Химический состав По В. И. Вер- надскому
Ультрапресные Пресные Воды с относительно повы- шенной минерализацией Солоноватые Соленые Воды повышенной солености Воды, переходные к рассолам Рассолы <0,2 1 0,2—0,5 f 0,5—1 1 -3 3—10 10—35 35—50 50—400 (500) Обычно гидрокарбонат- ные Гидрокарбонатно-суль- фатные Сульфатно-хлоридные Преимущественно хло- ’ ридные Хлсридные ; Пресные Солоноватые Соленые Рассолы
являются пресные, с минерализацией до 1 г/л; при необходимости мож-
но употреблять и слабо-солоноватые воды с общей минерализацией до
2—3 г/л. Воды с большей минерализа-
цией для водоснабжения практически
непригодны.
В подземных водах содержатся
различные химические элементы, но
подавляющее большинство их — в нич-
тожных количествах. Наиболее рас-
пространены ионы Cl~, SO42~, НСО3~,
Na+, Са2+, Mg2+, иногда в заметных
количествах NH4+, К+, Fe2+ и Мп2+, а
из газов СО2, О2, реже H2S, N2.
Различные сочетания первых основ-
ных шести элементов и определяют
основные свойства подземной воды
(рис. 8.10) — щелочность, соленость и
жесткость.
Так, например, при значительной
концентрации ионов Na+ и СИ вода
приобретает соленый вкус, а при боль-
шом содержании ионов Na+ и НСО3~
Рис. 8.10. Сочетания различных
элементов, обусловливающих ос-
новные свойства воды
приобретает щелочные свойства.
Классификация подземных вод по
химическому составу в большинстве
случаев производится по преобладаю-
щим анионам и катионам. Так, выделяются следующие наиболее рас-
пространенные классы: 1) г и д р о к ар б о н а т н ы е воды (НСО3~>
>25 экв-%); 2) сульфатные воды (SO4~>25 экв-%); 3) хло-
рид н ы е воды (С1~>25 экв-%); 4) воды сложного состава —
хлоридно-гидрокарбонатные, сульфатно-гидрокарбонатные, хлоридно-
сульфатные и другие еще более сложного состава. По соотношению
13*
195
с катионами каждый из них может быть натриевым, или кальциевым,
или магниевым, или смешанным — кальциево-магниевым, натриево-
кальциевым и др. Это хорошо выражено в классификации, предложен-
ной С. А. Щукаревым и в последующем видоизмененной Н. Н. Славя-
новым (табл. 8.2).
Таблица 8.2
Классификация подземных вод по химическому составу
Катионы Анионы Ca2+ Ca2+, Mg2+ Mg2+ Na+, Ca2+ Na+, Ca2+- Mg2+ Na+, Mg2+ Na+
НС07 1 2 3 4 5 6 7
нсо^, so|~ 8 9 10 11 12 13 14
нсо^, so^~, С1~ 15 16 17 18 19 20 21
нсо~, сг* 22 23 24 25 26 27 28
SO^- 29 30 31 32 33 34 35
SO?-, Cl~ 36 37 38 39 40 41 42
Cl- 43 44 45 46 47 48 49
Каждый анион или группа анионов (указанных по вертикали) может
образовывать с отдельными катионами или группой катионов (указан-
ных по горизонтали) различные сочетания. Цифрами в таблице обозна-
чены типы вод, соответствующие различным сочетаниям анионов и
катионов. Например: к 1-му типу будут относиться гидрокарбонатно-
кальциевые воды, ко 2-му — гидрокарбонатно-кальциево-магниевые, к
8-му — гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевые, к 49-му — хлоридно-
натриевые.
Как видно из табл. 8.2, отчетливо проявляется закономерность из-
менения химического состава вод с увеличением их минерализации от
гидрокарбонатных к хлоридным.
В ряде артезианских бассейнов наблюдается хорошо выраженная
вертикальная зональность. В верхних водоносных горизонтах развиты
гидрокарбонатные воды, йиже смешанные и далее сульфатные, а еще
ниже высокоминерализованные хлоридные. Существуют и другие клас-
сификации подземных вод (Алекин, 1970), в которых учитывается не
только деление по преобладающим анионам и катионам, но и соотно-
шение между ними.
§ 7
МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
Обычно минеральными водами называют такие воды, которые ис-
пользуются для лечебных целей и обладают определенными физико-
химическими свойствами, оказывающими особое физиологическое воз-
действие на организм человека. Целебные свойства этих вод обуслов-
ливаются общей минерализацией, газовым составом и наличием в них
специфических различных компонентов: железа, мышьяка, радия, брома,
йода, углекислоты, радона и т. п., относительно редко встречающихся
в обычных подземных водах. Кроме того, для многих минеральных
источников характерна повышенная температура, необычная для
подземных вод поверхностной зоны.
196
По температурным признакам минеральные воды некоторыми ис-
следователями подразделяются на: 1) холодные, с температурой менее
20°; 2) теплые —от 20 до 37°; 3) горячие —от 37 до 42° и 4) очень
горячие, с температурой выше 42°. В. В. Иванов (1964) предлагает
температурную границу 37° снизить до 35°, принимая во внимание, что
последняя близка к средней температуре человеческого тела.
Наиболее известными типами минеральных вод являются:
1. Углекислые воды, газирующие углекислотой, характери-
зуются большим разнообразием ионного состава. К ним относятся
холодные нарзаны Кисловодска, горячие углекислые воды типа сла-
вяновской (Железноводск), Карловы Вары (ЧССР), Истису (Азер-
байджан), Джермук (Армения) и др. Образование углекислых мине-
ральных вод, по-видимому, в значительной части связано с глубинными
процессами — термометаморфизмом и магматизмом. Так, например,
наиболее крупные углекислые источники в своем распространении
тяготеют к районам развития молодых интрузий. Есть предположение,
что в контактных зонах этих интрузий при высоких температурах
(около 400°) происходит метаморфизация карбонатных пород с выделе-
нием большого количества COz- Поднимаясь отсюда по тектоническим
трещинам, углекислый газ насыщает подземные воды верхних зон
земной коры.
2. Сульфидные (сероводородные) воды. Среди них
В. В. Иванов (1964) выделяет несколько типов по условиям их форми-
рования: а) азотные сульфидные воды, генетически связанные с торфя-
ными четвертичными образованиями. Примером этого типа являются
сульфидные воды Кемери; б) метановые сульфидные воды, формирую-
щиеся в глубоких частях артезианских бассейнов, генетически связан-
ные с битуминозными и нефтеносными отложениями. Это преимущест-
венно хлоридные или гидрокарбонатно-хлоридные воды, в которых
содержание H2S в несколько раз больше первого типа. Такие сульфид-
ные воды имеют наибольшее распространение. К ним относятся воды
Мацесты, Талги на Кавказе, Усть-Качкинские в Приуралье и многие
другие.
3. Радиоактивные (обогащенные радоном) воды форми-
руются в различных условиях. Главным образом они связаны с кислыми
интрузивными горными породами, богатыми радиоактивными элемен-
тами (уран, торий и др.) и продуктами их разрушения. Среди них
распространены: а) холодные радоновые воды в корах выветривания;
б) термальные радоновые воды, приуроченные к глубоким тектониче-
ским трещинам в кислых магматических породах (гранитах и др.).
Хорошо известны курорты Цхалтубо на Кавказе и Белокуриха в Алтай-
ском крае, основанные на использовании радоновых вод.
Если обратимся к распределению минеральных вод на территории
Советского Союза, то увидим изобилие минеральных источников в
районах молодых гор, сформированных главным образом в палеоген-
неогеновое и частично антропогеновое время, в которых тектонические
движения продолжаются и по настоящее время. К таким районам отно-
сятся Кавказ, Закавказье, Памир, Камчатка, Курильские острова и др.
В некоторых из них (Камчатка, Курильские острова) и поныне происхо-
дит интенсивная вулканическая деятельность, в других же (Кавказ
и др.) она проявлялась совсем недавно. Горообразовательные движения
в этих районах вызвали образование разломов и крупных тектониче-
ских трещин.
Такая закономерность распределения большинства минеральных
источников не является случайной. Некоторые из них несомненно свя-
197
заны с более глубокими частями земной коры, откуда они получают
газовые компоненты и тепло.
§ 8
КАРСТ
Вода, как было сказано выше, является одним из главных факторов
химического выветривания горных пород. При своем движении подзем-
ные воды и связанные с ними просачивающиеся в глубину поверхност-
ные воды производят сложную геологическую работу. Прежде всего
следует отметить широко распространенные карстовые явления.
Под карстом следует понимать процесс выщелачивания
растворимых трещиноватых горных пород движущимися подземными
и поверхностными водами, которые вызывают образование специфиче-
ских и разнообразных замкнутых впадин на поверхности земли, пещер
и каналов в глубине. Слово «карст» происходит от названия известня-
кового плато Карста близ Триеста (на северном побережье Адриатиче-
ского моря), где указанные явления наиболее типично развиты и
раньше всего были изучены.
К числу растворимых пород относятся каменная соль, гипс, анги-
дрит, известняк, доломит, отчасти мергель, в которых и наблюдается
развитие интенсивных карстовых процессов. Наибольшей раствори-
мостью обладает каменная соль (NaCl), меньшей — карбонатные поро-
ды, известняки и доломиты. В зависимости от состава растворимых
пород различают со л я но й карст, гипсовый, карбонатный.
Как уже отмечалось, подземные воды всегда обогащены тем или
иным количеством растворенных солей и газов. Следовательно, на
горные породы воздействует не химически чистая вода, а сложный
раствор с беспрерывно меняющейся концентрацией солей в нем. Нахож-
дение же в природных водах различных солей и углекислоты сущест-
венным образом влияет на растворимость горных пород. Вода, насы-
щенная углекислотой, растворяет известняки и доломиты во много раз
больше, чем химически чистая вода. Присутствие же в подземных водах
NaCl повышает растворимость гипса в 2,5—3,5 раза (в зависимости от
количества NaCl), а наличие сернокислого магния понижает раствори-
мость его до нуля, и т. п.
Взаимодействие сложных природных растворов, какими являются
подземные и поверхностные воды, с растворимыми трещиноватыми
горными породами и приводит к образованию различных карстовых
форм. На территории СССР и за рубежом наибольшим площадным
распространением отличаются карбонатные породы — известняки и до-
ломиты, в то время как гипс и каменная соль занимают меньше прост-
ранства и часто образуют отдельные линзы и прослои среди пород
глинистого состава. Вследствие этого карстовые процессы лучше всего
изучены в мощных толщах известняка и доломита. Карст во всем его
многообразии проявляется в южных районах нашей страны, в Крыму
и в отдельных местах на Кавказе. Типичный карстовый ландшафт осо-
бенно хорошо выражен на поверхности обнаженных известняков в пре-
делах главной гряды Крымских гор (Крымские яйлы).
Поверхностные карстовые формы. Карры являются одной из форм
карстового рельефа, развивающегося на поверхности растворимых гор-
ных пород. Они представляют собой углубления, напоминающие глубо-
кие борозды, небольшие канавки, щели, дыры и т. п. глубиной от не-
скольких сантиметров до 1 и редко 2 м. Они протягиваются то более
198
I
Рис. 8.11. Карры
Рис. 8.12. Карстовая воронка
I
или менее параллельно друг другу, совпадая с направлением уклона
поверхности, которая представляется как бы изборожденной гигантской
бороной, то располагаются совершенно неправильно, ветвятся и часто
сливаются друг с другом (рис. 8.11). Происхождение их связано глав-
ным образом с растворяющим воздействием атмосферных вод на породы
в краях трещин, рассекающих массивы. Но в выработке карров в преде-
лах крутых склонов принимает участие и размыв. Просачиваясь при
своем движении по трещинам, вода постепенно растворяет, корродирует
и уносит отдельные частицы известняка, расширяя трещины. Таким
образом, вода, обладая способностью проникать в тончайшие поры и
трещины, проводит свою медленную, но верную разрушительную работу
и превращает их в широкие зияющие щели и углубления.
Вся эта совокупность углублений и называется каррами, а поверх-
ность растворимых пород, покрытая каррами, — карров ы ми пол я -
м и. Карры могут образоваться и в прибрежной зоне моря, особенно
это относится к рифовым образованиям морских побережий. Наряду с
атмосферными водами здесь имеют существенное значение морские
соленые воды. По-видимому, образованию подводных карр в море спо-
собствует углекислота, образующаяся при разложении органического
вещества (рифостроящих организмов).
П о н о р ы. Карстовые процессы не заканчиваются на образовании
карров. Наоборот, карры можно рассматривать как элементарные,
самые простые формы рельефа. Понорами называют вертикальные или
наклонные отверстия, поглощающие поверхностную воду. Они разви-
ваются в местах пересечения и развития крупных трещин, уходящих в
глубь карстовых массивов и представляющих собой наиболее легкие
пути циркуляции воды. Образовавшиеся на этом месте ложбинки растут
более свободно в глубину и ширину и постепенно превращаются в водо-
сборные каналы, поглощающие и отводящие воду с поверхности земли.
Собственно поноры встречаются относительно редко, чаще всего они
находятся в сочетании с другими карстовыми формами.
Ниши. На выходах растворимых горных пород на крутых склонах
часто наблюдаются различных размеров карстовые ниши. Они образуют-
ся при растворении пород атмосферными осадками (дождевыми и сне-
говыми водами), стекающими в большом количестве по обнаженному
склону, и при процессах физического выветривания. Местами ниши об-
разуются в результате выщелачивания подземными водами, вытекаю-
щими по склону. Чаще всего выработка ниш связана с трещинами на-
пластования.
Воронки являются наиболее распространенными карстовыми
формами. Они встречаются в громадных количествах в разнообразных
климатических зонах — на побережье Средиземного и Черного морей,
в районе Ленинградской и Архангельской областей, в районе Ангаро-
Енисейского бассейна и в районах Дальнего Востока и Урала. Карсто-
вые воронки имеют различную форму — они встречаются то в виде на-
стоящих воронок с довольно крутыми склонами, то чаш или блюдец с
пологими склонами и небольшой глубиной (рис. 8.12). Диаметр подав-
ляющего большинства воронок изменяется от 1 до 50 м и лишь у неко-
торых достигает 100 м и более. Глубина их редко превышает 15—20 м.
Часто на дне карстовых воронок наблюдаются поноры — отверстия, ко-
торые уводят собирающиеся в воронке поверхностные воды в глубину.
В сильно закарстованных районах воронки, буквально как оспины,
покрывают всю поверхность земли. Так, например, на отдельных участ-
ках Крымской яйлы на площади в 1 км2 находится до 50 и даже до
80 воронок, а на западном склоне Урала, в районе Кизеловского камен-
200
ноугольного бассейна, — от 30 до 120 воронок на ту же площадь. Среди
них по особенностям развития выделяются 2 основных типа (Гвоздец-
кий, 1954; Соколов, 1962): 1. Воронки поверхностного вы-
щелачивания, образование которых связано с растворяющим воз-
действием дождевых и снеговых вод, приводящим к постепенному
углублению и расширению трещин. Росту этих воронок помогает раз-
мывающая деятельность поверхностных вод.
2. Провальные воронки распространены как в пределах
различных растворимых пород, так и в районах, где растворимые поро-
ды покрыты достаточно мощной песчано-глинистой толщей. Они обра-
зуются в результате обрушения сводов подземных карстовых полостей.
Карстовый процесс в этих условиях сосредоточивается в глубине, где
вырабатываются различные полости— пещеры, своды которых до опре-
деленного момента держатся ненарушенными. Последующее развитие
пещер может привести к нарушению равновесия земляных масс в своде
и образованию провалов, иногда значительных размеров. Такие карсто-
вые воронки провального происхождения развиты на площади Туль-
ской, Ивановской, Ленинградской и Пермской областей, в пределах
Татарии, на Урале и в других местах.
Карстовые воронки на поверхности земли то вытянуты в цепочку,
то группируются в виде отдельных неправильных групп. Линейное
расположение воронок связано главным образом с наличием крупных
тектонических трещин, по линиям которых и протекали с наибольшей
интенсивностью карстовые процессы. Иногда такая цепь карстовых
воронок располагается над подземной пещерой или на контакте раство-
римых пород с нерастворимыми.
Процессы растворения и эрозия при линейном расположении воро-
нок могут привести к образованию карстово-эрозионных оврагов.
Карстовые котловины и полья. Дальнейшее развитие
карстовых процессов приводит к образованию более сложных крупных
карстовых форм — котловин и польев, достигающих иногда значитель-
ных размеров. Площадь наиболее крупных польев измеряется сотнями
квадратных километров. Так, например, площадь Ливоньского полья в
Югославии составляет около 379 км2. В СССР к таким крупным карсто-
вым формам относятся котловины Бештекне в юрских известняках
Крыма, а также котловина в эоценовых известняках Кавказа и др.
Крупные полья и котловины приурочены к горным районам и обна-
руживают тесную связь с тектоническими особенностями их — простира-
нием структур и разрывными нарушениями. Направление котловин и
польев определяется структурой, а последующее развитие связано с
выщелачиванием и эрозией. Некоторые котловины возможно образова-
лись путем обрушения кровли над крупными карстовыми полостями.
И, наконец, относительно небольшие котловины могли образоваться
путем расширения и слияния многих карстовых воронок.
В днищах котловин и польев наблюдаются местами воронки с поко-
рами, поглощающие воду (рис. 8.13, а, б), есть полья, периодически за-
полняющиеся водой, а некоторые превращены в крупные озера.
Карстовые колодцы и шахты представляют собой
карстовые формы, уходящие в глубину на десятки и сотни метров и
являющиеся как бы переходными от поверхностных к подземным фор-
мам. Г. А. Максимович к карстовым колодцам относит вертикальные
каналы глубиной до 20—30 м и шириной более метра, а более глубокие
формы, достигающие глубины в несколько десятков и сотен метров,
называет естественными (карстовыми) шахтами. Иногда глубокие
карстовые шахты, расширяясь вследствие интенсивного выщелачивания
201
и размыва поверхностными водами и обрушения, приобретают вид
грандиозных пропастей. Образование некоторых естественных шахт
и карстовых воронок местами, возможно, связано с мощными восходя-
щими источниками подзем-
ных артезианских вод. В ка-
честве примера подобной
шахты, заполненной водой,
приводится Н. А. Гвоздец-
ким котловина оз. Церик-
Кель, глубиной 258 м.
Исчезающие реки.
С карстовыми процессами
связано полное или частич-
ное поглощение поверхност-
ного стока рек. Исчезающие
реки имеются в различных
районах и климатических
зонах. С давнего времени
известно, что воды верхнего
течения Дуная у г. Иммен-
дингена поглощаются поно-
рами в таком количестве,
что летом, когда река бед-
на водой, русло ее на неко-
тором расстоянии остается
сухим. Опытами, проведен-
ными в этом районе, уста-
новлено, что Дунай течет
Рис. 8.13. а. Карстовая вороика в котловине Бештекне (по А. А. Крубе-
ру). б. Карстовая котловина на Ай-Петри
под землей по карстовым каналам на протяжении 12,5 км, после чего
выходит на поверхность в виде мощного источника, дающего начало
реке.
202
В Крыму А А. Крубером описана р. Сууксу. По поверхности она
•ечет 4 км, затем исчезает под землей и выходит вновь из пещеры
Хдранлыкхоба. Там же другая река, Узень, начинаясь под названием
Сууксу у юго-восточной окраины Байдарской долины, вскоре исчезает
под землей, и далее вниз по течению следует усеянное щебнем и галь-
кой сухое русло. Вновь появляются воды этой реки, под названием
р. Черной, в виде сильного источника, расположенного ниже (по высо-
те) источника Сууксу на 174 м. Следовательно, на протяжении около 10 км
река протекает в глубине и ее подземное русло характеризуется боль-
шим падением, не менее 15—17 м на 1 км. Целый ряд исчезающих рек
известен на Кавказе, на Уфимском плато, на западном склоне Урала,
в ряде районов (Угловском, Боровичском, Тихвинском и др.) Ленин-
градской, Смоленской и других областей. В ряде случаев особенность
этих рек хорошо отображена в народных названиях: Поныретка, По-
никли, Понырье, Нырок и др.
Поглощение и отвод в глубину поверхностного стока рек понорами,
воронками и другими карстовыми формами придает своеобразный облик
долинам. Среди них выделяются: 1. Слепые долины (карстово-
эрозионные), по которым поверхностные воды стекают к поноре и по-
глощаются ею. Такие долины слепо заканчиваются, не достигая главной
реки. 2. Полуслепые долины, которые были созданы эрозионной
деятельностью поверхностных вод, но в последующем потеряли связь
с главными водными артериями в результате образования карстовой
формы, поглощающей сток. Такая поглощающая карстовая форма для
верхнего отрезка боковой долины будет служить местным базисом эро-
зии. Отрезок же долины, расположенный ниже, превращается в суходол.
Периодически исчезающие озера. Большой интерес
представляют периодически исчезающие озера, тесным образом связан-
ные с карстовыми процессами. Группа таких озер (Шимозеро, Долгозе-
ро, Грязозеро, Канозеро, Ундозеро и др.), описанных Г. И. Куликов-
ским, располагается на Онежско-Белозерском водоразделе. На дне этик
озер находятся карстовые воронки и поноры, через которые вода озер
периодически поглощается и уводится в глубину. К периодически исче-
зающим озерам относятся оз. Сямго в Ивановской области, оз. Дру-
жинское к северу от г. Белозерска, озера Боровское, Сухое, Ямное,
Городно, Медведько в Любытинском и Боровичском районах Ленин-
градской области, озера в Горьковской и других областях.
Стационарные наблюдения, проведенные над некоторыми озерами,
показали, что снижение их уровня, а иногда и осушение, связаны с рез-
ким уменьшением количества атмосферных осадков в засушливые годы,
а следовательно, и с понижением уровня грунтовых вод.
Своеобразное проявление карста наблюдается в провинции Юнь-
нань (КНР). Здесь в пределах развития известняков наблюдаются
самые прихотливые формы, напоминающие деревья, столбы, обелиски.
«Каменный лес» — называют их местные жители (рис. 8.14).
Подземные карстовые формы. Наряду с образованием поверхност-
ных карстовых форм, связанных в значительной степени с выщелачива-
нием и размывом поверхностными водами, в глубине массивов раство-
римых горных пород наблюдаются различные подземные формы. Среди
них большое значение имеют: 1) закарстованные трещины,
т. е. трещины, расширенные растворяющей деятельностью подземных
вод; 2) карстовые пещеры и каналы. Наибольшее внимание
исследователей привлекают пещеры — самые крупные подземные кар-
стовые формы, отличающиеся рядом весьма своеобразных явлений. Они
образуются вблизи верхней границы зоны полного насыщения, где под-
203
земные воды движутся по закарстовапным трещинам и где создаются
наиболее благоприятные условия для развития подземных пещер и
каналов. Пещеры представляют собой систему горизонтальных или
близких к горизонтальным каналов, то неправильно ветвящихся, соеди-
ненных узкими ходами, то неожиданно расходящихся и образующих
огромные залы, или гроты, то переходящих в узкие, едва проходимые
щели. Для подземных полостей характерны в плане повторяющиеся
Рис. 8.14. «Каменный лес» в провинции Юньнань, КНР
(фото Г. П Горшкова)
зигзаги, а в профиле — крутые уступы. Такая неровность и причудли-
вость в очертаниях обусловлена сложностью систем трещин, пересе-
кающих горные породы, и, возможно, неоднородностью состава послед-
них. На дне карстовых пещер наблюдаются иногда водотоки или
небольшие озера. При наличии водотоков, помимо химического воздейст-
вия (коррозии) на горные породы, наблюдается и размыв (эрозия).
Особенно большую роль играет подземная эрозия в выработке круп-
ных пещер.
В ряде пещер наблюдаются грандиозные по высоте и ширине гроты,
в образовании которых имели значение не только растворение и эрозия,
но и крупные обрушения сводов пещер. А это, в свою очередь, вызывает
образование провальных воронок и пропастей на поверхности земли.
Таким образом карст на поверхности и в глубине представляет собой
единый взаимосвязанный процесс.
Связь карстовых пещер с базисом эрозии. Если карстовый массив
прорезается рекой, то зеркало грунтовых карстовых вод почти всегда
бывает связано с горизонтом воды в реке. Обычно река дренирует кар-
стовые воды. Повышение воды в реке вызывает повышение уровня под-
земных вод в прилежащей части карстового массива, и, наоборот, с
опусканием воды в реке связано понижение уровня подземных вод.
Выход пещер обычно располагается на склонах, близ горизонта воды
в реке. Таким образом, устанавливается тесная связь между пещерами,
их расположением и базисом эрозии. В некоторых случаях можно
видеть несколько этажей горизонтальных карстовых пещер, при этом
204
отдельные этажи по высоте бывают связаны с древними надпойменными
террасами рек. Это свидетельствует об общности причин, вызывающих
изменения в развитии реки и карстовых процессов. Этими причинами
являютг я колебательные движения земной коры. При понижении
базиса Эрозии (или поднятии суши) река прорезает свою прежнюю пой-
му, оставляет ее в виде террасы и занимает новое, гипсометрически
более низкое положение, за ней следом понижается уровень грунтовых
вод до установления нового равновесия (река — грунтовые воды).
Прежняя пещера осушится
и останется в виде верхнего
этажа. Новая будет форми-
роваться ниже. Формирова-
ние каждого этажа пещеры
может происходить только
в условиях относительно
длительного пребывания ре-
ки примерно на одном и том
же уровне во время этапа
формирования террасовой
поверхности.
В СССР карстовые пе-
щеры распространены в
Крыму, на Кавказе, в При-
уралье, на Алтае и в других
местах. Они развиты также
в Югославии, Италии, Фран-
-ц|ии, Америке и других
странах.
Наибольших размеров
достигает Мамонтова пеще-
ра в Америке на плато Кен-
тукки. А. Холмс отмечает
для этого района, что «ка-
вернозные известняки, сла-
гающие плато Кентукки, со- Рис- 815' План Кунгурской пещеры
держат свыше 60 000 карсто-
вых воронок и сотни пещер, включая Большую Мамонтову пещеру,
которая сама обладает непрерывными каналами протяжением свыше
48 км» (имеется в виду длина без боковых ответвлений).
Особой известностью из пещер нашей страны пользуется Кунгур-
ская ледяная пещера, расположенная на правом берегу р. Сылвы, близ
г. Кунгура, и разработанная в слоях гипса, залегающих среди пластов
известняка и доломита (рис. 8.15). Она представляет собой сложный
лабиринт ветвящихся галерей, общая протяженность которых состав-
ляет по уточненным данным более 5 км. На ее дне располагается свыше
30 озер различной величины. Самое большое из них имеет площадь
оксло 200 м2 с глубиной от 4 до 6 м. Высота уровня воды в озерах
находится в прямой зависимости от изменения уровня воды в р. Сылве.
Для Кунгурской пещеры характерны две особенности: 1) наличие льда,
сохраняющегося круглый год в ее ближайшей к выходу части, и
2) этажность. Г. А. Максимович установил здесь четыре этажа пещер,
увязывающихся с древними террасами р. Сылвы.
Однако этажность пещер и их связь с древними террасами далеко
не всюду имеют место. Так, например, в карстовых массивах нередко
наблюдаются подвешенные, или висячие, карстовые воды, располагаю-
205
щиеся на местных водоупорах (в пределах зоны аэрации) и выходя-
щие в береговых обрывах на различной высоте. Пещеры, выработанные
такими подвешенными водами, в значительной части не связаны с тер-
расовыми уровнями реки.
Такое несовпадение карстовых пещер с террасовыми уровнями рек
имеет место в районах интенсивных новейших поднятий земной коры.
На поднимающихся участках преобладает глубинная эрозия реки, по-
этому и этапы формирования террасовых уровней непродолжительны.
В этих условиях выработка горизонтальных пещер не успевает получить
должного развития. Это связано с тем, что эрозионные процессы часто
протекают быстрее, чем карстовые, и при непродолжительных этапах
существования реки на одном уровне эрозия обгоняет карст. Это и
является причиной отсутствия связи карстовых пещер с террасовыми
уровнями в областях интенсивного новейшего поднятия. Подобная кар-
тина наблюдалась нами в ущельях Санься и Маоэрся на р. Янцзы
в КНР.
Ниже горизонтальных карстовых пещер в отдельных местах иссле-
дователи отмечают наличие сложных сифонных каналов, по которым
происходит глубинная циркуляция подземных вод. При высоком зале-
гании области питания таких каналов и низком положении области
разгрузки движение по ним совершается с большой скоростью, которая
обеспечивает дальнейшее быстрое развитие карстового процесса и вы-
ходы мощных карстовых источников подземных вод. Так, например, в
районе Гагр при разнице высот областей питания и разгрузки в 1000 м
на уровне моря из сильно закарстованных известняков вытекает под-
земная речка, а на дне моря несколько восходящих источников. Такие
субмаринные источники, выходящие на дне моря под большим напором,
известны также в Адриатическом море и в других местах.
Отложения в карстовых пещерах и полостях. Подземные воды нс
только разрушают горные породы, но образуют и новые отложения в
карстовых пещерах, полостях и трещинах. Наиболее распространены
хемогенные отложения, создающие в пещерах весьма своеобразные и
необычайно эффектные натечные образования. Вода, просачи-
вающаяся сверху и движущаяся по трещинам, в карбонатных породах
обычно содержит много растворенного углекислого газа (СО2), что
значительно увеличивает ее растворяющую способность. Растворяя по
пути своего движения известняки (в зоне аэрации), она насыщается
углекислым кальцием в виде бикарбоната СаСО3+Н2О + СО2=ё^
^Са(НСО3)2. Когда же такая вода просачивается с потолка или сте-
нок пещеры, она выделяет часть углекислоты, в результате нарушается
указанное равновесие и реакция сдвигается влево. Бикарбонат пере-
ходит в карбонат кальция (СаСО3), который частично выпадает в оса-
док в момент, когда капли воды находятся еще на потолке пещеры. Так
из капель просачивающейся воды с потолка пещер нарастают вниз
натечные образования, называемые сталактитами. В ряде пещер
можно наблюдать различные иногда изумительной красоты формы
сталактитов, то свисающих в виде тонких свечей или трубочек, то в
виде красивых как бы кружевных занавесей и др.
Вместе с тем падающие на пол пещеры капли воды выделяют остат-
ки карбоната кальция, в результате снизу растут также натечные обра-
зования в виде колонн, трубочек, конусов и других форм, называемых
сталагмитами (рис. 8.16). Иногда сталактиты и сталагмиты сли-
ваются друг с другом в единые колонны.
В некоторых пещерах в Натечных формах местами встречаются
гидроокислы железа, опал и ругие минералы.
206
Помимо образования описанных специфических форм на потолке и
дне пещер, подземные воды, циркулирующие по трещиноватым извест-
някам, при выходе па поверхность или на дно пещеры также отклады-
вают карбонат кальция, образуя иногда мощйъ* скопления. Эти
пористые карбонатные натечные образования называются известко-
вым туфом.
Рис. 8.16. Сталактиты и сталагмиты
Подземные воды, циркулирующие в закарстованных горных породах
в зоне полного насыщения, содержат различные соединения в раство-
ренном или коллоидальном виде. Из таких водных растворов при
благоприятных условиях эти соединения выпадают в карстовых полос-
тях, закарстованных трещинах, в кавернах. К их числу могут быть
отнесены кальцит, гипс, опал и даже некоторые рудные минералы.
По-вндимому, с этим связано образование кремневых конкреций, или
отдельных окремнелых прослоев в известняках. В пещерах, в карстовых
воронках и в других карстовых формах наблюдаются остаточные
образования. Они разнообразны по своему составу. Местами
встречаются красноцветные глинистые образования, обогащенные гид-
ратами окислов железа и алюминия. Это так называемая терра-рос-
с а (красная земля) — нерастворимые продукты карбонатных пород.
К остаточным образованиям относится также доломитовая
мука, которая заполняет частично или полностью многие карстовые
полости. Исследования под различные гидротехнические сооружения
в СССР и за рубежом показывают значительное развитие доломитовой
муки в карстовых полостях как в бортах долин, так и под их руслами.
На дне пещер нередко наблюдаются отложения водных потоков —
пещерный аллювий, а также обвальные накопления,
которые представляют собой продукты обрушения сводов крупных
гротов.
К своеобразным накоплениям относятся пещерные и тре-
щинные льды, распространенные в ряде карстовых массивов. Об-
разование их связано главным образом с условиями циркуляции
207
воздушных масс в карстовых полостях в зоне аэрации. Наиболее
известны у нас ледяные гроты Кунгурской пещеры.
Подразделение карста. Развитие карстового процесса и сочетание
тех или иных карстовых форм рельефа друг с другом зависят от
климатических условий, от особенности залегания растворимых горных
пород и наличия покровных образований, от степени трещиноватости и
других факторов.
Существуют различные классификации карста, в основу которых
положены разнообразные факторы. Наиболее расширенная классифи-
кация разработана Г. А. Максимовичем (1963), где выделяются не-
сколько типов. Не имея возможности привести все классификации, рас-
смотрим здесь лишь два типа карста.
1. Средиземноморский, или открытый, карст встре-
чается в Крыму, на некоторых участках Кавказа и в районах, приле
гающих к Средиземному морю. Для развития карста здесь имеет
большое значение характер выпадения атмосферных осадков. Последние
выпадают главным образом в виде сильных ливней, которые захваты-
вают и уносят с поверхности в поноры, воронки, котловины все рыхлые
отложения — остаточные продукты от растворения карстующихся
пород. В результате этого поверхность карстующего массива все время
открыта и подвергается постоянному воздействию атмосферных факто-
ров. Здесь карстовые процессы протекают наиболее интенсивно и
наблюдается сочетание всех видов поверхностных и подземных карсто-
вых форм — карры, поноры, воронки, котловины, полья, исчезающие
реки, пещеры и т. п.
Разновидностью этого типа является карст некоторых районов
Кавказа, выделенный Н. А. Гвоздецким под названием «задернованного
карста», где карстующие породы покрыты почвенно-дерновым покровом.
Здесь также встречается все многообразие поверхностных и подземных
карстовых форм, но нет типичных карровых полей, столь широко раз-
витых в средиземноморском типе.
2. Среднеевропейский, или покрытый, карст — приуро-
чен к умеренно влажному климату с более равномерным распределе-
нием атмосферных осадков. К среднеевропейскому покрытому карсту
Л. Савицкий (1909), предложивший это обозначение, относил карст,
покрытый элювием. Но как в Средней, так и в Восточной Европе (вклю-
чая Русскую равнину) на огромных площадях карстующиеся горные
породы покрыты отложениями — ледниковыми, водно-ледниковыми,
озерноледниковыми, аллювиальными и другими генетическими типами
осадков. Таким образом, покрытый карст развивается в условиях, когда
карстующиеся породы покрыты различными нерастворимыми отложе-
ниями и не испытывают непосредственного воздействия атмосферных
осадков. В этом случае собственно карстовые процессы развиваются в
глубине под покровом некарстующихся пород. На поверхности же они
проявляются в виде различных специфических форм. В связи со значи-
тельным развитием покрытого карста на Русской равнине Г. А. Макси-
мович предлагает называть его русским типом.
Карстовые формы в нерастворимых горных породах, покрывающих
карстующиеся породы. В рыхлых нерастворимых породах, покры-
вающих закарстованные породы, отмечаются как подземные, так
и поверхностные формы. Их формирование связано с различным
удалением покровного терригенного материала в подземные кар-
стовые полости. Наибольшее развитие имеют различные воронки.
К а р с то в о-с у ф ф о з и о н н ы е воронки (воронки просасывания)
образуются в результате суффозии (лат. suffossio — подкапыва-
208
ние, подрывание), под которой понимается механический вынос водой
мелких и тонких частиц из рыхлых пород покрова в закарстованные
трещины, поноры, воронки и другие карстовые полости, развива-
ющиеся в подстилающих растворимых породах.
Карстов о-суффозионные провальные воронки и
шахты достаточно широко развиты в карстовых районах покрытого
карста. Их формирование вначале, по-видимому, также связано с суф-
фозией-выносом материала из основания покрывающей толщи в
нижерасположенные подземные карстовые полости в растворимых
горных породах. В результате в основании нерастворимых пород
создаются подземные полости, которые, постепенно разрастаясь, в конце
концов приводят к нарушению устойчивости свода и его обрушению.
Иногда нарушению устойчивости и обрушению таких сводов в покры-
вающих породах способствует какая-либо дополнительная нагрузка.
Так, например, хорошо известен Акташский провал в Татарской АССР,
происшедший в 1939 г. Закарстованные породы покрываются здесь
толщей рыхлых песчаников и песчано-глинистыми отложениями с про-
слоями известняков и доломитов. Достаточно было нагрузки проезжав-
шего трактора для нарушения устойчивости свода и его обрушения.
Этот провал в момент посещения его автором (через несколько дней
после его образования) представлял собой шахту сечением 4X5 м и
глубиной свыше 52 м. До глубины 20 м от поверхности она была запол-
нена водой. По наблюдениям казанских геологов, к 1953 г. шахта
приобрела уже форму воронки диаметром 23 м и глубиной около 60 м.
Подобные провальные воронки известны в Тульской области, в Марий-
ской АССР, в Приангарье, в Сибири и в других местах развития
покрытого карста.
К особому, весьма специфическому и своеобразному типу относится
так называемый глинистый карст, протекающий в рыхлых мер-
гелистых или гипсоносных песчано-глинистых породах, где большую
роль, наряду с выщелачиванием, играет механический вынос частиц.
В областях развития лёссов и лёссовидных пород на поверхности
Земли наблюдаются формы, аналогичные типичным карстовым фор-
мам — просадочные блюдца, воронки, замкнутые западины и др. Осо-
бенно часто это явление наблюдается в условиях засушливого климата,
где лёссы и лёссовидные породы содержат растворимые соли. Движу-
щаяся в них вода производит работу двоякого рода: с одной стороны,
она выщелачивает и уносит растворимые соли, с другой — производит
механический вынос мельчайших частиц породы. В результате этого
процесса происходит разрыхление породы, образование пустот, вызы-
вающее оседание вышележащей толщи и образование на поверхности
земли различных просадочных западин. Это типичные суффо-
зионные блюдца и воронки. Как видно, сущность процесса
отлична от типично карстового, наблюдающегося в известняках, гипсах
и других растворимых породах.
Степень закарстованности крупных массивов раствори-
мых горных пород различна. Общей закономерностью является наи-
большая закарстованность в придолинных участках, где наблюдается
повышенная трещиноватость, а в связи с этим большая скорость движе-
ния карстовых вод. Кроме того в паводковые периоды рек происходит
проникновение пресных речных вод как в подрусловой карстовый
поток, так и в береговые зоны. Все это способствует усилению карсто-
вых процессов в придолинных участках. Глубина карстования под
руслом также различна. В некоторых карстовых районах, изученных в
связи с гидротехническим строительством, обнаружены открытые, или
14 Общая геология
209
заполненные доломитовой мукой карстовые полости до глубин 30—60 м.,
а в антецедентных участках (испытывающих поднятие) более слабак
закарстованность и меньшая глубина распространения под руслом.
Во всяком случае совершенно очевидно, что степень закарстован-
ности с глубиной уменьшается и тем значительней, чем меньше сказы-
вается дренирующее влияние местной гидрографической сети. В зоне
глубинной циркуляции подземных вод, разгрузка которых связана не с
местной гидрографической сетью, а с далекими очагами разгрузки,
наблюдается только кавернозность (каверны — пустотные пространства
размером от 2 мм до нескольких сантиметров).
Большая закарстованность наблюдается также в приразломных зо-
нах, которые могут играть роль подземных дрен. Повышенная тектони-
ческая трещиноватость вблизи разломов (крупных разрывных наруше-
ний) способствует большей скорости подземных вод и, следовательно,
большей интенсивности карстования..
При оценке степени закарстованности того или иного массива важ-
но знать историю геологического развития района. Хорошо известны
несколько возрастных генераций карста, соответствующих длительным,
этапам континентального развития, в которых происходили и эрозионное
расчленение и карстовые процессы. Так, например, в пределах Самар-
ской Луки отчетливо проявляется досреднеюрский карст в раствори-
мых верхнепалеозойских породах. Здесь в ряде участков обнаружены
под мезозойскими образованиями погребенные доюрские карстовые
воронки и котловины, подземные полости, заполненные доломитовой
мукой, брекчиевидные доломиты. Брекчиевидность доломитов связана
с выщелачиванием гипсов и ангидритов, залегающих в виде пластооб-
разных и неправильных залежей среди доломитов. Следовательно,
брекчиевидные доломиты представляют собой в большей части оста-
точные образования, местами же являются результатом обрушения
кровли подземных полостей.
Другой пример связи карста с историей геологического развития^
представляет долина р. Волги в пределах той же Самарской Луки и ее
развитие в кайнозойское время. В послепалеогеновое время в связи с
тектоническим поднятием Жигулевского вала образовался глубокий
эрозионный врез пра-Волги, опущенный на 200—300 м ниже современ-
ного уровня Волги. В момент формирования таких глубоких долин
протекали и интенсивные карстовые процессы в придолинных участках.
В последующем эти долины были заполнены осадками и началось раз-
витие современной гидрографической сети и связанных с нею карсто-
вых процессов.
Практическое значение карста. Изучение карста имеет большое
практическое значение при решении ряда народнохозяйственных задач.
Так, при строительстве железных дорог недоучет карстовых явлений
может привести к деформации железнодорожного полотна. «Болезни
пути» от карстовых процессов наблюдались на Казанской, Уфимской,
Московско-Курской железных дорогах и др.
При разработке полезных ископаемых огромное значение имеет
правильная оценка притока мощных карстово-трещинных вод в шахты,
необходимая для того, чтобы предупредить прорывы вод и затопление
шахт. На отдельных месторождениях полезных ископаемых, приурочен-
ных к карстовым районам, приток воды в шахты достигает 4000—
5000 м?/час и более.
При гидротехническом строительстве карстовые подземные каналы
могут стать путями утечки воды из создаваемых водохранилищ. В прак-
тике гидротехнического строительства встречаются случаи значительных
210
утечек воды из водохранилищ (Испания, Франция, Италия). Для пред-
отвращения подобных случаев необходимо детальное изучение карсто-
вых явлений, которое позволит дать правильный прогноз будущих из-
менений и выработать мероприятия по борьбе с карстом. При решении
вопросов водоснабжения крупных населенных пунктов и промышленных
предприятий также необходимо изучать карстовые явления. Можно
в целом сказать, что ни одно хозяйственное мероприятие, проектируе-
мое в карстовых районах, не может обойтись без специального изучения
карста.
§ 9
оползни
С деятельностью подземных и поверхностных вод и другими факто-
рами часто связаны разнообразные смещения горных пород, развиваю-
щиеся на крутых береговых склонах оврагов, долин рек, озер и морей.
Характер и величина смещений бывают различными. Среди них наблю-
даются:
1. Мелкие смещения, захватывающие только поверхностную часть
склона, почвенный слой и часть подстилающей выветрившейся породы,
которые под влиянием сильного переувлажнения атмосферными осад-
ками начинают медленно передвигаться вниз. Такие смещения назы-
ваются оплывинами, или с п л ы в а м и.
2. Крупные смещения земляных масс по склону, захватывающие
различные горные породы, слагающие склон и распространяющиеся на
большую глубину. Такие смещения называются оползнями.
3. Внезапные обрушения огромных масс горных пород, сопровож-
дающиеся опрокидыванием сорвавшегося массива и его дроблением,
называются обвалами. Наиболее значительные проявления их на-
блюдаются в молодых горных районах. В таких районах вода подго-
тавливает возможность движения пород, ослабляет в них прочность.
Часто внезапность обвала бывает связана с проявлением землетрясения.
Иногда обвалы достигают грандиозных размеров. Так, например, в
1911 г. на Памире произошел обвал, при котором обрушилась масса
породы в 7—8 млрд, т, запрудила реку и образовалось так называемое
Серезское озеро длиной около 80 км. Возникла естественная плотина
высотой свыше 500 м, длиной около 2 км и шириной у основания
около 5 км.
Наибольший интерес представляют собственно оползни, широко
распространенные и создающие местами угрозу для населенных пунк-
тов, отдельных участков железных дорог и т. п. Крупные оползни с глу-
боким смещением горных пород вызывают значительные изменения в
очертаниях береговых склонов и придают им особые формы. Простей-
ший случай оползневого склона представлен на рис. 8.17. Пунктиром
указано первоначальное положение крутого берегового склона. После
оползня он принял совсем иную форму, представленную сплошной ли-
нией. Во всяком оползневом склоне можно выделить отдельные элемен-
ты его. Поверхность, по которой происходит отрыв части горных пород
от склона и последующее их оползание вниз, называется поверх-
ностью смещения, или п о в е р х н ос т ь ю скол ьже ни я. Она
часто несет на себе следы полировки и штриховки, вызванные трением
пород друг о друга при сползании. Такую полировку часто называют
зеркалами скольжения. Сместившиеся горные породы, рас-
полагающиеся в нижней части склона, называют оползневыми
14*
211
йакоплениями, или оползневым телом. Верхняя, более
крутая часть склона, расположенная выше оползневого тела, называется
надоползневым уступом. Оползневое тело в поперечном
разрезе обычно выражено в виде террасовидной ступени, часто запро-
кинутой в сторону ненарушенной оставшейся части склона и называе-
мой оползневой террасой. Поверхность такой террасы чаще
Рис. 8.17. Схема оползневого склона:
I — первоначальное положение склона;
2 — ненарушенный склон; 3 — оползне-
вое тело; 4 — поверхность скольжения;
5 — тыловой шов; 6 — надоползневой
уступ; 7 — подошва оползня; 8 — источ-
ник
всего неправильно бугристая,
иногда же более или менее вы-
ровнена. Место сопряжения опол-
зневого тела с надоползневым ус-
тупом, выраженное иногда пони-
жением в рельефе, называется
тыловым швом оползня.
Место выхода поверхности сколь-
жения в склон называется п о-
дошвой оползня. Она может
располагаться на различных уров-
нях в зависимости от состава гор-
ных пород, слагающих склон, и ха-
рактера оползневых смещений.
В большинстве случаев она нахо-
дится у подошвы склона, иногда
выше его, но местами опускается
значительно ниже, уходя даже
под уровень воды реки или моря.
Часто оползневое тело представляет собой серию блоков, соскольз-
нувших вниз под влиянием собственного веса (рис. 8.18). При этом в
блоках сохраняется последовательность слоев и только наблюдается
их запрокидывание в сторону ненарушенной части склона. Это, по
А. П. Павлову, деляпсивная часть оползня, происшедшая
под действием силы тяжести горных пород (лат. delapsus — падение,
скольжение). В нижней части такого оползня сместившиеся породы
сильно раздроблены и перемяты под напором вышележащих блоков.
Это детрузивная часть оползня, возникшая вследствие
толкания оторвавшихся сверху блоков (лат. detrusio — сталкивание).
Иногда давление оползневых масс настолько значительно, что перед
ними возникают бугры выпирания пород, слагающих основание склона.
В таких крупных оползнях вдоль поверхностей скольжения образуют-
ся оползневые брекчии трения. В ряде оползневых районов наблю-
даются сложные оползни, состоящие из многих отдельных блоков.
В таких сложных оползнях обычно сочетаются деляпсивный (в верхней
части склона) и детрузивный (в нижней части склона) типы смещений.
Крупные оползневые смещения образуют огромные цирки, или
вернее полуцирки, глубоко вдающиеся в берег. Они чередуются с более
устойчивыми участками склона, представляющими собой как бы мысы,
называемые межоползневыми гребнями. Обычно предвест-
ником оползневых смещений служит появление одной или нескольких
дугообразных трещин, расположенных выше берегового склона
(рис. 8.19). Эти трещины срыва постепенно расширяются, и отчленяю-
щаяся часть склона начинает оползать вниз (рис. 8.20, А, Б). Помимо
характерных форм рельефа, создаваемых оползневыми процессами, хо-
рошим показателем являются неправильно ориентированные деревья на
поверхности оползневого тела. Они в процессе смещения выводятся из
своего вертикального положения, приобретают на отдельных участках
различный наклон, искривляются, а местами расщепляются, как это
9 /9
наблюдалось с нарке Фили (Москва), на Южном берегу Крыма и в
других местах Такой лес называют «пьяным лесом».
Причины оползневых явлений. Исследования оползневых районов
показали, что оползни представляют собой сложный процесс, проте-
коренной
склон
Деляпсивная часть оползня
Оползни' --------------
блокового типа | Детрузивная’часть оползня
Зоны брекчирования
и оползневые брекчии трения
Рис. 8.18 Схема сложного оползня (по Е. В. Шапцеру)
Аккумулятивная оползневая
брекчия оползня
поточного типа г
Бугор
выпирания
Аллювий дна
долины
Рис. 8.19. Трещины срыва перед началом оползня
кающий под влиянием комплекса факторов, в числе которых находят-
ся и подземные воды. К таким факторам относятся:
1. Интенсивный подмыв берега рекой или абразия морем (разруше-
ние действием прибоя) в ряде случаев являются одной из главных
причин возникновения оползней в Поволжье, на Черноморском побе-
режье Кавказа и в других районах. При подмыве берега рекой ил
абразии морем увеличивается крутизна склона и его напряженное со-
213
стояние, что в конце концов приводит к нарушению равновесия земля-
ных масс и их оползанию.
2. Влияние атмосферных осадков сказывается на устойчивости зем-
ляных масс. Так, например, отмечается, что оползни в овражной сети
Рис. 8.20. А. Оползни в Крыму близ Симеиза — смещенное шоссе
(фото Г П. Горшкова). Б. Оползневой цирк на правом берегу сред-
ней Волги
южного побережья Кавказа происходят преимущественно в конце
дождливого периода (февраль — март), когда наблюдается максималь-
ное насыщение грунтов водой. В целом важное значение имеет степень
обводненности пород как метеорными, так и подземными водами.
3. Изменение консистенции (состояния) глинистых пород склона в
результате воздействия подземных или поверхностных вод и процессов
214
выветривания. При условии обнажения глины в береговом склоне она
подвергается воздействию различных внешних факторов и выветри-
вается, постепенно усыхает, растрескивается. Особенно этому помогает
периодическое воздействие воды, при котором попеременные увлажне-
ние и высыхание могут совсем нарушить ее монолитность. При насы-
щении водой такая разрушенная глина приобретает пластическое или
текучее состояние и начинает сползать по склону, увлекая за собой и
другие породы.
4. Суффозия, вызываемая движением подземных вод в водоносном
слое. Подземные воды, выходя на поверхность склона, выносят с собой
Рис. 8.21. Явление суффозии из водоносного слоя в песчаном карье-
ре (фото Г. П. Горшкова)
из водоносного слоя мелкие частицы водовмещающей горной породы
и различные химически растворенные вещества (рис. 8.21). Длительно
продолжающийся процесс выноса приводит к разрыхлению водоносного
слоя, его ослаблению, как бы подкапыванию склона (суффозия). Такой
разрыхленный слой уже не в состоянии поддерживать горные породы,
слагающие более высокие части склона, и они начинают сползать
вниз.
5. Гидродинамическое давление, создаваемое подземными водами
близ выхода на поверхность склона. Особенно это проявляется при на-
личии гидравлической связи подземных вод с рекой. В этом случае
в моменты половодий речные воды питают подземные (рис. 8.21),
вследствие чего их уровень также поднимается. Спад полых вод в реке
происходит сравнительно быстро, а понижение уровня подземных вод
в склоне относительно медленно. Получается как бы разрыв между
уровнями подземных и речных вод, чем и создается дополнительное
гидродинамическое давление в склоне. В результате может произойти
выдавливание присклоновой части водоносного слоя, а вслед за ним
оползание горных пород, расположенных выше. В связи с этим в ряде
случаев отмечается активизация оползней после паводков.
215
Нам пришлось быть свидетелями такого мгновенного оползания
откоса на одном из недавно возведенных каналов. По условиям эксплуа-
тации требовалось быстро освободить канал от воды, что и было
сделано в течение нескольких дней. Подземные воды, связанные ранее
с уровнем воды в канале, после опорожнения его создали в откосах ог-
ромное давление. В результате откос на протяжении около 100 м
ополз в канал.
6. Условия залегания горных пород, слагающих склон, или, иначе,
структурные особенности. К ним относятся: а) падение пород в сторону
реки или моря, особенно если среди них есть слои глин и водоносные
горизонты на них; б) наличие тектонических и других трещин, падаю-
щих в том же направлении; в) значительная степень выветривания по-
род и др.
7. Неосторожная деятельность человека, которая иногда приводит
к нарушению устойчивости склона. Это может быть связано: с искус-
ственной подрезкой склонов; с разрушением пляжей (как это иногда
имело место при строительстве морских портовых сооружений без учета
естественных условий формирования пляжей и направления движения
наносов); с дополнительной нагрузкой на склон; с неуемной вырубкой
леса и т. п. В зависимости от конкретных условий оползни возникают
вследствие одного из названных факторов, но в большинстве случаев
в результате различного их сочетания.
Распространение и типы оползней на территории СССР. Одним из
крупнейших оползневых районов СССР является Поволжье. Здесь
оползни охватывают значительные по размерам территории и за исто-
рический период причинили много разрушений ряду городов и другим
крупным населенным пунктам. Особенно большое количество оползней
сосредоточено в Среднем и Нижнем Поволжье (от впадения р. Камы
и ниже по течению). Такие города, как Горький, Васильсурск, Сенги-
лей, Ульяновск, ст. Батраки, Вольск, Саратов и другие, расположенные
на правом берегу Волги, издавна страдают от оползней, и там затра-
чиваются большие средства на борьбу с ними, на выполнение ряда
противооползневых мероприятий. Местом классического развития ополз-
ней является г. Ульяновск. За время существования города (с 1648 г.)г
судя по указаниям в летописях и в литературе, произошло не менее
25 оползней. Наиболее крупный из них отмечен в 1915 г. Он захватил
береговую полосу около 1,5 км длиной и 400—600 м шириной. Была
покороблена ветка Московско-Казанской железной дороги, которая
местами опустилась на 1,5 л и передвинулась на 10 м, разрушена эста-
када строившегося в то время моста через Волгу. Известны также не-
однократные деформации железнодорожного полотна в районе ст. Бат-
раки (Батракский косогор). Оползневые смещения имели место также в
районе расположения цементных Сенгилеевского и Вольского заводов.
Большой известностью пользуются оползни Саратова, которые иногда
достигали катастрофических размеров и приводили к разрушению мно-
гих построек. Так, например, при оползне 1884 г. было разрушено около
300 домов.
В пределах Поволжья встречаются различные типы смещения
земляных масс склона, вызываемые различными причинами. Почти на
всем протяжении Волга интенсивно подмывает свой правый берег. Эта
боковая эрозия создает условия для неустойчивости береговых склонов.
Кроме того, береговые склоны в ряде мест слагаются чередующимися
слоями глин и водоносных песков, что способствует проявлению суффо-
зионных процессов, гидродинамического давления, изменению консис-
тенции глинистых пород и т. п.
216
Здесь часто развиты глубокие одноярусные оползни, протяги-
вающиеся местами на десятки и согни метров. Оползневое тело бывает
очень сложным; иногда состоит из нескольких ступеней, каждая из
которых ограничена плоскостью скольжения. Мощность оползневых
накоплений — от нескольких метров до 30 м и больше (близ Улья-
новска).
Рис. 8.22. А. Оползень-поток; Б. Крупные оползни и обвалы различного
возраста. Южный берег Крыма (фото Г. С. Золотарева)
Встречаются также и двухъярусные оползни, т. е. ополз-
ни, образующиеся в пределах одного и того же склона на двух разных
гипсометрических уровнях. Нижний ярус оползней связан с подмывом
рекой и выходом подземных вод из песков нижнего водоносного слоя.
Причиной возникновения верхнего яруса оползней могли явиться суф-
фозионные процессы, связанные с выходом воды из более высокого
водоносного горизонта. Так, при соответственном геологическом строе-
нии берегового склона и наличии в нем нескольких водоносных гори-
зонтов могут возникнуть многоярусные оползни.
217
Оползни в Поволжье имеют разный возраст (от древнеантропоге-
новых до современных), что увязывается с историей развития долины
Волги.
В Поволжье, в Крыму и других районах наблюдается также своеоб-
разный гип смещений земляных масс, называемый оползнями —
потоками, или оползнями глетчерного типа. Механизм
их образования заключается в следующем. Разрыхленные оползшие
массы пород насыщаются водой, приобретают полужидкое состояние
и начинают медленно перемещаться вниз, образуя как бы поток
(рис. 8.22, А).
Вторым крупным оползневым районом является Черноморское по-
бережье. Издавна известны значительные по размерам оползни в райо-
не Одессы, на Южном берегу Крыма (рис. 8.22, Б), на Кавказе, особен-
но на участке Сочи—Сухуми. Причины возникновения оползней раз-
личны. Здесь играют большую роль абразионная работа моря, подре-
зающая берег, и оползневые накопления, подземные воды, выходящие
на разных уровнях, интенсивное выветривание горных пород с накопле-
нием по склону мощных продуктов выветривания и структурные усло-
вия района. На Черноморском побережье, также как и в Поволжье,
развиты различные по типу и возрасту оползни. Следует отметить при
этом, что здесь особенно проявляется связь развития оползневых про-
цессов с базисом эрозии и его изменением во времени. Г. С. Золотарев
и другие исследователи отмечают, что в Крыму, а местами и на Кав-
казе ложе древних оползней опускается на 20—30, а иногда и 60 л:
ниже уровня моря.
Кроме того, оползни встречаются в отдельных местах по долинам
рек Днепра (на участках, прилежащих к Киеву), Оки, Печоры, в ни-
зовьях Камы, на Москве-реке и в других районах.
Меры борьбы с оползнями. Борьба с оползневыми процессами
производится различными способами в зависимости от тех причин, ко-
торые вызывают оползни. В отдельных случаях прибегают к уполажи-
ванию крутого склона, т. е. срезают его и придают ему более пологий
наклон. Иногда строят у основания склона бетонные подпорные стенки,
заглубленные в ненарушенные коренные породы, с засыпкой крупного,
хорошо фильтрующего песчано-гравийного материала между стенкой
и склоном. Назначение такой засыпки — перехват и отвод подземных
вод, поступающих со склона. При защите берегов, интенсивно подмы-
ваемых рекой или морем, устраивают струенаправляющие дамбы, волно-
ломы и т. п. В районах, где главной причиной возникновения оползней
является увлажнение склона поверхностными водами, стекающими по
склону, или подземными водами, применяются противооползневые
мероприятия по перехвату и отводу этих вод, т. е. недопущение их к
склону. Эти мероприятия называются дренажными и сводятся к устрой-
ству нагорных канав (для отвода поверхностных вод) и подземных
галерей, предназначенных для перехвата и отвода с угрожаемых участ-
ков подземных вод.
ЛИТЕРАТУРА
Гвоздецкий И. А. Карст. Вопросы общего н регионального карстоведения. М.,
Географгиз, 1954.
.Дзенс -Литовский А. И. Соляной карст СССР. Л., «Недра», 1966.
Емельяненко Е. П. О значении подземных вод и процессов эрозии или абразии
в возникновении оползней. Сб. «Вопросы гидрогеологии и инженерной геологии»,
№ 18. М., Госгеолтехиздат, 1959.
218
Иванов В. В., Невраев Г. А. Классификация подземных минеральных вод. М,
«Недра», 1964.
Карцев А. А., В а г и н С. Б., Басков Е. А. Палеогидрогеология. М., «Недра»,
1969.
Кисс ин И. Г. Гидродинамические аномалии в подземной гидросфере. М., «Наука»,
1967.
Климентов П. П. Гидрогеология. ЛА., Госгеолтехиздат, 1955.
Кнорре М. Е., Рагозин И. С. и др. Оползни и меры борьбы с ними. ЛА., Строй-
издат, 1951.
Короткевич Г. В. Соляной карст. Л., «Недра», 1970.
Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Л., «Недра», 1970.
Л ы кошин А. Г. Карст и гидротехническое строительство. М., Стройиздат, 1968.
Максимович Г. А. Основы карстоведения. Пермь, т. I, 1963, т. II, 1969.
Овчинников А. М. Общая гидрогеология. М., Госгеолтехиздат, 1955.
Овчинников А. М. Гидрогеохимия. ЛА, «Недра», 1970.
Овчинников А. М. ЛАинеральные воды. ЛА„ Госгеолтехиздат, 1963.
Оползни и борьба с ними. Ставрополь, 1964.
Сергеев Е. ЛА. и др. Грунтоведение, изд. 3-е. Изд-во МГУ, 1971.
Соколов Д. С. Основные условия развития карста. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Щукин И. С. Общая геоморфология, т. II. Изд-во МГУ, 1964.
Якушова А. Ф. Карст и его практическое значение. ЛА., Географгиз, 1950.
ГЛАВА 9
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ
Ледник представляет собой естественное тело
больших размеров, состоящее из кристаллического
льда (вверху фирна), образованного на поверхности
земли в результате скопления и последующего
преобразования твердых атмосферных осадков
(снега) и находящегося в движении.
Ледники производят большую разрушительную и созидательную
работу. Благодаря их деятельности видоизменяется рельеф земной
поверхности, перемещается значительное количество обломочного мате-
риала и накапливаются разнообразные осадки.
§ 1
ПОНЯТИЕ О СНЕГОВОЙ ГРАНИЦЕ
Снег выпадает на поверхность суши в различных климатических
зонах, однако сохранение его в течение значительного времени возмож-
но только при определенных условиях. В средних широтах, например,
снег появляется и накапливается только зимой, летом же при повыше-
нии температуры он полностью исчезает.
Необходимым условием накопления и длительно-
го сохранения мощного снегового покрова является
сочетание низких температур воздуха с большим
количеством выпадающего снега, что обеспечивает-
ся в холодных странах высоких широт и на опреде-
ленной высоте в горах.
Как известно, понижение температуры происходит не только в го-
ризонтальном направлении — от экватора к полюсам, но и в вертикаль-
ном, причем значительно быстрее. Установлено, что с высотой темпе-
ратура понижается в среднем на 0,5—0,6° на каждые 100 м. Наиболее
низкое гипсометрическое положение снеговой покров занимает в поляр-
ных районах, наиболее высокое — в тропических.
Нижняя граница снегового покрова, или уровень, ниже которого
снег летом стаивает, а выше сохраняется, называется снеговой ли-
нией, или снеговой границей. В этой зоне наступает как бы
равновесие между притоком снега и его убылью. Накопление мощных»
долгое время сохраняющихся толщ снега возможно только выше сне-
220
говой линии. Самое низкое положение снеговой линии, соответствующее
уровню океана, наблюдается в Антарктиде. Близка к уровню океана
она также в северных полярных районах (северо-восточная Гренландия,
Земля Франца-Иосифа). При движении от полярных районов к экватору
высота снеговой линии все время растет, достигая максимальных вели-
чин (5—6 км) в горах тропических зон.
Но положение снеговой границы не остается постоянным и внутри
одной горной страны, что связано с
экспозицией горных склонов.
Влажные ветры, направляющие-
ся к горной стране, оставляют
большую часть атмосферных
осадков на внешних, или передо-
вых, хребтах.
В результате этого на внеш-
них хребтах снеговая граница
располагается ниже, а в цент-
ральных частях гор — выше, при
этом разница в высоте может до-
стигать значительных величин от
500 до 2000 м. Так, в Альпах в
окраинных цепях снеговая гра-
ница находится на уровне 2400—
2700 м, а в центральных частях—
на 2900—3200 м. В горах Совет-
ской Средней Азии разница в
различной влажностью воздуха и
Рис. 9.1. Схематическое изображение
снеговой границы на Земле (по С. В. Ка-
леснику):
Э — экватор; Р и К — тропики Рака и
Козерога; С и Ю — северный и южный
полярные круги; кривая 00—уровень
моря
высотном положении снеговой границы в окраинных и центральных ча-
стях гор достигает местами 2000 м. На Кавказе по мере усиления сухо-
сти воздуха с запада на восток высота снеговой границы также изме-
няется от 2744 м (западнее Маруха) до 3780 м (район Базар-Дюзи).
Отчетливо проявляется влияние экспозиции горных склонов. На север-
ных склонах снеговая граница ниже, чем на южных, при этом разница
достигает 300—500 м, а местами 700—800 м (хр. Петра I).
Современное гипсометрическое положение снеговой границы
изображено на схеме, составленной С. В. Калесником (рис. 9.1), откуда
видно, что пики наиболее высокого положения снеговой границы не
совпадают с экватором, а располагаются над сухой зоной низких широт.
Это объясняется различиями во влажности воздуха и, следовательно,
в количестве выпадающих в этих зонах осадков.
Помимо нижней снеговой границы, С. В. Калесник предложил вы-
делить и верхнюю снеговую границу. Он исходит из того, что с высотой
температура понижается (одно из условий накопления снега), а содер-
жание водяного пара в воздухе уменьшается. В результате на какой-то
высоте будет создана обстановка, неблагоприятная для образования
снежного покрова. И если бы горы достигли этих высот, то их вершины
оказались бы свободными от снега. В этом случае постоянный снег
лежал бы на горах в виде пояса, выше и ниже которого располагались
бы места, свободные от снегового покрова. Эта своеобразная оболочка,
расположенная между нижней и воображаемой верхней снеговыми
границами, была названа х ио н ос ф е р ой.
Различают также орографическую снеговую границу,
расположенную много ниже границы собственно хионосферы. Она пред-
ставляет собой нижнюю границу распространения отдельных снежных
пятен (снежников), приуроченных к углублениям рельефа на затенен-
ных горных склонах. Длительная сохранность снега обусловливается
здесь сочетанием особенностей рельефа и экспозиции склона.
221
§ 2
ОБРАЗОВАНИЕ ЛЕДНИКОВ
Накопление мощных толщ снега и преобразование его в глетчерный*
лед представляет собой длительный и сложный процесс, происходящий
под воздействием различных факторов.
Снег выпадает на земную поверхность в виде кристаллов, форма
которых различна. В зависимости от температуры выпадают то мелкие,
едва заметные зерна снега (при сильных морозах), то более крупные
кристаллы в виде игл, призм, звездочек.
По мере накопления снега в области питания происходит его слож-
ное преобразование, связанное, во-первых, с воздействием солнца, во-
вторых, с сублимацией и, в-третьих, с увеличивающимся давлением.
Летом под влиянием солнечных лучей рыхлый снег с поверхности-
начинает обтаивать, отдельные снежинки оплавляются, а ночью при
замерзании принимают форму зерен. Часть талой воды проходит в
рыхлый снег глубже и там также оплавляет снежинки. Подобный про-
цесс протекает с каждой новой порцией выпавшего снега. Постепенно
рыхлый снег превращается в более компактную массу — в зернистый
снег, или фирн.
Кроме того, в преобразовании снега в фирн и далее в лед большое
значение имеют процессы сублимации (возгона), под которыми по-
нимается испарение льда и новая кристаллизация образовавшегося
водяного пара. Упругость пара у поверхности льда зависит от темпе-
ратуры, размеров и формы кристаллов (кривизны поверхности кристал-
лов). Над разными по величине и форме кристаллами наблюдается-
различная упругость водяного пара; над мелкими кристаллами она
больше, над крупными — меньше. В результате этого возникает пере-
мещение водяного пара от мелких кристаллов снега к крупным и рост
последних. При сублимации высвобождается тепло, благодаря которому
происходит сплавление отдельных кристаллов и образование более
крупных кристаллических сростков льда.
Наряду с этим важное значение имеет давление. По мере на-
копления новых порций фирна нижние слои испытывают все возрастаю-
щее давление, под влиянием которого происходит их уплотнение, вытес-
нение из них воздуха, смерзание отдельных кристаллических сростков
и т. п. В конце концов фирн превращается вначале в белый фирновый
лед, а затем в чистый, прозрачный голубой глетчерный лед, со-
ставляющий основное тело ледников. При превращении снега в лед
происходит значительное его уплотнение: примерно 1 м3 льда обра-
зуется из 10—11 м3 снега.
Ледники не остаются на месте, а перемещаются в горных районах
по долинам, а на материках — от центральных частей ледниковых
щитов с большей мощностью льда к окраинным частям их, где мощ-
ность льда меньше.
Изучением ледников, причин и условий их образования и режима-
занимается наука гляциология (лат. glacies — лед).
§ 3
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ СОВРЕМЕННЫХ
ЛЕДНИКОВ И ИХ ТИПЫ
Географическое распространение. Ледники особенно-
широко распространены на материках и островах полярных областей’
222
и кроме того развиты в высоких горных сооружениях других климати-
ческих зон. По последним данным (Марков и др., 1968) современные
ледники покрывают площадь в 16199 тыс. км2 или около 11% площади
суши. Они распределяются следующим образом:
в тыс. км2
Гренландский ледяной щит 1803
Все остальные ледники Арктики 279
Все горные ледники вне Арктики
и Антарктики 217
Антарктида 13900
В Советском Союзе максимальные площади оледенений падают на
Землю Франца-Иосифа, на Новую Землю, на горы Тянь-Шаня, Памира
и Кавказа.
Рис. 9.2. Горный ледник: 1 — область питания; 2 — область стока
Типы ледников. Среди ледников, в зависимости от стадии их
развития, формы и соотношения областей питания и стока выделяются
3 типа:
1) горные (долинные);
2) материковые (покровные);
3) промежуточные.
Горные, или альпийского типа, ледники. Они приурочены к моло-
дым высокогорным районам, созданным альпийскими тектоническими
движениями. Среди них по стадии развития могут быть выделены раз-
личные разновидности.
Остановимся прежде всего на наиболее обширных и широко рас-
пространенных (в Альпах, на Кавказе и в Гималаях) долинных
ледниках, или ледниках 1-го порядка, изученных лучше других
(рис. 9.2). Характерной особенностью их является наличие четко выра-
женных областей питания (т. е. фирновых бассейнов, в пределах кото-
рых происходит накопление снега и дальнейшее превращение его в фирн
и лед) и областей стока.
223
Область питания располагается выше снеговой границы, в котло-
винах и впадинах, врезанных в массивы гор и окруженных амфитеат-
ром высоких гребней и пиков. Чаще всего это расширенные верхние
водосборные воронки горных долин, разработанные ранее поверхност-
ными водами. Сток льда осуществляется линейно по горным долинам,
между крутыми склонами которых медленно движутся ледяные потоки,
или языки.
В своем развитии фирновый бассейн и язык ледника тесным обра-
зом связаны. Чем обильнее питание фирнового бассейна, тем длиннее
Рис. 9.3. Ледник Федченко. Темные полосы на поверхности лед-
ника — срединные морены
ледниковый поток в горной долине. Соотношение между площадью
питания и областью стока различно, в Альпах опо составляет в сред-
нем 3:1.
По особенностям строения среди долинных ледников выделяются
простые и с л о ж н ы е, или полисинтетические. Простые
представляют собой обособленные друг от друга ледники, каждый из
которых имеет только один поток и не имеет притоков. Такие ледники
встречаются в Альпах и на Кавказе.
Сложные, или полисинтетические, ледники состоят из ряда сливаю-
щихся друг с другом ледников, каждый из которых имеет свой собст-
венный бассейн питания. Они встречаются в Альпах (ледники Алечский,
Ледяное море и др.) и преобладают среди ледников Кавказа. Особенной
сложностью отличаются ледники, заполняющие не только поперечные
долины (идущие поперек простирания горного хребта), но и продоль-
ные долины, расположенные между двумя горными цепями. Они воз-
никают при достаточно сильных оледенениях. В этом случае продольная
долина заполняется мощным потоком льда, к которому направляются
ледяные потоки поперечных долин, имеющих в свою очередь различные
«притоки». В результате образуется сложно ветвящийся ледник, назы-
ваемый дендритовым, или древовидным. Такие ледники раз-
виты в Гималаях, на Памире, в Тянь-Шане. К этому типу, например,
относится ледник Федченко на Памире (рис. 9.3), длина которого оцени-
224
вается в 71,7 км, а вместе с фирновым бассейном в 75,2 км. Главный
ледник принимает 20 ледников-притоков. По данным сейсмического зон-
дирования мощность льда в средней части ледника 700—1000 м, ниже
уменьшается до 400—300 м.
К таким же крупным ледникам относятся Южный Иныльчек в Тянь-
Шане длиной 59,8 км и Северный Иныльчек длиной 35,2 км с многочис-
ленными ледниками-притоками. Мощность льда в основных ледниках
до 300—400 м.
Иногда фирновые бассейны ледников, расположенных на противо-
положных склонах одного и того же хребта, соединяются. При этих ус-
ловиях питание двух ледников, спускающихся по разным склонам гор-
ного хребта, будет осуществляться уже из общего фирнового бассейна.
Такие ледники называются переметными.
Помимо крупных долинных ледников в горах Средней и Централь-
ной Азии развиты своеобразные ледники, которые выделяют в особый
туркестанский тип. К нему относятся долинные ледники, не
имеющие фирнового бассейна в связи с неблагоприятными для этого
условиями рельефа (крутые гребни вершин гор, отсутствие расширен-
ных верховьев долин и др.). Питание этих ледников происходит в ос-
новном лавинами снега, сходящими с крутых склонов долины. Лавины
снега увлекают за собой большое количество обломочного материала,
который нередко засыпает концевые части таких ледников или же об-
разует слой среди льда.
Кроме хорошо развитых долинных ледников в горных районах вы-
деляются еще две разновидности — каровые и висячие. Они представ-
ляют собой относительно мелкие, изолированные, как бы недоразви-
тые или же реликтовые, т. е. остаточные, горные ледники.
Каровый ледник образуется в кресловидном углублении, но-
сящем название кар, врезанном в верхнюю» часть склонов гор
(рис. 9.4,а,б). Стенки кара крутые, часто отвесные, дно пологое, вогну-
тое, занятое ледничком. Характерной особенностью их является отно-
сительно малая мощность льда и связанное с этим отсутствие стока.
Висячие ледники располагаются во впадинах или вогнутос-
тях на крутых горных склонах, откуда выходят в виде коротких языков,
которые висят над обрывом и периодически откалываются и срывают-
ся вниз в виде лавин.
Следует отметить, что снежные лавины довольно часто
причиняют большие бедствия населению. Они многократно
проявлялись в Альпах, на Кавказе, Памире, Тянь-Шане и в других
горных районах. В настоящее время в Советском Союзе ведутся спе-
циальные исследования лавиноопасных районов, что позволяет про-
гнозировать время падения снежных лавин и давать своевременные
рекомендации по искусственному уничтожению их. Лавиноопасные райо-
ны СССР указаны на рис. 9.5.
Материковые или покровные, ледники. К этому типу относятся
крупные ледники, покрывающие целые острова и континенты. Харак-
терными особенностями, отличающими их от горных ледников, являют-
ся: 1) большая мощность льда; 2) отсутствие влияния доледникового
рельефа на их распространение; 3) отсутствие четкого разделения об-
ласти питания и области стока; 4) радиальный характер движения
льда к окраинам ледникового покрова (в отличие от линейного у гор-
ных); 5) плосковыпуклая форма поверхности ледника, образующая
подобие щита или купола. Распространены материковые ледники в по-
лярных странах. Классическими примерами их являются ледниковые
покровы Гренландии и Антарктиды.
15 Общая геология
225
Гренландский ледяной щит (вместе с другими формами
оледенений) покрывает около 83% острова, или около 1803 тыс. км2. По
данным сейсмических исследований максимальная мощность льда (вбли-
зи середины щита) составляет 3408 м и при средней мощности 1515 м
(Калесник, 1963). Климат на вершине ледникового щита весьма суро-
вый. Средняя годовая температура воздуха за ряд лет колеблется о г
—24 до —32°, температура февраля достигает —47° (с абсолютным
минимумом до —70°), июля до —11°.
Рис. 9.4. а. Схема каровых ледников в начальной стадии развития;
б. Область стока горного ледника и каровые ледники на склоне
долины. (Из материалов Музея землеведения МГУ)
В окраинных частях Гренландии из-под льда выступают скалистые
горные вершины или одиночные скалы, известные под эскимосским на-
званием нунатаки. Ледяной щит в отдельных местах выдвигается
к морю в виде многих крупных лопастей. В ряде же случаев лед, пере-
текая через горные перевалы, дает начало крупным долинным ледникам,
называемым выводными (по Р. Ф. Флинту, разгрузочными) ледника-
ми. Многие из выводных ледников характеризуются значительными
размерами, и продвинувшиеся в море концы некоторых из них нахо-
дятся на плаву. При этом у отдельных ледников отмечались плавучие
языки длиной до 40 км. От краевых частей выводных и других долин-
ных ледников, достигающих моря, периодически откалываются айсберги,
высота которых над водой местами достигает 70—80 м и более. Вне тер-
ритории ледникового щита существуют другие формы оледенения: купо-
226
Рис. 9.5. Схематическая карта
лавиноопасных районов СССР
(Г. К. Тушинский, 1971); 1 —
районы со значительной лавинной
опасностью; 2—районы со сред-
ней лавинной опасностью
ла на местных возвышениях, собственные долинные ледники в фьордах,
каровые и др.
Ледниковый покров Антарктиды (вместе с окаймляю-
щими ее островами) является наибольшим из всех современных ледни-
ков материкового типа и занимает площадь около 13 900 тыс. км2. Пла-
номерное изучение этого огромного ледяного континента было начато
многими странами в соответствии с планом исследований III Междуна-
Рис. 9.6. Орографическая схема коренного ложа Антарктиды (по А. П. Капице):
1 — шельфовая отмель; 2 — подледные равнины; 3 — горные хребты; 4 — желоба
родного геофизического года и особенно продвинулось за последнее
десятилетие. Получено много данных, касающихся закономерностей
атмосферной циркуляции, динамики и мощности ледяного покрова,
рельефа подледного ложа и других вопросов. Значительный вклад в эти
исследования сделан советскими учеными.
Антарктида — самая холодная область земной поверхности. В ее
центральных областях годовая температура воздуха достигает —57° (на
Южном полюсе —50°), на побережье Восточной Антарктиды она выше
— от —10 до —11°, на Земле Грейама еще выше — от —3 до —7°. От-
мечаются чрезвычайно низкие абсолютные минимумы: на Южном полю-
се измерена температура —75°, в районе советской станции Восток в
августе 1960 г. температура достигла —88,3° (Бугаев, 1962), но в райо-
не небольших оазисов Антарктиды температура в теплые сезоны года
положительна, а поверхность темноцветных пород нагревается до 20 и
даже 30° (Марков, 1957).
Анализ подледного рельефа Антарктиды, по данным сейсмического
зондирования, проведенного учеными многих стран, показал (рис. 9.6)
228
его большую сложность (Капица, 1968), наличие высоких горных хреб-
тов различного возраста и простирания, обширных равнин (Восточная,
Бэрда, Западная, Шмидта), поверхность которых опущена на сотни мет-
ров ниже уровня моря.
Мощность ледникового покрова в Антарктиде изменяется значи-
тельно (рис. 9.7). Средняя мощность его около 2000 м, максимальная,
Рис. 9.7. Карта толщины ледникового покрова Антарктиды (по А. П. Капице):
1 — граница покровного ледника; 2 — граница шельфового ледника; 5 — изоли-
нии толщины льда (через 500 м); 4 — те же изолинии, гипотетические; 5 — тол-
щина льда в метрах в отдельных точках
обнаруженная в равнинах Бэрда и Шмидта, превышает 4000 м. Общий
объем ледникового покрова оценивается величиной около 24 млн. км3.
Ледники спускаются к океану и образуют огромные массы шельфо-
вого льда, плавающего в море, но припаянного одним концом к
льдам материка. Самый большой шельфовый ледник — хорошо извест-
ный ледник Росса, заполняющий южную часть одноименного моря
и обрывающийся к морю отвесной стеной 30—40 м, местами 75 м. Его
ширина с севера на юг 830 км. В работах В. X. Буйницкого указывается,
что шельфовые ледники обнаружены в 52 районах Антарктиды и их
суммарная площадь составляет около 1,5 млн. км2.
В отдельных местах окраинных зон Антарктиды, там, где рельеф
сильно расчленен, ледниковый покров распадается на отдельные потоки
льда, на огромные долинные ледники (выводные), текущие или в ска-
229
листых склонах, или в ледяных склонах, образованных менее подвижным
ледниковым покровом.
От краев выводных и шельфовых ледников откалываются огром-
ные ледяные глыбы — айсберги, достигающие нередко длины несколь-
ких километров, а иногда и первых десятков километров. Они выносятся
ветрами и морскими течениями в просторы океана. Высота айсбергов,
над водой различна, но местами достигает 100—200 и более метров.
Рис. 9.8. Ледник, покрывающий Эльбрус
Учитывая, что надводная часть айсберга составляет */?—7ю часть его
высоты, можно представить себе грандиозность и опасность для пара-
ходства этих оторвавшихся ледяных глыб.
Промежуточные ледники. К ним могут быть отнесены плоскогорные
и предгорные ледники.
Плоскогорные ледники приурочены_______к выровненным вер-
шинным поверхностям древних гор. Они покрывают их сплошным чех-
лом на пространствах в сотни квадратных километров. Передвигаясь
от центра к периферии и подходя к окраинным частям плоскогорий,
ледники используют для своего стока долины, по которым спускаются
в виде изолированных ледяных потоков, или языков. Таким образом,
в плоскогорных ледниках можно найти черты, свойственные как мате-
риковым, так и горным долинным ледникам. Те части из них, которые
располагаются в виде шапки или купола на вершинной поверхности
плоскогорий, по своим особенностям сходны с материковыми, а спускаю-
щиеся по разобщенным каналам стока — с горными.
Такие ледники развиты в районе Скандинавских гор (Норвегия),
в значительной степени снивелированных процессами денудации. По-
этому такие ледники часто называют скандинавскими, или норвеж-
скими. Примером является ледниковый массив южной части Норвегии
Юстедаль, покрывающий пространство в 943 км2 и состоящий из главно-
го ледяного щита (площадью около 640 кл«2) и ряда второстепенных. Из
этого массива льда вытекает несколько десятков ледников, спускаю-
щихся в виде коротких языков по долинам.
230
Некоторое сходство с описанным плоскогорным типом имеется у
шапкообразных ледников вулканических конусов — Эльбруса (Кавказ),
Килиманджаро (Экваториальная Африка), Ян-Майен (остров Ян-Май-
ен) и др. В них обычно из одного фирнового поля, развитого или на вер-
шине вулкана, или покрывающего вершины и склоны (Эльбрус и Каз-
бек), во все стороны по ложбинам спускаются ледниковые языки
(рис. 9.8). По данным стационарных исследований (Г. К. Тушинский,
Рис. 9.9. Предгорный ледник (ледник Маляспнна на Аляске)
А. П. Капица и др.), установлено, что мощность льдов на Эльбрусе
около 60—80 м, максимальная же достигает 100—150 м.
Предгорные ледники формируются в высоких расчлененных
горах при большом количестве выпадающих там твердых осадков.
Питание и сток их осуществляются так же, как в типичных горных
долинных ледниках. Но благодаря чрезвычайно обильному питанию
фирновых бассейнов долинные глетчеры выходят из пределов гор на
предгорную равнину, где растекаются веерообразно, принимая формы,
напоминающие дельты рек. Эти расширенные концы долинных ледников,
сливаясь друг с другом, образуют вдоль подножия гор сплошной ледя-
ной покров — предгорный ледник. Подобные ледники развиты на Тихо-
океанском побережье Аляски, где сильно расчлененные молодые горы
высотой до 5500—6000 м в сочетании с климатическими особенностями
(близость моря, обилие влаги) создают особенно благоприятные усло-
вия для оледенения. Примером является большой предгорный ледник
Маляспина в районе залива Якутат (рис. 9.9). Он представляет собой
сплошной ледяной покров, занимающий площадь около 3800 км2, обра-
зованный слиянием концов ряда долинных ледников, спускающихся с
гор. Местами он достигает моря. Такие предгорные ледники были
широко развиты в Альпах во время древних оледенений.
Охарактеризованные выше типы ледников связаны взаимными
переходами. Закономерно нарастающее похолодание климата и увели-
чение доли твердых атмосферных осадков могут привести к последова-
231
тельной смене простых форм ледников все более и более сложными,
вплоть до образования сплошных материковых покровов.
§ 4
РЕЖИМ ЛЕДНИКОВ
Под режимом ледников понимается: 1) питание ледника (количест-
во выпадающих осадков в фирновом бассейне); 2) движение ледника,
или сток; 3) уменьшение массы ледника в результате таяния и испаре-
ния, или абляции (лат. ablatio — отнимание, снос). Соотношение и
изменение этих условий и определяет режим ледника.
Баланс ледника. Накопление, или аккумуляция, осадков минус абля-
ция, вычисленные для ледника в целом, представляют баланс лед-
ника. Он может быть положительным, когда количество выпадающих
осадков превышает абляцию, и отрицательным при иных соотношениях
аккумуляции и абляции. У преобладающей части ледников достаточно
четко выделяются области аккумуляции (с положительным балансом)
и области абляции (с отрицательным балансом).
Движение ледников. Одной из характерных особенностей ледников
является их способность к течению, обусловленная свойствами льда.
Подобно многим другим твердым телам, при определенных условиях лед
приобретает пластические свойства и начинает перемещаться. Степень
проявления пластических деформаций зависит от температуры и давле-
ния. Свойства пластичности особенно ярко проявляются в мощных
массах глетчерного льда в фирновых бассейнах. Нижние горизонты его,
находясь под огромным давлением вышележащих слоев, приобретают
наибольшую пластичность и начинают течь.
Вместе с тем глетчерный лед, несмотря на пластичность, реагирует
на быстрые напряжения как твердое хрупкое тело, в котором возникают
трещины и сколы. Поэтому движение ледников представляет собой
очень сложный процесс. В горных ледниках, где наблюдаются значи-
тельные продольные уклоны дна горных долин, под действием силы
тяжести происходит не только пластичное, вернее вязко-пластичное,
течение льда, но и скольжение его по своему., ложу. Кроме того, в резуль-
тате образования различных сколов (из-за неровности рельефа и других
причин) имеет место скольжение по этим плоскостям отдельных ледни-
ковых блоков относительно друг друга внутри самой ледяной толщи.
Происходят сдвиговые, надвиговые деформации, нередко образуются
чешуйчатые надвиги.
Несколько иным представляется механизм движения материковых
ледников. Здесь наибольшее значение имеет пластичное растекание
льда по радиусам от центра к периферии ледникового щита. Основной
причиной тому является разница в давлении, связанная с уменьшением
мощности льда при движении от центра к краевым частям ледникового
покрова. При больших мощности и давлении ледники способны течь
против уклона поверхности ложа и преодолевать возвышенности.
Динамика ледникового щита, по Е. В. Шанцеру (1966), в несколько
идеализированной схеме представляется следующим образом (рис. 9.10).
В центральной части располагается область питания, где ежегодное
накопление снега превышает расход на таяние. Следовательно, здесь
происходит увеличение мощности ледяного покрова. В результате ниж-
ние слои льда приобретают пластичность и движутся по радиусам к
периферии. По мере движения льда увеличивается абляция и начинает
превышать количество выпадающих осадков, и чем дальше к периферии,
232
тем больше. В связи с этим происходит значительное уменьшение мощ-
ности льда. На том же рисунке намечены области разрушительной и
аккумулятивной работы материкового ледника.
Окраинным частям материковых оледенений свойственны также
внутренние сколы и перемещение по ним льда в виде надвигов.
Скорости движения ледников весьма изменчивы и за-
висят от интенсивности питания, уклона поверхности подледникового
ложа и других факторов. Изучение ледников показало, что они в боль-
шинстве случаев движутся медленно, но вполне ощутимо за относи-
тельно короткие отрезки времени. Примерные средние скорости долин-
ных ледников, приводимые
С. В. Калесником (1963),
следующие: ледники Альп
движутся со скоростью 0,2—
0,4 м/сут, Тянь-Шаня—0,4—
0,5 м/сут, Памира — 0,6 —
0,8 м!сут, Гималаев — 2,0—
3,5 м]сут. Однако замечено,
что скорость движения од-
ного и того же ледника не
остается постоянной, а изме-
няется во времени — в раз-
ное время суток, в разные
сезоны, годы и столетия, до-
стигая иногда значительной
разницы. Так, ледник Блэк-
Рапидс на Аляске (Флинт,
1963) в конце 1936 г. начал
интенсивно расти и за 4—5
месяцев увеличился на 5 км.
Его язык двигался со соед]
Рис. 9.10. Схема динамики ледникового щита:
Af — область питания ледника; АЬ— область
абляции; Ех — зона экзарации; Ak — зона
ледниковой аккумуляции; Но — максимальная
мощность льда, при которой возможно подлед-
ное накопление основной морены; 1 — приход
снежных осадков; 2 — поверхностное стаива-
ние; 3 — движение льда
й скоростью 34 м/сут, максимальная же
скорость достигала 60—70 м/сут. Такое увеличение скорости движения
ледника связано с интенсивным выпадением снега в предшествующие
годы. Всем хорошо известно также катастрофическое продвижение в
1963 г. ледника Медвежьего, спускающегося с западного склона хребта
Академии наук на Памире. Ледниковый язык его двигался со скоростью
до 50 м!сут (в отдельные моменты до 100—150 м!сут вместо обычной —
до 1 м1сут), разрушая все на своем пути. За относительно короткий
срок он продвинулся более чем на 6,5 км.
Отмечено также, что в долинных ледниках скорости движения раз-
личны в поперечном сечении. Средние части ледника, где мощность
льда больше, движутся быстрее; краевые, менее мощные и испытываю-
щие трение о борта долины, — медленнее. Для наблюдения за скорос-
тью движения долинного ледника используются различные методы. Наи-
более простым способом является укладка на его поверхности линий
различно окрашенных камней или же забитых в лед кольев, снабжен-
ных разными флажками. Концы таких створов выходят с ледника на
склоны долины, где устанавливаются специальные постоянные реперы,
от которых ведутся наблюдения. Различная скорость движения в сред-
ней и краевых частях долинного ледника хорошо проявляется в дефор-
мации первоначально прямой наблюдательной линии камней или
колышков, заложенных на поверхности. С течением времени эта линия
изгибается в виде плавной дугообразной кривой.
Изменение скорости движения ледников наблюдается не только в
поперечном сечении, но и в продольном профиле. Наибольшая скорость
233
долинного ледника наблюдается несколько ниже снеговой линии, к
концу его по мере уменьшения мощности льда она постепенно умень-
шается. Указанные изменения поверхностных скоростей как в попереч-
ном, так и в продольном сечениях хорошо видпы на схеме (рис. 9.11),
Рис. 9.11. Схема распределения среднесуточных поверхностных скоростей дви-
жения ледника Ирик на южном склоне Эльбруса (Ю. Ф. Книжников, 1961):
I— линия равных скоростей; II— шкала скоростей: 1— 0—10 см1сут, 2—10—
20 см!сут\ 3 — 20—30 см/сут-, 4 — 30—40 см/сут, 5 — 40—50 см/сут, 6 — более
50 см)сут, III— направление движения ледника; IV — ледниковые трещины;
V — поверхностная морена
составленной для ледника Ирик на южном склоне Эльбруса (Книжни-
ков, 1961). В настоящее время имеются данные об изменении скорости
движения ледников в вертикальном направлении. Она уменьшается от
поверхности к его дну.
Своеобразно распределение скорости движения льда в крупных
материковых или покровных ледниках. Будучи очень небольшой в пре-
делах ледниковых щитов, она увеличивается в десятки и сотни раз в
пределах выводных ледников. Так, например, скорости движения в лед-
никовом щите Гренландии составляют 0,07—0,08 м/сут, а в выводных
234
ледниках изменяются от 3 до 27 м/сут и более. В ледниковом щите Ан-
тарктиды скорости движения ориентировочно оцениваются в 0,03—
0,35 м/сут, а в выводных ледниках в 0,8—3,2 м/сут и более.
Колебание положения края ледника. Ледники при
своем движении расходуют часть вещества на таяние и испарение и тем
сильнее, чем они спускаются ниже, в область высоких температур. На-
конец, они достигают такого уровня и таких условий, при которых
Рис. 9.12. а. Трещины на поверхности ледника.
б. Схема образования трещин на леднике
количество приносимого из фирнового бассейна льда будет равно его
убыли. Этот уровень определяет нижнюю границу, или край, ледника.
При равновесии между приходом и расходом льда нижняя граница
ледника характеризуется стационарным положением и раз-
меры ледника остаются более или менее постоянными. Изменение
соотношения между питанием и таянием приводит к удлинению или
укорочению ледника. Если увеличивается питание фирнового бассейна
при неизменном стаивании и испарении, то ледник перемещается вперед,
увеличивая свои размеры. Продвижение ледника вперед называют
наступанием. Обратная картина наблюдается при уменьшении
питания и притока льда, так же, как и при увеличении скорости стаива-
ния. В этом случае край ледника будет отодвигаться назад (укорачи-
235
ваться) до тех пор, пока не достигнет стационарного положения, соот-
ветствующего новому равновесию прибыли и убыли льда. Отодвигание
ледника назад называют его отступанием. Как правило, наступа- »
ние сопровождается увеличением скорости движения льда, а отступле-
ние — уменьшением.
Характер поверхности ледников. Ледники, переме-
щаясь по горным долинам и крупным неровностям земной поверхности,
испытывают деформации, приводящие к возникновению разломов и тре-
щин. Одной из причин образования последних является изменение попе-
речного сечения долины, т. е. чередование суженных и расширенных
участков ее. Выходя из узкого отрезка в расширенную часть долины, I
ледник веерообразно растекается по ней и принимает ее форму. При
таком растекании льда в стороны возникают поперечные напряжения, |
вызывающие образование продольных трещин, особенно в верхних час-
тях ледника, обладающих меньшей пластичностью (вследствие низких
температур и давления) и большей хрупкостью (рис. 9.12, а).
Второй причиной являются неровности подледникового ложа. В тех
местах, где ледник проходит над различными уступами в земной поверх-
нлсти, или участками, где уклон подледникового ложа становится гораз- х
до круче, его поверхность принимает выпуклую форму и он испытывает
значительные растяжения и деформацию. В результате на перегибах
образуется система поперечных трещин.
Третья причина заключается в различной скорости движения.лед-
ника в центральных и краевых частях его. Схему образования трещин
таким путем можно видеть на рис. 9.12, б. При таком неравномерном
перемещении в боковых частях ледника возникают значительные растя-
гивающие усилия, в результате чего нарушается сплошность льда и об-
разуются трещины (е—е), простирающиеся перпендикулярно линиям
наибольшего натяжения (ABi и С\Д1). Эти косо направленные к бор-
там трещины называют боковыми, или краевыми.
Местами трещиноватость ледников настолько велика, что их поверх-
ность является как бы расчлененной на части и труднопроходимой. Под
действием солнечных лучей происходит подтаивание льда; образую-
щаяся при этом вода устремляется по трещинам, расширяет их, в ре-
зультате чего разделяющие их части могут образовать причудливой
формы острые ледяные шпили. Глубина трещин доходит до 50 м,
иногда до 250 м.
§ 5
РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА ЛЕДНИКОВ
Как известно, работа ледников складывается из разрушения, пере-
носа и отложения (аккумуляции). Разрушительное воздействие ледни-
ков на свое ложе принято называть экзарационной деятельностью, или
экзарацией (лат. exaratio — выпахивание). В результате этой дея-
тельности создаются своеобразные формы на поверхности земли. Экза-
рация особенно интенсивно проявляется при больших мощностях льда,
когда создаются огромные давления на подледниковое ложе. Разруши-
тельная работа значительно усиливается благодаря обломкам горных
пород, захваченных ледником при своем движении и вмерзших в его
придонные части. Ледники, насыщенные обломочным материалом, исти-
рают, полируют, бороздят поверхность подстилающих твердых скальных
пород. Песчаные кварцевые зерна, щебень и крупные остроугольные
камни оставляют на поверхности царапины, штрихи, борозды, называе-
236
мые часто ледниковыми шрамами. Обычно они имеют длину
до одного или нескольких метров, относительно небольшую ширину и
глубину, измеряемую миллиметрами, в редких случаях достигают десят-
ков сантиметров. В таких породах, как известняки, сланцы, борозды
достигают 1—2 м глубины. На отдельных участках штрихи, протяги-
ваясь параллельно друг другу, сохраняют постоянное направление, что
дает возможность судить о направлении движения льда в данном месте.
Рис. 9.13 Курчавые скалы
Встречаются и перекрещивающиеся системы штрихов, что указывает на
изменение направления движения льда.
Ледники, встречая на своем пути скалы, небольшие возвышенности,
состоящие из коренных пород, сглаживают их, округляют, полируют и
штрихуют. В результате возникают своеобразные, несколько удлиненные
формы — «бараньи лбы». В продольном направлении они асиммет-
ричны. Склон, обращенный навстречу движению ледника, — пологий,
обычно хорошо отполирован, исштрихован, а противоположный склон —
крутой — менее затронут полировкой, со следами выламывания дви-
гающимся льдом отдельных глыб скальных пород. Сочетание таких
форм образует ряд сглаженных асимметричных выступов и углублений,
называемых «курчавыми скалами» (рис. 9.13). Иногда такие
формы достигают значительных размеров. Так, например, многие
острова в шхерном районе Финляндии представляют собой курчавые
скалы, затопленные морем.
Обломочный материал, захваченный ледником и активно участвую-
щий в разрушении подледникового ложа, в процессе движения также
изменяется. Крупные обломки сами истираются, округляются, их по-
верхность полируется и покрывается штрихами и царапинами. Такие
округлые исштрихованные обломки называют валунами (рис. 9.14).
Если ледник встречает на своем пути отдельные скалы или уступы,
обращенные навстречу движению и сложенные сильно трещиноватыми
породами, то он может срывать крупные блоки и глыбы, захватывать их
и переносить на далекое расстояние.
При различной прочности пород, слагающих подледниковое ложе,
и различной степени их трещиноватости ледники выпахивают отдельные
237
углубления, иногда вытянутые по направлению движения, называемые
ваннами выпахивания.
С деятельностью льда и снега в горных районах связано образова-
ние ряда характерных форм, к числу которых относятся кары, леднико-
Рис. 9.14 Ледниковый валуи. Карельский перешеек
(фото Г. П. Горшкова)
вые цирки, ледниковые долины (троги). Кары, как уже сказано,
представляют собой кресловидные углубления (рис. 9.15). Началом
образования кара могут послужить снежники в мелких эрозионных
ложках или других западинах на склоне горы. Днем вокруг снежного
пятна образуются талые
воды, которые проникают
и на дно первичной запа-
дины. При их замерзании
ночью происходят интен-
сивные процессы физиче-
ского (морозного) вывет-
ривания, связанные с уве-
личением объема замер-
зающей воды. Образую-
щиеся мелкие продукты
выветривания выносятся
водой, и выветривание
Рис. 9 15. Продольный разрез кара и карового
ледника (по Р Грэсвеллу)
будет захватывать все но-
вые и новые порции гор-
ных пород, подстилаю-
щих снежное пятно. Так,
в результате совместного действия снега или льда, талых вод и физиче-
ского выветривания кары все больше и больше расширяются и углуб-
ляются, увеличивая тем самым каровые ледники.
Ледниковые цирки — это большие чашеобразные котловины,
имеющие форму амфитеатра и представляющие собой сильно расши-
ренные и преобразованные ледниками части верховьев горных долин.
238
Их окружают высокие почти отвесные стены и только с одной стороны
они открыты и постепенно переходят в сопряженные с ними долины.
Ледниковые цирки являются основными областями питания горных до-
линных ледников. Их развитие также связано с рядом процессов:
1) экзарационным воздействием самого ледника, 2) выветриванием и
3) действием талых вод. В расширении цирков особая роль отводится
Рис. 9.17. А. Трог, возникший из
V-образиой долины. Пунктиром пока-
заиа поверхность исчезнувшего лед-
◄ ника Б. Продольный профиль части
ледниковой долины, показывающий
ригели (R) и котловины ледникового
выпахивания (В)
краевым трещинам фирнового бассейна, которые отделяют массы фирна
от окаймляющих стенок. Ширина таких трещин иногда достигает не-
скольких метров. Здесь создаются наиболее благоприятные условия
для физического выветривания и последующего сноса ледником рыхлых
продуктов. Так, постепенно стенки отступают, и цирк увеличивает свою
площадь.
Ледниковые долины, или троги, (нем. Trog — корыто).
Горные ледники, выходя из фирнового бассейна, спускаются вниз по
ранее созданным водными потоками эрозионным долинам и значитель-
239
но преобразуют их (рис. 9.16). Первичные эрозионные долины в горных
районах в большинстве случаев имеют V-образную форму. Под дейст-
вием движущегося ледника эти долины постепенно расширяются и уг-
лубляются. В конце концов ледником вырабатывается долина, имеющая
корытообразный вид. Таким образом, поперечный профиль горной доли-
ны ледниковых областей приобретает своеобразные, только им свойст-
венные черты (рис. 9.17, А). Верхняя часть долины, выработанная эро-
зионными процессами, является открытой, со средней крутизной склонов
40—45°. Нижняя часть представляет собой крутостенный трог, заканчи-
вающийся внизу пологовогнутым дном. При переходе от трога к верх-
ней более открытой части долины наблюдаются выпуклые переломы
склонов и террасовидные, слабо наклонные площадки, называемые
плечами трога.
Характерными особенностями отличаются и продольные профили <
троговых долин. Им свойственны чрезвычайная неровность дна, наличие
многочисленных поперечных скалистых уступов (ступеней), называемых
ригелями, чередующихся с углублениями — ваннами выпахц- I
в ан и я. Образованию их способствует различная сопротивляемость
пород, слагающих дно долины, изменение мощности льда и другие
факторы. Некоторые исследователи (Флинт, 1963) придают большое
значение различной степени трещиноватости горных пород. С этой
точки зрения ригели образуются на участках пород со слабой трещино-
ватостью, а ванны выпахивания приурочиваются к участкам, где породы
подледникового ложа сильно трещиноваты. На ряде участков троговой
долины наблюдаются даже обратные уклоны, при этом чаще всего не-
посредственно перед уступами (рис. 9.17, Б). - 1
Дно и склоны трога несут на себе следы ледниковой обработки.
Твердые скальные породы отполированы, местами сильно исштрихованы.
Отдельные выступы их сглажены и образуют подобие «бараньих лбов»
и «курчавых скал».
Висячие долины притоков. В троговых долинах, подвергав-
шихся в прошлом длительному воздействию ледников, устьевые части
притоков оказываются подвешенными на стенках главного трога. Это
может произойти в результате: 1) непосредственного срезания ледником
концов боковых притоков, 2) неравномерного углубления в главной
долине и в боковых притоках, где ледники имеют обычно значительно
меньшую мощность. Наличие в троговых долинах подвешенных (вися-
чих) устьев рек является одной из причин возникновения в них водопа-
дов. Типичные троговые долины развиты на Кавказе, в Альпах и других
молодых горах.
§ 6
ТРАНСПОРТНАЯ И АККУМУЛЯТИВНАЯ РАБОТА ЛЕДНИКОВ
Ледники при своем движении переносят (транспортируют) огром-
ное количество разнообразного обломочного материала (от тонких час-
тиц до крупных валунов), состоящего преимущественно из продуктов
надледникового и подледникового выветривания, а также из обломков,
возникающих при механическом разрушении горных пород движущими-
ся ледниками. Весь этот обломочный материал, попадающий в тело
ледника, переносимый и откладываемый им, называется мореной.
Морены бывают различными: одни из них находятся в движении и
перемещаются вместе с телом ледника, другие уже отложились. В соот-
240
ветствии с этим принято подразделять ледниковые морены на движу-
щиеся и отложенные.
Движущиеся морены в горных ледниках. В каждом
горном леднике среди движущихся морен можно выделить несколько
их разновидностей, в- зависимости от их расположения в леднике
(рис. 9.18).
Рис. 9.18. Схема расположения морен в поперечном сечении лед-
ника (/) и в плане (2). Морены: Л —боковая; Б — срединная;
В — внутренняя; Д— донная; С — конечная
боковые
поверхностные -серединные
Движущиеся морены-^-внутренние- покрывающие всю
X поверхность
нижние, или донные
Боковые морены развиты в виде вытянутых в длину валов
или гряд по бокам ледникового языка. Они образуются главным обра-
зом из обломков горных пород, отделившихся в результате процессов
выветривания от возвышающихся над ледником крутых склонов долины.
Сюда же может поступать обломочный материал, приносимый водными
потоками по боковым ущельям и частично от оползаний горных склонов
и осыпей.
Срединные морены могут образоваться „двумя способами:
1) в результате соединения гряд боковых морен при слиянии двух лёд-
ников, 2) в результате вытаивания внутренней морены. В срединных
моренах также сохраняется форма длинных валов, или гряд. В некото-
рых ледниках наблюдается несколько полос срединных морен, что ука-
зывает на слияние многих ледников и на сложность их строения. При-
мерами могут быть крупные сложные ледники Средней Азии — Федчен-
ко и Иныльчек (рис. 9.3).
Поверхностные морены, покрывающие всю по-
верхность ледника. При абляции, особенно интенсивной в на-
правлении к концу ледника, может образоваться сплошной слой море-
ны, покрывающий поверхность ледника как в результате разваливания
гряд срединных морен, так и вытаивания внутренних. По данным
Р. Флинта (1963), высота гряд срединных морен различна, местами
16 Общая геология
241
достигает первых десятков метров. Они предохраняют лежащий под
ними лед от стаивания, в то время как примыкающие к ним участки-
чистого льда подвергаются абляции и понижаются. Подтаивание льда
смежных участков увеличивает крутизну склона моренных гряд, и с них
начинают скатываться обломки, они начинают оползать, оседать, в ре-
зультате чего происходит увеличение ширины моренного чехла на лед-
нике. Если в пределах долинного ледника развито несколько срединных,
морен, то при условии таяния в концевой части его гряды как бы теряют
свои прежние очертания и обломочный материал почти полностью-
может покрыть поверхность ледника. В этом большую роль играет так-
же вытаивание обломочного материала, заключенного внутри ледника
(внутренние морены). Особенно часто это наблюдается при усилении,
таяния, захватывающего все более и более глубокие уровни ледниковы.х
языков. При этих условиях даже редкие включения обломков образуют
на сниженной поверхности ледника уже заметные скопления.
По мнению С. В. Калесника, вытаивание внутренней морены (как
следствие интенсивной абляции) является главным фактором в обра-
зовании сплошного моренного слоя на поверхности ледника. Образую-
щийся подобными способами поверхностный слой обломочного материа-
ла называют а б л ял и о н н о и мореной (Флинт, 1963). Некоторые
исследователи название «поверхностная морена» относят именно к этом^
сплошному слою, в отличие от боковых и срединных, образующих гряды-
и валы.
[Внутренние морены могут накапливаться как в фирновом-
бассейне, так и в области ледникового языка. Процесс образования
прост. Все обломки, попадающие в фирновый бассейн, постоянно захо-
роняются все новыми и новыми порциями снега, обильное выпадение-
которого является необходимым условием нормального развития лед-
ника. В дальнейшем, уже внутри движущегося льда они попадают в-
область стока.
В пределах ледникового языка образование внутренних морен свя-
зано с различными Трещинами. Обломки, попавшие на поверхность лед-
ника, частично проникают в трещины и при последующем смерзании их.
впаиваются в тело ледника. В образовании внутренней морены прини-
мает участие и донная морена, которая по плоскости скалывания вы-
давливается вверх внутрь ледника и даже на его поверхность. Обычно-'
это свойственно концевым частям ледников.
Нижняя, или донная, морена представляет собой обломочный.-
материал, вмерзший в придонные части ледника. Она состоит из облом-
ков горных пород, возникших в результате процессов: а) доледникового
выветривания, б) подледникового выветривания и в) разрушения ложа
движущимся ледником. Благодаря доледниковому выветриванию уже в
самые начальные стадии формирования ледника снег выпадает на по-
верхность, покрытую обломками, и обволакивает их. При последующем
уплотнении снега обломки вмерзают в него. Льды, вытекая из фирново-
го бассейна и двигаясь по долине, увлекают с собой этот обломочный
материал и по дороге обогащаются продуктами разрушения ледника и
подледникового выветривания.
Движущиеся морены в покровных ледниках. В по-
кровных ледниках материкового типа главное развитие получают движу-
щиеся донные и внутренние морены. Последние возникают в результате
выдавливания нижней морены при деформациях льда во время его
перемещения по крупным неровностям рельефа. Поверхностные морены,
здесь, как правило, отсутствуют, так как нет условий для их образова-
ния; вся поверхность материка погребена подо льдом. И только
242
в краевых частях ледниковых покровов, где имеются нунатаки, обте-
каемые льдом, или они разделяются на отдельные ледники, появляются
полосы поверхностных морен. Кроме того появление внутренних и даже
донных морен на поверхности окраинных частей ледников возможно г
результате перемещения и чешуйчатого надвигания отдельных блоког-
льда по внутренним плоскостям сколов (разрывов).
Отложенные морены. Обломочный материал, содержащий-
ся в теле ледника или на его поверхности, при благоприятных условиях
начинает откладываться уже в процессе движения льда. Но особенно
интенсивно ледниковая аккумуляция проявляется в период отступания
ледника, т. е. его таяния, когда на поверхности подледникового ложа
остаются морены всех перечисленных выше типов. Некоторые из них
и в отложенном виде сохраняют особенности, присущие им в период
движения (валы боковых и иногда срединных морен). Среди отложен-
ных морен различают конечные, или краевые, и основные.
К он ечная морена. Ледники, непрерывно двигаясь от областей
питания 1Пдёрйф'ёрйи, приносят большое количество обломочного"мате-
риала. В конце ледникового языка, или покровного щита, лед стаивает
и весь принесенный сюда материал сгружается у его края. При дли-
тельном периоде стационарного положения конца ледника перед ним
образуются целые гряды, или валы, обломочного материала, которые
называются конечными моренами. В формировании отложенных
конечных морен принимают участие все виды движущихся морен — по-
верхностные, внутренние и донные (см. рис. 9.18).
Конечноморенные гряды, окаймляя ледники, отражают форму их
краевой части. В горных ледниках они имеют дугообразную форму, с
различной кривизной дуги и высотой от нескольких до 30—40 м, в ма-
териковых— следуют за контуром краевой части ледяного покрова.
Иногда они принимают сложный фестончатый вид, достигают большой
высоты и ширины. Они часто прерываются вытекающими из-под лед-
ника водами, образуя разрозненные гряды и отдельные холмы.
Конечные морены имеют большое значение для выяснения режима
ледников. Хорошо выраженная конечноморенная гряда свидетельствует
о длительной остановке ледника (о стационарном положении края).
Наличие нескольких гряд конечных морен, разделенных понижениями,
указывает на прерывистое отступание ледника, т. е. чередование оста-
новок и быстрого отхода. При непрерывном отступании ледника, без
каких-либо задержек, конечные морены в их типичном виде не обра-
зуются, а обломочный материал, приносимый к концу ледника, отклады-
вается на освобождаемой ото льда площади более или менее равномер-
но. При новом наступании ледника ранее созданные конечные морены
могут быть целиком или частично разрушены и вновь переработаны дви-
жущимся льдом.
О с н о в.и а я м о р е н а. Она представляет собой накопление всего
обломочного материала, переносимого ледниками (донной, внутренней
и поверхностной в горных ледниках, донной и внутренней — в матери-
ковых), одевающего поверхность прежнего подледникового ложа. По
мнению ряда исследователей, донная морена откладывается в области
абляции в процессе движения ледника. На это указывают значительная
уплотненность отложенного материала и закономерность расположения
валунов, длинные оси которых параллельны направлению движения
ледника.
При стаивании ледника постепенно начинает оседать и обломоч-
ный материал, находящийся в верхних частях ледникового тела и на
16
243
его поверхности. После исчезновения ледника этот слой обломочного
материала (абляционная морена) накладывается на донную морену.
Абляционная морена отличается от донной меньшей уплот-
ненностью, почти полным отсутствием четко выраженной ориентировки
валунов и местами более грубым составом (вследствие того, что талые
воды вымывают тонкие частицы). Соотношение донной и абляционной
некоторых долинных ледни-
морен различно в различных ледниках. В
Рис. 9.19. Образование основной и абляцион-
ной морен, по Р. Ф. Флинту (из книги
Е. В. Шанцера):
А — подледная аккумуляция основной морены
во время движения ледника; Б — образование
поверхностной морены при стаивании прекра-
тившего движения (мертвого) льда; С — обра-
зование слоя абляционной морены поверх дон-
ной морены
мы, называемые друмлинами
ках, богатых движущимися
поверхностными и внутрен-
ними моренами, почти вся
толща ледниковых отложе-
ний (основной морены) со-
стоит из абляционной море-
ны. При этом боковые и сре-
динные морены, откладыва-
ясь, сохраняют в некоторых
случаях валообразную фор-
му. В материковых ледни-
ках основная морена состо-
ит главным образом из от-
ложенной донной морены.
Абляционная морена или
отсутствует, или образует
относительно маломощный
слой на поверхности донной
(рис. 9.19).
Основная морена обра-
зует на значительных пло-
щадях почти сплошной по-
кров, различно выраженный
в рельефе. В районах быв-
шего в четвертичный период
материкового оледенения
развит преимущественно
равнинно-моренный и хол-
мисто-моренный рельеф. По-
мимо неправильных хаоти-
чески разбросанных холмов,
созданных ледниковой акку-
муляцией. существуют ме-
стами более правильные
9.20). Это сравнительно не-
высокие продолговатые холмы, длинная ось которых совпадает с направ-
лением движения ледника. По данным Р. Ф. Флинта, друмлины имеют
обычно следующие размеры: длина 1—2 км, ширина 400—600 м и вы-
сота 15—30 м. Местами же наблюдаются существенные отклонения от
приведенных размеров как в сторону их уменьшения, так и увеличения.
Друмлины различны и по своему строению. Часть из них целиком сло-
жена очень плотным моренным материалом («моренные друмлины»).
В других — наблюдается ядро из коренных скальных пород, располо-
женное обычно в конце, обращенном к наступающему льду, за которым
накапливается моренный матреиал (рис. 9.20, б). И, наконец, встречают-
ся друмлины, состоящие целиком из коренных пород — «скальныедрум-
лины». Друмлины располагаются группами и покрывают значительные
площади, образуя так называемые друмлинные поля (рис. 9.20, а).
244
В каждом из них могут быть найдены переходные формы друмлинов от
чисто «скальных», сложенных коренными породами, к типично «морен-
ным», и все они имеют примерно одинаковый облик. Это удлиненные
холмы. Происхождение друмлинов недостаточно ясно. Несомненно од-
но, что они представляют собой подледниковые образования и форми-
ровались при движении ледника как в результате экзарационной, так
Рис. 9.20. а. Друмлин, б. Разрез
друмлина: 1 — скала; 2 — морена
и аккумулятивной его деятельности при значительном динамическом
воздействии льда.
Друмлины встречаются преимущественно в областях распростра-
нения ледников материкового типа, обладающих большой мощностью
Особенности строения отложенных морен. Морена
состоит из самого разнообразного обломочного материала — тонких
глин, суглинков, глинистых песков, гравия, галькн и валунов (рис. 9.21)
Диаметр валунов изменяется от нескольких сантиметров до 2—3 м и
более. Соотношение между составляющими частями в морене может
быть самым различным. Оно зависит от многих факторов: от близости
к центрам оледенения, интенсивности поступления обломочного мате-
риала, от- состава пород подледпикового ложа, от длины пройденного
ледником пути и его мощности. Местами в морене преобладают глины
или суглинки, в которые включены отдельные, более крупные облом-
245
ки— гравий, щебень, валуны, иногда же они состоят из смеси крупно-
обломочного материала с глинистым песком различной зернистости.
Таким образом, характерными особенностями ледниковых морен,
отличающих их от других континентальных отложений, являются:
Рис. 9.21. Строение морены (фото
Г. П Горшкова)
ми признаками.
1) неоднородность состава;
2) отсутствие сортировки об-
ломочного материала; 3) от-
сутствие слоистости.
Ледниково - морские
отложения. Помимо ти-
пичных основных морен, отло-
женных в пределах материков,
выделяют также смешанные
ледниково-морские отложения.
Они образуются главным об-
разом в области шельфа, где
спускающиеся с материка лед-
ники на некотором расстоянии
от пего всплывают — находят-
ся на плаву, обламываются в
краевой части, образуя айсбер-
ги. В этом случае из ледника
на дно моря выпадает вытаи-
вающий обломочный матери-
ал. Поскольку выпадение мо-
ренного материала происходит
в водной среде, то отложения
приобретают специфические
особенности, отличающие их
от типичных континентальных
морен. В них местами прояв-
ляется некоторая сортировка
материала, нарушается ориен-
тировка длинных осей валунов
относительно направления
движения ледника и, главное, в них находятся раковины морских орга-
низмов. Таким образом, они обладают как ледниковыми, так и морски-
§ 7
ВОДНО-ЛЕДНИКОВЫЕ ПОТОКИ И ИХ ОТЛОЖЕНИЯ
Поверхность ледников, как уже было отмечено, подвержена непре-
рывным процессам таяния и испарения. В результате на леднике
возникают талые воды, которые, собираясь в ложбины, образуют на-
стоящие водные потоки — реки в ледяных берегах, с разветвленной
сетью притоков. Эти потоки достигают иногда значительной мощности
и обладают большой живой силой. Пути движения их весьма сложны.
Они то протекают по поверхности в надледниковых ложбинах, то исче-
зают в трещинах и движутся далее по сложным внутриледниковым
каналам, то достигают дна ледника и образуют подледниковые потоки
В последних участвуют также воды, притекающие со склонов трога, и
воды, образующиеся в придонных частях ледника под действием тепло-
ты земли и большого давления. Подледниковые воды вырабатывают
246
для себя сеть ложбин, по которым они перемешаются, и, достигая края
.ледника, выходят из него в виде многочисленных временных или по-
•стоянных потоков. Местами в краевой части ледника видны в виде
пещер выходы подледниковых туннелей, из которых вытекают более
мощные и сосредоточенные водные потоки. Все эти потоки — надледни-
ковые, внутриледниковые и подледниковые — при своем движении раз-
мывают морены, захватывают моренный материал (тонкие глинистые
частицы, песок и мелкие обломки), переносят его и откладывают. Все
отложения, возникшие в результате аккумулятивной деятельности
водно-ледниковых потоков, называются флювиогляциальными
(лат. fluvius — река, glacialis — ледяной). Они образуют характерные
•формы рельефа. Среди них выделяются зандры, озы, камы и камовые
террасы.
Зандры (дат. sandur — песок) — это отложения водно-леднико-
вых потоков, образующие пологоволнистые равнины, .расположенные
непосредственно за внешним краем конечных морен и сложенные сло-
истыми песками, гравием и галькой. Они представляют собой слившиеся
весьма пологие и широкие конусы выносов подледниковых потоков,
«образующиеся при выровненном рельефе поверхности. Вытекающие
из-под ледника потоки, попадая на такие выровненные пространства,
теряют свою скорость, широко разливаются, разбиваются на сеть блуж-
дающих по поверхности рукавов и откладывают принесенный обломоч-
ный материал. При этом более грубые осадки — галька, гравий, круп-
ный песок — обычно откладываются близ края конечных морен, далее
на широких площадях откладываются преимущественно пески и, нако-
нец, в краевых частях, где скорость воды ничтожна, оседают тонкие
пылеватые и глинистые частицы. Таким образом, преобладающая часть
зандровых равнин слагается песками (зандровые песчаные поля). По-
верхность таких равнин характеризуется малыми уклонами, не превы-
шающими 3—4° и только при переходе к конечным моренам увеличи-
вающимися до 8—10°. В районах современного оледенения зандры осо-
бенно хорошо развиты перед ледниками Исландии. В том случае, когда
водно-ледниковые потоки направляются вдоль существующих речных
долин, образуются узкие долинные зандры, или шлейфы.
Озы, или эскеры, это узкие длинные гряды, или валы, вытяну-
тые в направлении движения ледника (рис. 9.22). Длина таких гряд
изменяется от нескольких десятков и сотен метров до десятков и даже
«сотен километров, высота от 3—5 до 50 м и более. Местами они имёют
четковидное строение: расширенные участки сменяются суженными
-и наоборот. Ось гребня оза волниста, и часто вдоль нее наблюдается
чередование повышенных участков с пониженными. Иногда оз распа-
дается на ряд отдельных, несколько удлиненных холмов, вытянутых по
одной линии. Некоторые озы имеют более или менее правильное прямо-
линейное направление; другие же характеризуются чрезвычайной изви-
листостью, напоминая собой меандрирующую реку, и накладываются
на совершенно различные элементы рельефа.
Озы сложены хорошо промытыми слоистыми разнозернистыми
песками, гравием и галькой. Слоистость в озах неправильная, часто
диагональная, изредка в них встречаются валуны или валунные глины.
В районах древних материковых оледенений (Карелия, Финляндия,
Швеция) они представляют собой одну из характерных форм ланд-
шафта.
Существует ряд гипотез о происхождении озов, из которых наиболь-
шего внимания заслуживают две: дельтовая и русловая.
247
Дельтовая гипотеза связывает образование озов с выходом из под-
ледникового туннеля сосредоточенных и достаточно мощных водных
потоков. Каждый такой поток в ледниковом туннеле находится под
большим гидростатическим давлением и, обладая большой скоростью,
перемывает морены и переносит обломочный материал на большие рас-
стояния. При выходе потока в приледниковую область весь принесенный
им песчано-гравийно-галечный материал накапливается у ледникового
Рис. 9.22. Оз
края, образуя относительно узкую дельту (конус выноса). При отступа-
нии ледника и перемещении его края образуется новая дельта в соот-
ветствии с новым положением устья потока. Если отступание ледника
будет продолжаться и дальше, то вслед за ним будут формироваться
все новые и новые дельты, слияние которых и может образовать единую
или прерывистую четкообразную гряду — оз. Не исключается возмож-
ность и того, что частично озы могут образоваться и в подледниковом
туннеле.
По русловой гипотезе образование озов связано с движением потока
в надледниковых и внутриледниковых каналах. По данным, приводимым
Ю. А. Лаврушиным (1969) по району юго-западной Гренландии, «та-
лые потоки воды собираются в реки, промывающие в ледниках долины
глубиной до 30—40 м. Потоки, протекая по таким каналам и перемывая
моренный материал, откладывают его в своих ледяных «руслах» напо-
добие того, как откладывается аллювий в руслах обыкновенных рек
Эти надледниковые и внутриледниковые русла отличаются извили-
стостью. После того как ледник стает, отложения водно-ледниковых
потоков проектируются на основные морены или непосредственно на
подледниковое ложе, образуя извилистые гряды.
[К а м ы — это холмы высотой в среднем до 10—12 м, по форме на-
поминающие моренные холмы, но отличающиеся от них внутренним
строением. Они часто располагаются вблизи конечных морен. В строе-
248
«
пни их участвует разнообразный материал: слоистые, хорошо отсорти-
рованные пески, иногда с гравием и галькой, тонкие глины, местами иа-
нбмшГающйё'лепточпые, и валунный материал.
' ТакогГразнородныи состав; особенно присутствие тонких глин, ука-
зывает на образование их скорее в стоячей воде, чем в движущейся.
Поэтому предполагается, что камы образуются в условиях уже «мерт-
вого» недвижущегося льда краевых его участков. На поверхности такого
Рис. 9.23. Озерные ленточные глины
льда при быстро идущих процессах таяния образуются различные и
многочисленные трещины, понижения, котловины, которые, заполняясь
водой, превращаются в относительно небольшие озера. В них стекают
с более повышенных участков льда многочисленные ручьи, то мелкие,
то более крупные, и приносят с собой неоднородный по составу обло-
мочный материал, который и осаждается в этих озерах. Появление
примеси валунного материала в них, возможно, связано с непосредст-
венным вытаиванием его изо льда. Этот накопленный в озерах мате-
риал в процессе таяния ледяного массива постепенно оседает и, нако-
нец, проектируется на поверхность основной морены в виде группы
холмов.
Камов ые террасы приурочены к краевым частям долин. Они
образуются в результате деятельности текущих потоков или озер, рас-
полагающихся между ледником и примыкающим склоном долины в ус-
ловиях «мертвого» льда. Отложения, которые образуются потоками или
в озерах, после таяния ледника остаются в виде аккумулятивных тер-
рас, прислоненных к склону. Они представлены слоистыми песками,
песками с гравием и галькой, местами с прослоями глин.
Озерцо-ледниковые, или лимно-гляциальные, от-
ложения (греч. XipvT) — озеро) являются особым генетическим
типом водно-ледникового комплекса. Они образуются в приледни-
ковых озерах (перед концом, или краем ледника), которые возни-
кают в результате подпружипания выходящих подледниковых потоков
возвышенными участками рельефа с уклоном, направленным к краю-
ледника, или же грядами конечных морен. Образование некоторых при-
249
.ледниковых озер, возможно, связано с подпруживанием рек, текущих
навстречу леднику. Отложения приледниковых озер состоят из топкого
послойного чередования мелкозернистых песков и глин с отчетливо вы-
раженной горизонтальной ленточной слоистостью. Каждая такая пара
слойков песка и глины составляет годичную ленту. В летний период,
когда происходит наиболее интенсивное таяние ледников, водные потоки
Рис. У.24. Схема соотношения ледниковых и водно-ледниковых форм
приносят в приледниковые озера значительно больше взвешенного
материала, состоящего из тонкого песка, пылеватых и глинистых частиц.
В зимнее время водные потоки или иссякают совсем, или в них значи-
тельно уменьшается количество воды. В последнем случае они способ-
ны переносить только тонкие глинистые частицы. В результате в течение
теплой половины года в озере накапливается песчаный слой — лет-
ний слой. Зимой же заканчивается осаждение наиболее тонких
глинистых частиц, оставшихся во взвесях от летней мути и, возможно,
принесенных зимними потоками — зимний слой. Эти озерно-ледни-
ковые отложения, состоящие из многократно повторяющихся годичных
лент (зимнего глинистого более темного слойка и летнего песчаного
светлого), называют ленточными глинами (рис. 9.23). При от-
ступании ледника увеличиваются размеры приледниковых водоемов и,
следовательно, все шире по площади будут распространяться ленточные
глины.
По количеству годичных лент в обнажении ленточных глин можно
судить о продолжительности времени их накопления (геохронологиче-
ский метод, разработанный Де-Геером). Кроме того, изучая пространст-
венное расположение ленточных глин, можно судить об отодвигании
края ледника и скорости этого отодвигания. Ленточные глины широко
распространены в пределах областей четвертичного оледенения (в юго-
западной части Финляндии, в Заонежье, в Ленинградской области и в
других местах). Комплексы ледниковых и водно-ледниковых образова-
ний и их соотношение указаны на схемах (рис. 9.24).
250
§ 8
ДРЕВНИЕ ОЛЕДЕНЕНИЯ
Древние четвертичные оледенения. Областям оледенения свойствен-
ен особые черты рельефа и характерный комплекс ледниковых и
водно-ледниковых отложений. Они представляют собой замечательные
геоморфологические и геологические документы, по которым можно
судить о древних оледенениях и истории их развития, особенно за по-
следний, новейший геологический период — антропогеновый (четвертич-
ный), или плейстоцен (греч. nXeioxov — наиболее, xocivocr —новый).
Еще в прошлом столетии исследователями было обращено внима-
ние на значительное распространение в северо-западной части Русской
равнины, на севере других европейских стран исштрихованных оглажен-
ных валунов, лежащих прямо па поверхности или внутри красно-бурых,
иногда серовато-бурых, глин и достигающих значительных размеров. При
этом большая часть валунов по своему составу не имела никакого
сходства с горными породами, слагающими указанные районы. Валуны
состояли главным образом из кристаллических пород — гранита и гней-
са, которые известны в коренном залегании в Скандинавии. Вопрос о
происхождении этих так называемых э р р а т и ч_ес к и х.. (лат. errati-
cus — блуждающий) валунов______в указанных ""равнинных...областях,
удаленных от современных центров оледенения, в свое время вызвал
оживленную дискуссию.
В-70-х годах прошлого столетия русским естествоиспытателем
П. А. Кропоткиным и шведским ученым О. Торелем была высказана
мысль о древнем оледенении материкового характера, охватившем
северные части Европы, и приносе валунных отложений движущимися
покровными ледниками.
В настоящее время нужно считать неоспоримым тот факт, что в
антропогеновый (четвертичный) период мощные материковые льды
покрывали огромные пррстранства_на территории СССР, Западной Ев-
ропы и Америки, а также были значительно более развиты в горных
странах. Пнй~осТавили после себя морены и формы рельефа, описанные
выше. Естественно, возникает вопрос, сколько же было оледенений в
антропогеновом периоде? По этому вопросу до сих пор нет единства
мнений. Основоположник ледниковой теории в России П. А. Кропоткин
допускал только однократное материковое оледенение. В настоящее
•время такие представления развивает один из крупнейших исследовате-
лей четвертичных отложений В. И. Громов, который считает, что было
одно продолжительное оледенение, которое то сокращалось, то вновь
расширялось. Свои выводы В. И. Громов основывает на анализе четвер-
тичной фауны млекопитающих, в развитии которой он считает возмож-
ным выделить только одну волну похолодания.
В отличие от этой точки зрения большинство исследователей при-
знают неоднократность оледенений в четвертичном периоде. Основой
для выводов о множественности оледенений служит наличие нескольких
горизонтов основных морен, разделенных м е ж м о р е н н ы м и отл б~-
ж е о ям и, представленными то слоистыми водными осадками (озёр-
ными' речными и др.) — песками, суглинками, глинами, то торфяниками,
местами же — погребенными почвами. В них содержится теплолюбивая
•фауна и флора, свидетельствующая о том, что эти отложения накопи-
лись в межледниковое время. Такое чередование ледниковых морен с
межледниковыми отложениями с теплолюбивой фауной и флорой ука-
зывает на неоднократное изменение климата, на то, что холодные клима-
251
тические волны, вызывающие оледенения, сменялись теплыми, когда _
ледники исчезали и на их месте образовывались озера или болота, или
протекали реки и произрастали широколиственные или хвойно-широко-
лиственные леса (К. К. Марков и М. П. Гричук).
Большая роль в установлении таких климатических изменений при-
надлежит палеоботаническим исследованиям ископаемых растительных 4
остатков в различных отложениях (определение спор, пыльцы, плодов,
семян), которые позволяют восстановить облик растительности того
времени и по нему судить о климате.
Таким образом, по комплексу геологических и геоботанических дан-
ных можно считать установленной многократность оледенений, или
ледниковий и межледниковий, в четвертичный период.
Вместе с тем, несмотря на большие достижения в изучении четвер-
тичных отложений, взгляды ученых расходятся в отношении количест-
ва оледенений. Одни насчитывают четыре оледенения, другие — пять,
шесть, восемь и больше. Такие расхождения, по-видимому, связаны, с
плохой сохранностью древних моренных толщ, отсутствием хороших
разрезов совместного нахождения всех морен и разделяющих их меж-
ледниковых образований. Сопоставление же отдельных разрозненных
обнажений, часто удаленных друг от друга на значительное расстояние,
приводит к различным толкованиям.
Древние ледниковые отложения в горных районах лучше всего'
были изучены в Альпах. А. Пенк и Е. Брюкнер установили здесь четыре
оледенения и три межледниковья. Самое древнее оледенение — гюн ц-
ское, относимое ими к концу неогена, затем миндельское, ряс-
ское и последнее — вюрмское. Соответственно разделяющие их
межледниковья обозначены названиями оледенений, между которыми
они расположены: гюнц-миндель, миндель-рисс и рисс-
в ю р м. При изучении обширных материковых оледенений на террито-
рии Русской равнины выявилась невозможность полной их параллели-
зации с альпийскими. Трудность использования альпийских схем вы-
явилась даже на более близкой к Альпам территории Польши и др.
Вследствие этого стали разрабатываться местные схемы.
Для европейской части СССР К. К. Марковым (1965, 1968) и
другими исследователями выделяются четыре оледенения: самое древ-
нее окское, затем днепровское, или максимальное, мо-
сковское и валдайское. При этом не исключается возмож-
ность еще одного более раннего покровного оледенения, предшество-
вавшего окскому (варяжское — по данным белорусских исследова-
телей) .
До некоторой степени окское оледенение европейской части Союза,
может быть сопоставлено с миндельским (альпийской схемы), днепров-
ское — с рисским и валдайское — с вюрмским.
А. И. Москвитин и другие исследователи валдайское (по К- К. Мар-
кову) оледенение подразделяют на два самостоятельных оледенения —
калининское и осташковское.
Таким образом, многими учеными на территории европейской части
СССР выделяются пять материковых оледенений — окское, днепровское,
московское, калининское, осташковское (рис. 9.25) с межледниковья-
ми— лихв и неким — между окским и днепровским, одинцов-
ским — между днепровским и московским, микулинским — между
московским и калининским, молого-шекснинским — между ка-
лининским и осташковским.
Дискуссионным до сих пор является вопрос о нижней границе
четвертичного периода. Многие исследователи придерживаются мнения
252
»
Рис. 9.25. Распространение материковых оледенений в четвертичном периоде на тер-
ритории европейской части СССР:
1— предполагаемая граница окского оледенения; 2— граница распространения днеп-
ровского оледенения; 3 — граница распространения московского оледенения; 4 — гра-
ница распространения калининского оледенения; 5 — граница распространения
осташковского оледенения; 6 — ледниковый щит Европы 10 000—11000 лет назад
253
о необходимости снижения нижней границы четвертичного периода, с
включением в него плиоцена, относящегося в настоящее время к неогену
Важным основанием для постановки этого вопроса явились особен
ности развития органического мира, в частности фауны млекопитающих.
Четвертичная фауна представляет собой лишь историю подвидов и
некоторых видов. История же родов и семейств начинается гораздо
раньше, а именно в плиоцене. При этом наблюдается постепенная смена
Рис. 9.26. Распространение четвертичного максимального оледенения в Северном
полушарии (по К. К- Маркову):
1 — области современного оледенения; 2 — области максимального оледенения
более древней плиоценовой фауны новой фауной, носящей на себе от-
печаток ледникового климата, которая затем в свою очередь сменяется
фауной современного типа. К плиоцену же относится и появление древ-
нейших прямых предков человека (Громов, Никифорова и др., 1960).
При этом палеоклиматические данные, такие, как изменение климата,,
похолодание, появление оледенений, рассматриваются как вспомога-
тельный, но не первостепенный фактор. Однако некоторые исследователи
(Г. И. Горецкий и др.) считают, что нижняя граница четвертичного'
периода, принятая ранее, правильна и отвечает естественному рубежу в
развитии физико-географической среды, наметившемуся отчетливо в.
послеплиоценовое время.
Границы распространения древних четвертичных,
оледенений. Древние четвертичные оледенения охватили огромные;
254
пространства Западной Европы, СССР, Северной Америки, Антарктиды
и других районов. Особенно велики были Европейский и Североамери-
канский ледниковые покровы (рис. 9.26). В этот период значительно
расширились также области, занятые ледниками в горах. Местами до-
линные ледники выходили на предгорные равнины, где, растекаясь, об-
разовывали ледники предгорного типа. По данным Р. Ф. Флинта, льды
в четвертичный период покрывали площадь свыше 45 млн. км2, или
около 30% суши, т. е. в три раза больше, чем площадь, занятая совре-
менными ледниками.
Главным центром древнего оледенения Европы была территория
Скандинавии, где толщина ледникового покрова была, по-видимому,_пе-
менее 2,5—3 км, менее мощным— Новая Земля и Северный Урал. Поло-
жение южной границы оледенений на Русской равнине указано на при-
лагаемой схеме (рис. 9.25). Менее ясны границы древнего окского оледе-
нения, так как соответствующие отложения плохо сохранились, будучи
подвержены переработке и разрушению последующими ледниками и
другими экзогенными процессами. Как видно на рисунке, наибольшую
территорию охватывало днепровское, или максимальное, оледенение.
В это время, растекаясь от центров оледенения, льды покрыли почти
всю северную часть Западной Европы. В пределах европейской части
Союза ледник спускался двумя языками по долине Днепра почти до
г. Днепропетровска и по долине Дона до устья р. Медведицы, далее
его граница протягивалась к северу вдоль Приволжской возвышенности,
пересекала р. Волгу близ г. Васильсурска и от верховьев р. Вятки пово-
рачивала на восток и северо-восток, где, по-видимому, происходило
слияние скандинавских и северо-уральских льдов (рис. 9.25). Такое
очертание южной границы ледника хорошо объясняется сложным долед-
никовым рельефом. Встречая Средне-Русскую и Приволжскую возвы-
шенности, ледник не мог преодолеть их, но зато легко спускался огром-
ными языками по широким доледниковым долинам рек Днепра и Дона.
Все последующие оледенения занимали значительно меньшие площади
(см. рис. 9.25).
На территории Европы и СССР в результате неоднократных оледе-
нений были созданы типично ледниковые и водно-ледниковые комплексы
форм рельефа. Особенно эти комплексы хорошо выражены: 1) в области
Балтийского щита — в Швеции, Финляндии, на Кольском полуостро-
ве и в Карелии, а также 2) в области, примыкающей с юга и юго-вос-
тока к Балтийскому щиту примерно до южной границы калининского
оледенения.
Территория Балтийского щита представляет собой область типичной
ледниковой денудации. Здесь с наибольшей силой проявлялась механи-
ческая работа льда, и рыхлый обломочный материал уносился за пре-
делы этой области. Поэтому здесь типичны обнаженные отполирован-
ные бараньи лбы и курчавые скалы, многочисленные ванны выпахива-
ния, вытянутые по направлению движения ледников и занятые в настоя-
щее время озерами или болотами. Не случайно финны называют свою
страну «Суоми» — Страна озер. Отложения основной морены здесь
маломощны и представлены относительно грубообломочным материа-
лом. Из аккумулятивных образований хорошо выражены взаимнопер-
пендикулярные гряды конечных морен и озов. Конечноморенные гряды
окаймляют с юга и юго-востока Финляндию и часть Карелии. Озы,.
примерно совпадающие с направлением движения ледника, перпенди-
кулярны грядам конечных морен.
Северо-западная часть Русской равнины, прилежащая с юга и,
юго-востока к Балтийскому щиту, представляет собой преимущественно»
255
область ледниковой аккумуляции. Морены здесь сложены главным об-
разом глинами и суглинками с гравием, галькой и валунами, мощность
которых вместе с межледниковыми отложениями достигает нескольких
десятков метров. На этой территории развиты формы рельефа, связан-
ные как с ледниковой, так и с водно-ледниковой аккумуляцией, хол-
Рис. 9.27. Оледенение Северной Америки (по Аитевсу)
мисто-моренный рельеф, выровненные моренные пространства, на от-
дельных участках друмлины и камы (в окрестностях Ленинграда,
Луги), конечноморенные гряды. К этой области приурочены озерно-лед-
никовые отложения, местами представленные ленточными глинами и
супесями.
Область, расположенная к югу, между границами калининского и
днепровского (максимального) оледенений, также является областью
.аккумуляции, но характеризуется преимущественно равнинным релье-
256
фом, расчлененным хорошо разработанными речными долинами. Только
в отдельных местах в ней сохраняются элементы рельефа, связанные с
ледниковой аккумуляцией. Так, в пределах днепровского языка хорошо
развиты конечные морены, образующие ряд холмов и гряд. Холмисто-
моренный рельеф сохранился на некоторых участках между Москвой и
Брянском, а также местами в Белоруссии. Для этой области характер-
ны обширные зандровые поля (Полесье, Мещерская низменность).
Древние материковые оледенения четвертичного периода охваты-
вали также огромные пространства Северной Америки (рис. 9.27). Лед-
никовый покров состоял из трех ледниковых щитов: Гренландского,
Лаврентьевского (центр оледенения на полуострове Лабрадор,
50—45° с. ш.) и Кордильерского (между Береговым хребтом и Скалис-
тыми горами около 53° с. ш. в Канаде). Южная граница льда в Север-
ной Америке достигла современного субтропического пояса.
Некоторые особенности морен древних оледене-
п и й. Как уже говорилось, длявсех отложенных морен характерны
неоднородность состава, отсутствие слоистости и сортировки обломрч;_
щшхцмате.рцада. Кроме того, основные морены древних материковых
оледенений отличаются рядом особенностей. Их минералогический сос-
тав, окраска часто бывают связаны с захватом коренных горных пород
того или иного района, по которому двигался ледник. Так, например,
синевато-серый цвет и глинистый состав морены близ Ленинграда
связаны с захватом ледником залегающих здесь синих кембрийских
глин, а темно-серые окраски морен на территориях Литвы, Белоруссии
связаны с развитыми здесь мезозойскими породами и продуктами их
разрушения — глауконита, желваков фосфорита и др. С другой стороны,
в Подмосковном районе развита морена, представленная красно-буры-
ми валунными суглинками и глинами, что связано с обогащением ее
краснсцветными отложениями девона, перми, триаса, широко развитыми
по пути движения ледника.
Особенностью древних основных^морен является также их большая
уплотнён11дсть,"'что'~~~пб-видимому, муэжноТобъяснить^акоплением значи-
тельном части их еще подо льдом. В составе четвертичных морен на-
блюдаются местами крупные отторженцы — громадные блоки ко-
ренных горных пород, ^сор^вшшы^^^х^ложд.^..леддика г и перенесенных на
далекие расстояния. Подобные отторженцы известны в ряде мест Се-
верной Европы,~в европейской части СССР и в других местах. Наиболее
ярким примером такого перемещения являются отторженцы нижне-
каменноугольных известняков и глин, образующие так называемый Вы-
шневолоцко-Новоторжский вал, который представляет собой меридио-
нальную холмистую гряду, длиной около 1С0 км, шириной от 4 до 15 км,
вытянутую между городами Вышним Волочком и Торжком Калинин-
ской области. Бурение скважин показало, что под отторженцами
нижнекаменноугольных известняков и глин залегает типичная морена.
Нижнекаменноугольные известняки были сорваны ледником с Валдай-
ского доледникового уступа и перемещены на расстояние 120—150 км
в район распространения коренных среднекаменноугольных отложений.
В литературе описан отторженец кемброордовикских пород у с. Рова-
ничи Мипской области, перемещенный с места их коренных выходов
(южное побережье Финского залива) на расстояние около 500 км
(Шанцер, 1966).
Помимо обычных аккумулятивных морен, сложенных собственно
ледниковыми отложениями, местами наблюдаются так называемые
напорные морены, которые .образуются в результате динамическо-
го воздействия ледника на коренные местные породы ложа. Под""давле-
17 Сбщгя ico .огня
«ием ледника породы выжимаются, нередко сминаются в складки,
.иногда надвигаются друг на друга, местами перемешиваются с морен-
ным материалом. Такие нарушения называются ледниковыми
дислокациями (лат. dislocatio — смещение, перемещение), или
гл яц иодислокациями (ледниковыми дислокациями), в отличие
от тектонических нарушений. В рельефе ледниковые дислокации неред-
ко образуют небольшие вилообразные поднятия, вытянутые перпенди-
кулярно направлению движения ледника, или обособленные возвы-
шенности.
Древние оледенения — палеозойское и докембрийские. Изучая
строение и состав древних докайнозойских отложений, исследователи
приходят к выводу, что оледенения были присущи не только последне-
му периоду в истории развития Земли, а возникали неоднократно и
захватывали не только Северное, но и Южное полушарие. Среди раз-
нообразных пород фаперозоя (включающего кайнозой, мезозон и палео-
зой общей продолжительностью 570 млн. лет) в Северном полушарии
следов оледенений древнее четвертичных не обнаружено, но зато они
найдены в тропических странах, а также в ряде стран Южного полу-
шария. Так, древние ледниковые отложения (морены),
или тиллиты, были обнаружены в Центральной Индии. Они пред-
ставлены конгломератами, состоящими из неслоистого, плохо отсортиро-
ванного материала, с галькой и исштрихованными валунами, подобно
тем, которые встречаются в современных и четвертичных моренах.
С тиллитами связаны тонкозернистые отложения озерного типа, часто
характеризующиеся тонкой ленточной слоистостью.
По данным индийских геологов А. К- Гоша и Н. Д. Митра, приво-
димым в работе Б. М. Келлера (1970), ледниковое происхождение
талчпрских валунных конгломератов подтверждается и наличием отпо-
лированного и исштриховалпого ложа древнего ледника, сглаженных
выступов па нем (бараньих лбов) и скоплений валунов с ледниковой
штриховкой (валунные мостовые). С тиллитами связаны озерно-ледни-
ковые отложения, часто характеризующиеся тонкой ленточной слоис-
тостью, на поверхности которых встречаются растительные отпечатки,
представленные различными видами. Это так называемая гл ос со-
птериевая флора, в которой важными формами являются гл ос-
соптерисы (греч. уХосса— язык, лте'рщ — папоротник) — род па-
поротникообразных растений. Над древними ледниковыми отложениями
местами встречены песчаники с раковинами брахиопод и пелеципод.
По определению Ф. Н. Чернышова, эти раковины характерны для
пермского периода. Из этого следует, что ледниковая толща может быть
отнесена к допермскому и частично возможно' к пермскому времени.
В настоящее время многие исследователи относят ледниковые отложе-
ния Индии к позднекаменноугольному времени.
Аналогичные древние тиллиты и слои с глоссоптериевой флорой
встречены в Южной Африке, где они входят в состав мощных континен-
тальных отложений, выполняющих крупные впадины. На основании
остатков фауны, заключенных в прослоях морских отложений, эта
толща относится к позднекаменноугольному времени. Такие же песчано-
глинистые отложения, содержащие конгломераты с исштрихованными
валунами, встречены в Австралии, в Южной Америке (Бразилия, Уруг-
вай) и в Антарктиде.
Таким образом, в позднекаменноугольное время оледенение охва-
тило почти все страны Южного полушария. После таяния ледников
территория, бывшая ранее подо льдом, была заселена глоссоптериевой
флорой.
258
Относительно характера оледенений и их распространения нет еди-
ного мнения, и до сих пор этот вопрос остается дискуссионным. Некото-
рые исследователи считают, что оледенения охватывали отдельные мате-
рики (Индию, Австралию, Антарктиду и др.), которые существуют и в
настоящее время и, возможно, отличались от современных лишь не-
сколько иными контурами.
Другие исследователи считают, что Антарктида, Австралия, Индия,'
Южная Америка и Африка представляли собой в конце каменноуголы-
ного времени единый континент, названный известным австрийским
геологом Э. Зюссом Гондваной, и что оледенение покровного тип^
захватывало огромные пространства этого гигантского материка. Этй
представления основываются на сходстве фауны и флоры ледниковых’
и послеледниковых образований, встречаемых в разрезах Континенталь;
ных отложений современных материков Южного полушария. ;
Действительно ли существовал единый континент Гондвана, каковц
были его очертания и каким образом он распался на отдельные мате-;
рики? Вот те вопросы, которые дискутируются в геологической науке.
Сторонники существования Гондваны по-разному объясняют образовав
ние ныне существующих материков. Одни из них предполагают, что в
послепалеозойское время значительные пространства материка, Гондва-.
ны погрузились и были залиты водами современных Индийского и
Атлантического океанов. Другие исследователи пытаются объяснит^
это последующими расколами континента на отдельные блоки (мате^
рики) и горизонтальным перемещением их.
Докембрийские оледенения. По данным Б. М. Келлера
(1970), следы оледенений обнаружены в ряде мест и в древнейших,,
докембрийских отложениях. Особенно характерны они для самой верх-t
ней части докембрийского разреза (абсолютный возраст 570—
680 млн. лет), выделяемой под названием венда (по древнему
славянскому племени венды, или венеды). Тиллиты с исштрихованными
валунами, соответствующие этому времени, обнаружены в Норвегии,
на Северном Урале, вскрыты буровыми скважинами в Белоруссии. Они
известны также на Шпицбергене, в Гренландии, во Франции (Бретань)^
Из приведенных данных следует, что в вендское время имело место
огромное оледенение, захватившее почти всю Европу.
Тиллитоподобные образования в более древних отложениях, чем
вендские, отмечаются также в некоторых местах Сибири, Северной
Америки. Но чем древнее образования, тем они более изменены и мета-
морфизованы, и восстановить по ним истинную палеогеографическую
картину становится все трудней и трудней.
Таким образом, более полные и достоверные сведения имеются для
фанерозоя и самого позднего докембрия (венда). Следовательно, доста-
точно обоснованно можно говорить о трех эпохах древних великий
оледенений — вендской, позднекаменноугольной и антропогеновой, отде-
ленных друг от друга интервалами в 250—300 млн. лет.
§ 9
О ПРИЧИНАХ ОЛЕДЕНЕНИЯ
Существование крупных и неоднократных оледенений в истории ге-
ологического развития Земли в настоящее время ни у кого не вызывает
сомнений и они подтверждаются многочисленными фактами. Однако
вопрос о причинах оледенений остается до сих пор неразрешенным!
17*
259
Пока что можно говорить лишь о различных предположениях, или гипо-
тезах, с помошыо которых делаются попытки найти то или иное объяс-
нение периодическим изменениям климата, с которыми связаны оледе-
нения,
'Существующие гипотезы о причинах оледенений можно подраздел
лить на две основные группы. К первой группе относятся гипотезы,
сторонники которых пытаются объяснить возникновение оледенений
космическими причинами. Из них большое значение придается периоди-
«щскому измепению’солнечпой радиации, которая связана с различными
факторами. Одним из важных факторов является наличие пятен, види-
мых на поверхности Солнца. По данным Р. Ф. Флинта (1963), за период
с 1750 г. по настоящее время изменения последних носили циклический
характер с периодами между максимумом пятен и минимумом от 7 до
17 лет, в среднем 11 лет. Вместе с тем предполагается, что наряду с
II-летними существуют другие длительные периоды изменений, вызы-
вающие соответственно ледниковые и неледниковые условия. Высказы-
вается предположение о том, что высокая солнечная активность расши-
ряет систему антициклональных полярных ветров,' а вместе с ней и
ледники. Слабая же солнечная активность, наоборот, сокращает систе-
му антициклональных полярных ветров и ледники. В какой степени
подтвердятся высказанные предположения о длительности периодов и
столь интенсивных изменениях солнечной активности, вызывающих
смену ледниковий и межледниковий, сказать трудно. Во всяком случае
связь между солнечной радиацией и характером атмосферной цирку-
ляции на Земле несомненно существует.
В качестве второго фактора, ослабляющего попадающую на Землю
Солнечную радиацию, выдвигается существование космической туман-
яости. Так, например, Нельке (1937) пытался объяснить периодическое
похолодание климата и связанные с этим оледенения прохождением
Солнца сквозь туманность, поглощающую часть его лучей. Различная
Плотность туманности и вызывала, по его мнению, смену ледниковых
эпох межледниковыми.
Некоторые исследователи (Ксппен, Миланкевич и др.) склонны счи-
тать, что изменения климата, распределения тепла на земной поверх-
ности зависят от периодического и комбинированного изменения элемен-
тов земной орбиты. К ним относятся: 1) наклон эклиптики —
угол между ссыо Земли и плоскостью ее “орбиты.~Пр'ёдёлы“колёбаний
угла наклона составляют от 21°51/ до 24°36', а период изменений—около
40 000 лет; 2) величина эксцентриситета земной орбиты — рас-
стояние между центром эллипса (орбиты) и его фокусом, в котором
находится Солнце. Регулярное изменение этой величины происходит в
период 90800 лет; 3) периодическое смещение перигелия
(греч. nspi — около, Люд — Солнце) и, следовательно, изменение рас-
стояния Земли от Солнца. Сезон, совпадающий с перигелием, когда
Земля ближе всего к Солнцу, будет коротким и теплым, а сезон, совпа-
дающий с афелием (греч. аг|о — вдали), когда Земля наиболее уда-
лена от Солнца — более продолжительным и холодным. Сезон, на кото-
рый в данном полушарии приходится перигелий или афелий, изменяется.
Период изменения равен примерно 21 000 лет. Были математически вы-
числены результаты каждого из указанных изменении элементов земной
орбиты для количества тепла, получаемого летом на том или ином
пункте земной поверхности. Сочетание малых наклонов эклиптики с
большим эксцентриситетом и положением того или иного полушария в
афелии, по мнению авторов этой гипотезы, должно вызывать похолода-
ние и являться наиболее благоприятным для возникновения оледенений.
260
Югославским ученым Миланкевичем (1938) на основании произве-
денных вычислений была построена кривая, на которой выделяются
четыре температурных минимума. С этими минимумами температур не-
которые исследователи пытаются отождествлять четыре последних оле-
денения. Но и против этой гипотезы возник целый ряд существенных
возражений со стороны метеорологов, геологов и др. Главные сводятся
к тому, чго сторонники ее, опираясь на астрономические факторы, не
учитывают влияния атмосферной циркуляции и многих земных факто-
ров, имеющих большое значение в изменениях климата.
Ко второй группе относятся гипотезы, сторонники которых рассмат-
ривают оледенение как результат воздействия только” зёшШХ'^кто-
ров, связанных с общим ходом истории развития земной коры. Некото-
рые учёные причину похолодания климата видят в изменении состава
земной атмосферы, в частности в изменении..содержаддя С02. Известно,
что углекислый газ, содержащийся в воздухе, свободно пропускает к
поверхности Земли лучи Солнца, но задерживает отраженные тепловые
лучи и, следовательно, является термоизолятором. Увеличение содержа-
ния СО2 влечет за собой повышение температуры и потепление, а
уменьшение, наоборот, похолодание. По С. Аррениусу, одним из источ-
ников поступления в атмосферу СО2 являются вулканы, и, следова-
тельно, периодам интенсивной вулканической деятельности должем
соответствовать мягкий субтропический климат. Обилие растительности
и ослабление вулканической деятельности будут способствовать посте-
пенному уменьшению содержания СО2 в атмосфере, понижению тем-
пературы, что может привести к оледенению.
Другие исследователи похолодание климата „связывают с измене-
нием прозрачности атмосферы, вызываемым также вулканическими из-
вержениями и выбросом большого' количества пепла, которому и
придается большое экранирующее значение. "Таким образом, в этом
представлении вулканическая активность оказывает прямо противо-
положное влияние на изменение климата в сравнении с влиянием увели-
чения содержания СО2, связанного с тем же процессом. К тому же
вычисления и наблюдения показывают, что эти явления относительно
кратковременны и, следовательно, причиной возникновения ледников их
считать нельзя.
Наибольшего внимания заслуживает гипотеза, в основу которой
положена идея о влияний"на Климат рель е ф а — возникновение гор-
ных сооружепийДобщие” поднятия, увеличение площади материков и
уменьшение — океанов. В' настоящее время средняя высота суши оцени-
вается величиной ~875~Л4 над уровнем океана, в то время как в начале
неогена она предполагается равной 300 м. Таким образом, средняя вы-
сота суши за неоген-четвертичное время (новейший этап геологического
развития) увеличилась на 500 м. В тот же новейший этап проявились
интенсивные тектонические горообразовательные движения (альпий-
ские), в результате которых были созданы огромные горные сооруже-
ния, поднявшиеся па тысячи метров, такие как Альпы, Кавказ, Памир,
Гималаи, Кордильеры, Анды и ряд других, резко изменившие сущест-
вовавшие ранее соотношения суши и меря.
Эти события, преобразовавшие лик Земли, вызвали перераспреде-
ление циркуляции влажных ветров, а возможно и океанических течений
(предполагается частичное отклонение Гольфстрима), что оказывало
соответствующее влияние на изменение климата. Известно, что на каж-
дые 100 м увеличения высоты температура понижается на 0,6°С. Следо-
вательно, повышение средней высоты суши на 500 м за новейший этап
должно было вызвать охлаждение земной поверхности на 3°С. В преде-
261
лах же молодых высоких горных сооружений температура должна была
понизиться значительно больше и могли создаться благоприятные усло-
вия для накопления масс снега и льда. Появление ледников в горах
влияло в последующем на охлаждение в других районах. С этой точки
зрения большой интерес представляет гипотеза Брукса о критических
изменениях климата. По его мнению, достаточно незначительного толчка
в нарушении равновесия климатических условий, чтобы произошли
крупные климатические изменения.
Связь оледенений с тектоническими движениями, изменяющими
рельеф и соотношение площадей материков и океанов, может быть уста-._
вовлена не только для четвертичного, но и для более древних великих оле-
денений — верхнекаменноугольного и вендского. Каждое из них совпа-
дает со временем интенсивных тектонических движений, процессов
складчатости, горообразования, отступания морских бассейнов и значи-
тельного увеличения площади суши. Так, вендское оледенение связано с
байкальской эпохой складчатости, верхнекаменноугольное — с герцин-
ской. С этим же временем связаны и переломные моменты в развитии
рргапической жизни — смена состава фауны и флоры. Такое совпаде-
ние, очевидно, не может быть случайным, а представляет собой явление
закономерное.
। Таким образом, общее направленное охлаждение климата поверх-
ности Земли и возникновение ледников может быть объяснено значи-
тельным изменением рельефа и увеличением размеров суши, связанных
с тектоническими движениями земной коры. Однако этим трудно объяс-
нить периодичность и множественность оледенений плейстоцена. Воз-
можно, что это связано с космическими факторами.
В заключение следует отметить, что существующие гипотезы рас-
сматривают различные факторы, влияющие в той или иной степени на
•изменение, климата, но не дают исчерпывающего ответа на причины и
множественность оледенений. Решение этой важной проблемы — дело
будущего.
ЛИТЕРАТУРА
Асеев А. А. О геологической деятельности древних европейских ледниковых щитов
«Бюл.ч. Комиссии по изучению четвертичного периода». АН СССР, 1967, № 34.
о у й н и ц к и й В. X. Движение и баланс массы шельфовых льдов Антарктики. «Вести.
Ленингр. ун-та», 1963, № 6.
Вопросы динамики и современной эволюции ледников. М., «Прогресс», 1964.
Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли.
Л., «Наука», 1968.
Герасимов И. П., Марков К- К- Четвертичная геология. М., Учпедгиз, 1939.
Дайсон Д. Л. В мире льда. Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Калесник С. В. Общие географические закономерности Земли. М., «Мысль», 1970
К а лес ник С. В. Очерки гляциологии. М., Географгиз, 1963.
К. а лесник С. В. Общая гляциология. Л, Учпедгиз, 1959.
Капица А. П. Подледный рельеф Антарктиды. М., «Наука», 1968.
Келлер Б. М., Лаврушин Ю. А. Великие оледенения в истории Земли. М., «Зна-
ние» (сер. «Наука о Земле»), 1970.
Лаврушин Ю. А. Четвертичные отложения Шпицбергена. М., «Наука», 1969.
Лукашев К- И. Генетические типы и фации антропогеновых отложений. Минск,
Изд-во АН СССР, 1960.
Марков К. К-, Лазуков Г. И., Николаев В. А. Четвертичный период, т. I и II.
Изд-во МГУ, 1965.
М а р к о в К. К-, В е л и ч к о А. А. Четвертичный период (ледниковый период — антро-
погеновый период), т. III. М., «Недра», 1967.
Марков К. К. Путешествие в Антарктиду. Изд-во МГУ, 1957.
262
Марков К. К , В е л и ч к о А. А., Л а з у к о в Г. И., Н и к о л а е в В. А. Плейстоцен.
М., «Высшая школа», 1968.
Материалы по генезису и литологии четвертичных отложений, под редакцией К. И. Лу-
кашева (к VI Конгрессу ИНКВА, Варшава, 1961). Минск, Изд-во АН БССР,
1961.
Моск в и тин А. И. Стратиграфическая схема четвертичного периода в СССР. «Изв.
АН СССР», сер. геол., 1954, № 3.
Суетова И. А. Карта и площади древнего оледенения территории СССР. «Вести.
Моск, ун-та», сер. геогр., 1961, № 2.
Тушинский Г. К. Ледники, снежники, лавины Советского Союза. М., Географгиз,
1963.
Флинт Р. Ф. Ледники и палеогеография плейстоцена. М., ИЛ, 1963.
Цейиер Ф. Плейстоцен (пер. с англ.). М., ИЛ, 1963.
Четвертичный период и его история. Со. статей к VII Конгрессу ИНКВА, США, под
редакцией В. И. Громова. М., «Наука», 1965.
Шанцер Е. В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных
образований. М., «Наука», 1966.
Шумскнй П. А. Основы структурного ледоведения. М., Изд-во АН СССР, 1955.
ГЛАВА 10
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
В МЕРЗЛОЙ ЗОНЕ ЛИТОСФЕРЫ
§1
ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ и ДАННЫЕ О МЕРЗЛЫХ
ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Мерзлыми горными породами называются такие, харак-
терными признаками которых являются нулевая или отрицательная
температура и присутствие в них льда, заключающегося в порах и тре-
щинах («Основы геокриологии», 1959). Почти на всей территории Совет-
ского Союза в зимний период самый верхний слой земной коры охлаж-
дается до отрицательных температур, а подземная вода, содержащаяся
в нем, полностью или частично превращается в лед, цементируя части-
цы горной породы и почвы. В весенне-летнее время горные породы и
почвы оттаивают, принимают положительную температуру, а лед пере-
ходит вновь в жидкое состояние. Такой процесс повторяется ежегодно.
Глубина сезонного промерзания горных пород в зимнее время и дли-
тельность этого явления на территории Советского Союза различны и
тесным образом связаны с особенностями климата. На наибольшую
глубину (до 2—3 м, редко до 4 м) отрицательные температуры прони-
кают в северной части Восточной Сибири, где они сохраняются значи-
тельную часть года, а в южных районах они захватывают лишь несколь-
ко верхних сантиметров почвы и удерживаются очень короткое время.
Этот верхний слой сезонного промерзания является наиболее динамич-
ным и составляет так называемый деятельный слой.
Но издавна известно, что на огромных пространствах Сибири и Се-
верной Америки на некоторой глубине от поверхности, ниже сезонно-
мерзлого слоя (или слоя сезонного промерзания), находятся мерзлые
горные породы, никогда не оттаивающие летом и достигающие местами
значительной мощности. Эта мерзлота существует десятки тысячелетий
и, по-видимому, формировалась в иных, значительно более суровых
климатических условиях, существовавших в четвертичный период. До-
казательством древности мерзлоты в Сибири является нахождение в
мерзлых горных породах трупов вымерших животных — остатков ма-
монтов, шерстистого носорога и других, у которых сохранился не толь-
ко скелет, но и неразложившиеся мягкие части тела. Удовлетворитель-
264
пая сохранность тел вымерших млекопитающих свидетельствует о том,
что мерзлота существовала еще тогда, когда эти животные населяли
Сибирь, и удерживается до наших дней.
В отличие от сезонной мерзлоты, это явление получило условное
название «вечной мерзлоты», достаточно широко распространен-
ное в литературе. Однако, исходя из диалектического понятия об из-
менчивости природных процессов во времени, многие исследователи счи-
тают термин «вечная» малоприемлемым.
В обобщающей работе «Основы геокриологии», составленной боль-
шим коллективом авторов и опубликованной Институтом мерзлотоведе-
ния АН СССР в 1959 г., этот тип мерзлых горных пород предлагается
называть многолетнемерзлыми горными породами, а зону
распространения их — мерзлой зоной литосферы, или крио-
литозоной (греч. xpuog — холод; otpaipa — сфера, шар), что указы-
вает на связь отрицательной температуры горных пород и твердого со-
стояния воды, заключенной в них.
Наука о закономерностях формирования, распространения многолет-
ней мерзлоты и о процессах, происходящих в этой зоне, называется
мерзлотоведением, или геокриологией.
§ 2
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ И МОЩНОСТЬ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Многолетнемерзлые горные породы имеют широкое развитие, и пло-
щадь их распространения составляет около 25% всей суши земного
шара и около 47—48% площади СССР, или около 1С—10,7 млн. км2.
Как видно на карте (рис. 10. 1), многолетнемерзлые горные породы
развиты в северных, северо-восточных и восточных районах СССР. Юж-
ная граница их распространения имеет весьма прихотливые очертания.
В пределах Кольского полуострова и севера европейской части Союза
опа оконтуривает относительно узкую полосу, постепенно расширяю-
щуюся к Уралу. После резкого изгиба к югу вдоль Уральского хребта
она несколько отклоняется к северу и проходит на огромных простран-
ствах Западной Сибири почти в широтном направлении, пересекая реки
Обь и Енисей. Далее она круто поворачивает к югу, протягивается
вдоль правого берега р. Енисей и, огибая Алтай, уходит за пределы
СССР, вновь появляясь на юго-востоке нашей страны, проходя по лево-
бережью Амура. На Камчатском полуострове она оконтуривает южные
оконечности Срединного и Восточного хребтов. За южную границу об-
ласти распространения многолетнемерзлых горных пород на прилагае-
мой карте принята граница, где горные породы имеют нулевую темпера-
туру па подошве слоя годовых колебаний.
Достаточно широкое распространение многолетнемерзлые горные
породы имеют также на Северо-Американском континенте, на островах
Северного Ледовитого океана, в ряде горных стран, в Гренландии, Ан-
тарктиде. Характер мерзлоты, ее мощность и температура на подошве
слоя годовых колебаний существенно изменяются с юга на север. Так
для южной части площади распространения многолетнемерзлых пород
значение изотермы равно —1°, на севере она достигает —10°. Такие
низкие температуры пород соответствуют изотерме, пересекающей ни-
зовья рек Хатанги, Лены, Яны.
По мерзлотно-температурному районированию здесь выделено не-
сколько зон. Вдоль южной границы протягивается первая зона, в ко-
265
Рис. 10.1. Схематическая мерзлотная
карта СССР:
1 — южная граница области распро-
странения многолетнемерзлых пород
(температура пород 0° на подошве
слоя годовых колебаний); 2— грани-
цы температурных зон многолетне-
мерзлых пород; 3 — зона отдельных
островов многолетнемерзлых пород
с максимальной мощностью до 25 м;
4 — зона несплошных многолетне-
мерзлых пород с максималь-
ной мощностью до 100 м\ 5 —зона
многолетнемерзлых пород с пре-
обладающей мощностью от 100 до
200 м; 6 — то же с мощностью от
200 до 300 м; 7 — то же с мощностью
от 300 до 400 ж; 8 — то же с мощ-
ностью 300—400 м и зона охлажде-
ния мощностью от 100 до 200 ж; 9 —
то же с мощностью более 500 ж; 10 —
то же вместе с зоной охлаждения
мощностью более 600—700 ж
торой многолетнемерзлые горные породы развиты среди талых пород
лишь в виде отдельных островов с максимальной мощностью до 25 м.
Севернее за ней следует вторая зона несплошных многолетнемерзлых
горных пород с максимальной мощностью до 100 м, разделенных «та-
ликами» (толщи, лишенные многолетнемерзлых пород). Далее мерз-
лота еще более увеличивается в размерах и мощностях и постепенно
переходит к почти сплошному распространению. В этом случае «талики»
наблюдаются лишь под руслами крупных рек, под озерами и на участ-
ках интенсивной циркуляции подземных вод. Третья зона многолетне-
мерзлых пород характеризуется преобладающей мощностью от 100 до
200 м, четвертая — от 200 до 300 м, пятая — от 300 до 400 м. Макси-
мальное, преимущественно сплошное развитие многолетнемерзлых гор-
ных пород наблюдается в самых северных районах (шестая зона),при-
мыкающая к Северному Ледовитому океану, на островах в пределах
последнего и в Якутии (в бассейне Вилюя), где мощность их превы-
шает 500 м.
Таким образом, намечается отчетливо отраженная на карте широт-
ная зональность многолетней мерзлоты, соответствующая климатичес-
кой зональности. Отдельные зоны с различными характером и степенью
прерывности мерзлых толщ и их мощностью сменяют друг друга в
направлении с юга на север. Следует отметить при этом, что в ряде
районов под многолетнемерзлыми горными породами развиты так на-
зываемые морозные породы, характеризующиеся отрицательной
температурой, но отличающиеся от мерзлых отсутствием льда (на кар-
те — зона охлаждения), мощность которых достигает 100—200 м и
более. Наибольшее развитие они имеют в пятой зоне (западнее долины
р. Лены и в низовьях рек Индигирки и Колымы). Следовательно, общая
мощность горных пород с отрицательной температурой (морозных и
мерзлых) в указанных частях пятой зоны составляет 500—600 м.
Для горных районов, в том числе Алтая и Саян, характерно высот-
но-поясное распространение многолетнемерзлых горных пород (верти-
кальная зональность), которое (также в соответствии с климатической
высотной поясностью) обусловливает увеличение мощностей мерзлых
толщ с высотой.
§ з
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ
Лед является составной частью мерзлой горной породы. Однако
характер его распределения различен.
1. Лед-цемент образуется при промерзании увлажненной гор-
ной породы и располагается между зернами ее минерального скелета.
Сюда же относятся небольшие гнезда и линзообразные прослойки льда
(сегрегационные льды).
2. Жильные льды образуются преимущественно при промерза-
нии трещиноватых горных пород. Для формирования жильных льдов
необходимы следующие три условия: наличие трещин, нарушающих мо-
нолитность горных пород; наличие воды, заполняющей трещины; нали-
чие отрицательной температуры, вызывающей замерзание воды.
3. П о в т о р н о ж и л ь н ы е льды, широко распространенные в
многолетнемерзлых горных породах, часто образуют крупные залежи
больших размеров. Они представляют собой сложные по механизму фор-
мирования тела и являются результатом многократно повторяющегося
процесса льдообразования в трещинах, которые периодически возни-
267
кают примерно в одном и том же месте. Этим повторножильные льды
существенно отличаются от описанных выше жильных льдов. Как из-
вестно, под влиянием колебания температуры горные породы испытыва-
ют попеременно сжатие и растяжение. При охлаждении в твердом мас-
сиве возникают значительные напряжения, в результате которых обра-
зуются так называемые морозобойные трещины, разбивающие
его поверхность на отдельные блоки, имеющие в большинстве случаев-
Рис. 10.2. Схема строения ледяных жил. Вертикальный поперечный разрез:
а — эпигенетическая жила; б — трехьярусная эпигенетическая жила; в — син-
генетическая жила; 1 — годовые слои льда в ледяных жилах; 2— слоистость
вмещающих пород
четырехугольную форму. Эти, вначале неширокие (вверху 1—3 см)
морсзобсйные трещины заполняются глубинной изморозью, а в теплый
период в них попадает поверхностная вода, где замерзает вследствие
отрицательной температуры вмещающих горных пород. Таким обра-
зом, в каждой трещине возникает тонкая годовая вертикальная ледяная
жилка, расклинивающая горные породы. Та часть жилы, которая на-
ходится в пределах слоя сезонного оттаивания, летом уничтожается
(вытаивает), а более глубокая часть, приуроченная к многолетнемерз-
лым породам, — сохраняется.
При последующем охлаждении вновь возникают трещины преиму-
щественно в тех же местах, так как лед легче подвержен разрыву, чем
мерзлые горные породы. В этих вновь образованных трещинах снова
происходит льдообразование. Ежегодно повторяющийся процесс приво-
дит к тому, что ледяные жилы. расширяются благодаря внедрению в
среднюю часть жилы все новых и новых вертикальных слоев льда. При
этом более ранние слои отодвигаются в стороны, а вмещающие породы
сминаются и выдавливаются вверх (рис. 10. 2).
По данным Б. Н. Достовалова и А. И. Попова («Основы геокрио-
логии»), необходимыми условиями для образования повторножильных
льдов являются: 1) возникновение морозобойных трещин, проникающих
в толщу мерзлых пород глубже границы сезонного протаивания; 2) за-
полнение трещин льдом; 3) наличие достаточно пластичных или способ-
265
ных к уплотнению мерзлых пород. Наилучшие условия для развития
повторножильных образований возникают там, где у поверхности зале-
гают сильно увлажненные преимущественно тонкодисперсные породы
(глины, суглинки, торф). Это обычно наблюдается в поймах рек, забо-
лоченных низинах, впадинах и ложбинах.
Среди повторножильных льдов многолетнемерзлой зоны выделяют-
ся два типа: эпигенетические льды и сингенетические.
К эпигенетическим (греч. eni — после, на) относятся льды, возникаю-
щие в породах, ранее сформированных и позднее разбитых морозобой-
ными трещинами. Сингенетические (греч. оот — вместе, с) повторно-
жильные льды образуются одновременно с накоплением осадков. Пред-
ставим себе речную пойму, в пределах которой в морозобойных трещи-
нах возникли ледяные жилы. Во время разливов рек происходит накоп-
ление новых пойменных осадков, что вызывает постепенный подъем по-
верхности поймы. Вслед за этим постепенно поднимается и верхняя
граница мерзлой толщи, что, естественно, сопровождается наращивани-
ем ледяных жил. Аналогичный процесс роста повторножильного льда
может происходить наряду с одновременным накоплением делювиаль-
ных осадков, ростом торфяников в заболоченных низинах и т. п.
Сингенетические повторножильные льды растут, таким образом, не
только в ширину, но и вверх и достигают значительных размеров, со-
стоя из многих тысяч годовых слоев. Так, например, на севере в Яно-
Индигирской приморской низменности известны, ледяные жилы разме-
ром по вертикали до 40—50 м (Чирихин, 1934; Шумский, Катасонов
и др., 1953). Ширина таких жил по верху 5—8 м, форма их обычно
столообразная. Слои вмещающих горных пород непосредственно около
ледяных жил, как эпигенетических, так и сингенетических, часто изог-
нуты вверх (рис. 10. 2). Местами подобные ледяные жилы бывают за-
хоронены теми или иными осадками (наносами).
Формирование крупных повторножильных льдов, по-видимому, бы-
ло весьма длительным и, возможно, происходило в течение всего четвер-
тичного периода, включая голоцен, т. е. в течение всего времени сущест-
вования достаточно холодного климата.
4. Пещерные льды в области распространения многолетней
мерзлоты образуются в различных подземных полостях и пещерах и
имеют разнообразную форму и строение. Происхождение подземных
полостей может быть в результате карстовых или карстово-суффозион-
ных процессов, а также вследствие вытаивания погребенных льдсв (тер-
мокарстовый процесс). В зависимости от этого пещерные льды подраз-
деляются на термокарстово-пещерные и карстово-пещерные. Термокар-
стово-пещерные льды залегают в виде линз и горизонтальных слоев
мощностью от 2—3 см до 3 м и протяженностью от 1 до 15 м. Карстово-
пещерные льды образуют скопления на дне, на стенках и потолке. Это
преимущественно натечные массы льда.
5. Погребенные льды, возникшие на поверхности земли и
захороненные осадками, долгое время считались наиболее распростра-
ненными формами внутри многолетнемерзлых горных пород. Это было
связано с тем, что к ним относили все виды подземных льдов (повторно-
жильные, термокарстовые), считая их также продуктами погребения на-
земных льдов.
Благодаря исследованиям Института мерзлотоведения АН СССР и
кафедры мерзлотоведения МГУ установлен механизм формирования
повторножильных льдов и их широкое развитие. К собственно погре-
бенным льдам стали относить лишь небольшие линзы, представляющие
269
«обой или промерзшие до дна озерца, перекрытые делювием и другим»
осадками (дельта р. Лены), или погребенные снежники и наледи.
Только в приледниковых областях современного оледенения распро-
странены относительно крупные сплошные массивы подземного льда
(ледниковый лед), погребенные в собственных моренных отложениях.
§ 4
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ ОБЛАСТИ МНОГОЛЕТНЕЙ МЕРЗЛОТЫ
Наличие многолетнемерзлых горных пород и климатические особен-
ности районов их распространения определяют собой своеобразие рас-
пределения подземных вод и их режим. Можно сказать, что в области
распространения многолетнемерзлых толщ наличие мерзлоты вносит
много осложнений в условия залегания и движения подземных вод, их
питания и разгрузки и вызывает ряд сложных процессов.
По Н. И. Толстихину (1940, 1941),. подземные воды области рас-
пространения многолетнемерзлых горных пород подразделяются на три
основных типа:
1) надмерзлотные воды, залегающие над толщей многолетнемерз-
лых горных пород, служащих для них водоупором;
2) межмерзлотные воды, приуроченные к толще многолетнемерзлых
горных пород;
3) подмерзлотные воды, залегающие ниже многолетнемерзлых гор-
ных пород.
Над мерзлотные воды по условиям залегания и режиму мо-
гут быть в свою очередь подразделены на две группы.
1. К первой группе относятся воды, залегающие в так называемом
деятельном, или сезонноталом, слое, полностью замерзающем зимой и
оттаивающем летом. Характерной особенностью этих вод является се-
зонный переход из жидкого состояния в твердое и наоборот. В этом слу-
чае сезонная мерзлота полностью смыкается с многолетнемерзлыми
горными породами и вода в жидкой фазе существует лишь ограничен-
ный отрезок времени года (чаще 2—3 месяца, а у южных пределов
распространения многолетней мерзлоты — до 5—6 месяцев). Мощность
водоносного слоя неодинакова и изменяется в зависимости от различ-
ной глубины летнего протаивания, в свою очередь зависящего от многих
факторов — ландшафтных особенностей, состава горных пород и их во-
допроницаемости, высоты снежного покрова и др. Так, например, в
тундре глубина протаивания изменяется от 0,1—0,25 м в торфе до 1,0—
1,5 м в глыбовых делювиально-элювиальных образованиях и 2,0—2,5 м
в аллювиальных галечниках, а иногда и более. В южных районах обла-
сти распространения мерзлых толщ глубина протаивания увеличивается,
достигая в торфянистых отложениях 0,3—0,4 м, в щебнисто-глыбовых
элювиально-делювиальных — 2,0—2,5 м, в галечниках и прирусловых
песках — 3—5 м.
2. Ко второй группе относятся воды несквозных многолетних та-
ликов (т. е. не пересекающих всю толщу мерзлых пород, а захватываю-
щих только самую верхнюю ее часть). Они подразделяются на воды,
двигающиеся в непромерзающих зимой слоях, расположенных между
поверхностью многолетнемерзлых пород и сезонноталым слоем (когда
они не сливаются друг с другом — «несливающаяся мерзлота»), и на
воды подрусловых, подозерных несквозных таликов. Мощность много-
летних подрусловых и подозерных таликов различна и колеблется от
первых метров до первых деятков метров. Установлена определенная
270
взаимосвязь размеров водоема или речного потока с мощностью тали-
ка под ними (водоносного горизонта). Чем больше озеро или река, тем
мощнее под ними талики.
Питание всех надмерзлотных вод осуществляется главным образом
за счет инфильтрации атмосферных осадков, вследствие чего они слабо
минерализованы, т. е: пресные. Исключение из этого наблюдается в тех
районах, где в питании надмерзлотных вод принимают участие соленые
воды, а именно на побе-
режьях северных морей, под
солеными озерами, а также
в местах разгрузки сильно
минерализованных глубоких
водоносных горизонтов.
Надмерзлотные воды
ненапорные, имеют свобод-
ную поверхность в летний
период, но зимой при про-
мерзании деятельного слоя
сверху они часто приобре-
тают напор, особенно в по-
нижениях рельефа. Для
целей водоснабжения наи-
большее практическое зна-
чение имеют воды подрусло-
вых многолетних таликов.
Межмерзлотные во-
ды приурочены к зоне мно-
Рнс. J0.3. Схема взаимосвязи над-, меж- и
подмерзлотных вод (по 11. И. Толстихину):
а — надмерзлотные воды; б — переход к
межмерзлотным водам; в — межмерзлотные
воды; г — переход к подмерзлотным водам;
д — подмерзлотные воды; 1 — песок; 2 —
песок водоносный; 3 — мерзлая зона
голетнемерзлых горных пород, пронизанных местами «сквозными» та-
ликами, т. е. на всю их мощность. Наибольшее количество таликов
наблюдается в двух первых мерзлотно-температурных зонах (см.
рис. 10.1) (островной и песплошной мерзлоты). В более северных зонах
сквозные талики развиты только под наиболее крупными реками и озе-
рами, размеры которых соизмеримы с мощностью многолетнемерзлых
горных пород. Кроме того, во всех мерзлотно-температурных зонах раз-
виты сквозные талики, связанные с тектоническими разрывными нару-
шениями. Все указанные сквозные талики и являются теми основными
путями циркуляции межмерзлотных подземных вод. Непрерывность
движения воды в мерзлых горных породах является главной причиной
сохранения ее в жидкой фазе. Питание межмерзлотных вод сквозных
-таликовых зон возможно как за счет подмерзлотных, так и надмерзлот-
ных вод, что соответственно отражается на их химическом и газовом
составе. В случае питания подмерзлотными водами межмерзлотные
воды имеют напорный характер (восходящие) и отражают состав
первых. В случае питания надмерзлотными водами они характеризу-
ются свободной поверхностью (нисходящие) и сходством состава и
режима.
Таким образом, межмерзлотные воды рассматриваются как связую-
щее звено между надмерзлотными и подмерзлотными водами. Эта взаи-
мосвязь отражена па схеме (рис. 10. 3).
Подмерзлот п ые воды. Все подземные воды, залегающие ни-
же многолетнемерзлых горных пород, называются подмерзлотными.
В большинстве случаев подмерзлотные воды обладают напором. Места-
ми скважины, вскрывавшие подмерзлотные воды, фонтанируют. Глуби-
на залегания подмерзлотных вод различна и обусловлена мощностью
многолетнемерзлых горных пород, которые являются криогенными водо-
271
упорами. По химическому составу эти воды различны. Наряду с отно-
сительно маломинерализованными водами, нередко встречаются соле-
ные воды, характеризующиеся отрицательной температурой (ниже 0°).
С подмерзлотными водами местами связаны выходы минеральных ис-
точников. По своим ресурсам подмерзлотные воды имеют очень боль-
шое практическое значение в водоснабжении.
§ 5
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ В РАЙОНАХ
РАЗВИТИЯ МНОГОЛЕТНЕЙ МЕРЗЛОТЫ
Наличие на относительно небольшой глубине многолетнемерзлых
горных пород, в которых широко развиты различные включения льда,
а также сложно протекающие процессы промерзания и протаивания
почв и горных пород вызывают ряд физико-геологических явлений, учет
Рис. 10.4. Формы микро- и мезорельефа, связанные с мерзлотой в четвертич-
ных отложениях (по С. Г. Бочу):
а — нагорные террасы; б — курумы; в — каменная река; г — каменные гирлян-
ды; д — солифлюкционные (натечные) террасы; е — солифлюкционный вал
(вал пучения); ж — скольжение камня по переувлажненному грунту; з— ка-
менные полосы; и — ячеистые формы структурных грунтов; к — крупнобугри-
стый рельеф; л — трещинные морозные полигоны (ледяные клинья); м — мел-
кобугристый рельеф; н — полигональные (текстурные) группы
которых необходим при освоении огромных и богатейших пространств
восточных районов нашей Родины. В результате этих явлений создается
своеобразный комплекс форм рельефа (рис. 10.4).
Термокарст, или термический карст. Это специфическое явление
характерно только для области развития многолетнемерзлых горных
пород. Термокарст представляет собой процесс вытаивания подземного
льда, заключенного в верхней части многолетнемерзлой зоны, и связан-
ного с этим проседания поверхности земли и образования отрицатель-
ных форм рельефа (рис. 10.5). Следовательно, необходимым условйем
272
развития термокарста является наличие подземного льда и изменение
теплового режима горных пород, которое происходит или в результате
искусственного вмешательства (рубка леса, распахивание земли, обра-
зование водоемов и т. п.), или же вследствие потепления климата. Фор-
мы рельефа, возникающие в результате вытаивания подземного льда,
разнообразны и зависят от указанных выше генетических типов льда.
Рис. 10.5. Термокарстовый ландшафт Лено-Амгпнского междуречья
(Качурин, 1961):
1, 2 — изогипсы; 3, 4, 5 — термокарстовые впадины (аласы) различной глу-
бины; 6, 7, 8 — ископаемый лед; 9 — границы районов; 10 — озера в ала-
сах; 11 — новейшие термокарстовые озера
По данным В. А. Кудрявцева (1967), при вытаивании льда-цемента и
отдельных небольших гнезд и линз льда образуются блюдца протаива-
ния, термокарстовые западины, небольшие по площади и глубине кот-
ловины и относительно неглубокие термокарстовые озера (рис. 10.6).
Наиболее крупные по размерам термокарстовые формы связаны с вытаи-
ванием мощных клиновидно-жильных льдов. Как известно, последние
образуют полигональную решетку. В районах с резко континентальным
климатом размеры полигонов относительно небольшие, обычно первые
метры; на морских же побережьях они достигают величины в 20—30 м.
Вытаивание приводит к появлению неправильных холмов, или «стол-
бов», вмещающей горной породы. Когда жильные льды полностью
вытаивают, то на их месте образуются просадочные понижения, разде-
ленные крупными коническими земляными холмами (рис. 10.7). Такие
холмы, состоящие из вмещающей горной породы, называются байдже-
рахами (якутское названий). Они в большинстве случаев образуются
при относительно хорошем стоке поверхностных вод.
В том случае, когда сами горные породы, вмещающие ледяные жи-
лы, характеризуются большой льдистостью, они при протаивании рас-
18 Общая геология
273
плываются. В результате образуются округлые котловины — ал асы,
глубиной до 8—12 м, на севере, 20—30 м, иногда заполненные водой —
особенно в начальные стадии их существования.
Рис. 10.6. Термокарстовое озеро, начавшее развиваться после вы-
рубки леса (фото К А. Кондратьевой)
Рис. 10 7. Бугры-байджерахи, образовавшиеся после вытаивания
жильных льдов
Дальнейшее развитие термокарстовых процессов в возникших тер-
мокарстовых понижениях протекает различно, в зависимости от нали-
чия или отсутствия поверхностного стока вод, образующихся при вытаи-
вании льда. Если вода имеет сток, то образуется сухое термокарстовое
274
понижение, вытаивание подземных льдов приостанавливается и возоб-
новление этого процесса отмечается только эпизодически в отдельные
годы (Кудрявцев, 1967). Иная картина наблюдается под слоем воды
термокарстового озера, который оказывает отепляющее действие на
донные отложения, что и вызывает дальнейшее развитие термокарсто-
вого процесса. При больших размерах озера, соизмеримых с мощностью
многолетнемерзлых горных пород, может произойти полное протаивание
Рис. 10.8. Солифлюкционные террасы (по С. Г. Бочу)
их под озером до подмерзлотных слоев. В случае, когда мощности мно-
голетнемерзлых пород значительно больше поперечных размеров озера,
полного протаивания не происходит, но образуется стабильная подозер-
ная чаша протаивания. По мере развития термокарстовых процессов
происходит дальнейшее проседание днища озера и, следовательно, его
углубление. А это, в свою очередь, будет вызывать увеличение глубины
протаивания под ним. Такое прогрессивное развитие термокарста под
термокарстовыми озерами наблюдается во всех мерзлотно-температур-
ных зонах, в том числе и в самых северных.
Солифлюкция и формы рельефа, связанные с ней. Под соли-
флюкцией (лат. solum — почва; fluxus — течение) понимается течение
рыхлых, сильно переувлажненных масс грунта на склонах. Особенно
это проявляется в переувлажненных тонкодисперсных пылеватых грун-
тах. Именно в областях распространения многолетнемерзлых горных по-
род создаются наиболее благоприятные условия для проявления соли-
флюкции. Здесь оттаивающий на сравнительно небольшую глубину верх-
ний деятельный слой периодически сильно переувлажняется талыми и
дождевыми водами, которые не могут проникнуть в глубину, так как
этому препятствуют многолетнемерзлые горные породы, являющиеся во-
доупором. В результате увеличивается, вес напитанного водой верхнего
слоя пород (чаще всего элювия и делювия), уменьшается коэффициент
внутреннего трения и они под влиянием силы тяжести начинают мед-
ленно течь вниз по склону. Этот процесс проявляется и на пологих
склонах, уклон которых около 3—10°.
В результате процессов солифлюкции образуются различные натеч-
ные формы — солифлюкционные террасы (рис. 10.8), натеч-
ные языки (рис. 10.9), обусловливающие мелкую неправильную сту-
пенчатость склонов средней и малой крутизны, полосы, валы и др. При
18*
275
этом происходит некоторое сглаживание рельефа, формирование более
мягко очерченных склонов.
Помимо типично натечных форм, при помощи солифлюкции обра-
зуются более сложные ступенчатые формы горных склонов — нагор-
ные террасы (рис. 10.4). Они часто развиваются выше границы
лесной растительности, в гольцовой зоне1, и являются результатом воз-
действия сложного комплек-
са факторов: морозного вы-
ветривания, благодаря чему
уступы постепенно отступа-
ют вверх; перемещения ка-
менного материала; мороз-
ного пучения; процессов со-
лифлюкции, перемещающих
продукты выветривания и
выравнивающих площадки
террас, и др. По данным
С. Г. Боча, высота уступов
нагорных террас колеблется
от одного до нескольких де-
сятков метров, угол наклона
от 90 до 25—30°, а горизон-
тальная площадка, покры-
Рис. 10.9. Солифлюкционное натекание грунта на тая солифлюкционными об-
крупнообломочную россыпь (по С. Г. Бочу) разеваниями, может протя-
гиваться на несколько сотен
метров. Там же возникают каменные потоки, или к у р у м ы,
смещающиеся вниз по склону, которые, по Е. В. Шанцеру (1966), явля-
ются своеобразным видом подвижных солифлюкционных образований.
Это перемещение связано с тем, что в основании каменных россыпей
замыты водой тонкие дисперсные частицы, которые и создают необхо-
димый «размещаемый субстрат». Нередко каменные потоки стягиваются
в долины рек и медленно смещаются вниз по их днищу.
Процессы пучения. При промерзании зимой влажных или насы-
щенных водой рыхлых горных пород происходит выпучивание их (под-
нятие поверхности), связанное с расширением объема. При таянии
льдистых мерзлых пород связь между отдельными частицами их нару-
шается и под давлением собственного веса они проседают. В резуль-
тате промерзания и оттаивания горных пород возникают специфичес-
кий ландшафт и формы рельефа: бугры пучения (сезонные и много-
летние), структурно-полигональные образования и др.
Крупные торфяные бугры являются весьма распространен-
ными в области многолетней мерзлоты формами, связанными с пуче-
нием. Установлено, что в процессе неравномерного промерзания горных
пород вода в них мигрирует, т. е. переходит из одного места в другое,
и таким образом возникают различия во влажности. Это подтверждается
данными А. И. Попова (1957) по Западной Сибири, где он отметил, что
влажность суглинка под торфяником достигала 35—80%, тогда как за
его пределами она не превышала 15—20%. Промерзание влаги вызы-
вает образование утолщенных прослойков и линз льда и связанное с
этим локальное вспучивание поверхности грунта под торфяным слоем,
а также образование торфяного бугра на поверхности. Многолетние
бугры пучения достигают высоты от 1,5—2,0 м до 4 м и более
аг Гольцы — оголенные скалистые вершины.
276
(рис. 10. 10). Они наиболее развиты на севере европейской части Союза
и в Западной Сибири.
Наледи. И. И. Толстихин называет наледью «ледяное тело, яв-
ляющееся продуктом замерзания природной поверхностной или подзем-
ной воды, излившейся на поверхность льда, снега, земли, или в преде-
лах деятельного слоя в результате промерзания того водоносного трак-
та, по которому обычно эта вода циркулирует». Таким образом, из са-
Рнс. 10.10. Торфяные бугры пучения высотой около 3 м с оврагом
между ними н зарастающее термокарстовое озеро на левом берегу
р. Лены (фото К- А. Кондратьевой)
мого определения явствует, что наледи бывают наземные, связанные с
выходом на поверхность речных вод или подземных вод, и подземные,
когда наледь образуется на некоторой глубине.
Речные наледи. Постепенное промерзание реки приводит к су-
жению живого сечения русла и подруслового потока и, наконец, может
наступить такой момент, когда оно не в состоянии пропустить всего рас-
хода реки. В результате создается значительный напор, и вода, не уме-
щающаяся в суженном русле, частично устремляется в аллювий доли-
ны реки, поднимая тем самым уровень подземных вод, в которых также
образуется напор. В ряде случаев вода находит ослабленные участки
как в пределах верхней замерзшей части аллювия, так и в речном льде,
где она прорывается п выходит на поверхность, образуя наледь. Нарас-
тание наледн может продолжаться и дальше на все то время, в кото-
рое будет продолжаться дальнейшее промерзание потока и сужение жи-
вого сечения реки. Образованию подобных наледей способствуют раз-
личные сечения русла реки на отдельных участках, глубины и скорости
течения, а также дополнительное питание межмерзлотными п подмерз-
лотными водами, что указано на прилагаемой схеме (рис. 10.11).
Наледи подземных вод. Надмерзлотные подземные воды
также образуют наземные наледи. Механизм образования их представ-
ляется в следующем виде. При сезонном промерзании деятельного слоя
277
оставшаяся незамерзшей вода, заключенная между многолетней мерз-
лотой и промерзшей верхней частью деятельного слоя, приобретает зна-
чительный напор и создает большие напряжения в грунте. Замерзший
слой начинает выпучиваться, а вода, находя в нем места наименьшего
Рис. 10.11. Схема образования речных нале-
дей:
I — начальная стадия образования наледи;
II — вторая стадия образования наледи. Циф-
ры в кружке: 1, 4 — вода; 2 — слой льда; 3 —
многолетнемерзлая порода; 5 — вода, промерз-
шая до дна; 6 — наледный бугор; 7 — вода,
образующая после замерзания наледь (из кни-
ги Б. Н. Достовалова и В. А. Кудрявцева)
сопротивления, прорывается и изливается на поверхность, образуя на-
земную наледь. Образование наземных наледей происходит и при вы-
ходе источников подземных вод.
Крупные наземные наледи (называемые в Якутии тарынами) часто
бывают приурочены к зонам тектонических разрывных нарушений. Их
формирование, по-видимому,
связано уже с более глубо-
кими подмерзлотными и,
возможно, межмерзлотными
водами, выходящими по тек-
тоническим трещинам и
разломам земной коры. По
данным П. Ф. Швецова и
В. П. Седова (1941), неко-
торые наледи по площади
распространения достигают
огромных размеров, напри-
мер Кыра-Некоранская —
26 км2 и Момская—100 км2.
Наледи подземные.
По существу они представ-
ляют собой подземные ледя-
ные линзы в ядрах бугров
пучения различных разме-
ров. Однолетние наледи це-
ликом находятся в пределах
деятельного слоя и в тече-
ние лета оттаивают. Наи-
больший интерес представ-
ляют многолетние наледи,
образующие бугры больших
размеров.
Крупные многолетние бугры с подземной наледью в ядре называ-
ются «б у л г у н.н я х а м и» (якутское название), или гидролакколи-
тами (по Н. И. Толстихину), по аналогии с лакколитами — одной из
форм внедрения магмы в земную кору. Чаще всего они образуются при
промерзании озерных водоемов и относительно неглубоких таликов под
ними. Постепенное промерзание такого талика приводит к тому, что
масса талого грунта и воды оказывается замкнутой со всех сторон
(рис. 10. 12). Все увеличивающееся давление, связанное с дальнейшим
промерзанием, в этой замкнутой системе выжимает вверх водонасыщен-
ный грунт, который и приподнимает лед и верхний слой мерзлых пород.
В результате на поверхности образуется бугор, который в последующем
промерзает, и в нем появляются отдельные линзы и слои льда среди
слоев мерзлых пород. Размеры таких многолетних бугров — «булгун-
няхов» различны и колеблются от нескольких десятков до сотен метров,
а высота от 3—4 до 8—10 м и более.
Полигональные образования. На обширных пространствах севера
и востока нашей Родины в области распространения сезонномерзлых
горных пород наблюдается большое число различных полигональных
образований. Они характерны преимущественно для равнинных районов
278
или пологих склонов. К ним относятся трещинно-полигональные образо-
вания («пятна-медальоны»), наблюдающиеся в пределах развития одно-
родных тонких глинистых и суглинистых пород, каменные полигоны —
каменные кольца и каменные многоугольники, образующиеся в суровых
климатических условиях и при неоднородном составе горных пород.
В основе образования всех полигональных форм лежит развитие
морозобойных трещин, связанных с неравномерным изменением объе-
ма породы вследствие ох-
лаждения и промерзания, а
также трещин усыхания.
Трещины образуют полиго-
нальную сетку, ограничивая
полигоны или многоугольни-
ки (чаще четырехугольни-
ки) различных размеров от
нескольких сантиметров до
десятков и более метров.
Т р е щ и н н о-п олиго-
нальные образова-
ния («п я т н а-м е д а л ь о-
ны») представляют собой
относительно небольшие или
слабо выпуклые полигоны
глинистых грунтов, разде-
ленные полосами раститель-
ности (рис. 10.13). Более
быстрое промерзание по тре-
щинам в сравнении с основ-
ной площадью полигона при-
водит к возникновению зам-
кнутой системы талого грун-
та в центральной части по-
лигона. При дальнейшем
промерзании в закрытой си-
стеме увеличивается давле-
ние и в конце концов влаж-
ный грунт прорывает мерз-
лую корку на поверхности и
расползается вокруг проры-
ва в виде глинистого пятна.
I
ЕнПг kW|g \7/Лз
Рис. 10.12. Схема образования булгунняхов:
1 — вода; 2 — талый грунт; 3 — мерзлая тол-
ща; 4—лед; 5 — выжатый вверх талый и
мерзлый грунт, образовавший булгуннях; I —
начальная стадия, летнее протаивание; II —
промерзание воды н грунта на дне н образо-
вание закрытой системы; 111—нарастание
давления в системе при промерзании и выжи-
мание талого и мерзлого грунта вверх в сла-
бом месте, приводящее к образованию булгун-
няха (из книги Б. Н. Достовалова и В. А. Куд-
рявцева)
Полигонально-валиковые образования имеют более
крупные размеры (до 25—30 л). Каждый полигон ограничен валиком
(высотой до 0,5—1 м и шириной до 1—3 м) торфяно-минеральной мас-
сы. Между валиками смежных полигонов располагаются углубления —
канавы шириной 1—5 д, под которыми залегают клиновидно-жильные
льды. Происхождение валиков, окаймляющих полигоны, связано с раз-
двиганием и выдавливанием горных пород в сторону растущими клинья-
ми. Такие крупные полигонально-валиковые образования особенно раз-
виты на Крайнем Севере.
Каменные полигоны (каменные кольца, многоугольники)
представляют собой плоскую или слабовыпуклую площадку округлой
или многоугольной формы, сложенную мелкозернистым материалом и
окаймленную каменным бордюром (рис. 10.4, и). Они образуются в не-
однородных по составу рыхлых породах, содержащих включения ка-
менных обломков (щебень, гальки, валуны). Промерзание рыхлых пород
279
вызывает их пучение, а протаивание — усадку, величина которых стано-
вится тем больше, чем больше глубина промерзания и протаивания. При
понижении температуры силы смерзания наибольшие в верхней части
слоя сезонного промерзания, наименьшие — в нижней. В результате
Рис. 10 13. Пятна — медальоны на пологом склоне водораздель-
ного останца но правому берегу р Оби в 5 км от г. Салехарда
(фото К. А. Кондратьевой)
многократных промерзания и протаивания происходит «вымораживание»
из породы крупного каменного материала — валунов, гальки, щебня,
выталкивание его на поверхность. Таким образом, происходит диффе-
Рнс. 10.14. Схема образования «камен-
ных венков»:
I—начальная стадия образования «ка-
менных венков», II—конечная стадия
образования «каменных венков»; /—мно-
голетнемерзлая порода; 2 — промерзший
слой; 3 — разжиженные глинистые грун-
ты; 4 — глинистое пятно; 5 — каменные
обломки (из книги Ь. Н. Достовалова и
В. А. Кудрявцева)
репциання материала в сезопномерзлом слое на тонкий глинистый (су-
глинистый) и каменный материал, скопившийся на поверхности.
Наиболее интенсивное промерзание по трещинам приводит к смы-
канию сезонномерзлого слоя — краевых частей полигонов с многолет-
ней мерзлотой (рис. 10.4, и). Талые глинистые породы оказываются зам-
250
кнутыми со всех сторон. При увеличении промерзания в этой замкнутой
системе значительно возрастает давление, вследствие чего в цент-
ральных частях полигонов образуются разрывы, разжиженные глинис-
тые грунты выдавливаются на поверхность, сдвигают каменные обломки
в стороны и образуют глинистые пятна. Раздвинутые таким путем ка-
менные обломки образуют вокруг глинистых пятен бордюры — «камен-
ные венки» (кольца, многоугольники).
Вымораживание и перемещение крупных обломков снизу вверх в
процессе периодического промерзания и оттаивания хорошо доказывает-
ся наблюдениями над выпучиванием свай под основанием сооружений,
врытых столбов и т. п., которые, в случае несоблюдения основных пра-
вил, через несколько лет после их установки приподнимаются и как бы
выдергиваются из земли, наклоняются в стороны, а затем совсем падают.
§ 6
ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛОИ ЗОНЫ ЛИТОСФЕРЫ
Огромная по своим размерам и богатейшая территория Восточной
и Западной Сибири в своем подавляющем большинстве входит в мно-
голетнемерзлую зону литосферы. Между тем в этих районах нашей
Родины сосредоточены значительные природные богатства — полезные
ископаемые, лесные массивы, гидроэлектроэнергия и др. За последние
годы упорным трудом советских геологов значительно расширена ми-
нерально-сырьевая база Сибири, открыты новые крупные месторож-
дения самых разнообразных полезных ископаемых: каменного угля,
железа, цветных и редких металлов, газа, нефти и др. Особенно важ-
ным событием последних лет явилось открытие геологами крупнейшей
в мире Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции, где разведано
более 70 месторождений нефти и газа. Ее запасы, по данным Г. И. Гор-
бунова, составляют значительную часть запасов нефти и газа
Российской федерации. Это видно хотя бы из того, что только в двух
месторождениях — Уренгойском и Заполярном — сосредоточено свыше
4 триллионов м3 газа. Большое значение имеет также открытие крупных
газоконденсатных месторождений в Якутии.
Эти огромные энергетические и сырьевые ресурсы восточных райо-
нов нашей Родины за последние годы энергично осваиваются. Уже соз-
даны крупнейшие в мире гидроэлектростанции — Братская и Иркут-
ская на р. Ангаре, Красноярская на р. Енисее. Возводятся новые
Усть-Илимская (на Ангаре) и Саяно-Шушенская (на Енисее) гидро-
электростанции. Создаются новые промышленные узлы, широко развер-
тывается шахтное и другие виды строительства.
При освоении этих пространств, возведении разнообразных про-
мышленных и гидротехнических сооружений, устройстве шахт и мостов,
железных и шоссейных дорог приходится сталкиваться со своеобразной
природной обстановкой, обусловленной наличием многолетнемерзлых
горных пород. Процессы пучения грунта при промерзании, протекаю-
щие с образованием бугров различного размера, неравномерное протаи-
вание их летом; образование подземных и наземных наледей и их про-
таивание; термокарстовые явления и другие должны тщательным обра-
зом учитываться при проектировании различных сооружений. Имеется
ряд примеров деформаций построенных зданий, происшедших вследст-
вие недоучета этих явлений.
281
С этой точки зрения интересный пример приводится А. И. Дементь-
евым («Основы геокриологии», ч. II, стр. 24): «В районе Читы была
возведена в 1941 г. котельная с примыкающей к ней водонапорной
башней. Через два месяца после начала ее эксплуатации была обнару-
жена деформация котлов и здания, а еще через месяц она (деформа-
ция) достигла таких размеров, что эксплуатация котельной была при-
остановлена. Вместе с этим было замечено, что водонапорная башня
получила заметный на глаз, непрерывно увеличивающийся крен в сторо-
ну котельной, которая продолжала деформироваться под давлением
башни. К маю 1941 г. горизонтальное перемещение верха башни достиг-
ло 78 см, здание котельной резко перекосилось, штукатурка обвалилась,
стекла потрескались».
При недостаточном учете всех возможных тепловых и механических
взаимодействий мерзлых пород и сооружений, возводимых на них, про-
исходят деформации, иногда носящие катастрофический характер. Так,
например, известны случаи прорыва подмерзлотных вод в строения с
образованием наледей вследствие протаивания под ними многолетне-
мерзлой толщи, возможность которого не была учтена при строитель-
стве.
При поисках и эксплуатации месторождений полезных ископае-
мых — при проходе шахт, глубоких шурфов многолетпемерзлые горные
породы могут иметь как положительное, так и отрицательное значение.
Положительным является то, что проходка шахт возможна без креп-
ления. В случае вскрытия прослоев талых грунтов с водой, они промо-
раживаются, а затем проходятся как обычные мерзлые грунты. К) отри-
цательным явлениям относится возможность сдвигов и оседаний глыб
мерзлых пород при наличии в них включений льда и пластичности его.
В последние годы в СССР широким фронтом развернулись всесто-
ронние исследования зоны многолетнемерзлых горных пород, направ-
ленные на познание закономерностей развития многолетней мерзлоты,
причин и степени ее деградации, физико-геологических явлений и их
влияния на различного рода сооружения, а также влияния инженерных
сооружений на мерзлые грунты. Советские ученые-мерзлотоведы и ин-
женеры успешно разрабатывают теоретические основы процесса, общие
принципы и методы строительства в области многолетней мерзлоты,
позволяющие возводить и эксплуатировать различные сооружения, мес-
торождения полезных ископаемых без опасных деформаций.
ЛИТЕРАТУРА
Баранов И. Я. Принципы геокриологического (мерзлотного) районирования области
многолетнемерзлых горных пород. М., «Наука», 1965.
Достовалов Б. Н., Кудрявцев В. А. Общее мерзлотоведение. Изд-во МГУ,
1967.
Каплина Т. Н. Криогенные склоновые процессы. М., «Наука», 1965.
Каменский Г. Н., Толстихина М. М., Толстихин Н. И. Гидрогеология
СССР. М., Госгеолтехнздат, 1959.
Методика комплексной мерзлотно-гидрогеологической и инженерно-геологической съем-
ки масштабов 1 : 200 000 и 1 : 500 000. Изд-во МГУ, 1970.
Основы геокриологии (мерзлотоведения), ч. I — Общая геокриология; ч. II — Инже-
нерная геокриология. М., Изд-во АН СССР, 1959, 1970.
Подземные воды Якутии как источник водоснабжения. М., «Наука», 1967.
Попов А И. Вечная мерзлота в Западной Сибири. М., Изд-во АН СССР, 1953.
С у м г и н '1 И., К а ч у р и н С. П., Т о л с т и х и н Н. И., Т у м е л ь В. Ф. Общее мерз-
лотоведение. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1940.
Толстихин Н И. Подземные воды мерзлой зоны литосферы. М.—Л., Госгеолиздат,
1941.
Ш в е ц о в П Ф. Закономерности гидрогеотермнческих процессов на крайнем Севере в
Северо-Востоке СССР. М., «Наука», 1968.
ГЛАВА 11
ОЗЕРА И БОЛОТА И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ
§ 1
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР
Общие данные об озерах. Озерами называются заполненные во-
дой углубления поверхности суши, не имеющие непосредственного со-
общения с морем. Образование озер, физико-химические условия в них
и населяющие их организмы изучаются специальной отраслью науки
гидрологии — озероведением, или, как иначе называют, лимно-
логией.
Геологическая роль озер значительно меньшая, чем морей и рек.
Однако изучение закономерностей географического распределения их,
высотного положения, характера котловин, солености воды и т. п. дает
ключ к пониманию изменений и процессов в земной коре и на ее по-
верхности. Так, например, превращение проточных озер в непроточные,
пресных в соленые указывает на смену влажного климата сухим и
жарким, а нахождение крупных глубоких озер на значительной абсо-
лютной высоте может свидетельствовать о грандиозных тектонических
движениях земной коры, о возможных разрывах и опусканиях по ним
отдельных блоков. Но, кроме того, для геолога чрезвычайно важен
процесс современного осадконакопления в озерах, изучение которого
поможет в познании происхождения аналогичных осадков более древ-
них эпох, особенно если учесть, что в озерах при соответствующих ус-
ловиях образуются полезные ископаемые.
Озера занимают площадь около 2,7 млн. км2 или около 1,8% зем-
ной поверхности. По своей величине они весьма разнообразны: от не-
больших, размеры зеркала которых меньше 1 км2, до огромных водое-
мов, измеряемых тысячами и десятками тысяч квадратных километров.
Так же различна и глубина их — от десятков сантиметров (0,8 м — Эль-
тон) до 1620 м (Байкал), что видно из приводимых данных в табл. 11.1
по некоторым озерам. Наиболее крупные из них — Каспийское и
Аральское, которые называются морями и по своей деятельности при-
ближаются к таковым (рассматриваются в главе 12).
Происхождение озерных котловин. Происхождение озерных котло-
вин весьма разнообразно. Многие из них связаны с экзарационной дея-
тельностью ледников, другие — с обвалами или оползнями, ряд озер обус-
ловлен тектоническими процессами, а некоторые располагаются в кра-
283
Размеры и глубины озер
Таблица 11.1
Название Площадь, тыс км2 Средняя абсо- лютная отмет- ка уровня, м I 'амболь- шам глуби- на, м
Каспийское 395.0 —28,0 980
Аральсксе 65.5 53 68
Байкал 30,5 455 1620
Ладожсксе 17,7 4 225
Балхаш 17,4 339 26
Онежское 9,6 33 110
Иссык-Куль 6,1 1609 702
Севан 1,4 1914 99
Ильме ъ 2,2 9,7
Телецкое 0,23 325
Эль гон 0,15 0,8
Же..езсксе (III ейцария) 0.6 376 309
Виктория (Африка) 69,4 1134 80
Танганьика (Афри <а) 32.9 773 1435
Верхнее (Сез. Америка) 82,4 183 393
Мичиган (_ез. Америка) 58,0 177 281
Эри (Сез. Америка) 25,7 174 64
Онтарио (Сев. Америка) 19,5 75 237
терах потухших вулканов или в карстовых воронках и котловинах. Та-
ков далеко не полный перечень возможного происхождения озерных
котловин. В большинстве случаев оно устанавливается по геоморфоло-
гическим особенностям и геологическому строению, дающим возмож-
ность восстановить историю геологического развития района и роль то-
го или иного рельефообразуюшего фактора.
По генетическим признакам М. А. Первухин и Б. Б. Богословский
выделили следующие типы озерных котловин.
Тектонические. Они возникают в результате тектонических
движений земной коры, вызывающих складчатые и разрывные наруше-
ния, и, по-видимому, в большинстве случаев представляют собой опу-
щенные по разломам участки земной коры, называемые грабенами, или
же крупные прогибы. К озерам такого типа относятся Байкал, Телецкое,
Женевское, Севан, Танганьика и др.
Ледниковые. К этой группе относятся озера, котловины которых
•созданы как выпахивающей, так и аккумулятивной деятельностью лед-
ников. Особенно широко они развиты в областях прежних материковых
оледенений антропогенового времени. В Скандинавии, на Кольском
полуострове, в Карелии наблюдается большое количество озер, котло-
вины которых в значительной части выпаханы ледниками. Южнее Бал-
тийского щита (до южной границы последнего оледенения) много озер-
ных котловин образовалось в результате неравномерного накопления
морен и в ряде случаев подпруживания конечноморенными грядами
водных потоков. Озера ледникового происхождения (каровые и др.) раз-
виты и в горных районах.
Вулканические. Озерные котловины этого типа представляют
собой кратеры потухших вулканов и трубки взрыва (некоторые озе-
ра Курильских островов, Камчатки, Исландии, Флегрейских полей в
Италии, маары Баварии и другие), или подпруженные лавовым потоком
долины (некоторые озера Армянского нагорья).
Пойменные и дельтовые. Озерные котловины представляют
собой отшнурованные от основного русла старицы на пойме реки или.
284
отдельные рукава (протоки) реки в дельтовых равнинах, потерявшие
связь с морем.
Карстовые, термокарстовые просадочные. Эти озер-
ные котловины образовались различным способом. Карстовые озерные
ванны представляют собой или крупные карстовые воронки, или котло-
вины на поверхности растворимых пород — известняков, доломитов, гип-
сов, солей, или же котловины, возникшие в результате провала над под-
земными карстовыми каналами и пещерами. Такие озера встречаются
на Онежско-Белозерском водоразделе, в Боровичском районе Ленинград-
ской области, Марийской АССР и др. Термокарстовые озерные котлови-
ны развиты в пределах распространения многолетнемерзлых пород. Их
происхождение связано с вытаиванием льда, заключенного в верхней
части многолетнемерзлой зоны, в результате чего образуются проваль-
ные и просадочные понижения, заполняющиеся водой.
В Кулундинской и Барабинской степях юга Западной Сибири раз-
виты просадочные озерные котловины, образованные в результате суф-
фозии — механического выноса мелкоземистых частиц и химического
растворения и выноса некоторых солей, находящихся в грунте в виде
присыпок и небольших стяжений.
Озера, возникшие в результате обвалов. Как хорошо
известно, в горных районах происходят крупные обвалы, приводящие
местами к полному перегораживанию (запруде) речных долин. В ре-
зультате за такими естественными плотинами в долинах рек создаются
озера. Примером тому является громадное Сарезское озеро на р. Мур-
габ (Памир), образованное при землетрясении Усойским обвалом, пе-
регородившим долину.
Озера, возникшие путем запруживания долин обвальными образо-
ваниями, лавовыми потоками, конечноморенными грядами, называют
плотинными озерами. К ним относятся и водохранилища, соз-
данные искусственными плотинами.
Здесь приведен лишь краткий перечень возможности происхожде-
ния озерных котловин, но следует отметить, что в природе действуют од-
новременно самые различные силы. Их взаимодействие и приводит к
разнообразным изменениям на поверхности земли, в том числе к обра-
зованию озерных котловин, многие из которых возникли в результате
сочетания нескольких процессов, не только внешних, но и внутренних.
Так, например, котловины Ладожского и Онежского озер, по-видимому,
предопределены тектоническими причинами (разломами фундамента),
но значительная роль в их оформлении принадлежит также деятельно-
сти древних материковых ледников, неоднократно покрывавших эту
территорию.
Обвальные озера в горах длительное время подготовляются не-
сколькими совместно протекающими природными процессами. В обра-
зовании Сарезского озера на р. Мургаб принимали участие следую-
щие процессы: интенсивное выветривание, нарушившее монолитность
горных пород, слагающих склоны; смачивание выветрелых склонов по-
верхностными водами; циркуляция подземных вод, способствующая не-
которой неустойчивости минеральных масс; выработка долины рекой и,
наконец, постепенное накопление внутренней энергии и создание значи-
тельных напряжений в глубине. Землетрясения 1911 г., как разрядка
этих напряжений, были толчком к крупному горному обвалу, перегоро-
дившему долину реки.
В других озерах совокупность процессов может быть иной, но поч-
ти всегда характерно взаимодействие ряда факторов, и часто ведущи-
ми являются внутренние процессы.
285
Происхождение водной массы озер. Вторым не менее важным усло-
вием образования озер является накопление водной массы. Водные мас-
сы огромного большинства озер обязаны своим происхождением обыч-
ным поверхностным водам — рекам и атмосферным осадкам, запол-
няющим углубления рельефа. В ряде озер значительную роль играет
подземное питание (за счет подземных вод). Вместе с тем есть и релик-
товые озера, или остаточные, от прежних морских водоемов, т. е. такие,
которые были когда-то соединены с Мировым океаном, а затем отчле-
нены от него. Наиболее яркими чертами реликтовых морских вод обла-
дают бессточные водоемы, созданные в конце плейстоцена. Таким мо-
лодым замкнутым озером-морем является Каспийское озеро-море, ко-
торое в хвалынский век было соединено проливом с Азовским морем по
долине Маныча. По-видимому, еще более молодыми реликтовыми озе-
рами являются Ладожское и Онежское, входившие в состав послелед-
никового, так называемого иольдиевого моря, покрывавшего Скандина-
вию и значительную часть прилежащей территории, хотя последующая
история их существенно отличается от Каспийского моря в связи с
различным режимом их и климатическими особенностями.
Гидрологический режим озер (прибыль и убыль воды)
различен и в большинстве случаев тесным образом связан с климати-
ческими особенностями района их расположения. Озера по гидрологи-
ческому режиму подразделяются:
1. Бессточные озера, распространенные в области аридного
(сухого) и семиаридного (засушливого) климата. Они питаются река-
ми, временными потоками или атмосферными осадками и не имеют
стока, а расходуют воду только на испарение (Каспийское, Аральское,
Балхаш, Иссык-Куль и др.).
2. Проточные озера, распространенные преимущественно в
областях гумидного (влажного) климата. Они питаются реками, атмос-
ферными осадками и, помимо испарения, отдают воду через вытекаю-
щие из них реки и ручьи, или подземным стоком.
3. Озера с перемежающимся стоком (периодически про-
точные), в которых сток наблюдается лишь в период высоких вод.
У некоторых озер имеет место только подземный сток.
Соленость и солевой состав озерных вод. В зависимости от водного
баланса и климатических особенностей формируется тот или иной хи-
мический состав озерных вод и местами происходит смена одного типа
вод другим. Так, например, морские воды реликтовых озер, характери-
зующихся проточностью и расположенных во влажных климатических
зонах, могут постепенно вытесняться и почти полностью замениться прес-
ными поверхностными водами атмосферного происхождения (Ладож-
ское и др.). С другой стороны, в бессточных озерах в условиях сухого
и жаркого климата, где протекают интенсивные процессы испарения,
часто наблюдается засоление, повышение концентрации раствора.
Степень солености и состав растворенных солей в озерах зависят
также от солевого состава воды рек, впадающих в озера, геологическо-
го строения, характера почвенного и растительного покрова и других
факторов.
В географическом распределении озер по солености и химическому
составу Г. А. Максимовичем подмечена определенная закономерность.
Так, по его данным, в воде озер тундр преобладают ионы Si и НСО3,
в зоне лесов — ионы НСО3 и Са, в зоне степей — ионы SO4, Nan иног-
да НСО3 (в содовых озерах), в зоне пустынь и полупустынь — ионы
С1 и Na. Вместе со сменой состава с севера на юг происходит законо-
мерное увеличение минерализации воды, достигающей максимальных
286
значений в областях пустынь и полупустынь. Эти данные намечают
лишь схему, от которой в природных условиях имеется ряд существен-
ных отклонений. В каждой выделенной зоне можно встретить азональ-
ные типы. Так, в зоне лесов наряду с гидрокарбонатнокальциевыми
встречаются озера с повышенной минерализацией и хлоридно-натрие-
вым или сульфатным составом. Это может быть связано с повышенным
привносом солей реками, с распространением солепосных горных пород,
с интенсивными карстовыми процессами в гипсах, поступлением глубин-
ных соленых вод по разломам. Таким образом, в каждой зоне могут
быть разнообразные по солености и составу воды озер. В одной Кулун-
динской степи Западной Сибири сосредоточено огромное количество
озер, среди которых можно найти почти все известные гидрохимические
типы.
Среди соленых озер по составу растворенных веществ и степени
минерализации выделяются следующие типы.
1. Содовые, или карбонатные, озера (ряд озер Кулундинской степи,
некоторые озера Якутии и Бурят-Монголии и др ).
2. Горько-соленые, или сульфатные, озера (Кулундинские озера, Ба-
талпашинские озера на Кавказе и др.).
3. Соленые или хлоридные озера (Эльтон, Баскунчак и другие озе-
ра Прикаспия, Прииртышские озера у Павлодара и др ).
Разрушительная деятельность озер. Геологическая работа озер,
так же как и морских водоемов, сводится к разрушению береговых ус-
тупов и прибрежных частей дна водоема (абразии), разносу и сорти-
ровке обломочного и растворенного материала внутри водоема и накоп-
лению (аккумуляции) осадков. Движение водных масс в озерах прояв-
ляется в виде волн, течений, турбулентного перемешивания воды и сгон-
но-нагонных явлений, вызываемых деятельностью ветра. Кроме того
может происходить конвективное перемешивание вод, связанное с разли-
чиями в плотности их. На некоторых крупных озерах в тихую погоду
наблюдается движение зеркала воды, вызываемое изменениями баро-
метрического давления, при этом у одного берега происходит очень мед-
ленное повышение уровня воды (на несколько сантиметров), а у про-
тивоположного берега такое же понижение. Такие движения получили
название сейш.
Наибольшее значение имеют движения, связанные с ветром. При
значительной силе ветра в крупных озерных водоемах возникают высо-
кие волны, которые действуют разрушительным образом на берега, взму-
чивают осадки мелководной прибрежной зоны озера, разносят по озеру
обломочный материал и т. п. В разносе материала участвуют сгонно-
нагонные движения, при которых колебания уровня могут достигать
значительных величин, особенно у отмелых берегов. По данным Б. Б. Бо-
гословского, у южных отмелых берегов Ладожского озера они превы-
шают 2 м, у приглубых северных берегов значительно меньше. Анало-
гичные сгопно-иагонные колебания уровня воды отмечаются в мелко-
водных заливах Аральского моря.
Волновая абразия в озерных водоемах во многом сходна с морской.
Разница заключается лишь в масштабах явления. Волны, ударяя в бе-
реговые обрывы озера, постепенно срезают их.
Существенное значение с точки зрения познания процесса абразии
имеют наблюдения над срезанием и переработкой берегов водохрани-
лищ, созданных на Волге, Днепре, на Дону и в других местах. Так, на-
пример, низкие, преимущественно песчаные берега Рыбинского водо-
хранилища за первые 12 лет эксплуатации были размыты на 40—55 м.
Следовательно, берег срезался в среднем на 4—5 м в год. Наибольшие
287
разрушения происходили во время штормов. Имеются данные, что при г|
штормах в июле 1951 г. в отдельных местах берег отступил за неделю ।
на 5—8 м. Берега Цимлянского водохранилища на Дону за 5 лет |
(1952—1956) были срезаны в среднем на 50 м, а на отдельных участ- ‘
ках до ПО—115 м. В настоящее время на одних участках переработка
берегов продолжается, на других прекратилась или проявляется очень
слабо.
Разрушительная работа озер и водохранилищ зависит от состава
горных пород, слагающих берега. Часто абразия вызывает образование
крупных оползней, обвалов, что способствует дальнейшему срезанию
берега.
Переносная и аккумулятивная деятельность озер. Обломочный ма-
териал, полученный от разрушения берегов абразией, путем приноса его
впадающими в озеро реками, разносится по озерному водоему, в какой-
то степени сортируется по крупности зерен и откладывается на дне во-
доема. Сила волнений и глубина взмучивания осадков в прибрежной
зоне озер зависит от площади и объема водного бассейна. Чем больше >
площадь и объем озерного водоема, тем больше сила волнений и раз-
рушение берегов, тем больше зона взмучивания, дифференциация и раз-
нос обломочного материала.
Осадки озер. В деятельности озер наибольший интерес представля-
ет накопление осадков, с которыми связано образование ряда полезных
ископаемых. Осадки озер весьма разнообразны, и их характер опреде-
ляется различными факторами: климатическими особенностями, усло-
виями рельефа, геологическим строением окружающей местности, раз-
мерами, формой и глубиной озерного водоема, степенью его проточно-
сти и т. п. Озерные отложения в области сухого и жаркого климата со-
вершенно отличны от осадков озер, расположенных во влажных зонах, [
а осадки крупных проточных пресных озер имеют совершенно иной ха- j
рактер, чем осадки мелких бессточных водоемов
Озерные осадки по генетическим признакам и составу разделяются
на три типа. 1. Терригенные (лат. terra — земля), или обломочные,
которые образуются, главным образом, путем приноса реками и ручь- „
ями с окружающей суши большого количества обломочного материала, • g
в меньшей степени в результате абразии. 2. Хе мо генные пли хи-
мические, образующиеся путем химического осаждения растворен-
ных в воде солей или коллоидов. 3. Органогенные, или б и о г е н-
н ы е, накапливающиеся за счет скопления на дне водоема остатков раз-
личных животных и растительных организмов. Соотношение этих типов
осадков неодинаково в различных озерах. Для накопления обломочных
осадков благоприятными являются: расчлененный гористый рельеф ок-
ружающей суши, откуда идет снос обломков; впадение в озера крупных
рек с большой живой силой, несущих обломочный материал; достаточно
влажный климат, с которым связан интенсивный поверхностный сток.
В распределении обломочных осадков в ряде озер намечается некоторое
сходство с закономерностями, установленными для морских водоемов.
В береговой полосе оседают более крупные частицы — пески, иногда
галечник и гравий, а в центральных частях — более тонкие илы тер-
ригенного или смешанного — терригенно-органогенного или терриген-
но-химического состава. Ширина полос прибрежных песчаных и более
грубых осадков в озерах обычно небольшая, и алеврито-глинистые илы
располагаются на небольшой глубине и близко от берега. Местами же
иловые осадки начинаются непосредственно у берега. Это свойственно
обычно малым водоемам, в которых сила волнений небольшая, в связи
с чем уменьшается взмучивание осадочного материала. В некоторых
288
ein
озерах наблюдается ленточная горизонтальная слоистость (подобная
указанной на рис. 9.23), где чередуются тонкие (от долей миллиметра
до нескольких сантиметров) слоечки более песчаные с темными более
глинистыми. Это обусловлено сезонными изменениями приноса в озер-
ную котловину обломочных частиц. В тропических и субтропических
зонах образование лент, соответствующих годичному времени, связано
с дождливыми и сухими сезонами года. В некоторых случаях такая
слоистость обусловлена отмиранием в осеннее время одноклеточных
животных организмов и мелких водорослей, остатки которых придают
прослою черный цвет. Однако в ряде случаев такая ленточная слоис-
тость отсутствует или в результате сильного взмучивания и перемеши-
вания осадков при волнении, или нарушается илоядными организмами.
В крупных пресноводных озерах гумидного климата преобладают
терригенные осадки, но наряду с этим местами значительную роль иг-
рают органогенные и реже — хемогенные. В качестве примера можно
рассмотреть Онежское озеро с необычайно пресной водой. По данным
Л. Б. Рухина, в Онежском озере развиты преимущественно обломоч-
ные осадки — от галечно-песчаных (иногда валунных) в прибрежной
части до глинистых илов, содержащих то или иное количество гумуса,
железа и марганца. Наибольшее количество последних наблюдается в
мелководных заливах Онежского озера. В таких слабо минерализован-
ных водах нет условий для химического осаждения растворенных солей.
Только в некоторых' озерах с водой, обладающей большей жест-
костью (вследствие приноса в них грунтовыми водами карбонатов каль-
ция), образуются известковые осадки (озерный мел и мергель), обычно
занимающие небольшие площади. Более распространены в озерных гли-
нистых осадках различные известковые конкреции. Чаще карбонатные
осадки образуются в солоноватых озерах засушливых областей, где
наряду с кальцитом иногда осаждается доломит CaMg(CO3)2. Однако
в пресноводные озера, расположенные в гумидных областях, поступает
с речными водами большое количество коллоидальных веществ, возни-
кающих в процессе выветривания и почвообразования. Такими колло-
идальными продуктами являются гидроокислы железа, алюминия, иног-
да марганца, которые осаждаются на дно. Так местами образуются
довольно значительные скопления окислов железа, называемые озер-
ными бобовыми железными рудами. Они представлены то в виде одно-
родных бобовин, то в виде шаровидных или эллипсоидальных образо-
ваний с концентрическим скорлуповым строением, называемых ооли-
тами, то в виде лепешкообразных конкреций и корок, состоящих из
слившихся между собой оолитов или бобовин. В образовании озерных
железных руд большое значение, по-видимому, имеют железобактерии.
На северо-западе СССР насчитывается более 150 рудоносных озер. Сни-
ми связано начало использования железа. Некоторые из этих озерных
скоплений в прошлые века разрабатывались. В настоящее же время,
в связи с открытием крупнейших месторождений железных руд другого
типа, с огромными запасами," озерные руды давно не используются.
В тропических и субтропических областях с мощной корой вывет-
ривания в осадках озер накапливаются, наряду с оолитовыми железны-
ми рудами, окислы алюминия — бокситы. По-видимому, озерное про-
исхождение имеют древние месторождения бокситов у г. Тихвина.
В пресноводных озерах в ряде случаев встречаются органогенные
осадки, состоящие из скоплений кремнистых панцирей мельчайших од-
ноклеточных диатомовых водорослей, падающих па дно после их отми-
рания. Большие площади диатомовые илы занимают в озере Севан.
19 Общая геология
289
Широкое развитие в пресноводных озерах гумидных областей, а мес-
тами и в солоноватых озерах засушливых областей, имеет органический
ил — сапропель (греч. oajrpog — гнилой, лгр.од— глина), называе-
мый иногда гиттией (швед, gyttja — иловая грязь). Он образуется в
водоемах, богатых микроскопическими простейшими планктонными (греч.
nXavxzov — блуждающие) животными и растительными организмами,
не обладающими способностью активного движения, а перемещаемыми
волнами.
При этом большое значение имеет фитопланктон (греч. tpvrov —
растение), который периодически интенсивно размножается. Особенно
быстро размножаются зеленые и синезеленые водоросли, вызывая так
называемое цветение воды. При своем отмирании водоросли и планктон-
ные животные организмы падают на дно озера и, накапливаясь вместе
с тонкими минеральными (неорганическими) частицами, образуют тон-
кий илистый осадок. Кроме того, в сапропеле наблюдаются часто при-
меси спор и пыльцы растений. Все органические остатки, падающие на
дно озера, разлагаются без доступа кислорода воздуха. При этом в
преобразовании органического вещества большое значение имеют ана-
эробные бактерии, поселяющиеся в илу. Они используют для дыхания
химически связанный кислород органического вещества. В результате
деятельности микроорганизмов возникают углеводороды, происходит ча-
стичная битуминизация органического вещества. Сапропели в большин-
стве случаев образуются в относительно мелких и небольших озерах.
В более крупных и глубоких озерах сапропелевое вещество смешивает-
ся с глинистыми и другими осадками. Во влажном состоянии сапропель
представляет собой темно-серо-зеленую или коричневую студенистую
массу. В ходе дальнейшего накопления сапропелевых озерных осадков
происходит их уплотнение, они твердеют и в дальнейшем превращаются
в разновидность угля, называемую сапропелитом.
Иной характер осадконакопления наблюдается в озерах аридных и
семиаридных областей. В преобладающем большинстве случаев вода
этих озер отличается высокой минерализацией и во многих из них содер-
жание ионов близко к насыщению. Обычно они располагаются в усло-
виях слабо расчлененного рельефа, где дренирования почти не проис-
ходит. Поэтому соли, вымываемые редкими дождями из засоленных
почв или содержащиеся в грунтовых водах, приносятся в озера. Усилен-
ное испарение, свойственное этим областям, приводит к пересыщению-
раствора и образованию рассола, в результате начинается .химическое
осаждение солей, или, как принято говорить, «садка» солей. Такие са-
мосадочные озера встречаются в Западной Сибири, в Прикаспии и дру-
гих местах.
В содовых озерах происходит осаждение карбоната натрия.
В Кулундинской степи развиты несколько групп содовых озер. Наиболь-
шие запасы соды приурочены к Танатарской группе, где мощность со-
леносной толщи достигает 8—10 м, и она представлена (снизу вверх):
1) обводненными песками с сильно минерализованными грунтовыми во-
дами; 2) песками, сцементированными содой; 3) кристаллической содой-
мощностью 1—4 м (по данным М. Н. Кучина).
Садка соды (Na2CO3-ЮН2О) обычно происходит зимой при пони-
жении температуры воды и при определенной концентрации раствора.
По С. 3. Макарову, сода начинает выделяться при концентрации солей
свыше 10% и при температуре не выше —5°. При дальнейшем повы-
шении концентрации (до 13,5%) и понижении температуры к соде при-
соединяется мирабилит, а при концентрации 17% и температуре —12,4е'
290
начинает кристаллизоваться NaHCO3. Ьесь раствор замерзает при тем-
пературе —22,5° и концентрации 23% (Алекин, 1953).
В сульфатных озерах откладываются различные соли: мира-
билит (глауберова соль) Na2SO4-ЮН2О, тенардит Na2SO4, эпсомит
MgSO4-7H2O, астраханит Na2Mg[SO4]2-4H2O, гипс CaSO4-2H2O. При
этом некоторые соли могут образовываться, по Л. Б. Рухину, в резуль-
тате диагенеза ранее выпавших соединений. К числу таких минералов
причисляют астраханит и тенардит, которые могут возникнуть при воз-
действии концентрированного рассола (рапы) на мирабилит.
Хорошо известны крупные соленые хлоридные озера Бас-
кунчак, Эльтон, Индер и другие, где происходит осаждение солей, среди
которых преобладает хлористый натрий (поваренная соль). Для При-
каспия характерно наличие мощных залежей солей в пермских отло-
жениях. С ними связано образование многочисленных соляных куполов.
Местами соль прорывает всю покрывающую толщу слоев и поднимается
к поверхности, или располагается близко от нее. Подземные воды выще-
лачивают соли и приносят их в озерные впадины.
Подобные самосадочные соленые озера, в которых высокая мине-
рализация вод связана с растворением глубинных, более древних соля-
ных залежей и выносом солей из почв, известны и в степях Восточной
Сибири. В некоторых озерах наблюдаются существенные примеси к NaCl
других соединений. Так, например, в озере Индер отмечаются примеси
боратов (бура Na2B4O?-ЮН2О), вымываемых из горных пород.
Хлоридные озера могут образоваться и из озер другого типа. Воз-
можность такого перехода озер одного типа в другой видна из данных
по Кара-Богаз-Голу, где при повышении концентрации наряду с мираби-
литом начинает выпадать NaCl. Кроме того, результаты бурения дон-
ных отложений хлоридных озер показывают, что во многих из них кор-
невые пласты состоят из мирабилита, астраханита и других солей, вы-
падающих раньше хлоридов.
М. Г. Валяшко изображает возможность перехода одного типа озер
в другой следующей схемой:
Усыхание—>
Карбонатный типч^сульфатный типч^хлоридный тип
-«-Увлажнение
Этот процесс возможен при изменении климатических условий. Ес-
ли климат становится сухим и жарким, то усиливается испарение и кон-
центрация солей. В этих условиях будет наблюдаться переход от карбо-
натного типа к сульфатному, от сульфатного к хлоридному. Обратная
картина будет наблюдаться при увеличении влажности климата, при
усилении питания пресными водами и уменьшении испарения.
Таким образом, озера отличаются большим разнообразием как по
происхождению озерных ванн и воды в них, так и по характеру проте-
кающих в них процессов, изучение которых представляет большой ин-
терес. Особенно важен процесс современного осадконакопления. Зная
закономерности его, можно в той или иной степени судить об образова-
нии древних ископаемых осадков в озерах прошлых периодов и вос-
становить по ним палеогеографическую обстановку. Кроме того, в озе-
рах накапливаются многие полезные ископаемые: сапропели, используе-
мые для удобрения, как минеральный корм для скота, в качестве лечеб-
ных грязей; разнообразные соли, из которых наибольшее промышленное
значение имеют галит (поваренная соль), мирабилит, сода, гипс и, на-
конец, железные руды, в тропических и субтропических областях —
бокситы.
19*
291
§2 -
БОЛОТА И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ
Общие сведения. Болотами называют участки земной
поверхности, характеризующиеся избыточным увлаж-
нен и е м в ер х н и х горизонтов почв о - гру ито в и г орн ы х
пород, развитием болотной растительности и образо-
ванием торфа. Как видно, одним из основных признаков болота яв-
ляется процесс накопления торфа, мощность которого достаточно боль-
шая, и корни растений располагаются целиком в нем, не достигая
подстилающего минерального основания. В отличие от этого, часто выде-
ляют заболоченные земли. К ним относятся участки, в которых мощ-
ность торфа небольшая и корни растений достигают минерального ос-
нования. По-видимому, такое выделение является условным, а заболо-
ченные земли, обладая теми же признаками, представляют по сущест-
ву начальную стадию развития болот.
Болота занимают в СССР огромные площади, но распределение их
далеко не равномерно. Наибольшее количество их сосредоточено в север-
ных и северо-западных районах лесной зоны, где местами заболочен-
ность достигает 30—40% (Пьявченко, 1971). В южном и юго-восточном
направлении степень заболоченности уменьшается и в полосе лесо-
степи не превышает одного и даже десятых долей процента.
Общая площадь, занятая болотами на земном шаре, по данным
Н. Я. Каца, оценивается в 175 млн. га, из которых 72,6% падает на
территорию СССР.
Болота образуются на различных элементах рельефа — всюду, где
создаются условия для избыточного увлажнения почвы. В Западной и
Восточной Сибири, а также на севере европейской части Союза забо-
лачиванию способствует наличие водонепроницаемых многолетнемерз-
лых горных пород, залегающих близко к поверхности. На других тер-
риториях водоупором являются различные по генезису глинистые по-
роды.
Типы и эволюция болот. Болота образуются как внутри континен-
тов, так и на приморских низинах. По характеру водноминерального
питания, составу растительного покрова, форме поверхности болота
внутри континентов подразделяются на низинные, верховые и пере-
ходные.
1. Низинные болота располагаются в понижениях рельефа и
характеризуются плоской или вогнутой поверхностью. Помимо атмос-
ферных осадков, в их питании участвуют грунтовые или речные воды,
которые обладают значительно большим содержанием минеральных пи-
тательных веществ. Поэтому здесь развивается так называемая авто-
трофная растительность, т. е. растительность, требовательная к условиям
питания (осоки, хвощи, зеленые мхи, а из древесных — ольха, береза).
Торфяники, образующиеся из остатков автотрофной растительности, ча-
сто обладают большой зольностью и малой калорийностью. Низинные
болота часто образуются на месте озерных водоемов, постепенно зара-
стающих и заболачивающихся.
Интенсивность зарастания и заболачивания водоема зависит от
рельефа его дна и берегов. Широко распространены процессы зараста-
ния и заболачивания в озерах с плоским дном и пологими берегами
(см. рис. 11.1, А). Как было сказано, в озерах происходит интенсивный
процесс осадконакопления, образование разнообразных илов. В этом
процессе значительная роль принадлежит мельчайшим планктонным
292
организмам, которые при отмирании падают на дно водоема и образуют
сапропелевый рыхлый осадок.
В мелководной части озера поселяется влаголюбивая растительность,
закономерно сменяющаяся по глубине. Наиболее мелководной является
осока, на глубине 1—2 м живет тростник — рогоз, на глубине 2—3 м —
камыш, а на глубине 4—5 м — подводные рдесты и водяные лилии.
Рис. 11.1. Схема зарастания
озера и строение болота. А—
зарастание озера. Б—строение
болота (по В. Н. Сукачеву):
1 — пресноводный мергель: 2—
сапропелит; 3 — сапропелевый
торф; 4 — тростниковый и ка-
мышовый торф; 5 — хвощовый
торф; 6 — осоковый торф; 7 —
осоко-ивовый торф; 8 — лесной
торф; 9—гипновый торф; 10—
шейхцериево-сфагновый торф;
11 — пушица-сфагновый торф;
12 — сфагновый торф с пнями
сосны; 13 — отложения лужип
на сфагновом ковре
Отмирающая растительность падает на дно водоема, где накапли-
вается и подвергается лишь слабому разложению вследствие недостат-
ка в воде кислорода. По мере обмеления озера растительность захва-
тывает все новые и новые пространства, прибрежные растения продви-
гаются ближе к центру водоема, сохраняя ту же последовательность
(В. С. Доктуровский). Все эти виды растительности образуют торф со-
ответственного состава.
Несколько иначе протекает процесс в застойных озерах с крутыми
берегами и большей глубиной близ последних. В таких озерах в мес-
тах, защищенных от ветра и волнений, на поверхности воды поселяется
плавающая растительность — белокрыльник, сабельник с длинными сте-
лющимися по поверхности корневищами, внутри которых поселяются
мхи и некоторые другие растения. Таким способом образуется плаваю-
щий на воде «ковер» растительности, называемый сплавиной. По мере
увеличения мощности «ковра» происходит погружение сплавины. Снизу
от нее отрываются отмершие, полуразложившиеся части растений и
падают на дно, где и накапливаются. Этот процесс постепенно может
привести к тому, что сплавина и накапливающиеся на дне растительные
остатки сомкнутся и превратятся из «зыбкого» болота (когда сплавина
покрывает водную поверхность озера) в сплошное плотное болото.
С. М. Тюремнов указывает на одновременное участие в заторфовывании
водоема и зарастания снизу, и нарастания сверху. Схема зарастания
озера и строения болота, образовавшегося в пределах прежнего водое-
ма, видны на рис. 11.1.
293
2. Верховые болота располагаются обычно на водоразделах
и имеют выпуклую поверхность (рис. 11.2). Грунтовые воды в них за-
легают глубоко, а основное питание осуществляется преимущественно
поверхностными (атмосферными) водами, бедными минеральными со-
лями. Вследствие этого здесь развивается олиготрофная растительность,
мало требовательная к содержанию питательных веществ, и среди нее
Масштаб ь/
гоо юо о zoom 210 гм
Горизонтальный
£ ертиксльный
Рис. 11.2. Строение выпуклого сфагнового болота (Ладожско-Ильмен-
ского) Западно-Двинской области (Г. Ануфриев, 1929):
1 — сфагновый очес; 2 — пушгидеро-сфагновый торф; 3 — пограничный
горизонт; 4 — старый сфагновый торф; 5 — кустарниково-древесный
торф; 6 — древесно-травяной торф; 7 — тростниковый торф; 8 — гипно-
вый торф; 9 — сапропелевый торф; 10 — красновато-бурый сапроколл;
11— оливково-бурый сапроколл; 12 — песок; 13 — зеленовато-серая
глина; 14 — желтовато-бурый суглинок; 15 — древесные пни, обломки и
остатки кустарников
важнейший торфообразователь — сфагновый мох. Остатки такой рас-
тительности образуют торфяные накопления, отличающиеся высокой ка-
лорийностью и малой зольностью.
3. Перех одные болота с мезотрофной растительностью, от-
личающейся по своим признакам промежуточным характером, так как
для ее произрастания требуется сравнительно небольшое количество
минеральных веществ.
Однако в ряде случаев все указанные типы болот связаны взаимны-
ми переходами и представляют собой лишь различные стадии единого
сложного процесса развития. Одним из первых на это обратил внима-
ние В. Н. Сукачев, затем это нашло отражение в работах других иссле-
дователей (Е. А. Галкин, С. Г. Гилев, С. Г. Иванов и др.), использовав-
ших огромный материал аэрофотосъемок. При этом намечается следую-
щая схема развития. В низинном болоте в начальные этапы его
формирования наибольшее количество питательных минеральных солей
растительность получает из илов. По мере нарастания торфа условия ме-
няются. Растительность уже не достигает илов, а питается только ми-
неральными веществами, находящимися в торфе. Каждое новое поко-
ление растений будет извлекать питательные вещества из полуразло-
жившихся остатков предыдущего поколения, и постепенно будет проис-
ходить все большее и большее обеднение минеральными солями. На-
конец, может наступить такой момент, когда питательных веществ не
будет хватать для автотрофной растительности. Она сменяется тогда
менее требовательной, мезотрофной. Развивающийся дальше в том же
направлении процесс приводит к смене мезотрофной растительности
олиготрофной и, следовательно, к переходу одного типа болот в другой.
В связи с тем, что обеднение питательными веществами протекает
неравномерно по площади болота, создаются неодинаковые условия в
центральных и окраинных частях его. Большее количество питательных
294
веществ получают окраины болота благодаря поступлению воды с ок-
ружающих суходолов, в то же время в центре может ощущаться уже
значительный недостаток их. Поэтому нетребовательные олиготрофные
растения, в частности сфагновый мох, появляются прежде всего в центре.
Нарастание сфагнового торфа в центре сказывается на форме по-
верхности болот. Вместо плоской или вогнутой она постепенно становит-
ся выпуклой. На поверхности центральной части болота могут поселять-
ся кустарники и древесная растительность (сосна). В болотах, распо-
ложенных в речных поймах и дельтах, такого обеднения питательны-
ми веществами обычно не наблюдается в связи с разливами рек, воды
которых содержат растворенные соли и тонкие иловые взвеси.
Возможны и другие случаи развития болот, но детальный разбор их
относится уже к специальным работам.
4. Болота приморских низин особенно характерны для тро-
пических и субтропических зон. Они развиты на низменном атлантиче-
ском побережье Северной Америки, на островах Индонезии и в других
районах. Особенностью приморских низин является значительная об-
водненность. Они периодически во время приливов или постоянно зали-
ваются водой. В таких условиях преобладают лесные болота. При этом
древесная растительность приспосабливается к длительному существо-
ванию под водой своеобразным развитием корневой системы. Она рас-
ходится в разные стороны по радиусам или коленообразными изгиба-
ми от ствола дерева и снабжена приспособлениями для дыхания, распо-
ложенными над уровнем воды. Эти воздушные «дыхательные корни»
снабжают воздухом подводные части корневой системы. Расходясь от
ствола во всех направлениях, они служат как бы подпорками и обеспе-
чивают устойчивость дерева. Примером являются мангровые лесные за-
росли тропиков.
Отложения болот. Типичными болотными отложениями являются
некоторые хемогенные осадки и особенно органогенные. К первым из
них относится болотная известь или болотный мергель, а также болот-
ные или дерновые железные руды. Их образование связано с приносом
в болота соответствующих соединений грунтовыми водами. Болотная
известь образуется в том случае, когда болота питаются жесткими
грунтовыми водами, с большим содержанием в растворенном виде кар-
бонатов кальция. Приносимые грунтовыми водами железистые соеди-
нения образуют болотные железные руды. В восстановительных
болотных условиях железистые соединения осаждаются в виде смета-
ноподобной массы, отвечающей по составу сидериту (FeCO3) и со-
стоящей из мельчайших шариков. В случае соприкосновения сидерита
с воздухом происходит процесс окисления и вместо сидерита образует-
ся бурый железняк.
В восстановительных условиях болот иногда образуется минерал,
называемый вивианитом, представляющий собой фосфорное соеди-
нение железа — Fe3[PO4]2-8H2O, встречаемый вместе с сидеритом и
другими минералами закиси железа. Чаще всего он наблюдается в ви-
де небольших землистых пятен синего цвета, но иногда образует лин-
зы (рис. 11.3). Источником фосфора, по всей вероятности, являются
органические остатки.
Торф и его образование. Наибольшее значение среди болот-
ных бтложений имеет торф, образующийся из различных остатков бо-
лотной растительности — мхов, трав, кустарников и деревьев. Эти от-
ложившиеся органические остатки подвергаются в дальнейшем сложным
процессам разложения и преобразования.
295
Наибольшее значение в образовании торфд имеет клетчатка pacie-
ний, состоящая из углерода, водорода, кислорода и азота. При этом не-
обходимым условием является преобразование исходного органическо-
го вещества без доступа воздуха, так как в противном случае будет
происходить его окисление и переход в простые неорганические соеди-
нения СО2 и др. В болотах, где накапливаются большие толщи расти-
тельных остатков, насыщенных водой, нет или почти нет условий для
проникновения кислорода воздуха, особенно в той части их, которая рас-
положена глубже поверхно-
сти болота и захоронена на-
капливающимися осадками.
В этом случае идет очень
медленное разложение и
преобразование органиче-
ского вещества при помощи
многочисленных микроорга-
низмов (бактерий и низших
грибов), и часть его сохра-
няется в торфе почти неиз-
менной. В процессе подоб-
ного разложения происхо-
дит увеличение содержания
Рис. 11.3. Отложения болот влажного клима-
та на примере болот Белоруссии (по Г. И. Бу-
шинскому):
1 — вивианит; 2 — сидерит; 3 — бурый желез-
няк; 4 — торф; 5 — болотная известь; 6 — пе-
сок и глина
углерода до 57—59%. Одновременно при разложении растительных
остатков образуются гумусовые вещества. Этот медленный процесс
гниения клетчатки, протекающий без доступа воздуха и ведущий к об-
разованию торфа, называют гумификацией, или начальными эта-
пами углефикации. Таким образом, торф представляет собой полуразло-
жившиеся отмершие растительные остатки коричневого, бурого или
почти черного цвета.
Торф различают по характеру слагающей его растительности—сфагно-
вый, гипновый, осоковый, тростниковый, древесный (лесной) и др. Осо-
бенно большое разнообразие торфа наблюдается в торфяниках, возник-
ших на месте озер (рис. 11.1). Для этих торфяников характерна и наи-
большая мощность, достигающая местами 10 и более метров. Запасы
торфа в СССР очень большие, они составляют более 60% мировых за-
пасов. Хорошо известно большое практическое значение торфа. Ряд элек-
тростанций средней и малой мощности работают на торфяном топливе.
Торф удовлетворяет значительную часть бытовых потребностей населе-
ния. Из торфа в результате переработки получают ценные вещества:
спирт, фенол, парафин и др. Из него делают теплоизоляционные плиты,
применяемые в строительстве, он также используется как удобрение.
В случае опускания земной коры и захоронения торфа новыми осад-
ками происходит его изменение, уплотнение, углефикация. Торф пере-
ходит в бурый, а затем в каменный уголь. Состав каменных углей, их
различные типы и происхождение рассмотрены в главе 11 при описании
осадочных горных пород.
ЛИТЕРАТУРА
А лек ин О. А. Основы гидрохимии. Л., Гидрометеоиздат, 1970.
Богословский В. В. Озероведение. Изд-во МГУ, 1960.
Валяшко М.1 Г. Классификационные признаки соленых озер. «Тр. ВНИИГ»,
вып. XXIII. Л. — М„ 1952.
Максимович А. А. Химическая география вод суши. М., Географгиз, 1955. •
Ниценко А. А. Краткий курс болотоведения. М., «Высшая школа», 1967.
Р у х и и Л. Б. Основы литологии. Л., «Недра», 1969.
Страхов Н. М. Образование осадков в современных водоемах. М., Изд-во АН СССР,
1954.
ГЛАВА 12
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ
§ 1
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ МОРСКИХ ВОДОЕМОВ
Известно, что поверхность земного шара составляет 510 млн. км2,
из них около 361 млн. км2, или 70,8%, занимают океаны и моря, а
149 млн. км2, или 29,2% — суша. Таким образом, площадь, занятая
океанами и морями, почти в 2,5 раза превышает площадь суши. Следует
отметить при этом, что распределение и соотношение водных прост-
ранств и суши неодинаково в различных полушариях. Так, в Северном
полушарии 39,3% занимают материки и 60,7% — океаны и моря, в то
время как в Южном полушарии на долю материков приходится всего
19,1%, а океанов — 80,9% (рис. 12.1). Вследствие этого Северное по-
лушарие называют материковым, а Южное — океаническим.
В океанах и морях сосредоточен огромный объем вод, который ори-
ентировочно оценивается в 1370 323 000 км2. Эти массы воды, находясь
в непрерывном движении, постоянно взаимодействуют с окружающей
сушей, разрушают горные породы, слагающие берега и дно мелкоморья,
перемещают и истирают продукты разрушения и откладывают их в виде
осадков. Моря являются средой обитания разнообразных животных и
растений и приемником всего обломочного и растворенного материала,
приносимого с суши реками, ветром, ледниками.
Работа моря представляет собой сложный комплекс взаимодейст-
вующих процессов — разрушение горных пород, перенос (разнос) по-
ступающего в водоемы обломочного и растворенного материала и накоп-
ление, или аккумуляция, осадков. Особенно большое значение имеет ак-
кумуляция осадков.
За многие сотни миллионов лет геологической истории Земли по-
верхность суши неоднократно покрывалась морскими водами, в которых
Б происходило накопление осадков. В результате образовались мощные
толщи таких осадочных горных пород, слагающих верхнюю часть земной
коры, как глины, песчаники, известняки, мергели и др. Площади суши,
занятые осадочными горными породами, составляют около 75% всей
поверхности континентов (среди них около 50% заняты глинами, около
30% песчаными и около 20% — карбонатными породами). Они вместе
с заключенными в них органическими остатками являются теми основ-
ными историческими документами, по которым читается летопись зем-
ной коры, восстанавливаются древние физико-географические условия и
картина развития органического мира. Кроме того с осадочными горны-
297
Рис. 12Л. А. Материковое полушарие.
ми породами связаны такие важнейшие полезные ископаемые, как газ,
нефть, железные и марганцевые руды, фосфориты и др.
Последние два десятилетия ознаменовались необычайно широким
размахом океанологических исследований, в результате которых полу-
чены новые сведения о рельефе дна Мирового океана, его строении, за-
кономерностях и зональности распределения морских осадков, о полез-
ных ископаемых и других данных. Характерной особенностью иссле-
дований этих лет стало международное сотрудничество при проведении
экспедиционных работ, в котором активное участие принимают ученые
Советского Союза. За последние годы вышло много монографий о строе-
нии морского дна и его рельефе, а также специальных сборников как
в СССР, так и за рубежом.
§ 2
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИРОВОМ ОКЕАНЕ
Подразделение Мирового океана. Мировым океаном называет-
ся вся совокупность океанов и морей, покрывающих поверхность Земли;
материки, возвышаясь, представляют собой как бы огромные острова.
298
Б. Океаническое полушарие
Мировой океан подразделяется на две основные группы водоемов, взаи-
мосвязанных друг с другом: 1) собственно океаны, 2) моря.
Океаны. Среди океанов выделяются четыре: Тихий, Атлантиче-
ский, Индийский, Северный Ледовитый. Размеры океанов и их глубины
представлены в табл. 12.1.
Приведенные данные показывают, что наибольшими размерами от-
личается Тихий океан, занимающий около 50% всей водной поверхности
Мирового океана (включая прилегающую часть антарктических вод).
Атлантический океан немногим больше половины площади Тихого океа-
на, еще меньше по размерам Индийский океан. Северный Ледовитый
< океан занимает лишь около 4% водной поверхности Мирового океана.
В том же направлении изменяются средние и максимальные глубины
океанов. Наибольшие глубины отмечаются в Тихом океане, наимень-
шие— в Северном Ледовитом.
Моря подразделяются по степени связи с океаном на окраинные
и внутриконтинентальные, или средиземные. Окраинные моря ха-
рактеризуются более или менее свободной связью с океаном и в ряде
случаев отделяются от них цепью островов или полуостровами. Отно-
299
Таблица 12.1
Площади и глубины океанов (Морской атлас, т. 2)
Океан (со связанными с ним морями) Площадь, ТЫС. КМ* % от всей площади Мирового океана Глубина, м Местоположение наи- большей глубины
средняя наиболь- шая
Тихий 179 679 50 4028 11022 Марианская впадина
Атлантический 92 544 25 3926 8 385 Впадина Пуэрто-Рико
Индийский 74 917 21 3897 7455* Яванская впадина
Северный Ледовитый . . . 13919 4 1205 5 449 Котловина Нансена
Мировой океан 361 059 100 3795 11 022
* Имеются сведения о наличии глубины 8047 к западу от Австралии в точке'32"
ю ш. («Морская гидрометеорология» под редакцией В. А. Снежинского).
сительно свободное сообщение окраинных морей с океанами определя-
ет их сходство в отношении солености, температуры, органического мира.
В них распространяются приливы из океана и сказывается влияние-
океанических течений. С другой стороны, окраинные моря тесно связа-
ны с сушей и подвержены ее влиянию. Примерами этого типа морей
являются Берингово, Охотское, Японское, Восточнокитайское, Южноки-
тайское, Карибское и др.
Выделяются также разнообразные по форме и размерам заливы,
вдающиеся в сушу, широко и свободно сообщающиеся с океаном —
Бискайский, Гвинейский, Бенгальский, Аляскинский и др. Подобным
заливом можно назвать и некоторые моря, например Аравийское море.
Внутриконтинентальные моря сообщаются с океаном
лишь через узкие проливы, отличающиеся относительно небольшой глу-
биной. к ним относятся: Средиземное море со средней глубиной
1498 м, максимальной — 4594 м и порогом близ Гибралтара (глубина
около 320 4t); Черное море со средней глубиной 1271 м, наиболь-
шей 2245 м и порогом в проливе Босфор (глубина 46 лг); Азовское
море глубиной 8—13 м..
Совершенно замкнутым бассейном, потерявшим в конце плейстоце-
на связь с Азово—Черноморским бассейном и, следовательно, с океаном,
является Каспийское море.
§ з
РЕЛЬЕФ ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА
До относительно недавнего времени существовало представление,
что дно океана имеет сравнительно спокойный рельеф и в пределах его
выделяются определенные геоморфологические элементы, сменяющие
друг друга по мере удаления от материков. Обычно обобщенное пред-
ставление о рельефе земной поверхности изображается гипсографиче-
ской кривой (рис. 12.2), где указывают различные высотные ступени
суши и ступени глубин Мирового океана. Широкий размах комплексных
исследований Мирового океана — геоморфологических, геологических,
геофизических по программе Международного геофизического сотрудни-
чества, значительно уточнили представление о рельефе и строении дна
океанов и показали их чрезвычайную сложность. Следовательно, гипсо-
графическая кривая лишь весьма приближенно отражает геоморфоло-
300
i-ические особенности дна океана, так же как и рельефа суши. Самая
верхняя часть этой кривой соответствует горам суши с наивысшей высо-
той равной 8848 м (гора Джомолунгма), а самая нижняя — наиболь-
шей глубине Мирового океана — более 11000 м. Таким образом, мак-
симальная амплитуда рельефа поверхности Земли составляет около
20 км. На рисунке видно, что средняя высота суши 875 м, а средняя
Рис. 12.2. Гипсографическая кривая (А) и обобщенный профиль дна океа-
на (Б) (по О. К- Леонтьеву). В верхнем правом углу рисунка дана диа-
грамма, показывающая соотношение площадей подводной окраины мате-
риков (1), переходной зоны (II), ложа океана (III), срединных океаниче-
ских хребтов (IV)
глубина океана 3795 м. На суше преобладают высоты ниже тысячи
метров, характерные для равнин вместе с плато и низкими горами, в
Мировом океане наибольшие площади занимает ложе океана с глуби-
нами 3—6 км. В рельефе дна океана выделяются подводные окраины
материков и собственно ложе Мирового океана.
Подводные окраины материков. В своем строении они
имеют непосредственную связь с прилегающими континентами. В их
пределах выделяются: область шельфа (материковая отмель); матери-
ковый, или континентальный, склон; материковое, или континентальное,
подножье.
Область шельфа примыкает непосредственно к суше и пред-
ставляет собой мелководные зоны с глубинами в среднем менее 200 м
и относительно пологим наклоном в сторону океана. В рельефе поверх-
ности шельфа обнаружены древние береговые линии, затопленные тер-
расы, подводное продолжение речных долин и другие формы наземного
рельефа. Ширина шельфа изменяется от нескольких километров до не-
скольких сотен километров. Особенно большая ширина шельфа наблю-
301
дается в Северном Ледовитом океане вдоль сибирского побережья.
Узкие шельфы развиты вдоль западного побережья Северной и Южной
Америки в Тихом океане и по окраинам Индийского океана. Следует от-
метить, что местами шельф с типичными реликтами наземного рельефа
располагается на глубинах больших чем 200 м, а в некоторых случаях
отчленяется глубокими депрессиями. Так, по данным А. В. Живаго
(1960), в восточной части антарктического шельфа обнаружена глубо-
кая депрессия, протягивающаяся параллельно берегу на расстоянии
2000 миль от моря Дэвиса до района Земли Королевы Виктории. Мак-
симальные глубины депрессии около 1400—1600 м при глубинах обла-
сти шельфа до 200—500 м. Образование таких депрессий, по-видимому,
связано с глубинными разломами и тектоническими опусканиями земной
коры, захватывающими в той или иной степени и шельфы.
Материковый (континентальный) склон представляет
собой относительно крутой уступ, ограничивающий шельф со стороны
океана и опускающийся до 2500 м, а иногда до 3000 м и более. Переход
от шельфа к склону достаточно резкий. Уклоны склона в среднем колеб-
лются от 3° до 6—7°, местами же достигают 15° и более. Поверхность
материковых склонов изрезана подводными каньонами. Многие из них
длиной 50—60 км, шириной 2—5 км (Леонтьев, 1968) заканчиваются в
пределах склона. Но хорошо известны крупные глубокие каньоны, про-
тягивающиеся на сотни километров и опускающиеся за пределы матери-
кового склона до глубины 3500 м и более. Некоторые из них просле-
живаются в пределах шельфа и связаны с устьями крупных рек. К та-
ким относятся каньоны Гудзон, Конго, Инд и другие, связанные с од-
ноименными реками. Помимо крупных каньонов, на поверхности мате-
риковых склонов обнаружены и более мелкие ложбины. Происхожде-
ние ряда каньонов, по-видимому, связано с эрозионной деятельностью
мутьевых или суспензионных потоков, о которых сказано ниже.
Материковое (континентальное) подножье как само-
стоятельный морфологический элемент стало выделяться американски-
ми исследователями в последние 8—10 лет. Оно представляет собой
полого наклонную иногда слабо волнистую равнину, связывающую ма-
териковый склон с ложем океана. Для подножья характерны значитель-
ные мощности осадков. Ширина подножья колеблется от нескольких де-
сятков до сотен километров, а глубина в пределах 2—3,5 км.
Таким образом, описанная зона перехода от континента к океану
осуществляется через подводные окраины материков, где последова-
тельно располагаются шельф, материковый склон и материковое под-
ножье. Этот тип переходной зоны называют атлантическим. Такой
переход наблюдают к Северному Ледовитому океану, в ряде случаев к
Индийскому и Атлантическому океанам.
Ложе Мирового океана, по данным всесторонних исследо-
ваний последних лет, характеризуется значительной расчлененностью и
сложностью морфологии дна. В его пределах развиты срединно-океани-
ческие хребты и другие возвышенности.
Широкое развитие имеют различные вулканические формы как под-
водные, так и выступающие в виде островов. Это или конусовидные
вулканы с острыми вершинами, или куполовидной и щитовидной формы
вулканические аппараты, иногда образующие целые горные цепи. Там
же наблюдаются валообразные поднятия, несущие на себе так называе-
мые гайоты — плосковершинные подводные горы, которые также,
по-видимому, относятся к вулканическим образованиям. Формирование
плоских вершин гайотов, вероятно, связано с разрушительной деятель-
ностью моря, когда они выступали выше уровня океана, или находи-
302
лись на относительно небольшой глубине. Расположение же многих
гайотов на большой глубине объясняется их последующим погруже-
нием. В целом количество вулканических аппаратов на дне Мирового
океана весьма велико. По предположению Г. Менарда (1966), только
в Тихом океане находится около 10 тысяч вулканических пиков высотой
свыше 1 км. Между хребтами и различными поднятиями располагаются
крупные котловины, которые и представляют собой основную
часть ложа Мирового океана или вторую важнейшую океаническую
ступень гипсографической кривой.
Дно этих котловин располагается глубже 3,5—4 км, нередко на
глубинах 5—6 км. По рельефу поверхности дна выделяются 2 типа океа-
нических котловин: плоские абиссальные (греч. сфиосго^—
бездна) равнины, представляющие собой выровненные пространст-
ва с незначительными уклонами; холмистые абиссальные рав-
нины, занимающие наибольшие площади, в которых холмы (куполо-
видные поднятия) имеют высоту 100—300 и более метров при ширине
основания от 1 до 10 км. Плоские равнины более всего развиты в пре-
делах Атлантического океана, а холмистые — в Тихом океане.
Глубоководные желоба (впадины) характеризуются наи-
большей глубиной (свыше 6 км) и располагаются преимущественно в
краевых частях океана, протягиваясь параллельно или береговым гор-
ным хребтам, или внешним частям островных дуг. Максимальное рас-
пространение краевых глубоководных желобов отмечается в пределах
Тихого океана, где некоторые желоба характеризуются и наибольшими
глубинами. Так, вдоль островных дуг северной и западной частей Ти-
хого океана протягиваются желоба: Алеутский (глубина 7822 л0, Кури-
ло-Камчатский (10542 м), Японский (8412 м), Идзу-Бонинский (9810 лг),
Волкань (9156 м), Марианский (11022 м), Яп (8527 м), Палау (8527 м),
Нансей (7507 м), Филиппинский (10265 м) *, Банда (7440 м), Новобри-
танский (8320 м), Бугенвильский (9140 м), Новогвинейский (5311 лг),
Западномеланезийский (5476 м), Восточномеланезийский (6150 м), Но-
вогебридский (7570 м), Тонга (10822 м), Кермадек (10047 м). Вдоль
Американского побережья Тихого океана протягивается Перуано-Чилий-
ский, или Атакамский, желоб (8064 м) и Центральноамериканский, или
Гватемальский (6662 м).
Краевые глубоководные желоба значительно меньше развиты в
Атлантическом океане. Здесь известны желоба: Пуэрто-Рико (8385 м),
Бартлет, или Кайман (7119 м), Южносандвичев (8264 м). В Индийском
океане известен Яванский, или большой Зондский, желоб (7450 м), про-
тягивающийся вдоль островной дуги.
Глубоководные желоба представляют собой относительно узкие
впадины. Их поперечный профиль асимметричен. Как правило, склоны
их, примыкающие к островным дугам или к материковым хребтам,
крутые, а противоположные склоны более пологие. Они осложнены
уступами и носят ступенчатый характер, обусловленный разрывными
нарушениями земной коры.
Наличие глубоководных желобов вдоль островных дуг или моло-
дых горных хребтов материков обусловливает большую сложность пе-
реходных зон от континента к океану. В северной и западной частях
Тихого океана подводные окраины материка сменяются глубоководны-
ми впадинами окраинных морей, за которыми следуют дуги островов,
1 В ноябре 1962 г. Британское морское министерство сообщило, что географическое
судно «Кук» обнаружило восточнее о. Минданао максимальную глубину Мирового
океана — 11535 м. В соответствии с этим сообщением Филиппинский желоб следует
теперь считать наиболее глубоким (Леонтьев, 1963).
303
Рис. 12.3. Схема строения переходной зоны
(район Охотского и Японского морен):
1 — шельф; 2 — материковый склон и под-
ножие; 3 — дно глубоководных морских
котловин; 4 — внутренние поднятия в глу-
боководных морских котловинах: 5 — ост-
ровные дуги; 6 — глубоководные желоба;
7 — ложе океана
далее глубоководный желоб и затем уже ложе Мирового океана
(рис. 12.3). Аналогичные переходные зоны наблюдаются в пределах
Антильских островов, местами в краевой части Атлантического океана
. и Индонезийской островной ду-
. ги в Индийском океане.
В восточной части Тихого
океана окраинные моря и
островные дуги отсутствуют.
Высокие молодые горные цепи
края континента переходят в
глубоководные желоба (Ата-
камский, Центрально-Амери-
канский) .
Характерными особенно-
стями описанных переход-
ных зон тихоокеанско-
го типа являются резкие
контрасты рельефа, необычай-
ная тектоническая подвиж-
ность земной коры, выражаю-
щаяся в сильных землетрясе-
ниях, в интенсивном вулка-
низме.
Срединно-океани-
ческие хребты являются
важнейшими положительными
элементами рельефа дна всех
океанов. Исследованиями ус-
тановлено, что срединно-океа-
нические хребты образуют
, единую планетарную систе-
му, протяженностью около
60 тыс. КМ.
На рис. 15.18 отчетливо
выражен Срединно-Атлантиче-
ский хребет, протягивающийся
(от Исландии на севере до
острова Буве на юге) в мери-
диональном направлении и
разделяющий Атлантический
океан на две близкие по раз-
мерам части — западную и
восточную. Далее он резко по-
ворачивает на северо-восток и
переходит в Африкано-Антарк-
тический хребет, за которым
следует Западно-Индийский.
От острова Родригес в юго-
восточном направлении протя-
гивается Центрально-Индий-
ский (Срединно-Индийский)
хребет, который переходит в
Австрало-Антарктический, расположенный между Австралией и Ан-
тарктидой. Восточнее протягивается Южно-Тихоокеанский хребет пере-
ходящий в Восточно-Тихоокеанский, расположенный в юго-восточной
304
части Тихого океана. В пределах Северного Ледовитого океана также
установлены хребты и отдельные поднятия. Одними из крупных положи-
тельных элементов рельефа здесь являются подводные хребты Ломоно-
сова и Менделеева, характеризующиеся сложным расчленением и раз-
деляющие ложе океана на отдельные глубокие котловины (Нансена,
Макарова, Бофорта).
Лучше всего изучен Срединно-Атлантический хребет. Вдоль осевой
части хребта протягивается крупная депрессия — долинообразное по-
нижение, ограниченное глубокими разломами, названное рифтовой
долиной (англ, rift — расселина, ущелье). Местами она разделяется
поперечными перемычками на отдельные длинные впадины. Дно рифто-
вой долины Срединно-Атлантического хребта располагается в среднем
на глубине 4 км, а окаймляющие ее хребты на глубине до 2 км, мес-
тами же поднимаются над уровнем океана, образуя острова (Сан-Пау-
ло, Вознесения, Буве). Ширина долины между соседними гребнями до
25—50 км и значительно меньше на ее дне, иногда составляет всего
несколько километров.
Рифтовые долины свойственны Западно-Индийскому и Центрально-
Индийскому хребтам и только в пределах Восточно-Тихоокеанского
хребта пока не обнаружены. Рассмотрение рельефа дна Мирового океа-
на показывает его чрезвычайную сложность, которая не имеет доста-
точного отражения на схематической гипсографической кривой. С целью
показа главнейших крупных элементов рельефа О. Г. Леонтьевым
(1968) приводится обобщенный профиль дна океана (см. рис. 12.2) и
соотношение площадей подводной окраины материков, сложной переход-
ной зоны тихоокеанского типа, ложа океана и срединно-океанических
хребтов. Как видно на рисунке, наибольшие площади занимают котло-
вины ложа Мирового океана.
Рельеф окраинных и внутри континентальных мо-
рей различен. Н. М. Страхов (1954) подразделяет морские водоемы по
рельефу дна на: 1) плоские и 2) котловинные.
Плоские моря характерны для относительно спокойных в тек-
тоническом отношении областей земной коры, т. е. платформ. К ним
относятся Баренцево, Карское, Белое, Балтийское, Северное, Азовское
и др. Глубины их в большинстве случаев не превышают уровень шель-
фа у лишь местами достигают 300—-500 м. Такие моря по существу
представляют собой опущенные под воду участки суши и носят назва-
ние эпиконтинентальных (греч. елг — на).
Котловинные моря характерны для подвижных участков
земной коры — геосинклиналей. Необычайная тектоническая активность
в пределах котловинных морей проявляется в интенсивных колебатель-
ных движениях земной коры, в землетрясениях, а иногда и в вулканиз-
ме. Из окраинных морей к ним относятся Берингово, Охотское, Япон-
ское, Южно-Китайское и др., а из внутриконтинентальных — Средизем-
ное, Черное и др. В рельефе котловинных морей можно найти те же
основные элементы, что и в океанах — область шельфа, континенталь-
ный склон, глубокие котловины, отделенные друг от друга возвышен-
ностями дна различного происхождения. Котловины морей — это преи-
мущественно абиссальные равнины, иногда холмистые равнины. Их
глубина меньше глубин океанских котловин (2000—3500 м) и лишь в
отдельных местах достигает 4000 м и более. Глубокие котловинные моря
в большинстве случаев окружены горами, что естественно вызывает ин-
тенсивную денудацию водосборных площадей и вынос с них в водоемы
большого количества обломочного материала, в котором преобладают
взвеси.
20 Общая геология
305
§ 4
ТЕМПЕРАТУРА МОРСКОЙ ВОДЫ
Температура воды океанов является одним из основных физико-хи-
мических факторов, оказывающих существенное влияние на осадкона-
копление. Представление о средних
Таблица 12.2
Средняя годозая температура воды
Океан
Средняя темпе-
ратура, С°
Атлантический ...........
Индийский................
Тихий ...................
В целом .................
16,9
17,0
19,1
17,4
годовых температурах в поверх-
ностной части вод дает табл. 12.2.
Распределение температур во-
ды на поверхности океанов
определяется многими фактора-
ми: 1) степенью нагревания сол-
нечными лучами, которая ме-
няется в зависимости от широты;
2) преобладающими ветрами;
3) океаническими течениями, пе-
реносящими воды различной тем-
пературы.
Важной закономерностью распределения температур воды на по-
верхности является тесная связь с климатической зональностью. Макси-
мальные значения (4-27°, 4-28° и более) температур имеют место близ
термического экватора, отрицательные температуры в высоких широтах,.
Изотермы (линии равных температур) протягиваются в большинстве
Рис. 12.4. Распределение температуры на поверхности океанов в среднем за год
случаев почти по параллелям, отвечая широтной зональности климата
(рис. 12.4). Особенно это отчетливо выражено в Южном полушарии
начиная с 40° ю. ш. и далее к югу вплоть до Антарктиды. Некоторые
изменения направлений изотерм наблюдаются в Северном полушарии,,
что связано с осложняющим влиянием различных течений; особенно в
Атлантическом океане. Здесь отмечается значительное сгущение изо-
терм около 40° с. ш. и изменение температур от 5 до 20° (на протя-
жении 5—7° по широте). В направлении к восточной части Атлантиче-
ского океана изотермы расходятся веерообразно и местами протягива-
ются почти вдоль меридианов, или под различными углами к ним..
В меньшей степени это выражено в Тихом океане. Такие особенности
распределения изотерм связаны с влиянием теплых течений Гольфстри-
ма в Атлантическом океане, Куросиво — в Тихом океане.
306
Все изменения температуры воды в океане, связанные с климатиче-
ской зональностью, сказываются только в верхнем слое мощностью
100-—200 м, а ниже располагаются азональные воды. Температура при-
донных слоев воды в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах изме-
няется от 0° до 3°, а в высоких широтах — ниже 0°. Переход от верх-
него слоя воды с высокой температурой к нижнему слою низкой тем-
пературы проходит в слое, который называют термоклинным
слоем. Этот слой приблизительно совпадает с изотермой 8—-10° и нахо-
дится на глубинах от 300—-400 м до 1000 м (иногда 1500 м).
Указанная закономерность изменения температуры с глубиной мес-
тами нарушается течениями, перемещающими большие массы воды в
горизонтальном направлении. Своеобразными температурными условия-
ми обладает Северный Ледовитый океан, представление о котором зна-
чительно уточнено работами советских экспедиций на Северном полю-
се. Здесь на поверхности температура воды минус 1,7—1,8°, на глубине
100 м (иногда 200—300 м) она повышается до плюс 1°, а на глубине
1500 м вновь характеризуется отрицательными значениями (минус 0,8—
0,9°). Наличие мощного промежуточного слоя теплых вод между слоя-
ми холодных объясняется влиянием Гольфстрима, воды которого как
более соленые и тяжелые уходят под воды верхней опресненной части
Полярного бассейна.
§ 5
СОЛЕНОСТЬ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВОД ОКЕАНОВ
И МОРЕЙ
Соленость. Все природные воды содержат в растворенном состоянии
различные минеральные соли. Суммарное содержание растворенных со-
лей в морской воде называется ее соленостью и выражается в
пр омиллях (в тысячных долях весовых единиц), обозначаемых зна-
ком %0 или в весовых процентах (промилле равно 0,1%).
Общая соленость вод океанов в среднем составляет около 35 про-
миллеи или 3,5%. Это означает, что в 1 литре (кг) воды содер-
жится около 35 г растворенных солей. Такая более или менее постоян-
ная соленость характерна для всей массы океанической воды за исклю-
чением поверхностных слоев ее мощностью 100—200 м. В поверхност-
ных слоях океанических вод соленость колеблется от 32 до 37%0 илц
3,2—3,7%. Такие колебания связаны с климатической зональностью.
В аридных зонах, где поверхностный сток мал, а испарение велико, со-
леность в поверхностном слое воды океанов увеличивается. В гумидных
зонах сказывается опресняющее воздействие стока поверхностных вод
с континента и соленость океанических вод уменьшается.
Влияние климатических условий еще более сказывается в морях
внутриконтинентальных, или средиземных. В некоторых случаях соле-
ность вод морей существенно превышает соленость воды в океанах, в
других же она гораздо меньше вследствие опресняющего воздействия
речного стока. Так, например, в Красном море, расположенном в зоне
жаркого и сухого климата и окруженном пустынями, соленость воды
достигает 41—43°/оо. Повышение солености воды против средней кон-
центрации в океанских водах имеет место и в Средиземном море, где
она колеблется в пределах 37—39°/оо, а на севере Адриатического моря
составляет 35%о.
Примерами опресненных морских бассейнов являются Черное, Азову
ское, Балтийское, Каспийское и др. Так, в Черном море, принимающем
10»
307
такие крупные реки, как Дунай, Днестр, Днепр и другие, соленость
морской воды в поверхностном слое составляет всего 17—18%о. На глу-
бине 1С0 м она увеличивается до 2О°/оо, а в придонной части до 22°/оо-
Такое расслоение воды связано с общей морфологией дна Черного мо-
ря и поступлением в котловинные части его соленых и тяжелых вод Сре-
диземного моря (через мелководный пролив Босфор). Соленость Азов-
ского моря составляет около 11%о, но иногда повышается до 13—14%о
вследствие нагона южными ветрами черноморских более соленых вод.
Сильно опресненным морским водоемом является Балтийское море.
Через датские проливы в Балтийское море притекает вода относительно
большей солености, которая как более тяжелая наполняет нижние го-
ризонты моря; поверхностный же слой сильно опреснен благодаря мно-
гочисленным рекам, впадающим в море (Нева, Западная Двина, Неман,
Висла и др.). Близ пролива соленость морской воды на поверхности со-
ставляет 2О%о (в придонной части около ЗО°/оо), по мере движения на
восток уменьшается до 6—8%о в центральной открытой части моря,
увеличиваясь в придонной части до 12—13%о (максимальная 14—16и/оо).
В Финском заливе соленость составляет 3—6%о (близ устья Невы 2°/оо
и меньше); в Ботническом заливе — 4—5%о, в северной части его око-
ло 2°/оо-
Значительный интерес представляет замкнутый бассейн Каспийский
моря, располагающийся в области сухого и жаркого климата, но с ог-
ромным притоком пресных вод, приносимых с обширной водосборной
площади Волги, Терека, Урала и других рек. В результате этого соле-
ность каспийской воды на поверхности подвержена значительным коле-
баниям. Наименьшая соленость (ниже 3—5%0) наблюдается в северной
части Каспия, при впадении Волги. По мере же удаления к югу она
быстро нарастает. В среднем р южном Каспии соленость вод составляет
12—14%о. В заливе Кара-Богаз-Гол, почти отделенном от моря и распо-
ложенном в сухом и жарком климате, соленость достигает 186°/оо и бо-
лее, и в нем происходит выпадение солей (мирабилита и др.).
Химический состав. Как хорошо известно, соли, находящиеся в рас-
творе, диссоциируют на ионы: катионы, заряженные положительно, и
анионы, заряженные отрицательно.
В воде морей и океанов присутствуют почти все известные химиче-
ские элементы, однако лишь немногие из них имеют существенное зна-
чение и определяют основной состав солевой массы морей. К ним отно-
сятся (по А. П. Виноградову) следующие одиннадцать главных ионов,
составляющих основную массу океанической воды: Na+, К+. Mg2+,
Са2+, Sr2+, Cl-, SO4-, НСО~з Br~, F- и Н3ВО3, которые в сумме дают
99,9% веса всех растворенных в океанической воде соединений; на все
остальные химические элементы или их соединения приходится только
около 0,1% (табл. 12.3).
Сопоставляя содержание главнейших ионов, можно видеть, что в
океанической воде в растворенном состоянии явно преобладают хло-
риды (NaCl и MgCl2), на втором месте стоят сульфаты (MgSO4, CaSO4,
K2SO4), а все остальные составляют относительно небольшой процент.
Изменение солености в поверхностных слоях воды океана, указан-
ное выше (опреснение или повышение концентрации), вызывает умень-
шение или увеличение содержания отдельных ионов. При этом харак-
терно, что во всех случаях отношение главных ионов Cl_/SO4~,K+/Mg2+
и других почти не меняется. Исключение составляет Са2+ (вернее
СаСОз), содержание которого изменяется вследствие биологического по-
требления.
308
Т чб Содержание глачн»йш”х ропот в океанич’ соответствующее солености в 35 о (по С. В. Ьругвичу) лица 12.3 с кой воде. Йо
Компоненты в г/ к,г Эквиваленты Экв-%
кати о н ы
Na*- 10,7638 0,46806 30,614
Mg2+ 1,2970 0,10666 3,688
Са2+ 0,4080 0,04)35 1,60
К+ 0,3875 0,00991 1,02
Sr2+ 0,0136 0,00031 0,039
а пион и
СП 19,3534 0,54 82 55,04
SOJ- 2,7007 0,05623 7,681
нсо3 0,1427 0,00234 0,406
Вт” 0,0659 0,00083 0,187
F 0,0013 0,00007 0,004
н3во:! 0,0265 0,075
Во внутриконтинентальных опресненных бассейнах содержание
главнейших ионов в той или иной мере изменяется. Так, воды Черного
моря, по составу солей близкие к океаническим водам, отличаются за-
метным обогащением их карбонатом кальция, имеющим первенствую-
щее значение в речных пресных водах (около 80% и более от состава
всех солей).
Вода Каспийского моря существенно отличается от вод океанов.
В ней уменьшается содержание хлоридов, увеличивается содержание
карбонатов и сульфатов кальция и .магния. По данным С. В. Бруеви-
ча, CaCOs, поступающий в бассейн с речными водами, пересыщает кас-
пийскую воду, что влечет за собой химическое осаждение кальцита.
§ 6
ГАЗЫ В МОРСКОЙ ВОДЕ
Помимо солей, в морской воде растворены и некоторые газы: азот,
кислород, углекислый газ и иногда сероводород. Наибольшее геологи-
ческое значение имеют кислород и углекислота как химически деятель-
ные газы, играющие огромную роль в процессах образования осадков
на дне морских всдоемов и в последующем преобразовании их.
Кислород морская вода получает из воздуха, а также в резуль-
тате фотосинтеза морских растений (главным образом фитопланкто-
на). Расходуется кислород на дыхание морских животных и на окисле-
ние различных веществ. Абсолютное содержание кислорода в литре воды
может быть различным. Так, при нормальной солености и температуре0э
для насыщения одного литра воды потребуется кислорода 8,04 сл«3,
при 10° — 6,41 слг3, а при 20° — всего 5,35 см3. Следовательно, раство-
римость газов зависит от температуры. При повышении температуры (и
309
неизменных давлении и солености) образуется избыток (кислорода, ко-
торый может выделиться в атмосферу.
Таким образом, устанавливается постоянная связь и взаимодейст-
вие атмосферы и гидросферы. Весной и летом, когда температура воды
повышается, океаны отдают избыток кислорода в атмосферу, а осенью
и зимой при понижении температуры поглощают его из атмосферы. Вы-
деление свободного кислорода путем реакции фотосинтеза у растений
приурочено к самым верхним слоям морской воды до глубины лроник-
М1И 1,00-2,00 ШИШ 2,00-3,00 lllllllllll,^-^ 1!НШ>».Я7
Рис. 12.5. Распределение кислорода (в см3/л) в восточной половине Атлантического
океана, от 80° ю. ш. до 65° с. ш. по линии, приблизительно параллельной восточным
берегам океана (по Вайтенбергу)
новения в воду света. В некоторых водоемах при значительном разви-
тии фитопланктона содержание кислорода в морской воде резко
возрастает.
Поскольку океаны получают кислород из воздуха или путем фото-
синтеза, можно предполагать, что наибольшая концентрация кислоро-
да достигается на относительно небольших глубинах. Однако и на зна-
чительных глубинах отмечается большое содержание кислорода (рис.
12.5), что связано главным образом с влиянием морских течений и вер-
тикальной циркуляцией воды (конвекционные токи).
Углекислый газ содержится в морской воде в больших ко-
личествах. Источниками его служат атмосфера, речные воды, жизнедея-
тельность морских животных, вулканические извержения.
Углекислый газ в морской воде находится частью в свободном со-
стоянии, частью же в химически связанной форме (карбонаты и би-
карбонаты). Между свободной и химически связанной углекислотой ус-
танавливается подвижное равновесие. В связи с тем что растворимость
СО2 в морской воде, как и кислорода, возрастает с понижением темпе-
ратуры, содержание свободной СО2 больше в холодных водах, меньше
в теплых. Исходя из указанного подвижного равновесия следует, что
в холодных водах может удерживаться в растворенном состоянии и
большее количество химически связанной углекислоты в сравнении с
теплыми водами.
Максимальное содержание СО2 отмечается в придонных слоях оке-
анической воды, приуроченной к большим глубинам. Холодные придон-
ные воды становятся агрессивными по отношению к карбонатным осад-
кам океанов. С этим связано растворение известковых раковин планк-
тонных организмов, при отмирании не достигающих дна на глубинах
более 4500—5000 м.
310
Сероводород имеет ограниченное распространение, будучи при-
урочен к некоторым замкнутым котловинным морям, сообщающимся с
главной массой океанических вод при помощи узких мелководных про-
ливов. Наиболее ярким примером является Черное море. Его режим,
распределение солей и газов и условия осадконакопления детально изу-
чены и описаны А. Д. Архангельским и Н. М. Страховым. Мы отмеча-
ли уже особенности вертикально-
го расслоения воды в Черном мо-
ре по солености. Это расслоение
вызывает резкое ослабление вер-
тикальной циркуляции. Опрес-
ненная легкая вода верхних сло-
ев при зимнем охлаждении не
может опуститься глубоко, и пеое-
мешивания не происходит. Преде-
лом вертикальной циркуляции
являются глубины 175 м, т. е.
около 15% всей водной массы.
Все это вызывает нарушение
обычного газового режима. Нор-
мальное содержание кислорода
здесь наблюдается лишь до глу-
бин 40—50 м, ниже оно значи-
тельно падает и на глубине око-
ло 150 Л! равно примерно 15%
нормы. Недостаток кислорода в
глубоких слоях Черного моря
приводит к восстановительным
процессам, в частности происхо-
дит восстановление сульфатов де-
сульфатизирующими бактериями
Рис. 12.6. Схема сероводородного зара-
жения в Черном море и в норвежских
фиордах (по Н. М. Страхову):
I — кислородная зона; II — сероводород-
ная зона; А, В — типы газового режима
норвежских фиордов (А — в случае на-
личия только выносящего течения; В —
при двустороннем токе воды)
и образование сероводорода. Предполагается также, что источником
сероводорода может быть гниение отмерших морских организмов. Серо-
водородное заражение, начинаясь примерно с глубин около 200 м
(рис. 12.6), особенно велико в придонной части, где содержание H2S
достигает 5—6 смЗ/л. Такой газовый режим обусловливает особое свое-
образие органического мира и характера осадков, накапливающихся на
дне. Примерно такие же условия наблюдаются в глубоких котловинах
Балтийского моря, а также в некоторых норвежских фиордах, в дне ко-
торых имеются глубокие рытвины, заполненные соленой водой, при-
крытой сверху опресненными водами.
§ 7
ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР МОРЕЙ
Море является средой обитания для разнообразных животных и
растений, развитие и распределение которых зависят от многих факто-
ров: температуры воды, ее солености, динамики водоема, давления, про-
никновения света, строения дна и т. д. Зависимость от среды обитания
хорошо иллюстрируется табл. 12.4.
Как видно, наибольшее количество классов организмов живет
только в соленой морской воде. Такие ^организмы называются стено-
галинными (греч. <jTEv6g — узкий, aXivog — соленый). К ним отно-
сятся кораллы, морские лилии, донные фораминиферы, плеченогие (бра-
377
хиоподы) и др. Организмы, способные переносить изменения солености
н жить как в морской, так и пресной воде, называются эвригалин-
ными (греч. eoopog-—широкий). Это пластинчатожаберные моллюск!.,
рыбы, многие водоросли и др.
Степень солености значительно сказывается на видовом составе.
Так, Л. А. Зенкевич приводит данные по трем морям — Средиземному,
Таблица 12.4
Количество классов живо пых и растений,
живущих в море, на суше и в пресных водах
(по В. Г. Ьогорову, 1954)
Условия обитания Количество классов Всего
живот- ных расте- ний
Жизуг только в мере 37 5 42
Жи уг в м ре и Греш- ных ВСД X 14 10 24
Жи у г только в прег- ных ведах 3 3 6
ло 400 видов). Таким образом,
Черному и Азовскому, — соеди-
ненным друг с другом пролива-
ми, но отличающимся по солено-
сти. В Средиземном море общее
количество видов более 7С00, в
Черном — около 1200, а в сильно
опресненном Азовском — около
100. Не менее существенную роль
на развитие органической жизни
оказывает изменение температу-
ры. Наибольшее количество ви-
дов (около 40 тыс.) наблюдается
в морях Малайского архипелага,
в то время как в северных морях
оно уменьшается примерно в
100 раз (в море Лаптевых — око-
в каждом конкретном участке водоема,
характеризующемся определенными условиями обитания, создается со-
ответствующее сообщество живых организмов, которое называют б и о-
ценозом. По условиям обитания и образу жизни морские организмы
подразделяются~на три большие группы: бентос (греч. pev&cg — глуби-
на), или бентонные организмы, планктон (грёч. nAawcTov — блуждаю-
щие), или планктонные организмы, и нектон (греч. vextcv — плава-
ющие), или нектонные организмы. Бентонные (донные) организ-
мы обитают на дне моря. Среди них выделяются: 1) подвижный
бентос — морские ежи, морские звезды, многие моллюски и др;
2) сидячий, или прикрепленный, бентос — кораллы, мшан-
ки, губки, водоросли и др. Некоторые моллюски, черви и другие орга-
низмы живут, зарываясь в ил. Больше всего заселена бентонными орга-
низмами область шельфа, характеризующаяся в целом исключительным
богатством жизни. Обилие представителей бентоса здесь обусловлено
обилием растительной пищи. С увеличением глубины фауна бентоса
становится все более и более бедной и значительно уменьшается ее
количество на единицу площади.
Планктонные (пассивноплавающие) организмы не облада-
ют способностью самостоятельно передвигаться. Они всю жизнь дер-
жатся в воде во взвешенном состоянии. Их перемещение происходит
вместе с движением вод (волнениями, течениями и др.). К .планктон-
ным организмам относятся как животные организмы (зоопланктон),так
и растительные (фитопланктон). Среди зоопланктона наибольшее зна-
чение в осадконакоплении имеют простейшие одноклеточные организ-
мы — фораминиферы с известковой раковиной, и радиолярии —
со скелетом, состоящим из кремнезема. К зоопланктонным осадкообра-
зующгм организмам могут быть отнесены и пассивно плавающие мол-
люски — птераподы (морские бабочки) с известковой раковиной.
К фитопланктону относятся многие водоросли, из которых большое
значение в осадконакоплении имеют микроскопические диатомовые
водоросли, заключенные в кремнистую скорлупу, и к о к к о л и т о-
фориды (из группы жгутиковых) с известковым панцирем, состоящим
312
из известковых пластинок (коккслггов). Максимальная концентрация
планктонных организмов наблюдается в верхних слоях океанической
воды (до глубин около 200 м), куда в той или иной степени проникает
свет, достаточный для существования растений. Особенно много расти-
тельных планктонных организмов в пелагической области (греч.
nsXayog — открытое море).
В распределении планктонных организмов большую роль играют
климатические особенности. Одни из них — фораминиферы, птероподы,
радиолярии живут в большинстве случаев в теплых водах, другие (диа-
томеи) преимущественно в холодных.
Нектонные организмы (свободноплавающие) обладают спо-
собностью активного передвижения в водной среде. К ним относятся
рыбы, многие моллюски, водные пресмыкающиеся и млекопитаю-
щее.
Геологическая роль организмов в процессах, протекающих в Ми-
ровом океане, чрезвычайно велика. Между водой и организмами про-
исходит активное взаимодействие. Организмы избирательно используют
различные минеральные компоненты морской воды (СаСОз, SiO2 и др.)
для построения своих скелетов, поглощают одни газы и выделяют дру-
гие, тем самым влияя на изменение химического состава морской во-
ды. После отмирания организмов их остатки накапливаются па дне
океанов и морей и образуют биогенные осадки или составляют значи-
тельную примесь к другим типам морских осадков. Вместе с тем про-
дукты распада органического вещества в свою очередь оказывают влия-
ние на последующие процессы, происходящие как в самом пловом осад-
ке, так и в водной среде.
§ 8
ДАВЛЕНИЕ И ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ
Давление в океанах и морях увеличивается с глубиной, нара-
стая на каждые 10 м столба воды на 1 атмосферу. Наибольшей величи-
ны оно достигает в глубоких котловинах ложа Мирового октана и
особенно в глубоководных желобах (от 800 до 1100 атмосфер, в соот-
ветствии с глубинами желобов).; В условиях больших давлений и низ-
кой температуры в глубинах океанов увеличивается растворяющая спо-
собность морской воды, что имеет огромное значение для биогенного
осадконакопления.
Плотность воды в Мировом океане изменяется в горизонталь-
ном направлении и то вертикали. На поверхности океана она изменя-
ется в соответствии с климатической зональностью. Эти изменения свя-
заны или с изменением солености (чем больше в воде растворенных со-
лей, тем она плотней), или с изменением температуры (чем ниже темпе-
ратура воды, тем выше ее плотность). У экватора плотность воды соот-
ветствует величине около 1,02204 г!смй{ (местами около 1,0210 г/см* 3).
По мере удаления от экватора вследствие сильного испарения и связан-
ного с этим повышения солености (соответствующих северной и южной
тропическим аридным зонам) плотность волы увеличивается. Макси-
мального же значения —- соответствующего 1,02750 г/см? (27,50) она
достигает в высоки?, широтах (около 60° с. ш. и 60° ю. ш.), где темпера-
' В целях сокращения введено понятие условной плотности. Для этой цели
отбрасывают единицу числа, обозначающую плотность, а запятую переносят на
3 цифры вправо. Следовательно, приведенную величину плотности 1,02204 г!<:м~
можно написать 22, 04.
313
тура воды низкая и кроме того при замерзании происходит связывание
части пресной воды и возрастание солености. На рис. 12.7 указано со-
отношение солености, плотности и температуры воды в Атлантическом
океане. Очевидно, что изменение плотности океанской воды на поверх-
ности в большей степени свя-
зано с изменением температу-
ры и в меньшей — с соленостью.
Плотность воды океанов
изменяется и с глубиной. По
данным А. П. Лисицына, до
глубины 500—1000 м она уве-
личивается, а затем почти
в с в,
Схема профиля правильной Волны
Рис. 12.7. Распределение солености (/), плот- Рис. 12.8. Схема профиля правильной
ности (2) и температуры воды (<?) на повеох- волны и ее элементы:
ности в Атлантическом океане по широтам A, Ai— гребень волны; С — подошва
(по Ю. М. Шокальскому) волны; L — длина волны; И — высо-
та волны
остается неизменной. В придонных слоях, отличающихся низкой темпе-
ратурой и более или менее постоянной соленостью, плотность воды ха-
рактеризуется величинами 1,02780—1,02785 г]см? или 27,80—27,85.
§ 9
ДВИЖЕНИЕ МОРСКОЙ ВОДЫ
Движения морской воды разнообразны по своей природе:
1) волнения, связанные с действием ветра;
2) приливно-отливные движения, обусловленные притяжением Лу-
ны и Солнца;
3) океанические и морские течения;
4) цунами.
Волнения, связанные с действием ветра. Воздействие ветра на вод-
ную поверхность океанов заставляет частицы воды перемещаться по
замкнутым или почти замкнутым орбитам в вертикальной плоскости,
параллельно направлению ветра. Поступательного движения при этом
почти нет, так как видимое движение волн является следствием только
изменения формы и не сопровождается перемещением самих водных
масс. На поверхности больших волн вследствие неправильностей в по-
токе ветра возникают вторичные волны. Происходит интерференция
волн, и в каждый данный момент на поверхности моря возникает целая
гамма различных волн, от больших до самых маленьких. Волны состо-
ят из чередующихся между собой валов и впадин. Вершины валов на-
зываются гребнями, а основания впадин — подошвами. В волнах раз-
личаются следующие элементы (рис. 12.8): 1) гребень волны — наи-
высшая точка волны; 2) подошва (ложбина) волны — наинизшая точка
314
волны; 3) длина волны, т. е. расстояние от гребня (или подошвы) одной
волны до гребня (или подошвы) другой; 4) высота волны — расстояние
по вертикали от гребня до подошвы; 5) период волны — время, за ко-
торое волна проходит путь, равный своей длине; 6) фронт волны — ли-
ния, проходящая вдоль гребня, перпендикулярная к направлению пере-
мещения волн.
Высота волны зависит от силы ветра и связана с длиной волны. По
данным В. П. Зенковича, .при силе ветра в 4 балла средняя высота волн
А
составляет 2,1 м, а при силе в
10 баллов увеличивается до
10,2 м. Соответственно увеличи-
вается и средняя длина волн — с
51,0 до 195,0 м. При сильных
штормах высота волн может до-
стигать 15—18 м и более, как это
Рис. 12.9. А Характеристика волн: 1—профиль
волны; / — длина волны; h — высота волны;
2 — характер орбиты волны в открытом море;
3—-характер орбиты волны в мелкоморье.
Б. Опрокидывание гребня волны в мелкоморье
Рис. 12.10. Схема возникновения при-
ливов и отливов:
1 — солнечный прилив; 2 — лунный
прилив; С — Солнце, 3 — Земля, Л —
Луна; а — взаимное расположение
Земли, Луны и Солнца в сизигии;
б — в квадратуре
наблюдалось при первом антарктическом рейсе «Оби». По данным,
приводимым Ф. П. Шепардом (1969), в северной части Атлантического
океана зарегистрированы волны высотой более 22 м.
Морские волны, подходя к берегу, захватывают всю толщу воды
на мелководье и, испытывая трение о дно, вместо круговой формы, ха-
рактерной для открытого моря, приобретают эллипсоидальную
(рис. 12.9, А, Б). На мелководье происходит деформация волны вслед-
ствие того, что у подошвы (из-за трения о дно) вода движется медлен-
нее, чем на гребне. Колебательные движения воды сменяются поступа-
тельными. На мелководье скорость и длина волны уменьшаются, но
значительно возрастают ее высота и крутизна, особенно ее переднего
склона. В результате волна опрокидывается на берег и образует при-
бой (прибойную волну). При подходе к приглубому крутому берегу
315
волна ударяется о него, образуя всплески высотой, равной примерно'
удвоенной высоте набегающей волны. С прибойными волнами связана
большая разрушительная работа моря.
Разрушение и опрокидывание волн наблюдается местами и вдали
от берега в пределах отмелей, подводных рифов и других подводных
препятствий. Это явление называют буруном, возникающим на раз-
личных глубинах в зависимости от размера волн.
Волновые движения при сильных штормах наблюдаются не только
на поверхности, но и распространяются в глубину, примерно до 50 м,
реже до КО м в морях, до 10о—150 м и иногда больше в океанах.
Приливы и отливы. Приливами и отливами называют периодиче-
ские колебания уровня моря, которые возникают благодаря притяже-
нию Луны и Солнца. Во время прилива уровень моря, постепенно повы-
шаясь, достигает наибольшей высоты. Это положение уровня называ-
ют полной водой. Во время отлива вода спадает и занимает самое низ-
кое положение, называемое малой водой.
Величина прилива (или амплитуда) определяется расстоянием меж-
ду уровнями малой и полной воды.
В этих движениях основное действие оказывает Луна, в меньшей
степени — Солнце. По периоду колебания приливные волны разделя-
ются на полусуточные и суточные.
Полусуточные колебания повторяются два раза в течение
лунных суток.
Суточные колебания происходят один раз в течение суток.
Правильность приливо-отливных движений может быть нарушена в
результате изменения склонения Луны и Солнца, изменения расстояний
от Земли до Луны и Солнца и изменения взаимного расположения
Солнца и Луны относительно Земли, в результате этого могут быть
смешанные (в отношении периодов) колебания.
Рассмотрим схему образования приливов. Представим себе (рис.
12.10) Землю с равномерно распределенной водной оболочкой. Под
влиянием притяжения Луны водная оболочка теряет гвою сферическую
форму и принимает вид эллипсоида. Это обусловлено тем, что вода,
сконцентрированная в точке А, притягивается в большей степени, чем
Земля с центром в точке 3. Но Земля притягивается больше, чем вода
в точке Л]. Происходит как бы отставание воды на более удаленной от
Луны стороне. При этом вода из точек Б и Б\ оттягивается в точки А
и At, где и наблюдаются приливы.
На величину приливов влияет взаимное расположение Земли, Лу-
ны и Солнца. Два раза в месяц — в сизигии (новолуние и полнолу-
ние) — Луна, Земля и Солнце находятся на одной прямой, а два ра-
за — в квадратуре (первую и последнюю четверти) — прямая Зем-
ля — Луна перпендикулярна к линии Земля — Солнце. В зависимости
от этого меняется высота приливов. Наибольшая высота приливов на-
блюдается в сизигии, когда Луна и Солнце оказывают на них сов-
местное воздействие (рис. 12.10). В океанах она достигает нескольких
метров, но значительно увеличивается в узких проливах и воронкооб-
разных заливах. По Ф. П. Шепарду (1969), наибольшей высоты (8 л/)
приливные волны достигают в заливе Фанди на северо-восточном побе-
режье Канады и в бухте Сен-Мишель в Нормандии.
Приливо-отливные движения охватывают всю толшу воды и поэ-
тому играют определенную роль в привносе осадков и в процессе их
распределения. В узких же проливах они производят и значительную
эрозионную работу. Таким образом, приливо-отливные движения, на-
ряду с волновыми, являются мощным динамическим фактором, сила
316
воздействия которого особенно проявляется в пределах подводном ок-
раины материков, в узких заливах и бухтах, а также на вершинах под-
водных поднятий.
Морские течения. В океанах существуют постоянные течения, пере-
мещающие огромные массы вод на далекие расстояния. Они вызыва-
ются различными факторами:
ветрами; различной плотностью
ды в различных частях в океа-
не (стоковые течения); измене-
нием атмосферного давления.
Классическим примером
постоянных течений является
Гольфстрим — мощное теплое
течение северной части Атлан-
тического океана, продолжаю-
щееся и в Северном Ледовп-
постоянно дующими господствующими
воды в океане; изменениями уровня бо-
Рис. 12.11. Схема циркуляции вод в Атлан-
тическом океане между 70° с. ш. и 80° ю. ш.
том океане.
В Мировом океане суще-
ствуют сложные системы цир-
куляции воды (рис. 12.il).
Особенной устойчивостью <н мощностью отличаются следующие основ-
ные течения (по А. П. Лисицыну):
1. Экваториальное пассатное со скоростями от 15—50 см]сек до
150—260 см) сек по мере приближения к экватору.
2. Теплые сточные течения (Гольфстрим в Атлантическом океане,
Куросиво — в Тихом океане) со скоростями 25—100 см)сек (по данным
М. В. Кленовой, скорости течения близ Флориды до 250 см!сек).
3. Течения, вызываемые западными ветрами со скоростями 25—
75 см!сек.
4. Холодные компенсационные течения — Канарское, Бенгальское,
Калифорнийское, Перуанское.
По данным исследований, выполненных в период Международного
Геофизического года, воды океана находятся в непрерывном движении
на глубине 1С00—30С0 м и более, где скорость их часто достигает вели-
чин 25—35 см/сек. В Атлантическом океане в районе Бермудских ост-
ровов обнаружено течение на глубине 4000 м, со средней скоростью
12 см!сек.
В последние годы обнаружены ранее неизвестные подповерхност-
ные течения (рис. 12.12). В Тихом океане обнаружено сильное подпо-
верхностное экваториальное противотечение, идущее по экватору с за-
пада на восток (течение Кромвеля) со скоростью от 50 до
125—150 см!сек. Аналогичное подповерхностное экваториальное течение
установлено и в Атлантическом океане (течение Ломоносова), направ-
ленное на восток, максимальная скорость которого достигает 115 см!сек
(Кривялевич, 1966). Существуют противотечения под Гольфстримом со
скоростью до 17 см/сек на глубине 2000 м (по измерениям Вортингто-
на) .
Придонные воды океана формируются главным образом в высо-
ких широтах. Холодные антарктические и арктические воды опускают-
ся вниз, особенно во время льдообразования, когда к низкой темпера-
туре прибавляется увеличение их плотности, и образуют придонные
воды в Южном полушарии и в Северной Атлантике. Наиболее распрост-
ранены придонные антарктические воды, которые прослежены до зк-
317
Рис. 12.12. Основные постоянные океанические-
ватора и севернее его. Летние, распресненные таянием льда воды рас-
пространяются .по поверхности океана.
Сложные системы циркуляций океанической воды, соприкасающие-
ся и взаимодействующие друг с другом, наличие сильных противопо-
ложно направленных течений, определенное расположение центров ат-
мосферного давления, различная плотность и температура и другие фак-
торы вызывают в одних областях конвергенцию (опускание вод),,
в других — дивергенцию (подъем глубинных вод). Для расцвета
жизни (планктона) в поверхностных частях океана имеет большое зна-
чение подъем глубинных вод, богатых питательными элементами (био-
генные илы). Важное значение имеет также и поступление питательных
элементов к поверхности в связи с сезонными изменениями (северные
и южные части океанов). Пышное же развитие планктона ведет за со-
бой образование определенных типов биогенных осадков на дне океа-
на. По данным А. П. Лисицына, имеют место три широтно вытянутые
зоны высокой продуктивности органического вещества, которые совпа-
дают с тремя гумидными зонами океанов (северной, южной и эквато-
318
течения Мира (из книги Ф. П. Шепарда, 1969)
риальной). Между ними расположены широтные зоны с незначитель-
ной первичной 'продукцией, где воды почти лишены биогенных элемен-
тов.
Все сложные виды движения океанических вод, особенно глубин-
ных. имеют большое значение в переносе взвешенных, растворенных и
газообразных вешеств, следовательно, в накоплении осадков.
Цунами. Это гигантские волны, возникающие при сильных подвод-
ных землетрясениях, а также при крупных взрывных извержениях вул-
канов, и распространяющиеся со скоростью до 500—700 км/час.
Особенно часты они в Тихом океане, где (по данным службы предуп-
реждения) цунами пересекают весь океан. Хотя они проявляются от-
носительно редко (один раз в несколько лет), но производят огромное
динамическое воздействие на дно. Наибольшее воздействие цунами
сказывается в областях шельфа. Волны здесь вследствие торможения
приобретают огромную высоту (иногда до 30 м и более). С цунами,
связаны взмучивание осадков, оползни, возникновение мутьевых.
потоков.
819
§ 10
РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА МОРЯ
Разрушительная работа моря связана с движениями морской во-
ды. Наибольшее значение имеют волны, в меньшей степени — при-
ливы и отливы. В периоды сильных штормов возникают огромные
волны, которые, следуя друг за другом, с большой силой обрушивают-
ся на берега и интенсивно разрушают их (рис. 12.13). Суша отступает
под натиском моря, как бы срезается им.
В. П. Зенкович, известный советский исследователь морфологии и
динамики морских берегов, выделяет два типа последних, отличающих-
Рис. 12.13. А. Морской
прибой. Б. Схема обра-
зования прибоя и сточ-
ного течения
ся друг от друга своим развитием: п р и гл у б ы й берег, близ которо-
го дно моря имеет крутой уклон и преобладающая часть обломочного
материала уносится на подводный склон; отмелый берег с пологим
откосом и движением большей части обломочного материала в сторо-
ну берега.
Развитие приглубых берегов. Наибольшая разрушительная деятель-
ность моря проявляется у крутых приглубых берегов. Штормовые вол-
ны ударяют с большой силой о крутой берег, образуя всплески, подни-
мающие воду на десятки метров вверх. Известны случаи, когда в не-
которых местах океанских побережий взбросы воды были высотой до
50—60 м. Сила удара штормовых морских волн может достигать зна-
чительных величин. Измерения, произведенные на Атлантическом по-
бережье, дали такие цифры: у берегов Америки — до 30 т/л2, у запад-
ных и северных берегов Шотландии — до 38 т/л2. В морях СССР силь-
320
ный 'Прибой наблюдается на побережье Черного моря, особенно у кав-
казских берегов, где часты большие штормы, приходящие с запада.
Штормовые волны интенсивно разрушают горные породы и способны
перемещать крупные глыбы. Так, в заливе Вика в Шотландии, на бе-
регу Северного моря во время сильного шторма была передвинута на
расстояние свыше 10 м каменная глыба весом 1370 т; в Поти в 1890 г.
были сброшены в море два тяжелых массива волноломов, каждый из
которых весил по 40 т. Хорошо известны разрушения некоторых порто-
вых сооружений и набережных во время прибоя.
Разрушение берегов морем производится в результате: 1) гидрав-
лического удара самой воды; 2) ударов многочисленными обломками
горных пород, захватываемыми сильными волнами; 3) химического дей-
ствия воды.
Как уже было сказано, разрушительная работа моря называется
абразией. Гидравлический удар морокой волны в периоды штормов
достигает наибольшей силы в основании крутого скалистого берега. Осо-
бенно быстро разрушаются трещиноватые горные породы. Вода при
шторме проникает во все трещины, расширяет их, сжимает воздух,
заключенный внутри породы. При отступании волны сжатый воздух
быстро расширяется, почти с силой взрыва, и производит дополнитель-
ные разрушения на участках, прилежащих к трещинам и расселинам.
При благоприятных условиях сжатый водой воздух находит выход по
узким трещинам, из которых выдуваются все мелкоземистые частицы.
Иногда вместе с воздухом по таким трещинам выбивается и вода. На
массивных и гладких породах действие волн сказывается меньше. Бо-
лее быстрое разрушение производится при наличии неровностей и вы-
ступов в берегах, которые расшатываются и постепенно уничтожаются
взбросами волн.
Разрушительное действие волн во много раз усиливается при нали-
чии в воде обломков горных пород. Прибойные волны захватывают кам-
ни, гальку и с силой ударяют ими о скалы, раздробляя последние.
Совместные удары волн и обломков о берег приводят к тому, что
на поверхности скального берегового обрыва в основании склона об-
разуется выемка. В дальнейшем процесс разрушения здесь усиливает-
ся как вследствие локализации ударов волн, так и вследствие увеличе-
ния количества обломочного материала, бомбардирующего берег.
В конце концов в основании склона образуется так называемая волно-
прибойная ниша, над которой горные породы нависают в виде
карниза (рис. 12.14). Периодически действующие сильные прибойные
волны постепенно увеличивают нишу до тех пор, пока нависшие над ней
породы не потеряют равновесия и не обрушатся. После обрушения бе-
рег вновь представляет собой отвесный обрыв. Этот обрыв, созданный
морем, называется клиффом (нем. Kliff — обрыв).
В дальнейшем этот процесс повторяется (вновь вырабатывается
волноприбойная ниша и т. д.). При неоднородных по составу и плот-
ности породах получается многоэтажная ниша.
Таким образом береговой обрыв постепенно отступает в сторону
суши, оставляя за собой слабо наклонную к морю подводную абрази-
онную террасу.
Между подводной террасой и береговым обрывом возникает узкая
полоса, покрытая гравием, галькой и более крупными обломками гор-
ных пород, называемая пляжем. В ходе развития берега он изменяет-
ся и расширяется. Во время приливов и штормов покрывается водой.
Химическое воздействие морокой воды сказывается лишь там, где
берега сложены такими легкорастворимыми породами, как известняк,
21 Общая геология
321
доломит и др. Морская вода, содержащая СОг и различные соли, при
соприкосновении с такими породами растворяет их. В результате в.
нижних частях береговых обрывов образуются небольшие карстовые пе-
щеры, борозды и т. ,п., а в более высоких частях склона, куда вода по-
падает в виде брызг, поверхность известняка покрывается .мелкими ка-
вернами.
Абразионная терраса может состоять целиком из скалистых горные
пород, но местами покрывается тонким слоем продуктов разрушения
Рис. 12.14. Волноприбойная ниша
Этот обломочный материал, непрерывно перемещаясь волнами, произ-
водит коррадирующее воздействие на поверхность абразионной террасы
и понижает ее. Иногда обломки горных пород получают вращательное
движение и выдалбливают на вертикальном обрыве, а также и на при-
брежной наклонной поверхности террасы, котлы, ямы и другие формы,,
напоминающие исполинские котлы, образованные водопадами. В них
часто скапливаются валуны и гальки, производящие сверлящую рабо-
ту. Такие котлы наблюдались В. П. Зенкевичем на Мурманском побе-
режье, А. И. Дзенс-Литовским на известняковых берегах Тарханкут-
ского полуострова.
Обломки горных пород, находясь все время в движении, изнашива-
ются, дробятся, истираются и окатываются, постепенно превращаясь в
гальку, песок, а иногда и более мелкие частицы. Именно непрерывным
движением и трением достигается известная всем хорошая окатанность
и форма морских галек (рис. 12.15).
При подходящих условиях часть обломочного материала уносится
за пределы абразионной террасы и откладывается в виде постепенно
растущей подводной осыпи. Это уже начало образования подводной ак-
кумулятивной террасы, пологая поверхность которой является продол-
жением абразионной террасы.
На рис. 12.16 показаны различные стадии развития приглубого бе-
рега, разрушаемого морем.
Процесс срезания берега происходит не бесконечно, со временем
вследствие увеличения ширины мелкоморья (абразионной и аккумуля-
322
тивной террас), энергия волн, подходящих к подножию отступившего
берегового обрыва, понижается. Она расходуется на (преодоление тре-
ния, на перемещение и переработку обломочного материала и т. п. На-
конец может наступить такой момент, когда морские волны, пробегая
по широкой зоне мелкоморья, теряют почти всю свою энергию и, подхо-
дя к берегу, уже не способны
производить ощутимую разру-
шительную работу. Новое
оживление абразионной рабо-
ты моря в береговой зоне мо-
жет наступить при понижении
поверхности абразионной и
аккумулятивной подводных
террас вследствие колебатель-
ных движений земной коры.
В случае же медленных текто-
нических поднятий, часть абра-
зионной террасы может выйти
из-под уровня моря. Так, на-
пример, у скалистых берегов
западной и северо-западной
Норвегии часть подводной аб-
разионной террасы находится сейчас выше уровня моря, что связано с
поднятиями, которые испытал этот район в послеледниковое время.
Быстрота разрушения берегов и скорость их
отступания не одинаковы в различных районах и зависят от ряда
факторов. Местами клиффы отступают со скоростью нескольких десятков
Рис. 1216. Схема последовательных стадий отступания берега.
А, Б, В — различные положения отступающего берегового склона,
абрадпруемого морем; пунктиром показаны абразионные террасы,
соответствующие различным стадиям развития берега; Аь Бь В( —
различные стадии развития подводной аккумулятивной террасы; и —
пляж (по В. П. Зенкевичу)
сантиметров в год. Наибольшая скорость наблюдается на берегах океа-
нов, где на отдельных участках ежегодное срезание суши достигает
1,5—3,0 м. Особенно легко разрушаются и отступают берега, сложенные
рыхлыми породами — ледниковыми моренами и др. Примером тому
является Йоркширский берег в Англии, где за последнее столетие ско-
рость отступания местами равнялась 1,5—1,8 м/год. В некоторых местах
французского побережья (полуостров Медок) скорость разрушения и
21
323
отступания достигала в отдельные годы 15 м/год, а иногда и 35 м/год.
Хорошо известным и показательным примером является быстрая абра-
зия острова Гельголанд в Северном море. Еще в 1072 г. он имел поверх-
ность 900 юм2, а сейчас с г него остались узкие полосы площадью око-
ло 1,5 км2, окруженные широкой пологонаклонной абразионной терра-
сой (рис. 12.17), на по-
верхности которой места-
ми еще сохранились вы-
сокие скалы-останцы.
Скорость размывания
значительно уменьшается
там, где хорошо развит
иляж. Так, например, у
ровных берегов северо-за-
падной части Черного мо-
ря, с широким песчаным
пляжем, высокие берего-
вые обрывы, сложенные
глинистыми и лёссовыми
породами, размываются
со скоростью всего лишь
0,5—1,0 м/год. С другой
стороны, всякое наруше-
ние пляжа, которое часто
имеет место при построй-
Рис. 12.17. Рельеф дна у о. Гельголанд (глубина
в м):
1 — суша; 2— осушка; 3 — молы (О. К- Леонтьев,
1955)
ке различных портовых
сооружений, приводит к
значительному усилению
разрушения берега.
Действие прили-
вов и отливов. В раз-
рушении берегов приливо-отливные движения имеют гораздо меньшее
значение. Они в большей степени производят размыв дна моря, чем
разрушение берега. Достаточно мощные приливные волны способны
передвигать обломочный материал и переносить его к берегу или вдоль
него. Размывающая сила вод отли-
вов меньше, в результате чего галь-
ка и песок остаются в прибрежной
зоне и только тонкий материал уно-
сится обратно. Несколько иная кар-
тина наблюдается в проливах, уз-
Рис. 12.18. Превращение колебатель-
ной волны мелководья в волну пере-
мещения (О. К. Леонтьев, 1955)
ких заливах и в устьях рек, где
приливо-отливные движения дости-
гают максимальной силы и скоро-
сти. Так, например, в Бристольском
заливе у юго-западных берегов Англии приливы достигают высоты
12,6 м и дают начало течению, обладающему скоростью около 16 км/час.
В Советском Союзе особенно велики приливы в Пенжинской губе
(Охотское море), где они достигают 11 м высоты. В этих случаях, ког-
да приливная волна, находясь в узких проливах и каналах, вызывает
течение значительной скорости, она разрушает как берега, так и дно.
По-видимому, именно этим обстоятельством можно объяснить отсутст-
вие или относительно небольшое количество обломочного материала
на дне узких проливов, сложенных преимущественно твердыми скаль-
ными породами.
32-1
Развитие отмелых берегов. Плоские и отмелые берега развиваются
иначе, чем приглубые. Как уже было оказано, волны по мере выхода
на малые глубины изменяют свою форму (рис. 12.9), увеличивают кру-
тизну и асимметрию. При значительной крутизне переднего склона
гребень волны опрокидывается (на глубинах близких к высоте волны,
иногда и больших) и образуются волны перемещения, или «переносные
волны» (рис. 12.18), направленные к берегу. С таким массовым пере-
мещением воды связано и
перемещение продуктов аб-
разии. При малых углах на-
клона отмелого берега про-
дукты разрушения уже в
самом начале начнут соби-
раться у уреза воды, обра-
зуя пляж. Дальнейшее
развитие этого процесса
приводит , к образованию
широкой полосы наносов —
надводной террасы. В этих
условиях даже сильные вол-
ны не будут достигать под-
ножья обрыва при данном
уровне моря, а вместо абра-
зии будет происходить акку-
муляция.
Таким образом, берега,
подвергающиеся интенсив-
ному разрушению (абра-
зии) , называются а б р а з и -
он н ы м и, а берега, у кото-
рых происходит накопление
(аккумуляция) обломочно-
го материала, — аккуму-
лятивными. Для образо-
вания аккумулятивных бе-
регов наиболее благоприят-
Рис. 12.19. Рефракция воли у ровного (/) и
бухтового (II) берега. Толщина полос, изо-
бражающих гребни волн, пропорциональна
заключенной в них энергии. А и — участки
фронта волны у мыса; Б и /ч—участки фрон-
та волны в бухте (В. П. Зенкович, 1967)
ны такие условия, когда мо-
ре обрабатывает плоскую поверхность дна, сложенную или покрытую
рыхлым подвижным материалом. Широкое распространение аккумуля-
тивные берега имеют близ устьев рек, выносящих в море большое коли-
чество обломочного материала.
Конфигурация морских приглубых берегов в значительной степени
зависит от положения их по отношению к основным структурным эле-
ментам суши. Так, если морской бассейн располагается в пределах
складчатой области, то возможны несколько типов берегов.
1. Продольный берег, совпадающий с направлением (простирани-
ем) складчатости, отличается относительной прямолинейностью и сла-
бым расчленением в связи с тем, что процесс абразии протекает в бо-
лее или менее однородных условиях. 2. Поперечный берег, пересекаю-
щий основные структуры вкрест простирания (поперек), характеризу-
ется обычно значительной изрезанностью вследствие того, что абразия
происходит в различных горных породах. При этом прочные породы ос-
таются в виде отдельных выступов, мысов, скал, а более податливые
малоустойчивые породы интенсивно абрадируются морем и на их месте
возникают бухты. Образуется зубчатый берег. 3. Диагональный берег
325
пересекает направление основных структур под некоторым углом. В за-
висимости от величины угла пересечения диагональный берег будет
характеризоваться различной степенью расчленения.
Глубокое расчленение бе-
рега бывает также связано с
разрывными нарушениями, на-
личием многочисленных сбро-
сов и других форм. Вместе с
тем в случае совпадения бере-
гового обрыва с плоскостью
сброса и значительной прочно-
стью пород наблюдаются в та-
ких областях и участки ровно-
го берега (Мурманский берег
восточнее Кольского залива,
сложенный массивными грани-
тами).
Среди бухтовых берегов
выделяются так называемые
ингрессионные берега
(лат. ingressio — вступле-
ние). Под ингрессией понима-
ется проникновение моря в
различные пониженные эле-
менты рельефа — долины рек
и др. Вследствие этого в бере-
гах образуются относительно
узкие и длинные заливы моря.
В зависимости от степени рас-
членения береговой линии на-
ходится соотношение аккуму-
Рис. 12.20. Арка в береговых скло-
нах. Японское море (фото С. В. Мед-
ведева)
лятивных и абразионных
участков берегов и их протя-
женность. В настоящее время
аккумулятивные берега состав-
ляют около 30% общей длины
берегов земного шара (Зенкович, 1967).
В сложно расчлененных берегах наблюдается чередование абра-
зионных участков, приуроченных к мысам, и аккумулятивных, находящих-
ся в глубине бухт. Причиной тому является изгибание фронта волны
при подходе к берегу, называемое рефракцией (лат. refractus — пре-
ломлённый). Если волна направлена под острым углом к ровному бе-
регу, то разные части ее фронта при подходе к нему будут иметь раз-
личную скорость. Волна разворачивается фронтом к берегу, как бы
изгибается и сильно растягивается (рис. 12.19, /). Явление рефракции
волн у бухтового берега иное (рис. 12.19, II). Морские волны при дви-
жении в глубоких бухтах испытывают влияние мелководья у боковых
берегов бухты. В результате волны сильно изгибаются, значительно ра-
стягиваются и теряют часть своей энергии, вследствие чего в централь-
ной части бухты создаются условия для аккумуляции осадков. У мысов
же, к которым волны подходят с разных сторон и как бы сжимаются,
сосредоточивается наибольшая энергия и здесь наблюдается интенсив-
ная абразия. Воздействие волн на мысы, вдающиеся в море, приводит
иногда к образованию арок (рис. 12.20), гротов, которые некоторое вре-
мя сохраняются, а затем обрушиваются, а на их месте остаются абра-
326
Рис. 12.21. Останцы срезанных берегов: а — Восточный Крым
(фото В. И. Буданова); б — Мангышлак (фото В. Залетаева)
зионные останцы в виде отдельных подводных и надводных скал
(рис. 12.21), указывающих на прежнее положение береговой линии. По-
добные арки известны у берегов Франции, Испании, Северной Норвегии,
Советского Союза и в других местах. В районах, прилежащих к морю и
испытывающих длительное поднятие, такие арки и абразионные остан-
цы могут находиться выше уровня моря (у берегов Норвегии).
327
§ И
ПОПЕРЕЧНОЕ И ПРОДОЛЬНОЕ ПЕРЕМЕЩЕНИЕ
ОБЛОМОЧНОГО МАТЕРИАЛА И ОБРАЗОВАНИЕ
ПРИБРЕЖНЫХ АККУМУЛЯТИВНЫХ ФОРМ
Волновые движения в морях распространяются до различных глу-
бин. В тех местах, где волны достигают дна моря и ток воды обладает
достаточной скоростью, частицы обломочного материала (наносы), ле-
жащие на нем, приводятся в движение. При малых скоростях частицы
перемещаются путем перекатывания по дну, при больших — могут пе-
реходить во взвешенное состояние, а при средних — то перекатывают-
Рис. 12.22. Поперечное перемещение наносов на пологом дне.
Песок увлекается на большие глубины, а галька и валуны
выбрасываются к берегу (пунктиром показан первоначаль-
ный уклон дна)
ся по дну, то переносятся во взвешенном состоянии в придонных слоях
воды.
В. П. Зенкевич, рассматривая перемещение наносов морскими вол-
нами на пологом дне моря, покрытом слоем песка с галькой и валуна-
ми, так характеризует этот процесс: «На поверхности моря появляются
волны, и вода у дна начинает совершать возвратно-поступательное дви-
жение. При этом на относительно большой глубине вместе с водой на-
чинают колебаться песчинки, а галька и валуны лежат неподвижно,
так как сила придонных течений еще недостаточна, чтобы сдвинуть их
с места. Колебания воды к берегу и обратно на большой глубине поч-
ти одинаковы по скорости и длительности. Песчинки испытывают влия-
ние силы тяжести — она тормозит их движение вверх по откосу и
ускоряет движение вниз. В результате песчинки будут сползать все
ниже и ниже, пока не дойдут до глубокого места, где волны уже не в
силах их шевелить. На меньших глубинах картина? движения будет
иной, так как волновые колебания уже не симметричны и более силь-
ны. Песок здесь взмучен, короткие и быстрые токи воды, направлен-
ные к берегу, захватывают с собой тальку и катят ее вверх по склону.
Обратный ток воды несколько замедлен. Несмотря на «помощь» силы
тяжести, он не может возвратить гальку на старое место и она застре-
вает на полдороге. В результате таких колебаний галька перемещается
к берегу. На еще меньших глубинах, где придонное течение сильнее,
приходят в движение и валуны. Они так же, как и галька, продвигают-
ся к берегу».
В результате такого поперечного (по отношению к береговой ли-
нии) перемещения наносов в зоне прибоя у самого берега формируется
мощный береговой вал (рис. 12.22). Таким способом,постепенно преоб-
разуется поверхность дна, пока не достигает для данных условий п р о-
филя равновесия, при котором обломочный материал хотя и ис-
пытывает движение, но перестает перемещаться к берегу или в глубь
моря. Изменение условий, например опускание земной коры, нарушает
328
равновесие, и вновь начинается процесс перемещения и сортировки обло-
мочного материала до выработки нового профиля.
Изложенная схема поперечного перемещения наносов основывает-
ся на допущении, что волны подходят к берегу перпендикулярно, но ча-
ще они направляются к нему под некоторым углом. В этом случае вол-
на прибойного потока и увлекаемый ею обломочный материал будут
очерчивать правильные изгибающиеся вперед кривые. При этом как
очерчиваемые кривые, так и перенос обломочных частиц (наносов) бу-
Рис. 12.23. Схема образования некоторых аккумулятивных
форм (по В. П. Зенковичу): I — при повороте береговой ли-
нии от моря (коса); II— при повороте к морю (заполнение
угла); III — при блокировке участка берега островом (томбо-
ло, или перейма)
дут различными в зависимости от угла подхода волн к берегу
(рис. 12.23), При перпендикулярном подходе волн, несмотря на значи-
тельную энергию их, вдоль берегового перемещения наносов не происхо-
дит. Наибольшее перемещение наносов вдоль берега будет в том случае,
когда угол между фронтом волны и линией берега станет близок к
45° (<р). При более остром угле (<р — л) волны у берега будут небольши-
ми вследствие потери энергии при прохождении над мелководьем. Если
волной подхватываются различные по размерам частицы, то перемеще-
ние каждой из них будет неодинаково. На рис. 12.24 видно, что по мере
потери силы волной, движущейся по пляжу, в первую очередь останав-
ливается наиболее крупный валун (в точке Д), затем на некотором
расстоянии (в точке Е) галька, и только песчинка проходит с волной
весь путь (до точки Г). При обратном отходе волны валун и галька
перемещаются вниз по самому крутому склону пляжа в точки Б и В,
пока не подхватятся следующей волной, повторяющей то же движение.
Аналогичный процесс протекает и на подводном береговом склоне, но
значительно медленнее. В результате непрерывно повторяющегося про-
329
цесса происходит перемещение наносов вдоль берега. В. П. Зенкович
приводит данные по скорости миграции обломочного материала, осно-
ванные на наблюдениях за окрашенной галькой в Черном море. При
силе волнения в 3 балла отдельные гальки перемещались со скоростью
до 43 м в час, а вся масса окрашенной гальки (около кубометра) за
это время смещалась на 17—20 м.
Направление миграции обломочного материала может меняться
время от времени в зависимости от направления ветра. Но какое-то на-
правление волн, а следовательно,
и продольное перемещение наносов
вдоль многих берегов из года в год
преобладают, что определяется гос-
подствующими и наиболее сильны-
ми ветрами. Таким образом, пере-
мещение обломочного материала в
море происходит как в продольном,
так и в поперечном направлениях.
С этим связано образование ряда
береговых аккумулятивных форм.
Рис. 12.24. Схема продольного бере-
гового перемещения наносов:
1, 2, 3 — расстояния, на которые пе-
ремещаются соответственно валун,
галька и зерно песка (по В. П. Зен-
ковичу)
Остановимся на формах, в появле-
нии которых наибольшее значение
имеет продольное перемещение.
Представим себе неровный изрезан-
ный берег. На схематическом рис.
12.23, 1 видно, что угол между фрон-
том волны и берегом в одной его
части близок к 45°, в другой — после излома — значительно меньше.
Известно, что наибольшая скорость перемещения обломочного мате-
риала достигается, когда угол становится близким к 45°. В связи с этим
при переходе насыщенного потока от участка АБ к участку БВ ско-
рость перемещения падает. Сначала часть наносов огибает выступ, но
затем основная масса их откладывается у излома берега и выдвигается
в море, сохраняя направление последнего (отрезок Л5). Идущий в
этом направлении процесс ведет к дальнейшему наращиванию гряды и
она все больше и больше выдвигается в море, достигая иногда значи-
тельных глубин — до нескольких десятков метров, а местами до 100 м.
Такая форма называется косой (рис. 12.25). Иногда наблюдаются
крючковидные косы, завернутые своими верхними концами к суше, что,
по-видимому, связано с воздействием волн, перпендикулярных к берегу.
Длина кос иногда достигает значительных величин. Так, например,
Аграханская коса в Каспийском море имеет длину 45 км, а коса Тенде-
ра на Черном море — более 90 км.
Иногда коса достигает противоположного берегового выступа за-
лива и тогда превращается в замыкающую аккумулятивную форму —
пересыпь. Местами в заливах наблюдаются две косы, идущие на-
встречу друг другу, отходящие от обоих мысов залива. Сливаясь, они
также образуют пересыпь. Косы и пересыпи иногда частично или
полностью отчленяют участки моря. Местами косы и пересыпи в той
или иной степени отделяют затопленные водами моря расширенные
устья рек, превращая их в заливы, которые называют лиманами (это
же название применяется и к открытым расширенным устьям рек —
заливам).
При перегибе склона в сторону моря (рис. 12.23, II) емкостьпо-
тока (количество наносов, которое волны способны переместить в
данной точке берега) также падает при переходе от линии АБ к линии
ББ, вследствие изменения угла между фронтом волны и направлением
530
берега, а также тормозящего влияния последнего. В этом случае обло-
мочный материал будет откладываться в месте перегиба (точка Б), со-
здавая широкую примкнувшую форму — террасу.
Аккумулятивные формы образуются и у прямого берега, если на
пути волн располагается какая-либо преграда, ослабляющая их действие
Рис. 12.25. Выдвигающаяся в море коса у берегового выступа и под-
водные валы
Так, например, если на некотором расстоянии от берега располагает-
ся остров, фронт волны при подходе к нему изгибается и разрывает-
ся, За островом (между ним и берегом) возникает как бы «волновая
тень», в пределах которой сила волн значительно уменьшена. В резуль-
тате этого обломочный материал начинает задерживаться у берега и
постепенно наращивать его в направлении к острову. Местами наблю-
дается рост кос и от острова по направлению к берегу. При благопри-
ятных условиях косы настолько разрастаются, что полностью причле-
няют остров к берегу. Такая форма носит название том бол о, или пе-
рейма (рис. 12.23, III). Местами наблюдается двойное томболо.
Наиболее крупными аккумулятивными формами являются так на-
зываемые бары, представляющие длинные полосы морских песчано-
гравийно-галечных (местами ракушечных или песчано-ракушечных) на-
носов, поднятые над уровнем моря и протягивающиеся на некотором
расстоянии от берега, параллельно его основному направлению. Они
иногда достигают нескольких сотен километров длины, до 20—30 км
ширины и нескольких десятков метров высоты. Бары часто отделяют
обширные участки моря от основного водоема. Эта отчлененная мелковод-
ная часть моря называется лагуной. Последняя может быть обра-
зована и пересыпью (рис. 12.26). Наличие баров и лагун придает спе-
331
Рнс. 12 26. Пересыпи, отчленяющие лагуны: А — южная часть Камчат-
ки (фото В. П. Зеиковича); Б — Камчатка к северу от г. Петропавлов-
ска (фото Аэровулканической экспедиции АН СССР, 1946)
мифические черты морским берегам, вследствие чего при их классифи-
кации особо выделяют лагунный тип. Лагунные берега составляют при-
мерно 13% общей протяженности морских берегов мира.
Одним из существенных вопросов в развитии такого типа берегов
является вопрос о формировании баров. По данным В. П. Зенковича,
главная роль принадлежит здесь поперечным перемещениям донных на-
носов в направлении к берегу. При этом необходимыми условиями для
образования баров являются: 1) небольшие уклоны подводного откоса;
2) достаточный запас рыхлого материала; 3) соответствующие гидро-
динамические условия, т. е. интенсивность и характер волнений. Бары
образуются в результате выбрасывания наносов с отмелого дна моря
(а не с берега). Доказательством этого служит состав осадков, слагаю-
щих их. В ряде случаев они содержат морскую современную ракушу и
обломочный материал, по составу чуждый горным породам, слагающим
берег.
При малых уклонах дна волна на своем длинном пути по мелко-
морью начинает деформироваться, становится крутой и асимметричной
далеко в море на глубинах, превышающих в несколько раз ее высоту.
Гребень волны рассыпается («забурунивается») с шумом. При даль-
нейшем движении к берегу может повториться забурунивание, иногда
один, или два и три раза. При этом каждый раз высота волны и энер-
гия ее уменьшаются (энергия волны определяется квадратом высоты).
В этом случае к берегу она подходит весьма ослабленной. В связи со
значительным расходом энергии волны вдали от берега на дне обра-
зуется широкий плоский подводный вал из обломочного материала
(рис. 12.26). Зарождение такого вала способствует еще большей дефор-
мации и разрушению волны в его пределах и новому отложению наносов.
Подводный вал постепенно становится все выше и выше и, в конце
концов, поднимается выше уровня моря, превращаясь в береговой
бар, за которым располагается отгороженное им пространство моря—
лагуна.
О. К. Леонтьев, изучающий бары Северного Каспия, отмечает, что
их образованию способствует перегиб склона морского дна, вызываю-
щий падение энергии волны и связанное с этим подводное накопление
обломочного материала — эмбриона будущего бара.
Ярким примером крупного бара является Арабатская Стрелка, от-
деляющая Сивашскую лагуну от Азовского моря и протягивающаяся
на 200 км. Она сложена преимущественно ракушей и ее обломками.
При изучении строения дна Ф. Щербаковым были обнаружены древ-
ние бары, погребенные под современными лагунными отложениями Си-
вашей, что свидетельствует о колебаниях уровня моря. По данным
В. П. Зенковича, в западной части Черного моря на глубинах с 10—15 л
до 40—50 м под слоем современных тонкопесчаных и илистых морских
отложений сохранились пологие, вытянутые параллельно берегу валы,
сложенные грубыми песками, гравием, с ракушей и мелкой галькой.
Это древние береговые бары, формирование которых было связано с
более низкими уровнями моря. Между барами были вскрыты лагунные
образования. Последующее опускание берега моря привело к погруже-
нию древних береговых валов и лагунных образований на большие глу-
бины и их захоронению под современными осадками.
Из этого следует, что колебательные тектонические движения зем-
ной коры оказывают существенное влияние на формирование береговых
баров и лагун, которое может происходить при соответствующих ус-
ловиях как в пределах опускающихся, так и поднимающихся берегов.
333
§ 12
НАКОПЛЕНИЕ ОСАДКОВ В РАЗЛИЧНЫХ ЗОНАХ МОРЯ
Образование осадков. В процессе выветривания горных пород на
поверхности суши образуются многочисленные обломки различной вели-
чины: от крупных глыб до зерен песка и мельчайших глинистых частиц.
Часть продуктов выветривания остается на месте, значительная же
часть переносится на большие расстояния и при благоприятных усло-
виях откладывается в виде осадка. Главным приемником обломочного
материала, сносимого с суши, являются морские бассейны. Следова-
тельно, материки являются областями преимущественной денудации,,
а морские водоемы — областями преимущественной аккумуляции ве-
ществ, снесенных с суши. Основными подвижными субстанциями, при-
нимающими участие в перемещении материала, являются вода, лед
и ветер. Особенно велика роль текучих вод, и в частности рек, при-
носящих в морские бассейны огромное количество не только обломоч-
ного материала, но и различных растворенных веществ, возникающих,
как в процессе выветривания, так и в результате взаимодействия реч-
ных вод с горными породами, по которым они протекают.
Обилие переносимого реками материала связано с большой мощ-
ностью потоков и главным образом с тем, что снос материала осуще-
ствляется с больших водосборных площадей.
Велика роль ледников в приносе в морские водоемы осадочного об-
ломочного материала. А. П. Лисицын, основываясь на данных по Ан-
тарктиде, считает возможным до некоторой степени сопоставить разру-
шительную деятельность ледников с речной эрозией. Следовательно, и
принос обломочного материала ледниками в морские водоемы сопоста-
вим с твердым стоком рек.
Для количественной оценки обломочного материала, поступающе-
го в морские водоемы в результате морокой абразии и эоловым путем.,
нет достаточных данных. Можно только сказать, что их количество зна-
чительно ниже обломочного материала, поставляемого реками и лед-
никами. Наибольшее значение эоловый перенос имеет в аридны.ч
областях.
Весь обломочный материал, приносимый реками, ледниками и вет-
ром, а также образующийся в результате абразии, разносится внутри
водных бассейнов и откладывается. Ведущая роль в разносе осадочно-
го материала, его дифференциации по крупности и размерам и в накоп-
лении осадков принадлежит различным видам движения воды, а также-
физико-химическим свойствам водной среды.
Сложный процесс осадконакопления называют седиментацией
(лат. sedimentum — осадок), или седиментогене зом.
По происхождению и вещественному составу выделяют несколько-
типов морских осадков:
1. Терригенные, образовавшиеся за счет разрушения горных
пород суши и сноса их в морские водоемы и состоящие из различного-
обломочного и глинистого материала.
2. X е м о г е н н ы е, осаждающиеся из морской воды химическим
путем.
3. Биогенные, или органогенные, образовавшиеся на дне-
моря в результате скопления скелетных и покровных остатков различ-
ных организмов или их обломков. Среди них по составу выделяются
карбонатные (известковые) осадки, состоящие более чем на
33'
30% из СаСОз, и кремнистые осадки, состоящие более чем.
на 30% из аморфного кремнезема.
4. Вулканогенные, образовавшиеся из .продуктов извержения
надводных и подводных вулканов.
5. Полигенные (красная океаническая глина), которые образо-
вались в результате действия многих факторов (гр. лоАи — много).
Среди выделенных типов .могут .быть намечены разновидности. Так,
среди биогенных осадков выделяются то преобладанию тех или иных
раковин организмов фораминиферовые, коралловые, радиоляриевые и
др., а среди терригенных осадков — разновидности то гранулометриче-
скому составу. Соотношения основных генетических типов осадков и
их состав в различных зонах моря не одинаковы. Они определяются
рядом факторов. Исследованиями Н. М. Страхова, П. Л. Безрукова,
А.. И. Лисицина и других в современных процессах осадконакопления
установлены определенные закономерности, связанные прежде всего
с климатической зональностью.
Выделены следующие поверхностные водные массы: экваториаль-
ные, соответствующие экваториальной гумидной зоне, тропические (юж-
нотропические и северотропические), соответствующие северной и юж-
ной аридным зонам, субполярные и субантарктические — соответствую-
щие умеренным и холодным частям северной и южной гумидных зон,
и, наконец, антарктические и арктические. Как известно, для каждой
климатической зоны характерны различные температурные условия и
количество выпадающих атмосферных осадков.
А. П. Лисицыным (1969) 'были составлены карты количества
выпадающих на поверхность океанов атмосферных осадков и вели-
чин испарения с поверхности океана, а также карты солености Миро-
вого океана (зима—лето для поверхностного слоя вод). Сопоставление
этих карт друг с другом привели их автора к выводу о том, что зо-
нальная смена областей избыточного увлажнения и областей дефицита
влаги является как бы продолжением соответствующих климатических
зон суши и что огромные площади океанов находятся в аридных усло-
виях. В соответствии с широтной сменой климатических зон наблюда-
ется зональность осадкообразования в морских водоемах. Как 'было-
рассмотрено выше (см. главу 5), в пределах континентов наиболее ин-
тенсивно процессы выветривания горных пород протекают в гумидных
областях при сочетании достаточно высокой температуры и большого-
количества атмосферных осадков. В этих же зонах происходит и наи-
более интенсивный поверхностный речной сток, поставляющий в морские
водоемы огромное количество разнообразного обломочного и раство-
ренного осадочного материала. Совершенно иная картина наблюдается
в аридных областях, где испарение в несколько раз превышает количе-
ство атмосферных осадков, что естественно сказывается на поступлении’
осадочного материала в морские водоемы и характере осадков.
Распределение 'биогенных осадков на дне океанов и морей также
свидетельствует об их приуроченности к определенным климатическим
зонам, хотя эта связь значительно 'более сложная в сравнении с терри-
генными осадками. Она в значительной степени определяется верти-
кальным перемещением вод в океанах и морскими течениями.
Таким образом, при переходе из одной климатической зоны в дру-
гую наблюдаются определенные изменения в составе и мощности осад-
ков.
Установлена также вертикальная зональность осадкона-
копления, связанная с изменением рельефа дна Мирового океана и
его глубиной. От рельефа морского дна и глубины водоема зависит гид-
335
родинамическии режим, определяющий
тот или иной состав осадков. Особенно
это относится к биогенным осадкам. Ос-
татки отмерших организмов при осажде-
нии через многокилометровую толщу
морских вод в значительной степени ра-
створяются, и осаждается на дно (при
больших глубинах) лишь небольшая
часть их. Особенно это относится к орга-.
низмам, скелетные части которых состоят
из СаСО3.
Кроме того осадконакопление в оке-
анах и морях зависит также от степени
удаленности от континентов — ц и р к у м-
континентальная зональность,
которая определяет интенсивность по-
ступления осадочного материала в раз-
личные части водоема. Последнее тесным
образом связано с климатом и рельефом
окружающей суши, который определяет-
ся тектоническими движениями земной
коры. Один темп и характер поступления
осадочного материала наблюдается в ус-
ловиях горного рельефа окружающей су-
ши, иной — в условиях равнинного рель-
ефа.
Таким образом, распределение сов-
ременных морских осадков, соотношение
их различных генетических типов опреде-
ляются указанными тремя типами зо-
нальности, сложно накладывающимися
друг па друга (А. П. Лисицын). Общее
распределение морских осадков раз-
личных генетических типов и их соотно-
шение друг с другом в пределах Мирово-
го океана указаны на рис. 12.27.
Прежде чем характеризовать осадко-
накопление по отдельным зонам водое-
мов следует указать на то, что терриген-
ные осадки, показанные на карте преиму-
щественно в пределах подводных окраин
материков, фактически присутствуют в
том или ином количестве во всех осталь-
ных типах осадков.
В морях и океанах выделяются не-
сколько областей, характеризующихся
различной физико-географической обста-
новкой, определяющей развитие органи-
ческой жизни и условия осадкообразова-
ния. В связи с этим принято подразде-
лять морские осадки на несколько
групп:
1. Осадки прибрежные, или лито-
ральные (лат. litoralis — берег).
2. Осадки области материковой от-
22 Общая геология
537
мели (шельфа). По условиям обитания животных и растений эта об-
ласть называется неритовой (по названию часто встречающегося
здесь моллюска Nerita).
3. Осадки материкового склона и его подножья. Эта область назы-
вается батиальной (гр. Pa-tog — глубокий).
4. Осадки ложа Мирового океана. Эта область называется абис-
сальной (гр. apuaoog — бездонный, неизмеримый, глубокий).
Осадки прибрежные, или литоральные. Эти осадки формируются
в береговой полосе, затопляемой во время приливов и осушаемой во
время отливов. Эта зона характеризуется наибольшим разнообразием
условий. Ее ширина различна и зависит от характера и строения бере-
га. У пологих берегов она может достигать десятков и сотен метров, а
у крутых скалистых берегов измеряется всего несколькими метрами.
Своеобразие режима в этой зоне, периодическая смена условий су-
ши и моря обусловливают большое разнообразие накапливающихся осад-
ков. Здесь у высоких скалистых берегов находятся крупные глыбы, ог-
лаженные морской водой, хорошо окатанные гальки, различной зерни-
стости пески. В защищенных (затишных) зонах могут откладываться
тонкие илы. Состав органического мира также отражает существующие
условия. Здесь распространены организмы, прикрепленные к скалам
или высверливающие в скалах отверстия, где они и скрываются от уда-
ров волн и обломков пород.
Близ пологих берегов, сложенных рыхлыми отложениями, накапли-
вается песчаный материал, а местами илистый. В полосе прибоя на
пляже формируются береговые валы, сложенные песками с гравием и
галькой, или только галькой и гравием. Возникают они в зоне наивыс-
шего положения волны, когда вершина ее опрокидывается и падает впе-
ред, набегая на берег. При этом происходит всасывание морокой воды
в отложения пляжа. В результате часть принесенного песчано-галечно-
го материала остается на пляже, у наивысшей границы, до которой до-
ходят волны. В полосе прибоя на пляже материал сортируется по
удельному весу, в результате чего после штормов местами образуются
прослои, обогащенные тяжелыми рудными минералами.
При бурном ветровом режиме в зоне побережья может наблюдать-
ся несколько береговых валов, из которых верхний соответствует вол-
нам максимальной высоты, отвечающим периодам самых сильных штор-
мов.
В составе отложений, слагающих береговые валы, помимо песка и
гальки, иногда наблюдаются скопления битых раковин морских живот-
ных (Азовское, Северное моря), выброшенные на берег, из которых за-
тем образуются ракушняки. Здесь также встречаются скопления водо-
рослей, куски древесины и стволы деревьев, источенные моллюсками.
За береговыми валами, в прибрежных низинах, местами создаются
условия для заболачивания и развития торфяников, которые могут
чередоваться со слоями морских осадков, соответствующих временным
вторжениям моря. В .пределах плоских низменных побережий в затиш-
ных заливах и бухтах образуются илы, то глинистые, то песчаные, а
местами известковистые.
Плоские глинистые побережья тропических морей представляют
собой обширные заболоченные пространства со своеобразным комплек-
сом растений — так называемый мангровый лес. Мангровые зарос-
ли сдерживают волны и способствуют осаждению здесь тонких взве-
шенных частиц и накоплению большого количества органического веще-
ства. Последующее захоронение осадков заболоченных приморских ни-
338
зин может привести к образованию каменного угля, как это имело
место неоднократно в различные периоды геологической истории.
Характерной особенностью литоральных осадков, помимо их боль-
шого разнообразия, является 'быстрая смена одних осадков другими на
относительно коротких расстояниях, наличие на их поверхности знаков
ряби, ходов червей и др.
Осадки области материковой отмели (шельфа). Морской водоем
в пределах 'материковой отмели, или области шельфа, характеризуется
рядом особенностей, определяющих осадконакопление. К числу их от-
носятся: 1) сильные волнения, вызывающие дифференциацию и разнос
большого количества обломочного материала; 2) богатство и разнооб-
разие органического мира, особенно до глубины 100 м, где имеется до-
статочное количество света и происходит прогревание всей массы
воды.
В этой области накапливаются осадки различных типов — терри-
генные, органогенные и хемогенные.
Терригенные осадки имеют наибольшее распростране-
ние, что обусловлено близостью суши (областей сноса обломочного ма-
териала). Среди них выделяются: грубообломочные осадки (псефиты
греч. фтррое — камешек) — глыбы, валуны, галечники, гравий; песча-
ные осадки (псаммиты греч. фарцое — песок), подразделяемые на
крупные, средние, мелкие; алевритовые осадки (алевриты греч.
aXeupov — пшеничная мука), которые также подразделяются на круп-
ноалевритовые илы, мелкоалевритовые и алеврито-глинистые; глини-
стые осадки (пелиты греч. лт]Ход — глина).
В распределении терригенного материала в морских водоемах наб-
людается определенная закономерность. Часть шельфа, прилежащая к
суше, покрыта наиболее крупнозернистыми осадками — преимуществен-
но разнозернистыми песками, крупность частиц которых уменьшается
по мере увеличения глубины. Непосредственно в прибрежной зоне от-
ложения становятся грубозернистыми и постепенно переходят в лито-
ральные осадки. В более глубоких частях шельфа пески переходят в
крупноалевритовые илы, которые постепенно сменяются более мелкими
алевритовыми илами области континентального склона. Ширина поло-
сы с песчаными образованиями и глубина их залегания зависят от ши-
рины шельфа и количества песка, приносимого реками. Там, где шири-
на шельфа небольшая и круто наклонена в сторону моря, полоса пес-
ков узкая и илы откладываются близко к берегу. При пологом шельфе
ширина песчаной полосы значительно шире.
Граница между зоной песков и илов в морских водоемах находит-
ся на различных глубинах в зависимости от гидродинамики того или
иного бассейна. У внутриконтинентальных морей (Черное, Каспийское)
она проходит примерно на глубине 25—50 м. До этой глубины морские
волнения достигают дна и взмучивают тонкий материал, переводя его
во взвешенное состояние. В более глубоких частях бассейна, где дви-
жение воды в придонной части ослабевает, эти тонкие взвеси начинают
оседать на дно. В океанах граница между указанными зонами опуска-
ется до глубины 100—150 м. Большая ширина (120—200 км) полосы
песчаных образований отмечена в Западной части Анадырского зали-
ва, где пески опускаются до глубины 100—110 м. Это связано с обиль-
ным выносом в море песчаного материала рекой Анадырь. В то же вре-
мя в северной части залива ширина полосы распространения песков от
20 до 60 км и глубина не превышает 50—70 м (Лисицын, 1966).
Указанное соотношение между песчаными и иловыми осадками в
области шельфа представляет собой лишь схему. В природной обста-
22
339
иовке все оказывается 'более сложным. В пределах песчаной полосы по-
являются пятна грубых и более мелких илов и даже глин так же, как
в области развития алевритовых илов — пятна и полосы песков. Скоп-
ления илов в пределах песчаной полосы области шельфа, по М. В. Кле-
новой и Н. М. Страхову, приурочиваются к определенным участкам:
1) к приустьевым частям крупных рек, выносящих в море большое ко-
личество мелких и тонких частиц; 2) к пониженным участкам шельфа,
возникшим эрозионным или тектоническим путем, и 3) к заливам, изо-
лированным или полуизолированным от моря. Появление более грубых
песчаных полос и пятен среди алевритовых илов обусловливается или
морскими течениями, которые часто проходят над краем шельфа и на-
чалом континентального склона, или наличием приподнятых участков
морского дна, попадающих в область действия сильных движений воды,
которые взмучивают осадок и выносят мелкие иловые частицы в более
глубоководные зоны.
Органогенные осадки. Помимо терригенных осадков, в об-
ласти шельфа довольно широкое распространение имеют органогенные
осадки. Это область наиболее густо населенная.
Разнообразный животный и растительный мир, обитающий в мор-
ских водоемах, использует имеющиеся в воде химические соединения
для построения твердых частей своих скелетов. Основными вещества-
ми, которые извлекаются организмами из морской воды, являются
СаСОз, SiOa^H в меньшей степени Р.
Для области шельфа особенно большое значение имеют организмы,
извлекающие из морокой воды карбонаты и часто образующие на дне
водоемов мощные скопления. Органогенные известковые осадки, пред-
ставленные главным образом ракушниками, или ракушечниками, и ко-
ралловыми рифами, возникают на тех участках моря, где принос терри-
генного материала незначителен.
Ракушечные осадки распространены на шельфах морей и
океанов в виде отдельных пятен или небольших полос. Особенно они
развиты в аридных зонах Мирового океана, где терригенного материа-
ла мало, а теплые морские воды насыщены карбонатом кальция. В этих
условиях все известковые раковины организмов хорошо сохраняются
и при отмирании накапливаются на дне водоема.
По данным А. П. Лисицына, местами у берегов Африки и Амери-
ки ракушечники являются одним из характерных видов осадка. В более
холодных зонах, несмотря на большие биомассы моллюсков, их ракови-
ны, попадая в осадок, растворяются вследствие низкой температуры
воды. Сохраняются лишь наиболее массивные раковины.
Коралловые рифы распространены в виде отдельных пост-
роек в тропических зонах Мирового океана. Образование рифов свя-
зано с ростом колоний кораллов. В их развитии происходит последова-
тельная смена одного поколения полипов другими. Каждый полип за-
нимает одну из известковых трубкообразных камер, построенных из
извести. Соединяясь друг с другом, отдельные части кораллов образу-
ют формы, напоминающие причудливо разветвленные деревья и кустар-
ники. Ио в строении рифов участвуют не только кораллы, но и извест-
ковые водоросли, раковины простейших организмов — форамини-
феры, моллюски, мшанки и другие извлекающие известь организмы
При этом роль различных организмов биоценоза (сообщества) корал-
ловы.-; рифов в накоплении карбонатного материала различна. Наиболь-
шее значение имеют известковые водоросли и кораллы, совокупность
скечетог, которых часто составляет основной остов рифа, а остальные
340
своими известковыми скелетными скорлупками заполняют пустоты ри-
фа и превращают его в сплошную массу’.
Для нормального развития коралловых рифов необходимы сле-
дующие условия: 1. Достаточно высокая среднегодовая температура во-
ды (не ниже 19—20°). Наилучшее развитие биоценоза коралловых ри-
фов наблюдается при среднегодовой температуре воды 23—25°. Они
не встречаются в водах, где температура падает ниже 18°.
Рис. 12.28. Береговой коралловый риф
2. Насыщенность воды карбонатами кальция, что также связано с
температурными условиями. При высокой температуре воды насыще-
ние ее карбонатами кальция наибольшее, ири низкой — вследствие
большей растворимости СаСО3, воды оказываются недонасыщенными.
Именно поэтому коралловые рифы и распространены глазным образом
в приэкваториальной полосе, за исключением некоторых 'мест, где по-
вышение температуры воды связано с теплом, приносимым Гольф-
стримом.
3. Близкая к нормальной соленость морских вод (—30—35 %0) и
их прозрачность. Кораллы отсутствуют в сильно опресненной и мутной
воде (с большим количеством взвеси).
4. Небольшая глубина моря, с которой связано проникновение све-
та, необходимого для развития водорослей. В условиях нормальной про-
зрачности воды нижний предел жизни большинства рифообразователей
составляет около 50 м. Но особенно большая годовая продукция корал-
лов сосредоточена в верхних 10—20 метрах.
5. Большое количество кислорода, необходимого для развития ко-
лоний. Именно вследствие этого наиболее свободно разрастание корал-
лов наблюдается в сторону моря, где обеспечивается непрерывный при-
ток свежих вод с новыми запасами кислорода и пищи.
341
Таким образом, в распределении коралловых рифов четко наме-
чается климатическая и вертикальная зональность.
По форме можно выделить три типа коралловых рифов: а) бере-
говые рифы, являющиеся как бы подводным продолжением берега
и вытянутые вдоль него (рис. 12.28); б) барьерные рифы, протя-
гивающиеся вдоль берега, но отделенные от него проливом, достигаю-
щим ширины в несколько десятков километров. Самым грандиозным ко-
юз
Квинсленд
•»
св
&
С
Коралловое
V ' моро
Опустившийся блок________
................................IIIIIIIIIIIIIII1I
Рис. 12.29. Разрез, показывающий отношение Большого барьерного
рифа к квинслендскому берегу (по Д. А. Стирсу):
1 — рифы, 2 — осадки лагун и протоков
Рис. 12.30. Образование атолла
(по Ч. Дарвину, 1836)
ралловым сооружением подобного типа является Большой барьерный
риф у северо-восточного берега Австралии, протягивающийся на расстоя-
ние свыше 2000 км и отделенный от берега проливом, достигающим мес-
тами ширины 50—100 км и более (рис. 12.29). Большинство же барьер-
ных рифов расположено вокруг островов в виде различных колец той
или иной ширины; эти кольцевые рифы бывают прерваны открытыми
проливами; в) атоллы, напоминающие по своей форме кольцевые
барьерные рифы, но отличающиеся тем, что внутри кольца нет острова,
а располагается лагуна, сообщающаяся с открытым морем проливом
(рис. 12.34).
Местами были обнаружены большие мощности коралловых образо-
ваний в рифах последних двух типов — в барьерных и атоллах. Так,
например, в районе Маршалловых о-вов буровая скважина прошла по
толще кораллового рифа до глубины 1200 м. Что является причиной
342
столь мощных накоплений, если пределом жизни рифообразующих жи-
вотных является средняя глубина моря в 40—50 м? Впервые объясне-
ние этого явления было предложено Ч. Дарвином, который пришел к
выводу, что основной причиной являются колебательные движения зем-
ной коры и что мощные коралловые рифы образуются при медленном
опускании морского дна. При этом он наметил различные стадии в
развитии рифов и переход их из одного типа в другой (рис. 12.30).
В начальной стадии развития образуется береговой риф, например вок-
руг какого-либо острова. Медленное опускание острова с одновременным
ростом рифа превращает его из берегового в барьерный. Между остро-
вом и рифом образуется лагуна. При дальнейшем опускании вершина
острова скрывается совсем под водой и барьерный риф превращается в
атолл.
Необходимым условием для развития мощного рифа является со-
ответствие между скоростью роста кораллов и скоростью погружения
дна бассейна, т. е. скорость роста кораллов должна компенсировать
опускание дна. При быстрых погружениях кораллы гибнут и рост ри-
фов прекращается. Большой австралийский барьерный риф, по-видимо-
му, образовался в краевой части опустившегося участка суши.
К группе коралловых осадков относятся и продукты разру-
шения современых рифов. Они образуют по периферии ко-
ралловых рифов широкие шлейфы, достигающие глубин 1500—2000 м,
а иногда и больше. При этом в ряде мест наблюдается вертикальная зо-
нальность в их расположении от галечников у края рифа до известко-
вых песков и алевритов в краевой части шлейфа.
Рифы известны и в ископаемом состоянии. Они встречаются в
различных по возрасту осадочных породах и образуют мощные непра-
вильные линзы рифовых известняков, возвышающихся над окружающими
одновозрастными отложениями. Последние прислоняются к рифам под
углом 30—50°. Среди древних отложений встречаются не только корал-
ловые рифы. Известны мшанковые, водорослевые и другие рифы. Про-
тяженность древних рифов изменяется от нескольких десятков метров
до нескольких десятков и даже сотен километров. Изучение древних
рифогенных образований чрезвычайно важно для понимания истории
геологического развития района, для восстановления прежде существо-
вавших климатических условий и изменения их во времени, особенно-
стей среды накопления осадков в океанах и морях прошлых периодов.
Вследствие большой кавернозности и пористости рифовые известняки
иногда являются отличными коллекторами нефти.
Химические осадки. В морские водоемы непрерывно приносятся
в растворенном состоянии разнообразные минеральные соли. Часть
этих солей усваивается животными и растительными организмами, часть
остается в растворенном состоянии — в морокой воде, а часть выпада-
ет из раствора в виде различных соединений. Так химическим путем мо-
гут образовываться железистые, марганцовые, фосфорные и другие
соединения. Но особенно большую роль играют известковые осадки.
Наиболее благоприятные условия для осаждения СаСО3 создаются в
прибрежной зоне шельфа морей, расположенных в полосе жаркого кли-
мата. Вследствие небольшой глубины моря в этой зоне вода прогрева-
ется до дна, а обильные здесь растения интенсивно поглощают СО2,
сводя его содержание к минимуму, что нарушает карбонатное равнове-
сие и вызывает перенасыщенность раствора СаСОз и его выпадение.
Карбонат кальция выпадает или в виде мелких шариков, называемых
оолитами, из которых образуются оолитовые известняки (Красное море,
Каспийское море), или в виде мелкозернистого известкового ила. Та-
343
кие известковые осадки приурочиваю гея к мелкоморыо, примыкающему
обычно к низменным берегам, с которых поступление терригенного ма-
териала невелико или совсем отсутствует. Карбонаты химического про-
исхождения в осадках морских водоемов имеют небольшое значение,
особенно в сравнении с карбонатами биогенного происхождения, состав-
ляющими основную массу известковых отложений. Известковые осадки
химическим путем образуются и в некоторых коралловых лагунах
теплых морей.
Образование железа, марганца, алюминия на дне водоемов связано
с приносом реками и подземными водами различных химических соеди-
нений, возникающих в процессе химического выветривания горных по-
род. Наиболее достоверные сведения имеются о железе, которое
поступает в море в виде гидроокиси и железоорганических соединений.
Коллоидная Fe(OH)3 является неустойчивой формой и подвергается
достаточно быстрой коагуляции в морской воде, играющей роль элек-
тролита, и выпадает из раствора. Часть гидроокиси железа коагулирует
и выпадает в зонах смешения пресных речных и подземных вод с мор-
скими, часть же осаждается за пределами влияния устьевых частей рек
и областей дренирования подземных вод уже в открытом водоеме. В пе-
лагических областях в накоплении гидроокиси железа имеют большое
значение железоорганичеокие соединения, внесенные реками. Они про-
ходят зону смешения пресных и соленых вод и в открытом море подвер-
гаются медленному гидролизу, при котором освобождаются частицы
Fe(OH)3, собирающиеся в агрегаты и осаждающиеся на дне.
По-видимому, аналогичным путем происходит и выпадение в осадок
окислов марганца.
В прибрежной полосе моря местами могут образовываться бокси-
ты за счет переотложения продуктов выветривания, богатых глинозе-
мом. Местами в пределах шельфа и прилежащей части континенталь-
ного склона встречаются фосфориты. При этом следует отметить, что
области их распространения совпадают с местами подъема к поверхно-
сти глубинных вод, а также смешения вод холодных и теплых течений.
По-видимому, восходящие глубинные воды значительно более обога-
щены Р2О5, но выпадение его не происходит вследствие значительно-
го количества СОг. Когда же глубинные воды поднимаются в более
мелководные зоны моря, в область шельфа, содержание СО2 уменьша-
ется и создаются условия для образования фосфоритов.
По данным М. И. Варенцова и В. Г. Мордвилко, в морские водое-
мы приносится реками иногда значительное количество органического
вещества в виде истинных и коллоидных растворов. Наибольшее коли-
чество его приносится равнинными реками, протекающими в условиях
влажного теплого и жаркого климата. В ряде эпиконтинентальных по-
лузамкнутых морей и в отшнурованных лагунах отмечается повышенное
содержание органического вещества, которое постепенно осаждается на
дно. Наибольшее содержание рассеянного органического вещества в
современных водоемах наблюдается в тонких алевритовоглинистых и
глинистых илах.
Рассмотрение различных осадков, возникающих в области шельфа,
указывает на их большое разнообразие. Здесь накапливается наиболь-
шее количество терригенных осадков, происходит их механическое раз-
деление (дифференциация на грубые и тонкие), образуются достаточно
мощные органогенные известковые осадки и наблюдается химическое
осаждение карбонатов, железа и других веществ.
Осадит материкового склона (батиальные). Область континенталь-
ного склона характеризуется слабой подвижностью морской воды, что
344
практически исключает возможность механического перемещения оса-
дочного материала. Только в отдельных случаях, а именно три прохож-
дении морских течений, материал здесь взмучивается и переносится с
места на место. Основная масса терригенных осадков приносится из
области шельфа. Отсутствие света и низкая температура в придонных
глубоководных частях морских водоемов определяют бедность донной
фауны и снижают ее роль в процессе осадконакопления. В этих’ зонах
моря главное значение приобретают планктонные организмы, строящие
скелетные части или из карбоната калыгия7Т1ли~из~:кремнезема, извле-
каемых из морской воды.
Таким образом, в батиальной области выделяются тещшшшые и
органогенные осадки, которые образуют то самостоятельные типы, то
смешанные~терригённо-органогенные илы с различными соотношениями
составляющих частей. Терригенные осадки представляют собой главным
образом тонкие алевритово-пелитовые илы. Но среди них встречаются
также и более грубые осадки, имеющие "относительно небольшое рас-
пространение.
Терригенные илы подразделяются по окраске на «синий»,
«красный» и «зеленый». "Цвет этих илов отражает условия среды, в
которой они формировались.
«Синий, или темный» ил распространен в пределах континен-
тального склона и .прилежащей части ложа Мирового океана. Встреча-
ется он на глубинах 200—3000 м, но иногда проникает до глубин
порядка 5000 м. Особенно много его на дне Атлантического океана.
Обычно это синевато-черный или серый со стальным оттенком осадок с
запахом сероводорода, состоящий из тончайших иловатых и глинистых
частиц, но местами со значительной примесью более грубых — песчаных
и алевритовых фракций. Характерный синевато-серый цвет осадка
указывает на образование его в условиях значительного недостатка
кислорода в восстановительной среде. Обилие в осадке органических ве-
ществ и недостаток кислорода вызывают образование пирита. Верхняя
часть «синего» ила бывает окрашена в бурый цвет вследствие окисле-
ния железистых соединений. В составе «синего» ила присутствуют
остатки планктонных известковых организмов (>12%), реже кремни-
стых.
«Красный» ил занимает значительно меньшие площади. По
своему составу «красный» ил весьма близокк «синему» илу. Здесь так-
же преобладают тончайшие частицы ила и глины с небольшой примесью
минеральных зерен (главным образом кварца) и со значительным коли-
чеством органогенного СаСО3. Цвет ила — красный, бурый и желтый —
обусловлен присутствием окислов железа. Закономерность площадного
распространения «красного» ила достаточно отчетливо указывает на
условия его образования. Обычно он развит на участках морских во-
доемов, примыкающих к устьевым частям крупных рек, таких, как
Амазонка, Янцзы, Хуанхэ, которые протекают в областях- развития
красноцветных продуктов выветривания, богатых окислами железа.
Речные потоки захватывают эти продукты и приносят их в морские во-
доемы.
«Зеленый» ил и песок начинают встречаться на глубинах
80—100 м в области шельфа и спускаются до глубин 2300 .к, но основной
областью , их распространения является переходная зона от шельфа к
континентальному склону (около и ниже изобаты 200 м). «Зеленый» ил
отличается от «синего» и «красного» большей грубозернистостью и
нередко представлен мелкими песками. Он иногда содержит больше"30%
СаСО3 и становится известковистым. Зеленый цвет ила обусловлен при-
345
сутствием минерала глауконита, который образуется или в результате
разложения на дне моря алюмосиликатных песчинок, вулкани-
ческого стекла, или выпадает в морской воде в виде геля из коллои-
дальных растворов, приносимых с суши. В «зеленых» глауконитовых
илах, как и в древних осадочных породах такого состава, нередко на-
блюдаются включения желваков фосфорита.
Г л я ци а л ь н о - м о р с к и е, или айсбергов ые, осадки.
В пределах антарктических вод океана развиты осадки ледового и ай-
Рис. 12.31 Фораминиферовый нл
сбергового разноса, состоящие из плохо сортированного обломочного
материала. Сплошное кольцо их опоясывает Антарктический материк.
Они распространены не только в области шельфа, но и на континен-
тальном склоне и даже в южных частях ложа Атлантического, Индий-
ского и Тихого океанов. Рассеянный терригенный материал айсберго-
вого разноса наблюдается и в арктических водах (рис. 12.30).
Органогенные известковые илы. В пределах континентального скло
на, помимо описанных терригенных осадков, большое значение имеют
и органогенные илы, преимущественно известковые с различным содер-
жанием СаСО3. В образовании этих осадков главная роль принадле-
жит планктонным организмам, густо населяющим верхние слои мор-
окой воды. Из этой зоны моря на дно его падают миллиарды мельчай-
ших известковых раковин, которые, накапливаясь, образуют известко-
вые илы. Планктонные организмы в огромном количестве выпадают и
в мелководной области шельфа, однако здесь вследствие значительного
привноса терригенного материала и осадков бентоса они составляют
чаще примесь в последних. По мере увеличения глубины бассейна и
уменьшения поступления терригенного материала (в связи с удалени-
ем от суши) их значение в осадконакоплении увеличивается, особенно
в абиссальной области.
Известковые органогенные осадки слагаются обычно фораминифе-
рами, птероподами и мельчайшими известковыми водорослями — кок-
колитофоридами, по названию которых и выделяются типы морских
илов.
Фораминиферовый ил в своей основной массе состоит из
скопления мельчайших известковых скелетов фораминифер (рис. 12.31)
346
со значительной примесью терригенных обломочных частиц, достигаю-
щих 0,1 мм в диаметре. Наличие последних свидетельствует о близо-
сти суши и ее влиянии на осадконакопление. Наряду с фораминифера-
ми в этих илах местами находятся в большом количестве птероподы
и кокколиты — известковые пластинки водорослей. По внешнему виду
фораминиферовые илы представляют собой белые, желтые или зелено-
ватые рыхлые осадки. В них содержание СаСО3 местами достигает
82—90%, иногда же не превышает 60%, местами не более 30%.
В области континентального склона известковые илы часто фаци-
ально замещают терригенные «синие» илы.
Птероподовый ил состоит в большей своей части из тон-
ких арагонитовых раковин пассивноплавающих моллюсков, известных
под названием птеропод, или иначе «морских бабочек». Вместе с ними
встречается также много фораминифер, известковых водорослей и тер-
ригенных частиц. Птероподовые илы имеют относительно небольшое
распространение в виде отдельных пятен исключительно в тропических
и субтропических водах Атлантического, Тихого и Индийского океанов
на глубинах от 400 до 2500 м, иногда до 3000 м.
Осадки ложа Мирового океана (абиссальные). В этих областях
океана, наиболее удаленных от берегов и характеризующихся незначи-
тельным привносом терригенного материала, первостепенное значение
приобретают органогенные и полигенные (красная океаническая глина)
осадки. Среди органогенных илов выделяются известковые (глобигери-
новый) и кремнистые (радиоляриевый и диатомовый).
Глобигериновый ил состоит преимущественно из мелких
раковин или обломков планктонных фораминифер, принадлежащих к
семейству Globigerinidae и по существу является определенной разно-
видностью фораминиферового ила. В составе глобигеринового ила наб-
людаются примеси других организмов — кокколитофорид, пелеципод, га-
стропод и др., а также терригенного материала. Количество СаСО3 в
них различно. Наиболее чистые глобигериновые илы с содержанием
СаСО3 до 98—99% наблюдаются в аридных зонах океана, куда терри-
генный материал поступает в крайне малых количествах. В иных усло-
виях терригенная составляющая осадка возрастает.
Глобигериновые илы являются одним из основных видов карбонат-
ных осадков ложа Мирового океана и наиболее всего распространены в
тропических и субтропических зонах, для которых характерна достаточ-
но высокая среднегодовая температура воды, насыщенной СаСО3.
Глобигериновые илы распространяются главным образом на глуби-
нах от 2000—3000 м до 4500—4700 м. В более глубоких зонах океана хо-
лодные воды сильно недонасыщены СаСО3, поэтому известковые ракови-
ны планктонных фораминифер растворяются, не достигая дна. По дан-
ным А. П. Лисицына, растворение карбонатов в океанах начинается с
глубин 4000 м, но особенно усиливается с 4500 (4700). Поэтому глуби-
на в 4500 м названа критической глубиной, при подходе к ко-
торой резко падает содержание СаСО3, а ниже ее известковые илы сме-
няются или кремнистыми, или полигенными осадками.
Планктонные фораминиферы, попадая в различные физико-химиче-
ские условия придонного слоя, образуют различные по зернистости
осадки. Там, где создаются условия для полной сохранности целых ра-
ковин, образуются песчаные или крупноалевритовые осадки (часто на
вершинах подводных поднятий). При больших глубинах, особенно близ-
ких к критической, раковины фораминифер в поверхностном слое осад-
ка распадаются на отдельные мельчайшие частицы и образуют пелито-
вые или алевритово-пелитовые илы. По внешнему виду глобигерино-
347
вые илы обычно светлоокрашенные — белые, иногда розоватые, кремо-
вые. Наиболее чистые разности их напоминают писчий мел.
Рассмотрение закономерностей распределения глобигеринового
ила (рис. 12.30) «показывает, что они подчиняются четко выраженной
климатической и вертикальной зональности.
Диатомовый ил состоит в главной своей массе из кремнистых
панцирей планктонных микроскопических диатомовых водорослей (диа-
томей). Наиболее благоприятными условиями для жизни диатомей яв-
ляются верхние зоны морей, куда проникают солнечные лучи. В отли-
чие от глобигерин, распространенных преимущественно в теплых водах,
диатомеи наиболее обильны в холодных морях, особенно вокруг Антар-
ктики и на севере Тихого океана, с его окраинными морями.
Диатомовый ил встречен на относительно небольших площадях в
пределах шельфа, примыкающего к Антарктиде (Лисицын и Живаго,
1958), с максимальным содержанием аморфного кремнезема до 44%.
Но наибольшее распространение диатомовые илы имеют в приантарк-
тических частях ложа Мирового океана, где они образуют вокруг Ан-
тарктиды пояс шириной 900—1200 км (местами до 2000 км). Крайняя
северная граница диатомовых илов достигает 40° ю. ш., что совпадает
со средней годовой изотермой воздуха +10° С. Именно в приантаркти-
ческих океанских диатомовых илах отмечается и наиболее высокое со-
держание аморфного кремнезема, достигающее 70—72%. Однако сле-
дует отметить, что по мере продвижения к северу в более теплые обла-
сти океана, содержание аморфного кремнезема в кремнистых илах
уменьшается и постепенно начинает возрастать содержание карбонат-
ного материала, что свидетельствует о постепенности перехода диато-
мовых илов в фораминиферовые. По зернистости диатомовые илы обычно
алевритово-глинистые и глинистые, при этом алевритовая часть в зна-
чительной степени состоит из панцирей диатомей. Помимо диатомей,
в этом осадке встречаются радиолярии, спикулы губок, а также обло-
мочный материал главным образом айсбергового разноса и лишь в от-
дельных местах отмечается примесь вулканогенного материала.
По внешнему виду диатомовый ил представляет собой рыхлый кре-
мовый или сероватый осадок. В сухом виде очень легкий, легко расти-
рающийся пальцами. Диатомовые осадки распространены также места-
ми в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях,
где они отличаются, как правило, малым содержанием аморфного крем-
незема (10—30%). По существу это слабокремнистые (слабодиатомо-
вые) илы. Только в южной части Берингова моря и в осевой части
Охотского моря «были обнаружены кремнистые диатомовые илы с со-
держанием аморфного кремнезема свыше 30% (до 56% в Охотском
море, по А. П. Лисицыну).
Вследствие слабой растворимости панцирей диатомовые водоросли
достигают любых глубин океана, поэтому вертикальная зональность
диатомовых осадков отчетливо не выражена. Они встречаются в обла-
сти шельфа в пределах дальневосточных морей и близ Антарктиды, в
глубоких котловинах морей и океана, а также в глубоководных жело-
бах (в Курило-Камчатском желобе на глубине 10—11 км). Все же
преобладающая глубина распространения диатомовых илов от 1000 до
5000—5500 м.
Помимо диатомовых илов северного и южного поясов за последние
годы стали выделять подтип диатомовых осадков экваториального поя-
са ( А. П. Жузе, В. П. Петелин, А. П. Лисицын и др.). Это так называе-
мые этмодискусовые илы, состоящие из панцирей или обломков
этм од иску сов. Они встречаются в виде отдельных пятен в западной ча-
348
сти экваториальной зоны Тихого океана и приурочены к понижениям
подводного рельефа. Содержание аморфного кремнезема в них 30—50%
и более. Глубина распространения от 4600—4700 м до максимальных
глубин в глубоководных желобах (Марианском, Каролинском, Палау),
т. е. ниже критической глубины, запрещающей образование форамини-
феровых карбонатных осадков.
Радиоляриевый ил состоит из кремнистых раковин однокле-
точных планктонных животных — радиолярий. Наряду с радиолярия-
ми в нем присутствуют панцири диатомовых водорослей экваториально-
го комплекса, а также красная океаническая глина, разновидностью ко-
торой и является радиоляриевый ил. Это наиболее глубоководный
органогенный ил, отмеченный на глубинах от 4500 (ниже критической)
до 8000 и более метров. На меньших глубинах происходит накопление
карбонатных (фораминиферовых) илов, в которых радиолярии образу-
ют лишь незначительную примесь.
Радиоляриевый ил развит в приэкваториальной зоне Индийского и
Тихого океанов, где в теплых водах создаются благоприятные условия
для развития радиолярий, а большие глубины океана препятствуют на-
коплению известковых планктонных организмов. Таким образом, распре-
деление радиоляриевого ила связано с климатической и вертикальной
зональностью.
Полигенные осадки —красная океаническая гли-
;н а — занимают огромные площади ложа Мирового океана, лежащие
за пределами массового накопления планктонных организмов и в боль-
шинстве случаев удаленные от берега. Они залегают на глубинах ниже
4000—4500 м, т. е. ниже критической. Во влажном состоянии это корич-
невые, шоколадно-коричневые, бурые глинистые осадки. Они представ-
ляют собой наиболее тонкие осадки океана, в которых содержание пе-
литовой фракции больше 7О°/о- Обычно глины слабожелезистые и сла-
бсмарганцовистые. Широкие исследования донных осадков, проведен-
ные Институтом океанологии АН СССР и многими зарубежными
исследователями в различных частях Мирового океана, показали, что
красная океаническая глина представляет собой сложный полигенный
осадок. В накоплении его принимали участие: 1) нерастворимые остат-
ки фораминифер, известковые скелетные части которых растворяются
и не достигают больших глубин; 2) некоторая часть тонких глинистых
и других коллоидальных частиц, приносимых реками и отнесенных те-
чениями в отдаленные от берега участки океана; 3) эоловая пыль;
4) обломочные частицы, принесенные айсбергами; 5) продукты вулкани-
ческих извержений, происходящих как на суше, так и под водой; 6) ми-
Нсральпые включения в виде небольших шариков (0,2 мм в диаметре)
никелистого железа (главная составная часть железных метеоритов),
представляющих собой метеорную пыль; 7) такие нерастворимые орга-
нические остатки, как зубы акул, слуховые косточки китов и пр. Боль-
шие скопления в красной глине этих органических остатков (до 100
зубов на одну пробу), а также шариков метеорной пыли (до 20—30 на
одну пробу), в сравнении с редкими включениями их (не более 2—3)
в том же объеме илов, указывают на чрезвычайную длительность про-
цесса накопления глубоководной красной глины.
В глубоководных частях океана в красных океанических глинах и
на их поверхности распространены железисто-марганцовые конкреции,
черные или буровато-черные, округлой, желвакообразной, лепешкооб-
разной формы размером от горошины в несколько миллиметров до
15—20 см, чаще всего 2—5 см. Они нередко встречаются и в радиоля-
риевых, фораминиферовых, а иногда и в диатомовых и даже в отдель-
349
Таблица 12.5 Площадное распространение основных типов донных отложений в Мировом океане (по'О. К. Леонтьеву, 1968)
Типы осадков Площадь
В млн. км2 в %
Терригенные отложения . . Полигенные осадки (красная 50 13,8
океаническая глина) . . . 130 36
Вулканогенные 10 2,7
Фораминиферовые 120 33
Птероподовые 1 0,27
Коралловые и ракушечные . 12 3,32
Диатомовые 32 8,86
Радиол яриевые 6 1 ,6
Заканчивая краткое
ных местах в терригенных илах. Наибольшие скопления железисто-мар-
ганцовых конкреций приурочены к глубоководным частям Тихого
океана, многочисленны находки их в Индийском океане, они встречают-
ся в Атлантическом океане, а также и в морях — Черном, Баренце-
вом и др.
В железисто-марганцовых конкрециях содержится до 30 химических
элементов, среди которых наибольшее значение имеют Fe, Мп, Ni, Со,
Си. В среднем конкреции в Тихом океане содержат до 40% Мп и Fe,.
до 2% Со, до 1,8 Ni. По подсчетам советских геологов Н. С. Скорняко-
вой и Н. Л. Зенкевича (1961), на поверхности ложа Тихого океана руд-
ные запасы марганцовых конкреций превышают 90 млрд. т. и около
1 млрд. т. Со. По более поздней оценке Менарда эти запасы в 2—3 ра-
за больше.
Из приведенных данных видно, какие огромные рудные богатства
сосредоточены на дне Мирового океана.
Вулканогенные осадки в своем распространении связаны с
районами активной вулканической деятельности. Вследствие того что
современные действующие вулканы расположены в различных клима-
тических зонах и на разных глубинах Мирового океана, вулканогенные
осадки фактически азональны. Они встречаются как в пределах нерито-
вой, батиальной, так и абиссальной зон и образуют ореолы различной
ширины вблизи надводных и подводных вулканов. По механическому
составу это преимущественно песчано-алевритовые или песчаные илы,
но встречаются и более крупные включения — куски пемзы, лапилли
и др.
Собственно вулканогенные осадки концентрируются в непосредст-
венной близости к вулканам, по мере удаления от которых формиру-
ются терригенно-вулканогенные (или органогенно-вулканогенные) осадки,
характеризующиеся значи-
тельным обогащением пироклас-
тическим материалом. На значи-
тельном удалении от вулканов
пирокластический материал со-
ставляет лишь небольшую при-
месь к морским осадкам. Наи-
большим распространением вул-
каногенные осадки и морские
осадки, обогащенные пирокласти-
ческим материалом, пользуются в
периферических частях Тихого
океана, вдоль Тихоокеанского
кольца вулканов и в морях Индо-
незии, а также в центральных ча-
стях Тихого, Индийского и Ат-
лантического океанов, вблизи
надводных и многочисленных
подводных вулканов.
морских осадков по зонам моря,
следует остановиться на их площадном распространении (рис. 12.30,
табл. 12.5).
Как видно из таблицы, красная глубоководная океаническая глина
занимает наибольшую площадь или 36% от всей площади Мирового
океана. Близкие по размерам площади (около 33%) океана заняты ор-
ганогенными фораминиферовыми илами, около 14% — терригенными
осадками, около 9% — диатомовыми.
350
Если же рассмотреть количественное соотношение органогенных и
полигенных осадков, то можно видеть, что оно неодинаково в различ-
ных океанах.
Таблица 12.6
Процентное соотношение органогенных
и полигенных осадков в океанах
Типы осадков % Тихий океан Индийский океан Атланти- ческий океан
Известковые органогесн./е илы (форами- ниферовые, кокколигофоридовые, ко- ралловые) 36,2 54,3 67,5
Кремнистые органогенные илы (диатомо- вый и радиоляриевый) 14,7 20,4 6,7
Красная океаническая глина 49,1 25,3 25,8
Как видно из табл. 12.6 (по Свердрупу, Джонсону и Флемингу) в
Атлантическом океане почти 2/з составляют известковые илы и около
‘/з красная океаническая глина. В Индийском океане также преоблада-
ют известковые илы (больше 50%) и около 25% красной океанической
глины, но возрастает значение кремнистых осадков главным образом за
счет диатомовых илов. Существенно иная картина в Тихом океане, где
почти 50% осадков составляет красная глубоководная океаническая
глина.
Мощность рыхлого осадочного слоя на дне Мирового океана изме-
няется от 0 до 2—3 км и зависит от климатической, циркумконтинен-
тальной и вертикальной зональностей. В среднем она составляет 300—
400 м при максимальных значениях 3000 м. Как правило, несколько
большие мощности характерны для гумидных областей, наименьшие —
для аридных. Так, например, в Тихом океане наибольшая мощность
рыхлых осадков — 800—1000 м обнаружена в северной его части в
пределах северной гумидной зоны (Удинцев, Непрочнов, Ковылин,
1965). В северной аридной области она уменьшается до 50—100 м и
вновь возрастает в экваториальной гумидной зоне до 500—600 м. Связь
с рельефом проявляется в уменьшении мощности рыхлых осадков (или
их полном отсутствии) на вершинах подводных поднятий и увеличении
ее у подножья поднятий.
Близкая картина и в пелагических областях Атлантического и Ин-
дийского океанов, где мощность рыхлых осадков преимущественно
меньше или около 500 м, местами 100—200 м. Повышенные мощности
(1000—2000 м, а иногда и более) рыхлых осадков (по А. П. Лисицыну)
отмечаются в периферических частях гумидных зон Атлантического
океана у берегов Северной Америки, Европы и Южной Америки. Мак-
симальные мощности рыхлых осадков в Индийском океане установлены
в Аравийском заливе (2500—3000 м), близ устья р. Инд и в Бенгаль-
ском заливе (более 3000 м), в который вносится огромное количество
осадочного материала р. Ганг и др. (Непрочнов, 1961).
В пределах срединноокеанических хребтов распределение рыхлых
осадков весьма неравномерно. На поднятиях и пиках хребтов они
совсем отсутствуют, а в понижениях между ними накапливаются в ви-
де «карманов». Мощность рыхлых осадков в глубоководных желобах
также неодинакова, наибольшая, известная в настоящее время мощ-
ность около 4000 м отмечена в Пуэрто-Рико; в Алеутском желобе она
351
около 1500 м, в Курило-Камчатском — 2000 м, в Яванском — 2000—
3000 м, а в Тонга — 200—2000 м.
Под первым верхним слоем рыхлых осадков геофизическими иссле-
дованиями последних лет в океанах установлен еще один слой, отлича-
ющийся по скорости распространения продольных сейсмических волн.
Она больше чем в покрывающем рыхлом слое, но меньше чем в подсти-
лающем основном океаническом базальтовом. Средняя мощность это-
го слоя 1710—1750 м (с колебанием от 1000 до 2500 м). О составе этого
слоя нет достаточных данных. Некоторые исследователи склонны счи-
тать, что этот слой слагается уплотненными (консолидированными)
осадочными породами и, следовательно, изменение скорости сейсмичес-
ких волн связано с изменением физических свойств пород (при уплотне-
нии). Многие же исследователи считают, что часть второго слоя сложена
вулканогенными породами (преимущественно базальтами) и в от-
дельных местах в его строении участвуют осадочные породы (известня-
ки и др.).
Все сказанное свидетельствует о большой сложности формирования
осадков на дне Мирового океана, их разнообразии и степени последую-
щих изменений.
§ 13
ВЛИЯНИЕ РАЗЛИЧНЫХ ПРОЦЕССОВ НА РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
МОРСКИХ ОСАДКОВ
Подводные оползни. Наряду с различными видами движения мор-
ской воды (динамика среды) и другими факторами, определяющими за-
кономерности осадконакопления, существуют гравитационные явления,
нарушающие общую картину дифференциации и распределения осадков
на дне моря. Гравитационные процессы особенно ярко проявляются па
материковых склонах, характеризующихся различной крутизной. Океа-
нологическими исследованиями установлено, что в ряде случаев в верх-
них крутых частях материкового склона донные осадки или совсем от-
сутствуют, и на дне тогда отмечаются выходы коренных пород,или имею!
небольшую мощность. К основанию материкового склона мощность
осадков увеличивается и достигает максимальных величин в пределах
материкового подножья. Обнажение пород на материковом склоне и
увеличенная мощность морских осадков у его подножья указывают,
наряду с другими процессами, на значительную роль подводных ополз-
ней и стекание рыхлого осадочного материала со склона. Впервые на-
личие подводных оползней установил А. Д. Архангельский, изучавший
материковый склон Черного моря, где им в колонках был обнаружен
типично оползневой, полностью перемешанный, осадочный материал.
11оследующие исследования Мирового океана, проводимые как совет-
скими, так и зарубежными учеными, установили оползание по склонам
огромных масс осадков. • Поверхность таких оползших осадков характе-
ризуется неровным, западинно-холмистым рельефом, а сами осадки пе-
ремешаны и перемяты, иногда образуют складки. Отмечаются огромные
оползни и оплывание осадков в многочисленных крутостенных глу-
боких каньонах, прорезающих материковый склон.
К факторам, способствующим образованию крупных оползней, сле-
дует отнести колебание уровня Мирового океана (понижение его), зем-
летрясения, различное воздействие волн и др.
Мутьевые, или суспензионные (турбидные) потоки. Мощным дина
мн веским фактором перемещения осадочного материала на материко-
352
вом склоне являются мутьевые, или суспензионные, потоки (лат. suspen-
sio — подвешивание). Они представляют собой разжиженные иловые
осадки, устремляющиеся вниз по склону в виде придонных потоков. Та-
кое разжижение осадков при механическом воздействии называют тик-
сотропией. Соответственно илы, проявляющие это свойство, называ-
ют тиксотропными илами. Одной из причин возникновения
мутьевых потоков являются подводные землетрясения и огромные вол-
ны, возникающие при этом (цунами). Кроме того на склон могут воз-
действовать штормовые волны. Для образования мутьевых потоков не-
обходимо неустойчивое положение рыхлых осадков, которое чаще всего
возникает в местах с сильно расчлененным рельефом дна, значительны-
ми углами наклона, слабо связанными осадками, которые обычно об-
разуются при быстром их накоплении (А. П. Лисицын).
Эти потоки воды, нагруженные осадочным материалом, обладают
высокой плотностью, вследствие чего не смешиваются с окружающей
чистой морокой водой, а, двигаясь по дну, распространяются иногда
на огромные расстояния, измеряемые сотнями километров. При движе-
нии мутьевых потоков наблюдается различное распределение частиц
переносимого материала по крупности. В придонном слое находится бо-
лее крупный материал, перемещение которого возможно не только во
взвешенном состоянии, но и волочением. Это находит свое отражение в
распределении осадочного материала при его отложении из мутьевых
потоков: внизу обычно располагаются более грубые частицы, вверху —
более тонкие. Возникает характерная, так называемая градацион-
ная, слоистость.
Часто мутьевые потоки возникают вслед за оползнем. Огромные
оползневые массы по <мере движения вниз по склону все более и более
смешиваются с водой и 'постепенно преобразуются в мутьевой поток.
С таким мутьевым потоком, возникшим при землетрясении в 1929 г.,
Хизен связывает разрыв телеграфного кабеля в районе Большой Нью-
фаундлендской банки. Скорости этого мутьевого потока, определенные
по косвенным данным у места зарождения (у эпицентра землетрясения),
составляли 103 км/час, далее, примерно в 180 км от него — 84 км!час, в
320—370 км — до 22—30 км/час. Ширина мутьевого потока составила
приблизительно 470 км, а общая длина пройденного пути — около
1100 км. При этом он распространился далеко за пределы материково-
го склона в ложе океана. Непосредственное измерение скоростей муть-
евых потоков сопряжено с большими трудностями. Полученные немно-
гочисленные данные свидетельствуют об относительно небольших
скоростях (до 1 км/час). По-видимому, приведенные выше большие ско-
рости, полученные по косвенным данным, достигаются лишь эпизодиче-
ски при самых крутых уклонах и других благоприятных условиях.
Мутьевые потоки при своем движении производят значительную
эрозионную деятельность. Многие зарубежные исследователи склонны
считать, что подводные каньоны, прорезающие материковые склоны и
протягивающиеся иногда до глубин 3000 м и более, обязаны своим фор-
мированием подводной эрозии мутьевых потоков. Действительно, имеют-
ся подводные ложбины на материковом склоне, выработанные мутье-
выми потоками. Однако многие каньоны, врезанные на глубину в 1000
и более метров в твердые трудно размываемые горные породы, нельзя
объяснить только эрозионной деятельностью мутьевых потоков. Такие
каньоны используются мутьевыми потоками лишь как пути стока и про-
носят через них огромные массы осадочного материала. Их эрозионная
деятельность как бы накладывается на склоны и днище ранее создан-
ных каньонов. Она проявляется во врезании в ранее отложившиеся
23 Общая геология
353
осадки, в образовании ложбин и других форм на склонах каньонов.
Эродирующая способность мутьевых потоков сохраняется часто даже
в низовьях подводных каньонов. По мере же уменьшения скорости дви-
жения потока влекомый осадочный материал начинает откладываться
в виде прирусловых валов, а в приустьевых частях каньонов в виде ко-
нусов выноса (подводных дельт).
В результате деятельности мутьевых потоков оказываются переме-
щенными на далекие расстояния алевритовые и даже песчаные осадки-
с фауной, характерной для относительно неглубокого или даже мелко-
го моря. Так на значительных площадях среди тонких глинистых или
органогенных осадков абиссальной зоны появляются песчано-алеври-
товые осадки (свойственные континентальному склону и бровке шель-
фа) с характерной градационной слоистостью. Тем самым нарушается
существующая закономерная зональность в распределении терриген-
ных морских осадков.
По данным В. П. Петелина и П. Л. Безрукова, слои, отложенные-
мутьевыми потоками, обнаружены и в ряде глубоководных желобов —
Алеутском, Курило-Камчатском, Японском, Яванском и др.
Все сказанное свидетельствует о большой геологической роли муть-
евых потоков в размыве, переносе и отложении морских осадков. В по-
следние годы в геологических разрезах стали выделять «турбидиты» —
ископаемые аналоги осадков мутьевых потоков с характерной градаци-
онной слоистостью.
Накопление осадков в лагунах. Процесс осадконакопления в лагу-
нах, отделенных от моря барами или пересыпями, характеризуется
своеобразными чертами. Основной особенностью лагун является измене-
ние солености воды в сравнении с соленостью морских вод. Основными*
факторами, нарушающими нормальную соленость морских вод, явля-
ются: 1) интенсивное испарение, которое вызывает повышение содержа-
ния солей в воде, вплоть до полного насыщения; 2) принос пресной во-
ды реками, что понижает соленость вод в лагунах.
Наиболее ярким примером засоленной лагуны является Кара-Бо-
газ-Гол, сообщающийся с Каспийским морем узким проливом. Воды
Каспия, поступающие в Кара-Богаз-Гол, сильно нагреваются и в усло-
виях жаркого и сухого климата интенсивно испаряются. Вследствие
этого концентрация солей в нем превосходит соленость вод Каспийско-
го бассейна более чем в 20 раз. Длительное время в зимние периоды
в Кара-Богаз-Голе выпадает мирабилит, большая часть которого раст-
воряется в летнее время. Изменение условий питания лагуны и концен-
трации раствора вызывают садку других солей. Так, в 1930 г. здесь
одновременно с мирабилитом начал выделяться галит (NaCl), что яви-
лось результатом понижения уровня Каспийского моря, уменьшения!
притока -вод в лагуну и связанного с этим повышения концентрации
солей. По данным А. А. Иванова, повышенная концентрация солей в
истории Кара-Богаз-Гола повторялась три раза. Буровые скважины под
современной залежью солей вскрыли слой карбонатно-гипсового ила.
Ниже залегает средний соляной горизонт, представленный каменной
солью и глауберитом, под которым вновь встречены илы, покрывающие
нижний соляной горизонт, сложенный каменной солью, мирабилитом,
глауберитом и астраханитом. Вместе с водой Каспия в Кара-Богаз-Гол
через пролив приносится много планктона, который, отмирая, концент-
рируется в черном иле, где происходит значительное выделение се-
роводорода.
Отличен от Кара-Богаз-Гола Сиваш, или «Гнилое море», располо-
женный к западу от Азовского моря, отделенный от последнего на зна-
354 ;
чизельном протяжении Арабатской стрелкой. Он имеет глубину 0,6—
0,8 м (местами глубже) и соединен с морем лишь узким проливом.
Вследствие сильного испарения соленость воды в южной части его воз-
растает до 120—16О%о и более при нормальной солености у пролива.
В Сиваше развиты два типа осадков. Песчаные отложения с примесью
ракушек наблюдаются лишь в виде узкой полоски вдоль берега. Почти
вся остальная площадь дна лагуны покрывается илами, обогащенными
остатками местных и приносимых из Азовского моря организмов. Вес-
ной в северной части Сиваша появляется огромное количество нитчатых
водорослей, которые отмирают и начинают гнить на дне лагуны. Здесь
развиваются серные бактерии и обильно выделяется сероводород. В ре-
зультате этого в некоторых участках образуется толстый слой масляни-
стого вязкого и необычайно тонкого черного ила.
Примером опресненных лагун является Куршский залив, располо-
женный на южном берегу Балтийского моря, в устьевой части р. Нема-
на. Глубина его не превышает 15 м. В осадках этой лагуны преоблада-
ют пески (около 51% всей площади). На остальной территории раз-
виты различные илы. К тонким иловым осадкам приурочено значитель-
ное содержание органического вещества. Характерной особенностью
Куршского залива является также наличие большого количества рако-
вин остракод и моллюсков, что обусловливает повышенное содержание
СаСОз (15—25%). Близки по характеру отложений к опресненным ла-
гунам лиманы, представляющие нижнюю часть речных долин, затоп-
ленных морем.
Своеобразное осадконакопление отмечается в лагунах атоллов. Там
происходит преимущественно накопление карбонатного материала — об-
ломков и тонкого детрита различных организмов (кораллов, известко-
вых водорослей, фораминифер). При этом происходит в той или иной
степени механическая дифференциация исходного биогенного карбо-
натного материала. Иногда в лагунах развиваются мангровые зарос-
ли, особенно обычные в районе Большого барьерного рифа.
§ 14
ДИАГЕНЕЗ МОРСКИХ ОСАДКОВ
Современные процессы накопления осадков в (морских водоемах
представляют интерес не только сами по себе, но и как средство позна-
ния тех же процессов, протекавших в прошлом. Осадочные горные по-
роды, слагающие наружную часть земной коры, представляют собой
преимущественно осадки древних морей, претерпевшие значительные
изменения во времени. Иловые осадки морских водоемов всегда рых-
лы. Превращение их в плотные горные породы (окаменение, или лити-
фикация) происходит в результате сложного и длительного процесса,
называемого диагенезом (греч. 6ia — через, уе-уыти; — происхож-
дение) .
Первичный морской осадок в большинстве случаев представляет
собой многокомпонентную систему, обогащенную микроорганизмами.
В состав этой системы входят иловые частицы, химически осажденные
соединения, органические вещества, остаточные воды (иловые раство-
ры), заполняющие поры и др. В целом она представляет собой разно-
родную смесь реакционноспособных соединений, неуравновешенную и
23*
355
неустойчивую в физико-химическом отношении систему. Вследствие это-
го сразу начинается взаимодействие отдельных частей осадков друг с
другом, с остаточными иловыми водами и со средой их накопления
в направлении установления нового физико-химического равновесия. По
Н. М. Страхову (1954), преобразование морских осадков происходит в
результате целого ряда явлений, к числу которых относятся: 1) раство-
рение и удаление из осадка малоустойчивых минералов, 2) образова-
ние новых минералов в соответствии с новой физико-химической обста-
новкой, 3) перераспределение отдельных веществ и образование конк-
реций, 4) уплотнение и уменьшение его влажности, 5) перекристалли-
зация.
Важнейшими условиями преобразования осадков в горные породы
являются (по Н. М. Страхову): 1) высокая влажность, которая
меняется в соответствии с различным составом осадка, 2) обилие
бактерий в самой верхней части осадка, 3) иловые растворы
воды, пропитывающие осадок и в большинстве случаев характеризую-
щиеся повышением общей минерализации в сравнении с водами морей,
4) окислительно-восстановительный потенциал. То или
иное сочетание этих условий определяет сложные химические реакции,
перераспределение вещества, растворение малоустойчивых соединений,
образование новых минералов.
Начальная стадия диагенеза объединяет процессы, протекающие в
самой верхней части илового осадка, характеризующегося повышенной
влажностью, обилием разнообразных бактерий и окислительными или
нейтральными условиями среды. Повышенная влажность имеет огром-
ное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке. Она
обусловливает диффузное перемещение вещества в вертикальном и
горизонтальном направлениях и, следовательно, способствует образо-
ванию новых минералов.
В процессе диагенеза активное участие принимают бактерии, нахо-
дящиеся в илах в огромных количествах. Под воздействием бактерий
органические вещества осадка подвергаются глубокому преобразованию.
Бактерии разлагают углеводороды и органические соединения, создают
новые реактивы и тем самым изменяют химизм среды. В одних случа-
ях они окисляют ряд закисных соединений, в других, наоборот, перево-
дят окисные соединения в закисные.
На направление процесса диагенеза существенное влияние оказы-
вает заключенное в осадке органическое вещество. Большое скопление
органического вещества в осадке вызывает дефицит кислорода, появле-
ние углекислоты и сероводорода, т. е. создает восстановительные ус-
ловия среды.
При образовании новых минералов в осадке и их перераспределе-
нии существенным фактором является степень кислотности среды осад-
ка и содержание в ней свободного кислорода. Наличие кислорода в
осадке зависит в свою очередь от ряда факторов: 1) от интенсивности
вертикальной циркуляции воды в отдельных морских водоемах, 2) от
содержания органического вещества и 3) от гранулометрического со-
става осадка. Увеличение или уменьшение кислорода особенно сказыва-
ется на железистых соединениях, которые по мере изменения степени
кислотности среды образуют ряд минералов. В окислительной среде об-
разуются окислы железа (РерО3-пН2О), в нейтральной или слабовос-
становительной — сидериты (FeCO3) и в восстановительной обстановке,
в осадках, богатых органическим веществом, — сульфиды железа.
Наличие того или иного количества кислорода в среде осадка за-
356
висит также, томимо содержания органического вещества, от грануло-
метрического состава осадка. В прибрежной зоне, где преобладают
пески, характеризующиеся крупной пористостью, хорошей водопрони-
цаемостью, ничтожным содержанием органического вещества, создаются
окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка.
И,з новообразований здесь встречаются только гидроокислы железа и
марганца, образующие или самостоятельные выделения, или бурые
пленки вокруг зерен песка.
Процесс диагенеза в однородных песках, состоящих из кварцевых
зерен, сводится практически к уплотнению или цементации.
В более глубоких и удаленных от берега частях моря, где развиты
тонкие илы, богатые органическим веществом и бактериями, окисли-
тельные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней ча-
сти осадка, мощность которой в среднем около 10—15 см, а ниже распо-
лагается восстановительная зона. В этой верхней окислительной зоне
наблюдаются бурые стяжения гидроокислов железа и черно-бурые и
черные скопления окислов марганца. В восстановительной же среде об-
разуются закисные формы. На отдельных участках в морских водоемах
окислительная зона отсутствует.
В процессе диагенеза осадка формируются разнообразные конк-
реции — сростки или стяжения различной формы, строения и величи-
ны (от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре), заключен-
ные в осадочных горных породах. Чаще всего они встречаются в пори-
стых породах — песках и песчаниках, а также в трещиноватых и кар-
стующихся известняках и доломитах. По составу они бывают опаловые,
халцедоновые, кварцевые, железистые, фосфатные, пиритовые и гипсо-
вые. Они образуются различно: 1) путем неравномерного выделения но-
вого минерального вещества при циркуляции раствора в осадке; в наи-
более благоприятных участках это вещество выпадает и цементирует
рыхлый осадок, образуя конкреции; 2) путем выполнения минеральны-
ми веществами пустот затвердевающего осадка или горной породы.
Эти конкреции часто характеризуются концентрическим строением, ука-
зывающим на последовательность отложений. Неправильная форма
их обусловлена формой первичных пустот. Если на внутренних стенках
пустот в горной породе нарастают правильные кристаллы, а в центре
пустота, то эти образования называются жеодами; 3) путем концент-
рации и выпадения минеральных веществ вокруг отдельных органиче-
ских остатков, которые выделяют различные соединения и образуют ме-
стные очаги интенсивных химических реакций. Этот очаг с большим
скоплением минерального вещества вокруг какого-либо организма в
сравнении с окружающими участками в дальнейшем становится цент-
ром притяжения и кристаллизации этого вещества, первоначально рас-
сеянного в осадке. Так могут образоваться конкреции серного колчеда-
на, фосфорита, халцедона, кальцита и других соединений.
Если организмы имели раковины, состоящие из относительно легко
растворимого карбоната кальция, то в процессе образования конкреций
они могут претерпевать коренное химическое изменение. СаСО3 рако-
вин постепенно растворяется и замещается другими соединениями (на-
пример, Р2О5 — при образовании фосфорита) при сохранении формы
первичной раковины (процесс метасоматоза; греч. рета — после;
oojpaxog — тело). Если новый минерал, химически замещая другой ми-
нерал, сохраняет его формы, то такое образование называется псев-
доморфозой (псевдоморфоза бурого железняка по кристаллам пи-
рита, фосфорита, по раковинам аммонитов и т. д.).
357
Перераспределение отдельных веществ внутри осадка, происходя-
щее в процессе диагенеза, может приводить к значительной концентра-
ции конкреций в отдельных пластах, т. е. промышленным накоплениям
полезных ископаемых (руд). Примерами могут служить осадочные сиде-
ритовые руды, скопление желваков фосфорита, иногда самородной серы
(при восстановлении сульфатов органическим веществом или анаэроб-
ными бактериями) и др. С процессами диагенеза связано также и воз-
никновение микронефти из органического вещества, захороненного в
иловых морских осадках, о чем будет сказано в следующей
главе.
Длительные процессы взаимодействия разнородных частиц осадка
друг с другом и со средой, а также все увеличивающееся со временем
давление приводят в конце концов к общему уплотнению — окаменению
(литификации) осадка. В уплотнении осадка имеют большое значение:
1) цементация, 2) перекристаллизация. Цементирующие вещества могут
образовываться различным способом. Они могут быть сингенетиче-
скими, т. е. накапливающимися одновременно с образованием осад-
ка, и эпигенетическими, т. е. возникающими при последующем
изменении осадка. В качестве цементирующих веществ обычно высту-
пает кремнезем в различных модификациях (кварц, опал, халцедон),
окислы железа, карбонаты, фосфаты и др. Они заполняют поры между
отдельными частицами осадка. Характер цементирующего вещества ча-
сто отражается в названии породы: железистый песчаник, известкови-
стый песчаник и т. п.
Так из рыхлых морских осадков путем их длительных изменений
возникают твердые горные породы. В зависимости от распределения це-
ментирующих веществ цементацией охватывается или весь слой осад-
ка, или отдельные его участки. При отсутствии же соответствующих ус-
ловий цементация может не происходить. Примером тому являются до-
статочно мощные слои не цементированного песка в меловых, палеоге-
новых и других отложениях.
Перекристаллизации особенно подвержены иловые отложения орга-
ногенного и химического происхождения, главным образом карбонат-
ные и кремнистые, и в меньшей степени глинистые осадки. Она проис-
ходит быстрее всего в однородных мелкозернистых осадках и при боль-
шой растворимости слагающих его минералов. Примером быстрой пере-
кристаллизации могут служить коралловые рифы, где органическая
основа преобразуется в кристаллический известняк.
Таким образом, диагенез является весьма сложным и длительным
процессом, имеющим чрезвычайно важное значение в образовании оса-
дочных горных пород и ряда полезных ископаемых. Все многообразие
процессов диагенеза протекает одновременно, но относительное значе-
ние каждого из них меняется во времени. В верхних частях осадка мо-
гут происходить процессы растворения, образование новых диагенети-
ческих минералов. Ниже по разрезу может происходить перераспределе-
ние вещества в осадках с образованием цемента и конкреций, а еще
ниже — уплотнение, дегидратация и перекристаллизация. По мере на-
копления новых осадков будут меняться условия и, следовательно, бу-
дет меняться в отдельных частях осадка и характер процессов диаге-
неза. Так, в результате сложных процессов диагенеза образуются
различные осадочные горные породы.
Всю совокупность процессов образования осадков (седиментогенез)
и осадочных горных пород (диагенез) Н. М. Страхов предложил на-
зывать литогенезом (греч. X'tOog — камень).
35Я
§ 15
ПОСЛЕДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ
ГОРНЫХ ПОРОД
поднятие их к поверхности.
или
505-
£/5-
Объемный вес сухой породы (г/см3) и
полная пористость (%)
220 250 230 2JQ 100 170 150
018 91 /54 246 30.9 382 454
с 35
I *
>45
Рис. 12.32. Диаграмма изменения
пористости и объемного веса глин
в зависимости от глубины их по-
гружения (по Н. Б. Вассоевичу):
1 — стадия весьма сильного за-
трудненного уплотнения; 2 — ста-
дия сильно затрудненного уплот-
нения; 3 — стадия затрудненного
уплотнения; 4 — стадия свободно-
го уплотнения
1200 Ю00 800 600 400 200 О
Давление, кг/смг
Осадочные горные породы, сформированные в процессе диагенеза
;из рыхлых осадков, в последующем подвергаются различным измене-
ниям под влиянием определенной совокупности процессов. Эти изме-
нения сводятся к приспособлению осадочных пород к новым условиям.
Важнейшими причинами, определяющими направленность, характер и
.степень изменения, являются тектонические движения земной коры —
погружение горных пород на глубину
В том случае, когда горные породы
погружаются в более глубокие гори-
зонты земной коры, они изменяются в
результате повышения давления и
температуры. Чем больше погружение,
тем больше возрастает давление и
температура, а следовательно и сте-
пень изменения осадочных пород. В
новых условиях происходит значитель-
ное уплотнение пород. Наибольшей
способностью уплотняться отличаются
глины, имеющие и наибольшее рас-
пространение среди осадочных горных
пород. В зависимости от глубины в
глинах намечаются три стадии уплот-
нения (по Н. Б. Вассоевичу), приво-
дящие к значительному уменьшению
пористости: 1) стадия относительно
свободного уплотнения, сопровождаю-
щегося выделением свободной (под-
вижной) воды; 2) стадия затруднен-
ного уплотнения, во время которого
отжимается рыхло связанная вода;
3) стадия сильно затрудненного уплот-
нения, когда частично удаляется проч-
но связанная вода; 4) стадия весьма
сильного затрудненного уплотнения
(консолидация). При этом пористость
глин изменяется от начальной 49—50%
затрудненного уплотнения. Зависимость пористости глин от давления и
глубины погружения видна на прилагаемом графике (рис. 12.32).
В зернистых породах (песчано-алевритовых и др.) под давлением
происходит уменьшение пористости вследствие изменения взаимного
расположения частиц, т. е. более плотной их упаковки. При высоких
давлениях дальнейшее уменьшение пористости зернистых пород воз-
можно за счет раздробления зерен (Н. В. Логвиненко).
Уплотнение сцементированных пород происходит в незначительной
степени.
Наличие водных растворов в зернистых или трещиноватых сцемен-
тированных породах, относительно высокие давления и температуры,
существующие на глубине, способствуют процессам растворения, об-
разованию новых вторичных минералов, осаждению растворенных ве-
ществ (карбонатов, кремнезема и др.) в порах и трещинах и частичной
до 5% и менее в стадию весьма
359
перекристаллизации вещества. В результате указанных изменений гли-
ны переходят в аргиллиты (не размокающие в воде), алевриты — в
алевролиты, пески и рыхлые песчаники — в плотные песчаники, раку-
шечники — в плотные известняки.
Такой процесс изменения осадочных горных пород, происходящий
вне зоны диагенеза и метаморфизма при повышенных температурах и
давлениях и наличии минерализованных подземных вод, называют (по
Н. М. Страхову и Н. Б. Вассоевичу) катагенезом (греч. хата' —
вниз). При дальнейшем повышении температуры и давления, когда оса-
дочные горные породы оказываются на большей глубине, они подвер-
гаются более глубоким изменениям, близким к начальным стадиям
метаморфизма. Эту стадию изменения осадочных горных пород
Н. Б. Вассоевич и другие называют метагенезом (греч. рета' —
после). Для нее характерны процессы растворения, перекристаллиза-
ции, взаимодействие циркулирующих минерализованных растворов и
минералов, при котором возможен привнес и вынос вещества (метасо-
матоз).
По данным Н. В. Логвиненко, метагенез в геосинклинальных обла-
стях происходит при мощности осадочной толщи свыше 7000—8000 м,
давлении 2000 атм и более, температуре 200—300° и наличии минера-
лизованных растворов. Не исключается возможность метагенеза и на
платформах при более низких температурах и давлениях. При этом
большая роль отводится значительной длительности процесса, приво-
дящей к сходным результатам.
Характерными горными породами в этой стадии являются глини-
стые сланцы, кварцитовидные песчаники, частично перекристаллизован-
ные известняки и др. Дальнейшее повышение температуры и давления
приводит к еще более глубоким изменениям горных пород, соответ-
ствующим начальной стадии метаморфизма. Из пород здесь встреча-
ются кварциты, филлитоподобпые сланцы, метаморфизованные извест-
няки и др.
В том случае, когда осадочные горные породы в результате текто-
нических движений поднимаются к поверхности земли, они попадают в
совершенно иные условия, которые определяют и иную последователь-
ность всех явлений. Если при погружении слоев горных пород на глу-
бину важнейшее значение приобретает их уплотнение, обезвоживание,
перекристаллизация, то при поднятии к поверхности земли, направлен-
ность изменений как раз обратная. В этих условиях под влиянием раз-
личных поверхностных факторов (вода, кислород, углекислота и др.)
происходит окисление, растворение, гидратация и другие процессы.
Растворение сопровождается выносом веществ, в результате этого уве-
личивается пористость, кавернозность осадочных пород, они становят-
ся менее плотными. При гидратации происходит увеличение объема.
Примером тому является переход ангидрита в гипс, образование гид-
роокислов железа из различных безводных минералов железа и др.
Следовательно происходит как бы регрессивный процесс в сравнении
с катагенезом и тем более — метагенезом. Это изменение осадочных
горных пород в поверхностной зоне земной коры под влиянием раз-
личных факторов выветривания называется гипергенезом (греч.
илар — над, сверху).
Таким образом, история образования осадочных горных пород и их
последующего изменения в условиях прогибания земной коры может
быть выражена следующей схемой: седиментация (накопление
осадков), или седиментогенез—(-диагенез (преобразование
осадков в горные породы)-> к ат а генез (изменение осадочных гор-
360
ных пород на глубине вне зон диагенеза и метаморфизма)—>мета-
генез (более глубокое изменение вещества осадочных пород, близкое
самой начальной стадии метаморфизма). Конечным моментом в этом
ряду будут метаморфизм и превращение осадочных пород в метамор-
фические.
Такой направленный процесс может быть прерван на любой стадии
тектоническими движениями, в результате которых осадочные горные
породы могут быть подняты к поверхности, где будут происходить уже
гипергенные процессы.
В заключение следует отметить, что нередко последиагенетические
изменения горных пород, протекающие на глубине, называют эпиге-
незом (греч. ыи— над, после). Однако этот термин более свободного,
пользования. В прямом значении он указывает на все вторичные про-
цессы, обусловливающие любые последующие изменения и новообра-
зования в горной породе в период ее существования в земной коре,
включая метаморфизм и гипергенез. Л. Б. Рухин (1969) с целью под-
черкнуть различную направленность последиагенетических (эпигенети-
ческих) изменений вводит понятия прогрессивного эпигенеза,
вызываемого погружением горных пород в более глубокие горизонты
земной коры (соответствующего катагенезу и метагенезу приведенной
схемы), и регрессивного эпигенеза, связанного с поднятием
земной коры и перемещением горных пород к поверхности в условия
небольших давлений и температуры.
ЛИТЕРАТУРА
Алеки н О. А. Химия океанов. Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Атлас Антарктиды. М.—Л., ГУГК, 1966.
Безруков П. Л., Лисицын А. П. Классификация осадков современных морских
водоемов. «Тр. Ин-та океанологии», т. 32, 1960.
Б е з р у к о в И. Л., Л и с и ц ы н А. П., П е т е л и н В. П., С к о р н я к о в а Н. С. Кар-
та современных осадков Мирового океана. Сб. «Современные осадки морей и
океанов». М., Изд-во АН СССР, 1961.
Безруков И. Л., Лисицын А. П., Петелин В. И., Скорнякова Н. С.
Осадконакопление в Мировом океане. В кн.: «Фнзико-географ. атлас Мира». М.,
1964.
Богоров В. Г. Количественная оценка животного и растительного населения океана.
ДАН СССР, 1965, т. 1/62, № 5.
Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., «Наука», 1967.
Войт С. С., Стрекалов С. С. Некоторые особенности экваториального течения-
в Атлантическом океане. «Океанология», 1964, т. IV, вып. 5.
Зенкевич Л. А., Барсанова Н. Количественное распределение донной фауны в
абиссале Мирового океана. ДАН СССР, т. 130, № 1.
Зенкевич Л. А. Моря СССР. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Зенкевич Л. А. Специальная количественная характеристика глубоководной жизни-
в океане. Сб. «Океанография», М., «Прогресс», 1965.
Зенкович В. П. Основы учения о развитии морских берегов. М., Изд-во АН СССР,
1962.
Келлер Р. Воды и водный баланс Земли. М., «Прогресс», 1965.
Китайгородский С. А., Филюшк ин Б. Н. Слой температурного скачка в океа-
г не. «Тр. Ин-та океанологии», т. 66, 1963.
ы Кленова М. В. Геология моря. М., Учпедгиз, 1948.
Круговорот воды. Под ред. Л. С. Абрамова. М., «Знание», 1966.
Леонтьев О. К- Основы геоморфологии морских берегов. Изд-во МГУ, 1961.
ЛеонтьевО. К- Краткий курс морской геологии. Изд-во МГУ, 1963.
ЛеонтьевО. К- Дно океана. М., «Мысль», 1968.
Лисицын А. П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.,
«Наука», 1966.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М., «Высшая школа», 1967.
Лонгинов В. В. Динамика береговой зоны беспрнливных морей. М., Изд-во АН
СССР, 1963.
361
Лопатин Г. В. Эрозия и сток наносов. «Природа», 1950, № 7.
Менард Г. У. Геология дна Тихого океана. М., «Мир», 1966.
Наливкин Д. В. Учение о фациях, т. 1, 2. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1956
Невесский Е. Н. Процесс осадкообразования в прибрежной зоне моря. М., «Наука»,
1967.
П а и о в Д. Г. Общая геоморфология. М., «Высшая школа», 1966.
Р у х и и Л. Б. Основы литологии. Л., «Недра», 1969.
Скорнякова Н. С., Зенкевич Н. Л. Распределение железо-марганцовых кон-
креций в поверхностном слое осадков Тихого океана. «Океанология», 1961, № 1.
Скорнякова Н. С., Андрущенко П. Ф. Железо-марганцовые конкреции Тихого
океана. «Литология и полезные ископаемые», 1964, № 5.
Степанов В. Н. Основные размеры Мирового океана и главнейших его частей.
«Океанология», 1961, т. 1, вып. 2.
Степанов В. Н. Структурные зоны Мирового океана. «Океанология», 1967, т. VII,
вып. 3.
Страхов Н. М. Образование осадков в современных водоемах. М., Изд-во АН СССР,
1954.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1—3. М., Изд-во АН СССР,
1960—1963.
Стр ахов .Н. М. К теории геохимического процесса в гумидных зонах. Сб. «Геохимия
осадочных пород и руд». М., «Наука», 1968.
Удннцев Г. Б. Рельеф и структура Тихого океана. «Межд. Геол, конгресс, XXII сес-
сия. Доклады советских геологов». Л., «Недра», 1964.
Хизен Б., Тарп М., Юнн г М. Дно Атлантического океана. М., ИЛ, 1962.
X и з е н Б. К. Ложе океанов. Сб. «Дрейф континентов». М, «Мнр», 1966.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. М., Госгеолиздат, 1958.
Шепард Ф. П. Мерекая геология. Л., «Недра», 1969.
ГЛАВА 13
ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ
И ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
§ 1
ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ
Из рассмотрения всех процессов внешней динамики видно, что с
ними связаны как значительная денудация, так и накопление осадков
различных генетических типов. По условиям осадконакопления на по-
верхности земли могут быть выделены две основные части: 1) океаны
и моря, являющиеся основными областями современного осадконакоп-
ления и 2) континенты, где преобладают процессы денудации, наряду
с которыми в ряде мест протекают сложные и многообразные процессы
формирования континентальных отложений.
Накопление осадков в морских водоемах и последующее изменение
их теснейшим образом связаны с гидродинамикой того или иного бас-
сейна, с интенсивностью привноса в них осадочного материала, с фи-
зико-химической обстановкой и распределением различных организмов.
Каждой зоне моря присущи свои особенности, определяющие процесс
осадконакопления и общий облик образующихся осадков.
В одно и то же время в различных условиях могут откладываться
отличные друг от друга осадки. Так, например, при большом поступ-
лении в морские водоемы осадочного материала, приносимого с кон-
тинента, в области шельфа будут откладываться преимущественно
терригенные осадки, в то же время в абиссальной зоне, удаленной от
берега, могут накапливаться органогенные и полигенные осадки. В дру-
гих случаях в мелководной области шельфа при незначительном посту-
плении обломочного материала в водоем, высокой температуре воды и
ее нормальной солености могут с успехом развиваться коралловые
рифы. Аналогичная картина наблюдается при анализе континентального
осадконакопления. В зависимости от климата, рельефа и других фак-
торов формируются различные типы осадков. Для субтропиков, отлича-
ющихся большим количеством тепла и пышной растительностью, харак-
терны своеобразные продукты выветривания — латериты, в которых
преобладают водные окислы железа, алюминия и кремния, в то время
как в областях пустынь элювий представлен преимущественно обломоч-
ным материалом. Озерные отложения умеренных областей существенно
отличаются от осадков озер засушливой зоны.
363
Следовательно, в природе существует тесная и многосторонняя связь
осадкообразования со средой. Изменяется среда, и в какой-то мере
изменяется характер последующего преобразования осадка. Таким об-
разом, изучая осадок, его состав, закономерности площадного распро-
странения и включенную в него фауну, можно восстановить условия
его образования. Это имеет большое значение для анализа отложений
древних периодов и для восстановления истории развития з'емной коры.
Более 120 лет назад швейцарский геолог А. Гресли заметил, что отло-
жения одного и того же возраста, но образующиеся в различных точках
земной поверхности, существенно отличаются друг от друга, т. е. про-
исходит закономерное изменение одного и того же пласта осадочной
горной породы в горизонтальном направлении. Для этих изменений он
ввел понятие фация. Однако до сих пор у исследователей нет единства
в определении понятия фация. Одни считают, что фация это особенно-
сти осадка (горной породы), указывающие на условия их образования.
Другие под фацией понимают физико-географические условия, в кото-
рых накопились осадки. В настоящее время большая часть исследова-
телей склонна считать, что фация — это горная порода (одна
или несколько) — обладающая определенными генетиче-
скими признаками (литологическим составом, тексту-
рой, остатками фауны или флоры и др.), отражающими
условия или обстановку ее накопления, отлич-
ную от обстановки образования смежных одновоз-
растных пород. Так, например, в геологических разрезах встреча-
ются рифовые известняки, брекчии склонов рифов, состоящие из об-
ломков рифового известняка, лагунные отложения, образовавшиеся в
лагунах, отделенных от моря, и с другой стороны рифа — глубоковод-
ные глины. На этих примерах видно, что каждая осадочная порода
отражает определенную обстановку их формирования. В таком пони-
мании отображается единство и взаимообусловленность образования
осадка и соответствующей этому физико-географической обстановки.
Д. В. Наливкин в последнем издании книги «Учение о фациях» пишет:
«учение о фациях является естественным введением в палеогеографию—
науку, имеющую своей целью восстановить распределение морей и су-
ши, воссоздать ландшафт и весь облик земной поверхности, какой она
имела в минувшие периоды». Знание же условий образования осадоч-
ных горных пород позволит выявить закономерности распределения
полезных ископаемых, связанных с ними и имеющих огромное народно-
хозяйственное значение.
Фациальный анализ является одним из основных методов изучения
тектонических движений земной коры в течение более древних перио-
дов, что дает представление о распределении областей тектонического
поднятия и погружения.
В основе фациального анализа древних отложений для каждого гео-
логического отрезка времени лежит: 1) детальное изучение состава
горных пород, их структурных и текстурных особенностей; 2) изучение
остатков фауны и флоры, находящихся в горных породах; 3) изучение
закономерностей изменения состава горных пород по площади и по вер-
тикали — фациальных переходов как показателей изменения обстанов-
ки осадконакопления; 4) применение принципа актуализма и сравни-
тельно-литологического метода; 5) изучение влияния колебательных
движений земной коры на распределение фаций.
Среди современных и ископаемых фаций различают три крупные
группы: 1) морские фации; 2) лагунные фации и 3) кон-
тинентальные фации.
364
Каждая из этих групп может быть подразделена на ряд макро- и
микрофаций. Так, группа морских фаций, по данным Л. Б. Рухина,
подразделяется на следующие фации: 1) литоральную, или прибреж-
ную; 2) неритовую, или мелководную (соответствующую верхней части
области шельфа); 3) умеренно глубоководную (в краевой части
шельфа и в начале континентального склона), ниже глубины 100 м (до
500 м) •, 4) батиальную, или глубоководную, и 5) абиссальную, или
весьма глубоководную. В основу подобного выделения положены изме-
нения подвижности воды, рельеф дна водоема (изменение его глубины),
степень удаленности от континента, характер органического мира и др.
В группе лагунных фаций также выделяются несколько макрофа-
ций: 1) макрофации опресненных лагун; 2) макрофации засолоненных
лагун; 3) макрофации эстуариев и лиманов.
К этой же группе Л. Б. Рухин относит макрофации дельт со слож-
ным комплексом морских, лагунных и континентальных отложений.
Континентальные отложения отличаются большим разнообразием,
отражающим различные условия их образования. Среди них выделя-
ются следующие крупные макрофации: 1) элювиальная; 2) склоновая;
3) пролювиальная; 4) аллювиальная; 5) озерная; 6) болотная; 7) эоло-
вая; 8) ледниковая. В состав каждой макрофации входят несколько
различных фаций. Так, например, в аллювиальной макрофации равнин-
ных рек выделяются три фации — русловая, пойменная и старичная,
ледниковая состоит из трех основных фаций — собственно ледниковой
(основной и конечной морен), флювиогляциальной (водно-ледниковой)
j и лимногляциальной (озерно-ледниковой).
При фациальном анализе горных пород различных периодов широ-
ко используется принцип актуализма (лат. actual is — совре-
менное, настоящее) как определенный метод исследования. Изучая
современные процессы, в частности накопление осадков в морских и
озерных водоемах, в речных долинах, и физико-географические условия,
в которых они возникают, можно до некоторой степени судить об ана-
логичных процессах, происходивших в прошлые периоды геологической
истории. Современные фации являются важным ключом к пониманию
генетических признаков горных пород и восстановлению обстановки их
накопления в сочетании с глубоким анализом истории развития земной
коры, фауны и флоры и других особенностей.
Н. М. Страхов, основываясь на представлении о необратимом и
направленном процессе развития Земли и эволюции условий осадкона-
копления, развил и углубил метод актуализма применительно к осадоч-
ным горным породам, разработав сравнительно-литологиче-
ский метод. Пользуясь этим методом, исследователь не должен
ограничиться механическим сравнением условий современного осадко-
накопления с прошлым, а должен находить при сопоставлении как об-
щие закономерности, так и отличия, связанные со специфическими
древними физико-географическими условиями осадконакопления изу-
чаемого периода (тектонические особенности, вулканизм, климат, рель-
еф, органический мир и т. п.). Эти отклонения будут тем существеннее,
чем древнее изучаемые горные породы. Так, например, в докембрий-
ских (протерозойских) и в нижнепалеозойских осадочных горных поро-
дах не встречаются угли, что свидетельствует об отсутствии достаточно
развитой наземной флоры. Лишь с ее развитием в девоне появляются
каменные угли, обилие которых отмечается в каменноугольном и в ряде
последующих периодов. С другой стороны, для докембрия характерны
кварцево-магнетитовые или кварцево-гематитовые породы, называемые
джеспилитами. Такой тип железорудных накоплений не встречается в
365
более молодых последокембрийских отложениях. Это указывает на
своеобразную физико-географическую обстановку осадконакопления,
свойственную данному времени и отличную от современной.
Влияние колебательных движений земной коры на распределение
фаций. В истории развития Земли наблюдалось частое перераспределе-
ние суши и моря и перемещение береговой линии, связанные с колеба-
тельными движениями земной коры. Происходили то трансгрессии
Рис. 13.1. Смещение фациальных зон вслед за движением береговой ли-
нии при трансгрессии (/), при регрессии (//) и при полном цикле седи-
ментации (III) (при трансгрессии и последующей регрессии):
а, Ь, с — границы фаций; 1—7 — временные границы моря; А—А — линия
вертикального разреза; 1 — галечники; 2 — пески; 3 — глины; 4 — извест-
няки
(наступание) моря на сушу, то регрессии (отступание). Вслед за
движением береговой линии соответственно смещались фации, что не-
редко фиксируется в геологических разрезах. Так, при трансгрессии
береговая линия будет перемещаться внутрь континента, прежние мел-
ководные и прибрежные участки моря оказываются удаленными от бе-
рега, и здесь поверх ранее отложившихся грубых осадков одной фации
будут накапливаться более тонкие осадки другой.
На рис. 13.1, / первоначальное положение уровня моря обозначено
цифрой 1. На дне его накапливаются осадки в обычной последователь-
ности: у берега-—галечники или крупные пески, далее пески, которые
сменяются глинами и известняками. Море трансгрессирует, и уровень
его постепенно перемещается в положение 2, затем в 3, 4, 5 и т. д.
Вслед за этим наблюдается смещение всех фаций: где раньше накап-
ливался галечник, будут отлагаться пески, над которыми отложатся
глины, а над ними — известняки. В результате в геологическом разрезе
по вертикали будет наблюдаться постепенная смена снизу вверх круп-
ных осадков все более и более тонкими. Это так называемая трансгрес-
сивная серия осадков.
Иное соотношение фаций будет наблюдаться при регрессии моря,
что хорошо видно на рис. 13.1, II. Здесь в геологическом разрезе по
366
вертикали внизу будут залегать известняки, выше глины и далее пески
и галечники. Это так называемая регрессивная серия осадков.
)В геологических разрезах часто встречается чередование
участков с трансгрессивной и регрессивной последовательностью слоев,
(рис. 13.1, III), что указывает на изменения в перемещении береговой,
линии. Таким образом, детальный фациальный анализ, изучение гене-
тических признаков одновозрастных горных пород и их изменчивости
по площади является основой всех геологических исследований и позво-
ляет восстанавливать палеогеографию древних периодов и направлен-
ность тектонических движений.
Для тектонических реконструкций важное значение имеет форма-
ционный анализ. Под формациями понимаются естественные
комплексы парагенетически 1 связанных друг с другом пород, образую-
щихся на определенных стадиях развития основных структурных зон
земной коры. При этом большинство формаций состоит из нескольких
(трех-четырех) горных пород, каждая из которых формировалась в
определенных физико-географических условиях. Таким образом, форма-
ции представляют собой устойчивые и закономерные сочетания многих
фаций. Так, например, угленосная формация, состоит из чередования
песчаников, алевролитов, глин, углей, иногда с прослоями известняков,
конгломератов, находящихся в закономерной связи друг с другом и.
представляющих собой отложения болот, речных русел и пойм, дельт,
лагун и прибрежного морского мелководья. Следовательно, этот ком-
плекс пород формировался в условиях прибрежной заболоченной ал-
лювиально-дельтовой равнины, периодически заливаемой морем.
§ 2
ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Осадочные горные породы слагают самую верхнюю часть земной
коры и занимают значительную площадь. Как видно из изложенного
выше, они образуются в морских и океанических водоемах и на поверх-
ности суши (в озерах, речных долинах, болотах и др.) в результате
следующих процессов: 1) накопления или осаждения обломочного ма-
териала, полученного при разрушении различными экзогенными про-
цессами ранее созданных горных пород; 2) химического осаждения,
растворенных веществ; 3) жизнедеятельности и отмирания организмов.
В соответствии с указанными процессами все осадочные горные
породы длительное время подразделяли на три группы—обломочные,,
химические и органогенные. Однако в природных условиях имеются
горные породы, которые образуются как в результате накопления ор-
ганических осадков, так и химического или биохимического осаждения,
из растворов определенных соединений (некоторые известняки, крем-
нистые породы). С другой стороны, развиты породы как бы переходные
от обломочных к химическим. Такими породами, например, являются,
глины, образованные в своей значительной части за счет осаждения
веществ из коллоидальных растворов, но содержащие тонкие и мелкие
обломочные частицы. В связи с этим, согласно М. С. Швецову, осадоч-
ные горные породы подразделены на три группы: 1) обломочные;
2) глинистые; 3) химические и органические.
Осадочным горным породам свойствен ряд характерных признаков,,
отличающих их от магматических и метаморфических пород. Одним из
важнейших текстурных признаков их является слоистость (тексту-
--------- \
1 Парагенезис (греч. лс'ф а — возле) — совместное происхождение.
367
рой осадочных горных пород называют совокупность таких черт ее
внутреннего строения, которые обусловлены пространственным взаимо-
отношением отдельных компонентов, их ориентировкой по отношению
к плоскостям наслоения), наблюдаемая у большинства осадочных по-
род. По характеру слоистости в ряде случаев можно судить о динамике
среды и условиях осадконакопления. Согласно Н. Б. Вассоевичу, раз-
личают: 1. Собственно слоистость, элементом которой (как
Песчаник от крупнозер-
нистого до среднезер-
нист с го
Чередование мелкозер-
нистого и крупнозер-
нистого алевролита
Песчаник мелкозернис-
тый с прослоями але
в роли та мелкозернис-
того
Рис. 13.2. Основные типы слоистости (слойчатости) и соотноше-
ние слоев, серий и слойков (по Л. Н. Ботвинкиной):
I, II, III — слои (образование их обусловлено изменением фаци-
альных условий осадконакопления); А, Б, В—серии слойков;
а, б, в — слойки (образование их связано с характером движе-
ния среды отложения и другими причинами, но происходит в
одной и той же фациальной обстановке). Типы слоистости: 1 —
волнистая (вверху линзовидная), II—горизонтальная, III—косая
текстуры толщи) является слой (наслои). Толщина слоя может быть
различной. Собственно слоистость обусловлена региональными причи-
нами, действующими на широкой территории (результат изменения
фациальных условий). 2. Слойчатость — как внутреннюю текстуру
слоев. Текстурной единицей слойчатости является слоек, толщина ко-
торого измеряется миллиметрами или долями миллиметров, как исклю-
чение — несколькими сантиметрами. Группа сходных слойков образует
серию. Слойчатость определяется в значительной степени подвижностью
среды осаждения.
Слоистые текстуры (слойчатость) осадочных пород разнообразны,
но все морфологическое разнообразие их сводится к трем основным ти-
пам: горизонтальной, косой и волнистой. Соотношение слоев, серий и
слойков, а также основных типов слоистой текстуры (слойчатости)
видно на схеме П. Н. Ботвинкиной (рис. 13 2). Изучение форм слойков
позволяет делать выводы о динамике среды осадконакопления. Гори-
зонтальная слойчатость образуется в морских и озерных водоемах.
368
там, где в придонных частях их не наблюдается волнений. Косая
слойчатость характерна для однонаправленных течений (водных или
воздушных), волнистая — для поступательно-возвратных движений сре-
ды осаждения. Разновидностью волнистой является линзовидная слой-
чатость.
Кроме указанных типов слойчатости
косоволнистые, волнисто-горизонтальные
собой чередование основных типов и их
разновидностей, например, косослоистые
серии перекрываются горизонтальнослои-
стыми сериями, затем снова косослои-
стые и т. д. Н. Б. Вассоевич считает не-
обходимым выделять также слоева-
тость, как неразвившуюся слоис-
тость (пунктирную слоистость), прояв-
ляющуюся в горизонтальной или за-
кономерно наклонной ориентировке
уплощенных галек, листочков слюды
наблюдаются переходные —
и сложные, представляющие
Рис. 13 3. Типы ряби: а) эоло-
вая рябь; б) рябь течений;
в) рябь волнения
И т. п.
Помимо слоистости осадочных горных пород, важна также тексту-
ра верхних поверхностей наслоения. Часто наблюдаются знаки ряби —
ряды валиков, образующихся при воздействии волнений и течений воды
и воздушных струй на поверхность не затвердевших, чаще всего пес-
чаных или алевритовых осадков. Различают три основных типа ряби:
1) ветровая (эоловая) рябь (рис. 13.3, а) характеризуется уплощенно-
Рис. 13.4. Знаки ряби на песчаниках (фото Г. П. Горшкова)
стью, асимметрией гребней и небольшой амплитудой (отношение высо-
ты к длине 1 : 15, 1 : 50); 2) рябь течений (рис. 13.3, б) сходна с ветро-
вой, она также асимметрична, но отличается большей амплитудой (от-
ношение высоты к длине от 1 :4 до 1 : 10); 3) рябь волнений (рис. 13.3, в)
характеризуется симметричностью и более острыми гребнями при поло-
гих желобках между ними. Следовательно, рябь различного происхож-
дения отличается друг от друга формой и размерами. В таком виде они
встречаются и в ископаемом состоянии (рис. 13.4).
24 Общая геология
369
На поверхности nacj оения нередко встречаются также ходы червей
и следы различных живо' ных.
В некоторых осадочных горных породах наблюдается беспорядоч-
ная текстура (отсутствие слоистости), при которой отдельные частицы,
составляющие породу, как бы перемешаны, расположены беспорядочно.
Такая текстура свойственна, например, ледниковым моренам. Второй
особенностью осадочных горных пород является наличие в них окаме-
нелых ископаемых остатков животных и растений (фауны и флоры),
характеризующих среду накопления осадков и дающих возможность
судить об относительном возрасте пород. И, наконец, важной особен-
ностью их является состав и структура (строение породы, определяемое
размером, формой, ориентировкой частиц и степенью кристалличности
или зернистости вещества) осадочных горных пород.
Обломочные горные породы. Обломочные породы подразделяются
на подгруппы по величине и форме обломков, а также степени цемен-
тации. Среди них выделяются: 1) псефитовые (грубообломоч-
ные); 2) псаммитовые (песчаные); 3) алевритовые
(табл. 13.1).
Таблица 13.1
Классификация обломочных пород (по Л. Б. Рухину, с некоторым упрощением)
. Подгруппы горных пород Размеры обломков, мм Наименование пород
рыхлых сцементированных
сложенных окатанными обломками сложенных неокатапными обломками сложенных окатанными обломками сложенных неокатанными обломками
Г рубообло- мочные породы (псефиты) Крупные >200 Валуны Глыбы Валунные кон- гломераты Глыбовые брекчии
Средние 200—10 Галечники Щебень Конгломераты Брекчии
Мелкие 10—2 Гравий Дресва Г равийные кон- гломераты (гравелит) Брекчии
Песчаные породы (псаммиты) Грубые 2—1 Пески грубозернистые Песчаники грубозернистые
Крупные 1—0,5 Пески крупнозернистые Песчаники крупнозернистые
Средние 0,5—0,25 Пески среднезернистые Песчаники среднезернистые
Мелкие 0,25—0,1 Пески мелкозернистые Песчаники мелкозернистые
Алевритовые породы (алевриты) 0,1—0,01 ' Алевриты Алевролиты
Следует отметить, однако, что существует не одна, а несколько
классификаций, в которых за границу между отдельными подгруппами
обломочных пород принимается различная размерность обломков. До-
статочно широко распространена классификация, в которой принимает-
ся, что грубообломочные породы сложены преимущественно обломками
более 1 мм (а не 2-х, как приведено в таблице), песчаные от 1 до
6,1 мм, алевритовые от 0,1 до .0,01 мм. С другой стороны, грунтоведами
370 '•
и специалистами, занимающимися инженерной геологией, принимаются
следующие градации: для песчаных пород — от 2 до 0,05 мм, для алев-
ритовых—от 0,05 до 0,005 мм. Породы с размерностью частиц меньше
0,005 мм относятся к глинам.
Грубообломочные породы представлены как рыхлыми,
так и сцементированными разностями. При этом по форме обломков
они подразделяются на окатанные, т. е. имеющие округлую сглаженную
форму, свидетельствующую о дальности переноса их от места разруше-
ния до места накопления, или длительности воздействия среды; на
неокатанные, характеризующиеся угловатыми формами частиц, ука-
зывающими на незначительный перенос.
При цементации грубообломочных рыхлых пород образуются
брекчии и конгломераты.
Брекчия представляет собой сцементированную горную породу,
состоящую из остроугольных неокатанных обломков (глыб, щебня,
дресвы). Последние могут быть или продуктами физического выветри-
вания, накапливающимися в непосредственной близости от места их
первоначального коренного залегания, или выносами селевых потоков,
или оползневыми накоплениями и др. Цементирующим веществом
обычно служит кальцит, окислы железа, кремнезем и др.
Конгломерат. Конгломераты встречаются гораздо чаще. Они
представляют собой сцементированные в результате процессов диаге-
неза рыхлые окатанные обломочные породы — валуны, галечники, гра-
вий. Как правило, конгломераты залегают в виде более или менее мощ-
ных пластов и по своему происхождению могут быть как наземными
(пролювиальными, аллювиальными), так и морскими (прибрежно-мор-
ской галечник).
Песчаные породы — псаммиты. К ним относятся: пески,
состоящие из зерен различных размеров и по этому признаку разделяе-
мые на грубозернистые, крупнозернистые, среднезернистые и мелкозер-
нистые; песчаники, представляющие собой породу, образующуюся в
результате цементации песков различными цементирующими вещества-
ми (железистыми соединениями, известковыми, кремнистыми и др:). По
минералогическому составу пески и песчаники также характеризующей
неоднородностью. В природных условиях встречаются однороднее
кварцевые пески и песчаники, состоящие не менее чем на 95% иЗ зёрей
кварца. Чаще они слагаются зернами многих минералов. М. С. Швёцб-
вым, помимо однородных мономинеральных разностей, выделяются еще
олигомиктовые пески и песчаники, в которых преобладает кварц (75—
95%), но наблюдается значительная примесь и других минералов (пб-
левого шпата, слюды), и полимиктовые, состоящие из зерен'различных
минералов (кварца, полевых шпатов и цветных минералов).’ 1 ' '
При этом характерно, что полимиктовые песчаники в болййиистве
случаев встречаются в геосинклинальных областях (подвижнык Зонах
земной коры), а олигомиктовые и одноминеральные — в прёдёла'х Плат-
форм. ’ ! ’’" ' '
В случае преобладания в песках и песчаниках кварца' W полевого
шпата их называют аркозовыми. Если же они состоят из Обломков
различных пород и минералов, то называются гр аув а!кков ы м hl
При значительном содержании глауконита выделяются гладкой ито-
вые пески.
Различныё примеси придают пескам и песчаникам соответственную
окраску: окислы железа — бурую, глауконит — зёленую, органические
вещества — черную. Пески по своему происхождению могут быть мор-
скими, речными, озерными, эоловыми, флювиогляциальными. " ' ’ '
24!
371
Алевритовые породы. К ним относятся алевриты, сло-
женные преимущественно мелкими частицами размером от 0,1 до
0,01 мм. Они занимают как бы промежуточное положение между пес-
ками и глинами. При небольшой примеси глинистых частиц они близ-
ки по свойствам и внешнему виду к пескам. При значительном содер-
жании глинистых частиц алевриты по свойствам приближаются к гли-
нам. К ним могут быть отнесены супеси, суглинки, лёссы, лёссовид-
ные суглинки (характеристика лёсса приведена в главе о деятельности
ветра).
Алевролиты представляют собой сцементированные алевриты.
Глинистые породы. Они широко распространены, составляя больше
половины всех осадочных горных пород, и по своему происхождению
занимают промежуточное положение между чисто химическими и об-
ломочными. Они состоят из частиц меньше 0,01 мм и содержат обыч-
но свыше 30% тончайших частиц размером менее 0,001 мм. В боль-
шинстве случаев глинистые породы образуются за счет химического
выветривания магматических и других горных пород. Эти продукты
выветривания могут накапливаться на месте своего возникновения,
образуя элювий (остаточные глины), но чаще всего выносятся теку-
чими водами и откладываются в морях, озерах и реках.
Глины обладают специфическими физическими свойствами: 1) пла-
стичностью, т. е. способностью принимать любую форму под давлени-
ем; 2) способностью при смачивании поглощать воду и разбухать
(увеличиваться в объеме до 40—45% и более); 3) слабой водопрони-
цаемостью.
В составе глин, по Л. Б. Рухину, наблюдаются три группы ми-
нералов: а) глинистые минералы — каолинит, монтмориллонит, гидро-
слюды и др. Эти минералы слагают наиболее тонкозернистые (колло-
идные) частицы глин; б) обломочные зерна минералов кварца, полевых
шпатов, слюд и др.; в) вкрапления гидроокислов железа, карбо-
натов, сульфатов и др. Кроме того в глинах присутствует органическое
вещество.
В зависимости от обогащения глинистых минералов различными
примесями, получаемыми главным образом при переносе и отложении,
выделяется много разновидностей глин — чистые, известковистые,
кремнистые, битуминозные, песчанистые и др. Если примесей песка и
пылеватых частиц много, то глины переходят в алевролиты.
В подавляющем большинстве случаев глины, образованные путем
осаждения в водной среде, имеют смешанный состав. Чистые разности
встречаются среди континентальных пород, в частности элювия. К ним
относятся каолиновые (огнеупорные) и монтмориллонитовые (отбели-
вающие) глины, имеющие большое практическое значение.
Аргиллиты представляют собой уплотненные сцементирован-
ные в процессе катагенеза глинистые породы.
Сланцеватые аргиллиты — еще более, уплотненные гли-
нистые породы в условиях более высокого давления.
Породы химического и органического происхождения. Большая
группа пород возникает в различных водоемах и местами на суше в
результате разнообразных химических процессов и жизнедеятельности
животных и растений, а также вследствие накопления органических
остатков после отмирания животных и растений. Среди них могут
быть выделены карбонатные породы, кремнистые, сернокислые, гало-
идные, железистые, фосфатные и каустобиолиты.
Карбонатные породы. К группе карбонатных пород относятся из-
вестняки, доломиты и мергель.
372
. Известняки (СаСОз) имеют наибольшее распространение.
Органогенные известняки слагаются обычно из извест-
ковых раковин моллюсков, фораминифер, остатков криноидей, извест-
ковых водорослей, кораллов и др. В зависимости от преобладания ос-
татков тех или иных морских организмов известняки называют корал-
ловыми, брахиоподовыми, фузулиновыми и др. Среди известняков хи-
мического происхождения известны: оолитовые известняки,
представляющие собой скопление шаровидных известковых зерен-ооли-
тов; известковые туфы, отложенные источниками, богатыми рас-
творенной в воде двууглекислой известью, и др. Выделяются также
обломочные известняки, состоящие из обломков карбонатных
пород (известняков). В зависимости от размера и окатанности облом-
ков выделяются конгломератовидные и брекчиевидные известняки.
Писчий мел представляет собой породу, образованную двоя-
ким путем. Значительную часть его, около 60—70%, составляют остат-
ки планктонных организмов; остальная часть — тонкозернистый, по-
рошкообразный кальцит — возникла, по-видимому, химическим путем.
Мергель дает пример горной породы переходной между кар-
бонатными и глинистыми породами, возникшей двояким путем. Он со-
стоит на 50—70% из СаСОз органического происхождения, а осталь-
ные 50—30% падают на глинистые частицы, в составе которых име-
ются частицы как обломочного, так и химического происхождения.
Мергели имеют большое практическое значение как сырье для цемент-
ной промышленности, особенно ценны мергели, содержащие 75%
СаСОз и 25% глинистых примесей.
Доломиты по химическому составу представляют собой (на
90—95%) двойную углекислую соль кальция и магния CaMg(COs)2.
При содержании не менее 50% СаСОз порода называется известкови-
стым доломитом. Доломит может образоваться путем выпадения
осадка из воды с повышенной соленостью, в этом случае пласты доло-
мита нередко чередуются с пластами гипса. Но часто доломиты обра-
зуются вследствие изменения («доломитизации») соответственными
растворами известняков (или известковых осадков) до превращения
последних в горную породу, а также метасоматическим путем в ре-
зультате последиагенетических изменений пород.
Кремнистые породы. К ним относятся диатомиты, трепелы, опоки
и кремневые конкреции.
Диатомит — рыхлая, землистая или слабосцементированная
горная порода желтоватого или светло-серого цвета, состоящая из
скопления кремнистых скорлупок микроскопических диатомовых во-
дорослей, сцементированных опалом. В них иногда наблюдается
небольшая примесь глинистых частиц, зерен кварца и глауконита.
Трепел по своим свойствам аналогичен диатомиту, но отличает-
ся от него отсутствием признаков очевидного органического происхож-
дения. Порода слагается преимущественно из мельчайших опаловых
зернышек, иногда с редкими остатками кремневых организмов (диа-
томовых водорослей, реже спикул кремневых губок). Генезис трепела
недостаточно выяснен. Не исключена возможность, что он образуется
биохимическим путем.
Опока — кремнистая легкая горная порода, состоящая из опала
(до 90%) с небольшой примесью остатков панцирей диатомей, с зер-
нами кварца, глауконита и глинистых частиц. Чаще всего опоки бы-
вают твердыми, излом — раковистый, цвет — от голубовато-серого до
почти черного. Реже опоки бывают мягкими и в этом случае по внеш-
373
нему виду напоминают диатомиты или трепелы. Имеется предположе-
ние, что опоки представляют собой измененные диатомиты и трепелы.
Кремневые конкреции (стяжения) широко распространены
среди осадочных горных пород. Они образуются различными способа-
ми. Одни из них возникают из циркулирующих в породах растворов
путем заполнения опалово-халцедоновым веществом имеющихся в по-
родах пустот. Другие образуются в процессе диагенеза, путем нара-
стания вокруг какого-либо центра из постороннего вещества в резуль-
тате действия кристаллизационных сил. Кремнистые конкреции встре-
чаются во многих горных породах, но особенно часты они в толщах
известняка.
Яшмы представляют собой своеобразные кремнистые породы —
халцедоновые и кварцево-халцедоновые. Это очень твердые и крепкие
породы. В некоторых яшмах встречены скелетные остатки радиолярий.
В них также присутствуют различные примеси (окислы и гидроокис-
лы железа, глинистые минералы, органическое вещество и др.). Яшмы
отличаются различной красивой окраской (зеленой, сургучно-красной,
темной и др.). Они широко используются как поделочный камень.
Яшмы, по-видимому, вулканогенно-осадочного происхождения и связа-
ны с деятельностью подводных вулканов, поступлением кремнезема из
гидротерм и осаждением на дне водоемов поступающих минеральных
веществ.
Сернокислые и галоидные породы. К этой группе относятся раз-
личные породы, которые, несмотря на разнообразие химического со-
става, объединяются общностью своего происхождения. Их родиной
являются усыхающие лагуны и соленосные озера в условиях жаркого
засушливого климата. Среди них наибольшим распространением поль-
зуются ангидрит, гипс и каменная соль.
Ангидрит представляет собой тонкозернистую породу, состоя-
щую из одноименного минерала (CaSO4) и встречающуюся в виде
пластов различной мощности, линз и тонких прослоев. Вблизи поверх-
ности он подвергается гидратации, переходит в гипс, что сопровож-
дается увеличением объема и образованием мелких складочек (гоф-
рированно-слоистая текстура).
Гипс находится вместе с ангидритом и состоит из одноименного
минерала (CaSO4-2H2O), представляя собой кристаллически-зерни-
стую горную породу, слоистую, реже массивную. Нередко гипс рас-
сеян в виде отдельных зерен или друз кристаллов в глинах, песках,
песчаниках, доломитах и др.
Каменная соль сложена галитом (NaCl), иногда с небольшой
примесью других хлористых и сернокислых соединений, окислов же-
леза и терригенных частиц. Для каменной соли характерны кристал-
лически-зернистая структура и тонкая, нередко ленточная слоистость
(чередование чистых и загрязненных слойков), которая связывается
с сезонными изменениями условий осадконакопления.
Железистые породы. К ним относятся важнейшие полезные ископа-
емые— железные руды: окислы и гидроокислы, карбонаты железа,
сернисто-железистые породы и силикаты железа. Наибольшее распро-
странение и значение имеют окисные железистые руды. Среди них
развиты оолитовые бурые железняки, состоящие из мелких,
округлых, концентрически скорлуповатых или радиально-лучистых обра-
зований (оолиты размером от долей миллиметра до 15—20 мм).
Иногда они бывают обогащены марганцовыми соединениями. Многие
месторождения железных руд представляют собой типичные осадочные
образования поверхностных зон земной коры. Они могут формировать-
374
1
ся в болотах, озерах, морях и при окислении закисных соединений же-
леза в процессе выветривания на поверхности суши (бурожелезняко-
вые шляпы в зоне окисления сульфидных и других железистых место-
рождениях), при разрушении железисто-магнезиальных пород и мине-
ралов.
К железисто-карбонатным породам относятся сидер и-
т ы, состоящие из сидерита FeCOg с примесью сульфидов железа, кар-
бонатов кальция и магния и др. Они встречаются среди глин и мерге-
лей чаще всего в виде линз и отдельных конкреций, реже образуют
слои.
Сернисто-железистые породы состоят преимущественно из
сульфидов железа — пирита и марказита и встречаются преимущест-
венно в виде конкреций или маломощных линз.
Фосфатные породы представляют собой осадочные породы, содер-
жащие 12—40% Р2О5 и называемые фосфоритами. По форме за-
легания различают фосфориты конкреционные, или желваковые, когда
они представлены желваками шаровидной или неправильной округлой
формы, и пластовые, когда они сцементированы в плиты конгломерата.
Наиболее распространены желваки фосфорита. Они залегают обычно
в виде включений в песчано-глинистых или карбонатных породах и име-
ют размеры всего несколько сантиметров в поперечнике (редко 10—
20 см). Фосфоритовые конкреции возникают на дне моря в еще не за-
твердевших илистых осадках вследствие стяжения соединений фосфора
вокруг некоторых центров, а также в результате концентрации фосфора
в морских организмах. Фосфориты являются сырьем для получения
минеральных удобрений (при содержании в них Р2О5 от 12—15% и
выше).
Каустобиолиты (органогенные горючие породы). К группе каусто-
биолитов относятся горные породы, имеющие очень большое значение
как ценнейшие горючие ископаемые. Среди них выделяются породы
угольного ряда и породы битумного ряда (нефть и др.).
Породы угольного ряда в своей большей части происходят
из растительного вещества, преимущественно высших растений и их
смолистых выделений. Такие породы относятся к группе гумусовых по-
род. В меньшей степени развиты породы, образующиеся главным об-
разом в озерных водоемах за счет скопления растительных остатков
(водоросли) и простейших планктонных организмов совместно с тон-
ким терригенным материалом. Эти породы относятся к группе сапро-
пелевых пород.
Гумусовые породы можно представить в виде ряда торф—*•
-> бурый уголь -> каменный уголь -> антрацит, показывающего на
различную степень разложения органического вещества и на характер
и степень преобразования (углефикация) пород.
Торф, как было сказано выше при рассмотрении болот, состоит
из полуразлсжившихся растительных остатков, накапливавшихся в те-
чение длительного периода в специфических условиях болот и озер.
Разложение происходило в воде при участии различных микроорганиз-
мов и при недостаточном притоке воздуха. Общая мощность торфа мо-
жет достигать порой многих метров.
Образование каменных углей и их типы. Среди отложений прежних
геологических периодов в ряде районов находятся пласты каменных
углей, отличающихся друг от друга различной степенью углефикации.
Подробное изучение торфяников показывает, что наибольшему преоб-
разованию и обогащению углеродом подвергаются самые нижние и,
следовательно, более древние слои органических остатков, погребенные
375
под вышерасположенными накоплениями. Этот процесс и представляет
собой начальные этапы углеобразования. Почти двести лет назад
М. В. Ломоносов обратил внимание на сходство ряда признаков углей
и торфа, изложив это следующими словами в своем трактате «О слоях
земных»: «Коль горные уголья с турфом сродны и что конечно они из
турфа родились». Исследования различных каменноугольных месторо-
ждений показали, что большинство угольных пластов образовалось из
торфа. Превращение торфа в каменный уголь происходит под влияни-
ем давления вышележащих осадков и повышения температуры. В за-
висимости от изменения этих факторов и длительности процесса наблю-
дается различная степень преобразования торфа и, следовательно, раз-
личные типы каменных углей.
Бурые угли являются продуктом изменения растительных ос-
татков прежних геологйческих периодов. Они тверже и плотнее торфа.
В них больше, чем в торфе, содержится углерода, меньше — водорода
и кислорода. Бурые угли представлены то землистыми рыхлыми разно-
стями бурого цвета, то более плотными, черными. Местами в бурых уг-
лях еще может частично сохраняться обугленная древесина, обычно
содержится глинистый материал, что обусловливает их высокую золь-
ность. По существу бурые угли являются переходной горной породой
от торфа к типичным каменным углям.
Каменные угли отличаются более высокой степенью преобра-
зования (углефикации), и представляют собой твердые, плотные поро-
ды со значительным содержанием углерода, низким содержанием ки-
слорода. Они черного цвета, обладают жирным или смоляным блеском
и оставляют на фарфоровой пластинке черную черту. Каменные угли
образуются уже в условиях больших глубин, с соответствующими тем-
пературой и давлением.
Антрацит отличается наиболее высокой степенью преобразова-
ния (углефикации) и состоит почти из чистого углерода. Удельный вес
антрацита—1,3—1,7; твердость — 2,0—2,5; цвет черный; блеск полу-
металлический. Образование его связано с воздействием еще более
высокими температурой и давлением.
Так происходит процесс углефикации от торфа до антрацита. Из-
менение состава углей по мере возрастания интенсивности углефика-
ции и сравнение их с исходным веществом и торфом приводится в
табл. 13.2.
Таблица 13.2
Состав исходного вещества и
различного типа углей
(по Л. Б. Рухину, 1961)
Типы углей Содержание в процентах
углерода водорода кислорода и азота
Древесина 50,0 6,0 44,0
Торф 59,0 6,0 35,0
Бурый уголь 70,0 5,5 24,5
Каменный уголь .... 82,0 5,0 13,0
Антрацит 95,0 2,0 3,0
Степень изменения углей зависит от их возраста и тектонического
режима той или иной территории. В подвижных зонах земной коры при
376
значительных тектонических движениях, погружении слоев на большие-
глубины и последующем смятии их в складки изменение углей приводит
к образованию каменного угля и антрацита. В относительно спокойных
платформенных участках, при неглубоком залегании угленосных свит,
степень преобразования доходит до бурого угля, реже — каменного.
Примером первого из них является Донбасс, второго — Подмосковный
бассейн, угли которых образовались в один и тот же каменноугольный
период.
Сапропелевые угли, или сапропелит ы, сравнительно^
редко встречаемые типы углей, образовавшиеся преимущественно в ре-
зультате скоплений и последующего разложения остатков простейших
планктонных животных организмов и растительных (колоний зеленых
и сине-зеленых водорослей, населяющих водоемы). Среди них выделя-
ются богхеды — угли, состоящие главным образом из скоплений си-
не-зеленых водорослей (богхеды Подмосковного бассейна) и кенне-
л и, содержащие большое количество спор, а также смешанные — к е н-
нель-богхеды. Все ископаемые сапропелиты характеризуются
высоким выходом летучих веществ, высоким содержанием водорода. Со-
держание углерода в них меньше, чем в гумусовых углях. Нередко са-
пропелиты отличаются большой зольностью, по мере увеличения ко-
торой переходят в горючие сланцы. Сапропелевые угли известны среди
подмосковных, кузнецких гумусовых углей. Они являются ценным хи-
мическим сырьем.
На земном шаре известны многочисленные месторождения камен-
ного угля различного возраста и степени углефикации. Среди них раз-
личают паралические бассейны (греч. napaAiog— примор-
ский), образовавшиеся в болотах приморских низин. Характерной осо-
бенностью их является большая мощность угленосных отложений (в
несколько километров) и в них большое количество, иногда выше сот-
ни, пластов угля. Вторая особенность, наблюдаемая в Донбассе и в
других подобных бассейнах, та, что с пластами угля и песчаников че-
редуются слои известняков и глин с морской фауной. Такое многократ-
ное чередование континентальных осадков с морскими указывает на
колебательный характер тектонических движений земной коры, проис-
ходивших в момент формирования угленосных отложений, т. е. неодно-
кратную смену поднятий опусканиями. При поднятии приморские рав-
нины освобождались от морских вод, превращались в заболоченные
пространства, где накапливался торф, при опускании морские осадки
захоронили образовавшийся торф. В паралических бассейнах пласты
угля достаточно выдержаны по площади.
Образовавшиеся внутри континентов угольные бассейны называ-
ются лимническими. Угленосная толща в них слагается пресновод-
ными осадками (аллювиальными, озерными, болотными и другими);
характеризуется относительно небольшой мощностью (десятки, редко
сотни метров) и частой изменчивостью литологического состава. Уголь-
ные пласты в них залегают преимущественно в виде линз, не выдержа-
ны по мощности и количество их относительно небольшое (Подмосков-
ный, Кизеловский на Урале и др.). Но иногда образуются пласты угля
большой мощности, например, до 5 м в Канско-Ачинском районе.
Ископаемые угольные пласты иногда образуются из отмерших ос-
татков растений, перенесенных с места их первоначального произра-
стания на то или иное расстояние и перекрытых другими осадками.
Такие угли называются аллохтонными (греч. aXXog— другой,
Xuov — земля), в отличие от автохтонных (греч. atpxog—-сам), об-
разовавшихся на месте произрастания деревьев и других растений.
377
Подобные процессы приноса большого количества отмерших древесных
остатков в настоящее время наблюдаются в дельтовых частях ряда
крупных рек.
В истории геологического развития земной коры, начиная с девон-
ского времени, когда образовывались сапропелиты, но особенно с ка-
менноугольного времени (характеризующегося пышным расцветом дре-
весной растительности и формированием многих паралических и лим-
нических бассейнов) интенсивное угленакопление происходило также
почти во все последующие периоды. Угольные месторождения известны
в девонских, каменноугольных, пермских, юрских, меловых и палеоге-
новых отложениях. Каменные угли имеют огромное практическое зна-
чение в топливном балансе страны и как сырье для получения различ-
ных химических продуктов.
Горючие сланцы более широко распространены в сравнении
с сапропелевыми углями. Это глинистые или мергелистые тонкослои-
стые сланцеватые породы, окрашенные в темно-серый и буровато-серый
цвет, легко загорающиеся. Они содержат от 20 до 60% органического
вещества, остальная часть представлена глинистым и карбонатным ве-
ществом. Горючие сланцы этого типа по существу представляют собой
зольные сапропелиты. Органическое вещество из них извле-
кается сухой перегонкой.
Породы битумного ряда. К ним относятся битуминозные породы,
нефть, твердые битумы.
Битуминозные горючие сланцы, представляющие собой
глинистые или мергелистые сланцеватые породы темно-серого или ко-
ричневато-бурого цвета, пропитанные битумом. Последний легко извле-
кается из сланцев органическими растворителями. Среди пород битум-
ного ряда особо важное значение имеет нефть.
Нефть — природная горючая маслянистая жидкость темно-бурого
-или черного цвета, обладающая специфическим запахом. Она состоит
из различных жидких углеводородов: насыщенных, или парафиновых
(С„Н2п+2), ненасыщенных, или нафтеновых (СПН2„), и ароматических
(С7!Н2п_ж), где х=6, 8, 10 и т. д. В природных условиях встречается
нефть различного типа в зависимости от преобладания или сочетания
тех или иных углеводородов: метановая, метано-нафтеновая, нафтено-
метано-ароматическая, нафтено-ароматическая и ароматическая.
Происхождение нефти. Вопросу о происхождении нефти по-
священо большое количество литературы как в СССР, так и за рубе-
жом. До сих пор высказываются различные точки зрения, иногда прямо
противоположные и взаимоисключающие друг друга.
Подавляющее большинство современных исследователей, основы-
вающихся на детальном изучении многих нефтяных и газовых место-
рождений, придерживаются органической, или биогенной, ги-
потезы происхождения нефти и природного газа. Известно, что почти
все месторождения нефти и газа на земном шаре приурочены к осадоч-
ным отложениям, образовавшимся в морских водоемах в прошлые гео-
логические периоды. На основании закономерностей распределения
нефтяных месторождений, согласно органической гипотезе, происхож-
дение нефти и природного газа связывается с преобразованием мель-
чайших частиц органического происхождения — остатков растений и
животных, осевших в рассеянном состоянии вместе с минеральными
иловыми частицами на дно морских водоемов.
Впервые мысль о происхождении нефти из органического вещества
была высказана М. В. Ломоносовым. В последующем многие русские
и советские, а также зарубежные ученые развили это представление
378
в научную гипотезу, подтверждаемую большим фактическим материа-
лом, накопленным многочисленными исследованиями. Большое значе-
ние в развитии этой гипотезы имели работы академиков Н. И. Андру-
сова, А. Д. Архангельского, В. И. Вернадского, Н. М. Страхова и осо-
бенно И. М. Губкина, впервые создавшего стройное учение о нефти.
Современные представления о биогенном, или органическом, про-
исхождении нефти и газа изложены в работах И. О. Брода, Н. Б. Вас-
соевича, В. А. Соколова, В. А. Успенского, А. А. Трофимука и многих
других исследователей. Наиболее полная сводка представлений об ус-
ловиях образования нефти и газа и формирования их залежей дана
В. А. Соколовым (1965).
Известно, что значительная часть осадочных горных пород, обра-
зовавшихся в морских, лагунных и озерных водоемах, содержит рас-
сеянное органическое вещество. Некоторые углеводороды в рассеянном
виде (микронефть) начинают образовываться еще в осадках на
дне водоемов при их захоронении и последующем диагенезе. Всесторон-
ние исследования современных осадков на дне водоемов показывают,
что микронефть в них начинает образовываться за счет остатков расте-
ний и животных. При этом главную роль играют планктонные организ-
мы. Большое значение имеют также многочисленные микроорганизмы
в осадке, питающиеся захороненным органическим веществом. Они бо-
гаты жирами и жироподобными соединениями, за счет которых образу-
ются дополнительные порции микронефти. Таким образом, подтвержда-
ются слова В. И. Вернадского о том, что «нефть зарождается в самом
живом веществе». Н. Б. Вассоевич подчеркивает, что именно из жиров
и жироподобных соединений органического вещества в процессе диаге-
неза и последующего преобразования образуются нефтяные углеводо-
роды. При этом считается установленным, что больше всего микронеф-
ти находится в горных породах, формировавшихся в восстановительной
обстановке и содержащих сапропелевое (состоящее из скопления
планктонных животных и растительных организмов), а не гумусовое
вещество. Чем больше органического сапропелевого вещества и микро-
нефти в горной породе, тем большая вероятность образования собствен-
но нефти. Горные породы, обогащенные подобным органическим веще-
ством, называются возможно нефтематеринскими.
Наиболее распространенными нефтематеринскими породами явля-
ются глинистые и алевритово-глинистые породы (но могут быть мерге-
листые и др.). Для образования в них собственно нефти и ее крупных
скоплений необходимы особые условия. Такие условия создаются при
значительном тектоническом прогибании земной коры, сопровождаю-
щемся накоплением новых мощных осадков, захороняющих прежние.
Когда нефтематеринские породы оказываются на глубинах 3—4 км, в
условиях повышенных давлений и температур (80—120°), наступает
основная фаза нефтеобразования. Начинается выжимание, или первич-
ная миграция, микронефти, ее отделение от остаточного органического
вещества и минеральных компонентов материнских пород. Такие поро-
ды становятся нефтепроизводящими. Нефть мигрирует по хоро-
шо проницаемым горным породам, или пористым (песчаным), или тре-
щиноватым (известнякам и доломитам). Эта миграция происходит до
встречи с водонепроницаемыми породами. Под ними при благоприят-
ных условиях накапливается нефть — формируются залежи. Водопро-
ницаемые породы, в которых происходит миграция и формирование
залежей нефти, называются коллекторами (лат. colle-
ctor— собирающий). Скопление нефти зависит от степени прони-
цаемости коллектора, его насыщенности водой и ее динамики, а также
379
от структурных и литологических особенностей. Места скопления нефти
называют ловушками. Они могут возникнуть: 1) при наличии
антиклинального, или сводообразного, перегиба слоев (рис. 13.5, а);
2) при изменении литологического состава коллектора (смене водопро-
ницаемых пород водонепроницаемыми); 3) при несогласном перекры-
тии коллектора водонепроницаемыми породами (рис. 13.5, б) и в других
условиях. Попадая в преде-
лы ловушек, нефть всплыва-
ет над водой, образуя за-
лежь.
Таким образом, первая
фаза возникновения нефти
охватывает стадии седимен-
тогенеза, диагенеза и на-
чальную стадию катагенеза,
когда образуется дисперс-
ная микронефть, тесно свя-
занная с материнской поро-
дой.
Вторая фаза нефтеоб-
разования соответствует по-
зднему катагенезу и, воз-
можно, началу метагенеза,
когда происходит отделение
углеводородов от компонен-
тов материнских пород, их
выжимание и миграция в
коллектора.
Углеводородные при-
родные газы также происхо-
дят из органического веще-
Рис. 13.5. Структуры, благоприятные для скоп- ства, захороненного в осад-
ления нефти н газа: ках. Их формирование пред-
о> — антиклинальная складка, б монокли- шествует сопутствует и за—
наль; 1 — известняки; 2 — глины; 3 — нефть; у ' f, , „
4-газ; 5-вода: I, п, III-скважины вершает образование нефти.
Преобладающим компонен-
том почти всех углеводородных газов является метан СН4. Газы пере-
мещаются легко, главным образом в воднорастворимом состоянии.
Пока давление в пластах, по которым перемещается вода с растворен-
ными в ней газами, больше давления насыщения, газы не могут выде-
литься из нее. Газы начинают выделяться и подниматься вверх по вос-
станию проводящих слоев, как только пластовое давление становится
меньше давления насыщения. Они также мигрируют в коллектора и на-
капливаются в ловушках. При этом всегда наблюдается закономерное
распределение газа, нефти и воды в соответствии с их удельным весом.
Газ как наиболее легкий компонент занимает наивысшее положение,
нефть располагается ниже, а под нею находится вода. Следует отметить,
однако, что помимо биогенной гипотезы происхождения нефти, завоевав-
шей признание большинства ученых и подтвержденной практикой, неко-
топые исследователи склонны считать, что нефть неорганического про-
исхождения и связана с глубинными процессами. При этом высказыва-
ются совершенно различные точки зрения на условия абиогенного гене-
зиса нефти и газа, иногда взаимно исключающие друг друга. Впервые
в России мысль об абиогенном, или неорганическом, происхождении
нефти была высказана Д. И. Менделеевым в 1877 году и известна под
380
названием «карбидной гипотезы». Она основывалась на лабораторных
опытах получения углеводородов в результате взаимодействия карбида
железа и воды по реакции:
2FeC+3H2O=Fe2O3+C2H6.
Д. И. Менделеев предполагал, что образование природных угле-
водородов происходит при высокой температуре на большой глубине,
под литосферой, где находятся карбиды металлов, главным образом
железа, которые взаимодействуют с поверхностной водой, проникающей
по разломам и трещинам, возникающим при горообразовательных про-
цессах. Углеводороды, образовавшиеся таким способом, в газообразном
состоянии поднимаются в верхние слои земной коры, где сгущаются
и накапливаются в пустотах и порах осадочных горных пород. По мне-
нию Д. • И. Менделеева, такой процесс протекает непрерывно, в след-
ствие чего происходит и непрерывное пополнение месторождений за-
пасами нефти. Отсюда и практические рекомендации сводились к по-
искам нефти вдоль разломов, проходящих у подножья «горных кряжей».
Исходя из современных представлений о строении литосферы и
мантии Земли, трудно допустить возможность проникновения поверхно-
стных вод под литосферу, также как и наличие карбидов металлов
ниже ее.
В последние годы гипотеза абиогенного происхождения нефти вновь
возрождается в работах некоторых отечественных и зарубежных уче-
ных. В связи с тем, что в магматических горных породах местами были
встречены, хотя и в незначительном количестве, углеродистые соедине-
ния, а в выделяющихся газах при извержениях вулканов имеются при-
меси углеводородов, ряд исследователей придерживаются вулканиче-
ской, или магматической, гипотезы присхождения нефти. Однако ме-
ханизм образования углеводородов трактуется неодинаково у различ-
ных авторов. По мнению некоторых сторонников этой гипотезы, нефтя-
ные углеводороды образуются непосредственно в магматических очагах
и перемещаются в верхние горизонты земной коры и на ее поверхность.
Попадая в зоны с низкими температурами и давлением, углеводороды
отделяются от других компонентов вулканических извержений и нака-
пливаются в пористых породах. Согласно другой точке зрения проис-
хождение нефти связано с газово-паровыми потоками, идущими из оча-
гов расплавленной магмы, а наиболее благоприятные условия созда-
ются около длительно остывающих интрузий.
Имеются сторонники и космического происхождения нефти, которые
допускают возможным процесс образования углеводородов как синтез
углерода и. водорода протопланетного облака. Рассмотрение всех ги-
потез о неорганическом происхождении нефти и их критический раз-
бор изложены в работе М. К. Калинко (1968).
К твердым битумам относятся озокерит и асфальт, пред-
ставляющие собой главным образом продукты окисления нефти и в
своем распространении в земной коре тесно связаны с нефтяными ме-
сторождениями.
Озокерит (греч. о£(о — издаю запах, цро£ — воск)—порода бу-
рой, черной и других окрасок, состоящая из смеси твердых высокомо-
лекулярных углеводородов парафинового ряда с небольшой примесью
жидких углеводородов (масла) и асфальтово-смолистых веществ.
В зависимости от количества примесей наблюдается различная конси-
стенция озокерита, изменяющаяся от мазеподобной до твердой и хруп-
кой. В его составе содержится от 84 до 86% углерода и от 13 до 15%
водорода.
381
Асфальт (греч. аотраЛтод— смола) — горная порода темно-буро-
го, почти черного цвета, хрупкая или вязкая, состоящая преимуще-
ственно из смеси окисленных углеводородов. В составе асфальта со-
держится от 67 до 88% углерода, от 7 до 10% водорода и от 2 до-
23 % кислорода.
§ з
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, СВЯЗАННЫЕ С ОСАДОЧНЫМИ
ГОРНЫМИ ПОРОДАМИ
Как видно из рассмотренных выше разнообразных процессов, оса-
дочные горные породы формируются в результате действия различных
экзогенных сил. Наибольшее площадное развитие имеют породы, обра-
зовавшиеся на дне древних морских водоемов, неоднократно покрыва-
ющих сушу, в меньшей степени в озерных, болотных и других условиях.
Многие осадочные горные породы — пески, песчаники, глины, изве-
стняки, доломиты, мергели, трепелы и другие сами по себе являются-
полезными ископаемыми и особенно широко используются в строитель-
ном деле. Имеют большое практическое значение различные мине-
ральные соли — ангидрит (CaSO4), гипс (CaSO4-2H2O), поварен-
ная соль (NaCl), калийная соль (КС1), калийно-магниевая соль
(MgCKKCl-6Н2О), глауберова соль (Na2SO4- 10Н2О), сода (Ыа2СОзХ
XIOH2O), — формирующиеся в соленых озерах, в лагунах, лиманах, за-
ливах, частично или полностью отгороженных от моря барами, пере
сыпями.
С осадочными горными породами кроме того связаны важнейшие
полезные ископаемые. К ним относятся месторождения железа, мар-
ганца, алюминия, фосфоритов, нефти, газа, ископаемых углей и др.
Железные и марганцовые руды. Среди месторождений
железа осадочного типа наибольшее практическое значение имеют руды
морского генезиса (бурый железняк, реже сидерит). Они образуются
в прибрежной мелководной зоне, в различных заливах, бухтах. Вме-
щающими осадочными породами обычно являются терригенные отло-
жения— песчаники, алевролиты, глины. Примерами месторождений-
подобного типа служат месторождения на западном и восточном скло
нах Урала, керченские, тульские, липецкие и др. Железные руды встре-
чаются также в корах выветривания латеритного типа, формирующих-
ся на магматических ультраосновных и основных горных породах в тро-
пическом климате. Это так называемые остаточные месторождения.
Месторождения такого типа, сложенные глинисто-охристыми продукта-
ми коры выветривания с линзами бурого железняка (с повышенным,
содержанием хрома, никеля, марганца), известны на Урале, Северном
Кавказе и в других местах. Отдельные железорудные залежи в виде
линз обнаружены в древних (олигоценовых) аллювиальных и дельто-
вых отложениях среди песчаников, алевролитов и глин (Северное При-
аралье). На севере европейской части СССР и в скандинавских стра-
нах, в пределах таежно-подзолистой зоны известны озерно-болотные
железные руды, соответствующие по времени образования голоцену.
Подобного типа руды, представленные преимущественно сидеритом и
гидрогематитом, встречаются и в более древних отложениях (Халилов-
ское месторождение на Урале и др.).
Марганцовые руды также образуются в прибрежной зоне моря и»
часто ассоциируют с относительно мелководными кремнистыми порода-
ми или с терригенными песчано-глинистыми. Максимальнбе накопле-
ние марганцовых руд происходит в относительно открытой части шель>-
3№
фа (Крашенинников, 1971). К числу месторождений этого типа отно--
сятся Чиатурское, Никопольское и др.
Месторождения фосфоритов образуются исключительно в морских
условиях. Согласно представлениям А. В. Казакова, наибольшая кон-
центрация фосфатов (Р2О5) наблюдается на глубине около 560 м, где
пополнение их связано с разложением морских организмов, при отми-
рании опускающихся на дно. Осаждение же фосфатов происходит в об-
ласти шельфа на глубинах 50—250 м в результате поднимающихся к
поверхности моря глубинных течений.
В геологических разрезах фосфориты залегают: 1) в виде пластов,
среди кремнистых или карбонатных толщ (месторождения хребта Ка-
ратау в южном Казахстане); 2) в виде скоплений желваков (конкре-
ций) часто в глауконитовых песках и песчано-глинистых породах
(Егорьевское месторождение Московской области, Шигровское — Кур-
ской области, Полпинское — Брянской области и др.).
Бокситы представляют собой основной вид минерального сырья
для получения алюминия. Происхождение их различно. Они встреча-
ются в корах выветривания, сформированных на магматических гор-
ных породах в условиях жаркого, влажного тропического климата, где-
процессы химического выветривания наиболее интенсивны.
Другим типом являются бокситы платформенных областей, обра-
зовавшиеся в озерах, лагунах, болотах и залегающие среди пестроцвет-
ных глин и песков. Рудные залежи имеют пластообразную, местами
линзовидную форму. В краевых частях складчатых областей бокситы,
сформировались в прибрежно-морских и лагунных условиях. Харак-
терно, что они в большинстве случаев залегают на неровной, размытой
и закарстованной поверхности рифогенных известняков. Этот тип бок-
ситов называют рифогенно-котловинным, или карстово-рифогенным, ти-
пом, чем подчеркивается связь их с закарстованными рифогенными из-
вестняками.
Бокситы, образовавшиеся в озерах, болотах, лагунах и в прибреж-
ной части моря, по-видимому, представляют собой переотложенные,
продукты выветривания.
Наиболее крупные залежи бокситов в СССР известны на восточ-.
ном склоне Северного Урала, в Казахстане, на Украине и в других
местах.
Нефть и газ. Важнейшие полезные ископаемые нефть и газ.
связаны с различными по возрасту осадочными горными породами.
Они встречаются в отложениях почти всех систем с позднего докем-
брия до неогена, отличающихся хорошими коллекторскими свойствами.
Это карбонатные породы — известняки, доломиты, мергели, а также пе-
ски, песчаники и другие пористые и трещиноватые породы.
В СССР крупные-нефтяные месторождения сосредоточены на Кав-
казе, в районе Второго Баку (между Волгой и Уралом), на Украине,
в Западной Сибири и других районах.
Месторождения горючих газов известны в Прикарпатье, на Украи-
не, в Саратовском Поволжье, в Бухаре и др. Одним из самых крупней-
ших месторождений является месторождение Западной Сибири с ог-
ромным запасом нефти и газа.
Ископаемые угли. С осадочным процессом в приморских за-
болоченных низинах, в дельтах рек, в болотах и зарастающих озерах
прошлых геологических периодов связаны многочисленные угольные,
месторождения (угольные бассейны — Донецкий, Кузнецкий, Иркут-,
ский. Подмосковный, Челябинский, Карагандинский и др.).
383
Россыпные месторождения полезных ископаемых.
С экзогенными процессами связано формирование россыпных место-
рождений. Продукты выветривания часто захватываются поверхност-
ными водами, переносятся на то или иное расстояние и откладываются
на путях стока. Море также размывает различные породы и перемы-
вает внесенный реками обломочный материал. Во всех случаях проис-
ходит дифференциация материала. Химически устойчивые, твердые и
тяжелые частицы накапливаются в основании (в нижней части) конти-
нентальной толщи (речной, склоновой, морской и др.), образуя россы-
пи. Различают элювиальные, делювиальные, аллювиальные, прибреж-
но-морские россыпи. Особенно велико значение аллювиальных россыпей
в долинах рек. Среди россыпей известны месторождения золота, пла-
тины, оловянного камня (касситерита), граната, алмаза и других по-
лезных ископаемых. Широкой известностью пользуются россыпные ме-
сторождения золота в Сибири, на Северо-Востоке и в других районах
СССР. ’
ЛИТЕРАТУРА
Вассоевич Н. Б., Амосов Г. А. Геологические и геохимические улики образова-
ния нефти за счет другого вещества. «Труды Всесоюзного совещания по генезису
нефти и газа», т. 1. М., «Недра», 1966.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М., «Высшая школа», 1967.
К ал и н к о М. К. Неорганическое происхождение нефти в свете современных данных.
М., «Недра», 1968.
Крашенинников Г. Ф. Учение о фациях. М., «Высшая школа», 1971.
Налнвкин Д. В. Учение о фациях, т. I, II. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1956.
Происхождение нефти и 1аза и формирование их месторождений. М., «Недра», 1972.
Р у х н н Л. Б. Основы литологии. Л., «Недра», 1959.
Соколов В. А. Процессы образования н миграция нефти и газа. М., «Недра», 1965.
Черноусов Я. М. Курс общей геологии угольных месторождений. М., Госгеолтех-
издат, 1962.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. М., Госгеолиздат, 1958.
В¥ЪО
25 Общая геология
•ЭНДОДИНАМИКА-
ГЛАВА 14
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ
Осадки морей, озер и т. п. откладываются, как правило, в форме
горизонтальных или почти горизонтальных слоев. В таком поло-
жении они могут находиться неопределенно долгое время, подвергаясь
воздействию лишь процессов диагенеза, т. е. постепенно затвердева-
ют, уплотняются, из осадка превращаются в горную породу, но своего
горизонтального положения почти не меняют.
Ярким признаком движений, которые может испытывать земная
кора, т. е. тектонических движений, служит нарушенное зале-
гание слоев осадочных пород, т. е. тектонические наруше-
ния. Нарушения могут быть самыми разнообразными по своей форме,
но в основном они делятся на две большие группы: складчатые
нарушения (пликативные дислокации; лат. plico — складывать) и
разрывные нарушения (дизъюнктивные дислокации; лат. disjungo —
разобщать). В таком порядке мы их и рассмотрим; однако прежде об-
ратимся к некоторым вопросам, связанным с механическими условиями
развития деформаций в твердых телах.
§ 1
ДЕФОРМАЦИЯ ТВЕРДЫХ ТЕЛ
Горные породы, как магматические, так и осадочные, представля-
ют собой в большинстве случаев тела более или менее твердые и упру-
гие, состоящие из кристаллов, более или менее плотно сцементирован-
ных. Следовательно, при изучении деформаций, которые испытывают
горные породы, нужно прежде всего рассмотреть вопрос о том, как де-
формируются твердые тела вообще.
График «напряжение — деформация». Рассмотрим процесс дефор-
мации твердого тела от момента приложения нагрузки до разрушения
тела. Ход всех стадий деформации удобно представить в форме гра-
фика, который именуется графиком «напряжение — деформа-
ц и я» (рис. 14.1).
На оси ординат будем откладывать величину напряжения о, т. е.
величину нагрузки, прилагаемой к телу, отнесенную к единице пло-
щади:
ЗВ* 387
где А — сила (давление) в кг, приложенная к телу извне; S — площадь
в л2, на которую сила F действует. На оси абсцисс будем откладывать
величину деформации е, возникающей в данном твердом теле под влия-
нием напряжения о.
Опыт показывает, что по мере увеличения о растет и е, что выра-
жается отрезком ОА нашего графика. При этом отрезок ОА — примо-
рие. 14.1. График снапряже-
нне—деформация»: о — напря-
жение; е — деформация; Л —
предел упругости; В — предел
текучести; С — предел прочно-
сти
линеен, т. е. деформация пропорциональна
напряжению, и между о и е существует ли-
нейная зависимость:
и = Ее.
Коэффициент пропорциональности Е
носит название модуля упругости
(модуля Юнга); он имеет большое значение
в теории сопротивления материалов и в
сейсмологии. Указанная выше прямая за-
висимость между ст и е носит название з а-
к о н а Гука (1676 г.).
Деформации, соответствующие участку
О А графика, т. е. отвечающие закону Гука,
носят название упругих деформа-
ций. Это значит, что после снятия внешней
нагрузки деформации исчезают и тело при-
нимает свою прежнюю форму. Напряжение
оа, отвечающее конечной стадии упругих
деформаций и моменту появления деформа-
ций другого типа, остаточных, именуется
пределом упругости.
При дальнейшем увеличении нагрузки от аа до ос в дополнение к
упругим деформациям в теле возникают деформации остаточные,
причем на участке от <уа до о& — обратимые (пластические),
на участке от оъ до ос — необратимые (хрупкие). Напряжение
оь, которому отвечает начало возникновения хрупких деформаций, име-
нуется пределом текучести. Напряжение ос, которому отвечает
момент разрушения тела, именуется пределом прочности (вре-
менным сопротивлением на’сжатие); его часто обозначают симво-
лом Kd-
Рассмотрим несколько ближе все три вида деформаций.
Упругие деформации. Упругие деформации не обнаруживаются
в горных породах с такой ясностью, как остаточные, но все же к ним
следует отнести ряд геологических явлений. Так, с упругими деформа-
циями связано явление горного удара в стенках глубоких горных
выработок; стенки под давлением вышележащих пород выпучиваются
внутрь выработки, и от них отскакивают с сильным треском куски по-
роды. С накоплением тектонических напряжений, которые ведут к уп-
ругим деформациям, с последующим внезапным и почти мгновенным
разрешением этих напряжений связаны землетрясения; здесь уп-
ругие деформации переходят в остаточные, которые выражаются в от-
носительном смещении одного крыла разрыва по другому иногда на
несколько метров. Наконец, с упругими деформациями связаны и та-
кие явления, совсем иного масштаба, как волнистое погасание
в кристаллах кварца и некоторых других минералов, обнаруживаемое
под микроскопом; если образец нагреть, то эффект волнистого погаса-
388
ния исчезает, так как упругие напряжения снимаются за счет протека-
ющего при высокой температуре перераспределения частиц.
Пластические деформации. Пластические деформации с особой
наглядностью проявляются в металлах. Представьте себе металличе-
ский, например медный или алюминиевый, стержень. Если его растя-
нуть, то где-нибудь в одном месте он станет тоньше, у него появится
шейка, но он еще не разорвется. Лишь при дальнейшем растяжении
шейка разорвется и стержень разделится на две части. Что же про-
,Рие. 14.2. Деформация кристалла каменной соли. Черные кружки —
атомы натрия; незалитые кружки — атомы хлора; а — раскол по
спайности; б — пластическая деформация
исходит с веществом стержня в районе шейки? Этот процесс — утонение
стержня — происходит следующим образом: стержень как бы дробится
на ряд плоских дисков, толщина которых и ориентировка определяются
особенностями кристаллической решетки данного металла, и каждый
из дисков смещается относительно соседних, не теряя, однако, с ними
связи. Все особенности этого процесса определяются свойствами кри-
сталлической решетки данного вещества, поскольку прочность, тягу-
честь, внутренние связи, ориентировка возможных плоскостей скольже-
ния — все определяется свойствами решетки, взаимоотношением и взаи-
мосвязями частиц решетки, т. е. атомов данного вещества. Подобный
процесс именуется трансляцией, или скольжением. Он хоро-
шо изучен в применении к металлам и ему посвящено большое количе-
ство специальных исследований.
Таков же в принципе механизм пластической деформации в кри-
сталлах неметаллических (ионных). В природных условиях сплошь и
рядом встречаются деформированные кристаллы галита, гипса, гале
нита, турмалина, полевых шпатов, кальцита и т. д. Рассмотрим несколь-
ко ближе процесс скольжения в кристаллах галита, или каменной соли
(рис. 14.2).
Галит (NaCl) кристаллизуется в кубической сингонии; в вершинах
элементарных кубов, расположенных в шахматном порядке, помеща-
ются ионы Na и С1, которым отвечают соответственно положительные
и отрицательные электростатические заряды. Взаимодействие этих за-
рядов в основном определяет собой структуру и свойства кристалла.
Теперь представим себе, что мы пытаемся сместить одну часть
кристалла относительно другой в плоскости, параллельной одной из
граней. Легко видеть, что в этом случае быстро наступит момент, когда
однозначно заряженные частицы Na, а также С1 окажутся рядом с та-
кими же частицами, и под влиянием сил отталкивания, проявляющихся
389
между одноименными зарядами, части кристалла отойдут одна от дру-
гой: кристалл расколется по плоскости, параллельной одной из граней
куба, т. е. по спайности. В этом и заключается сущность понятия
«спайность» (рис. 14.2, а).
Все будет происходить иначе, если мы попытаемся сместить одну
часть кристалла относительно другой в косом направлении, по диаго-
нали (рис. 14.2, б). В этом случае силы отталкивания не возникают; кри-
сталл сохраняет свою прочность, сохраняются связи между переме-
щающимися блоками, хотя внешняя форма кристалла и меняется.
Плоскостями такого рода скольжения для кристаллов галита являются
грани ромбического додекаэдра (правильный двенадцатигранник с гра-
нями, имеющими форму ромба).
Известны и другие типы пластических деформаций. Так, хорошо
изучен процесс механического двойникования, заключаю-
щийся в повороте одних блоков решетки относительно других, с сохра-
нением связи между ними; посредством механического двойникования
легко деформируются кристаллы кальцита; тем же путем образуются
широко распространенные полисинтетические двойники в кристаллах
полевых шпатов, особенно у микроклина и альбита.
Кроме того, важно отметить, что плотные горные породы, являю-
щиеся поликристаллическими агрегатами (т. е. состоят из мно-
жества различных кристаллов), получают дополнительные возможно-
сти деформации благодаря перемещениям минеральных зерен одного
относительно другого, что облегчается тем, что каждое зерно обвола-
кивается тончайшей пленкой воды. Наконец, породы рыхлые, такие, как
пески, а также влажные глины и т. п. поддаются внешнему давлению
и деформируются без особого труда вследствие отсутствия связей между
минеральными частицами.
Итак, можно дать следующее определение: скольжение, или
трансляция, представляет такой способ пластической деформации
твердых кристаллических тел, при котором между ионами кристалли-
ческой решетки сохраняются все связи, определяемые электростатиче-
скими силами притяжения и отталкивания, а перемещения одних до-
статочно малых блоков кристалла относительно других осуществляются
вдоль определенных, закономерно ориентированных плоскостей, поло-
жение которых обусловлено конкретными особенностями кристалличе-
ской решетки данного минерала. При этом поворотов и изгибов в эле-
ментарных плоскостях кристаллической решетки не происходит и упру-
гие деформации не появляются.
Естественно возникает вопрос: в каких же условиях осуществля-
ются пластические деформации в массах горных пород, сложенных са-
мыми разнообразными минералами? Следует рассмотреть влияние на
процесс деформации кристаллических сил следующих факторов: высо-
кой температуры, длительности нагрузки и всестороннего давления.
Нагревание тела приводит к усилению тепловых движений
слагающих его молекул, что в известной мере облегчает осуществление
пластических деформаций. Однако следует учесть, что в полевой об-
становке мы встречаемся обыкновенно с такими породами осадочного
происхождения, которые никогда не находились в зоне очень высоких
температур, но тем не менее они дают примеры типичных пластических
деформаций — например, складки в протерозойских магнетитовых квар-
цитах района Курской магнитной аномалии или Кривого Рога, в глини-
стых сланцах верхнего триаса в Крыму и т. д.; следовательно, нагре-
вание не может считаться решающим фактором. Лишь по достижении
температуры плавления минералов, т. е. за пределами 1000° С, порода
390
размягчается и получает возможность течь, но такого рода деформа-
ция, вызванная фазовым переходом из твердого состояния в жидкое,
ничего общего не имеет с пластической деформацией кристаллических
веществ.
Длительность нагрузки играет определенную роль в том
случае, если напряжения превышают так называемый предел пол-
зучести. В этом случае деформация с течением времени медленно
увеличивается, что в конечном итоге может привести к заметным ре-
зультатам. Количественная сторона этого фактора недостаточно изучена,
но если учесть, что геотектониче-
ские процессы развиваются на фоне
почти неограниченного, в смысле дли-
тельности, времени и что пластические
деформации — распространенный тип
нарушений, то придется признать, что
длительность действия нагрузки — не-
маловажный фактор геотектоники.
Всестороннее давление
-оказывается, по всей видимости, фак-
тором решающего значения. При все-
стороннем давлении, превышающем
предел прочности, тело должно разру-
шиться, но, как писал известный зна-
ток теории сопротивления материалов
М. М. Протодьяконов, ему «некуда
разрушаться». Прочность тела кажу-
щимся образом возрастает, оно не раз-
F
Рис. 14.3. К расчету ориенти-
ровки плоскости S] максималь-
ного скалывающего напряже-
ния
рушается, но внутренние силы не в со-
стоянии сопротивляться внешним воз-
действиям, и тело становится пластич-
ным, оно способно деформироваться
•без разрыва, без потери связи между
частицами. В толще земной коры ус-
ловия всестороннего давления, превы-
шающего предел прочности горных по-
род, осуществляются в том случае,
если вес вышележащих пород, т. е. так
называемое петростатическое давление, превысит этот предел, и будет
'воспроизведена обстановка гидростатического или почти гидростатиче-
ского давления. Для различных горных пород эта обстановка возникает
на различных глубинах, но в целом вряд ли превышает 20 км (но обыч-
но меньше).
Учитывая изложенное, можно понять, что слои твердых горных по-
род, находящихся в реальных условиях давлений и температур, харак-
теризующих физическую обстановку на различных уровнях в земной
коре, в условиях сложного поля тектонических напряжений, развиваю-
щихся в недрах Земли, могут деформироваться, сжиматься, образовы-
вать самые различные складки, что и наблюдается в природе.
Хрупкие деформации. Остаточные деформации необратимого ха-
рактера, т. е. хрупкие деформации, сопровождающиеся разрушением
тела, начинаются за пределом текучести оь. На поверхности образца,
который подвергается сжатию, появляются тонкие, волосные трещины,
ориентированные косо по направлению к линии давления. Это так на-
зываемые линии Моора, или линии Людерса. При рассмотре-
нии этих линий под микроскопом видно, что они представляют собой
391
узкие полосы, в пределах которых концентрируются зерна с наиболее
сильно выраженными пластическими деформациями. При дальнейшем
росте напряжений вдоль таких линий происходит смещение соседних
блоков в противоположных направлениях, т. е. тело начинает разру-
шаться. Выясним, в каком направлении скорее всего могут возникнуть
такие трещины.
Пусть на брусок с поперечным сечением 5 действует по его про-
дольной оси сила F (рис. 14.3). Нам надлежит выяснить, под каким
углом а к поперечному сечению S пройдет трещина Si. Напряжение оь
приходящееся на единицу площади в плоскости Sb равно
о,
F
Si
или, поскольку S=Si cos а,
о, = — cos а.
А с
Пользуясь правилом параллелограмма, можно разложить напря-
жение oi на нормальное напряжение оп и тангенциальное Gt. Танген-
циальное (или касательное) напряжение Gt, приводящее к возникнове-
нию трещины Si и смещению блока 1 вверх и направо по отношению
к блоку 11, определяется из треугольника ОАВ:
g, = о, sin а = — sin acos а = —-2sin acos а — — sin 2а.
1 S 2S 2S
р
Итак, Gt — sin 2а. Ясно, что максимальной величины Gt дости-
гает при sin 2а—1, т. е. при а=45°. В этом состоит так называемый
закон скалывающих напряжений, имеющий большое значе-
ние в теории сопротивления материалов.
При разрушении твердого тела действует не только закон скалы-
вающих напряжений. Имеется целый ряд факторов, влияющих на тече-
ние процесса разрушения. Но закону скалывающих напряжений при-
надлежит все же значительная роль, и в некоторых случаях он являет-
ся ведущим, объясняя не только детали деформаций разрушения, но
и некоторые особенности крупных разрывных нарушений.
Важнейшие виды деформации твердых тел. В физике твердого тела
различаются однородные и неоднородные деформации.
К первым относятся сжатие, растяжение и простой сдвиг,
и они характеризуются тем, что все участки тела деформируются оди-
наково. Ко вторым относятся изгиб и кручение; здесь величина и
характер деформации от места к месту меняются.
Сжатие. Размеры тела вдоль линии давления уменьшаются, в
перпендикулярном направлении — увеличиваются. Шар, мысленно впи-
санный в деформируемое тело, превращается в эллипсоид, в котором
можно, однако, найти пересекающиеся между собой круговые сечения,
вдоль которых вещество не испытывает ни удлинения, ни укорочения
(рис. 14.4, а). Напряжения сжатия и соответствующие им деформации
играют важнейшую роль в развитии тектонических нарушений.
Растяжение. Размеры тела вдоль линии действия сил увеличи-
ваются, в перпендикулярном направлении — сокращаются. Шар, впи-
санный в деформируемое тело, превращается в эллипсоид с теми же
свойствами, что и в предыдущем случае (рис. 14.4, б). Растяжение —
деформация, которая реже встречается в геологической практике, чем
392
деформация сжатия, но известны примеры очень яркого и показатель-
ного проявления растяжения.
Простой сдвиг. Деформация возникает под воздействием пары
сил. Если до деформации тело имело форму куба, то после деформации
сечение, расположенное в плоскости действующих сил, приобретает
Рис. 14.4. Основные виды деформации твердых тел: а — сжатие;
б — растяжение; в — простой сдвиг; г — нзгнб; д — кручение
форму ромба (рис. 14.4, в). Простой сдвиг — деформация, имеющая-
важное значение для процесса формирования складок.
Изгиб. Внешняя часть тела испытывает растяжение, внутренняя—
сжатие. Средняя линия не испытывает ни удлинения, ни укорочения
(рис. 14.4, г). Этот вид деформации имеет непосредственное отношение
к процессу развития складчатых нарушений.
Кручение. Деформации этого типа в геологической практике
почти не встречаются (рис. 14.4, д).
Изучение различных видов деформации твердых тел в полевой об-
становке, в лаборатории и теоретически значительно содействует пони-
манию процессов формирования тектонических нарушений.
§ 2
СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ
Осадочные горные породы, как правило, залегают в форме более
или менее правильно выраженных слоев. Слой — это подразделение
осадочных отложений, ограниченное снизу и сверху ясной поверхностью,
т. е. поверхностью напластования. Поверхность напластова-
ния, или плоскость наслоения — это уплотненная поверхность слоя, от-
деляющая его от вышележащего слоя (Наливкин, 1956). Верхняя часть
слоя именуется кровлей, нижняя — подошвой. Заметим, что по от-
ношению к полезным ископаемым, которые залегают в форме слоев,,
обычно применяется термин пласт — пласт каменного угля, пласт ка-
менной соли и т. п. Осадочные породы представляют осадки физиче-
ского, химического или органического происхождения, накопившиеся на
дне морских или пресноводных бассейнов или же на суше и уплотнив-
шиеся, слежавшиеся, затвердевшие в результате влияния процессов»
диагенеза.
393
Дно морских или пресноводных бассейнов в большинстве случаев
представляет поверхность, близкую к горизонтальной. Каждая порция
осадка, выпавшая на эту поверхность, ложится на нее в виде более или
менее протяженного слоя. Если бы обстановка, в которой протекает
процесс осадкообразования, оставалась неизменной, то одни и те же по
составу осадки накапливались бы равномерно, в результате чего обра-
зовалась бы массивная порода, в которой трудно было бы рассмотреть
Рис. 14.5. Моноклиналь в красноцветных песчаниках близ г. Пржеваль-
ска в Тянь-Шане (фото Г. П. Горшкова)
отдельные слои. В действительности же физико-географическая обста-
новка постоянно меняется и это приводит к тому, что меняются как ско-
рость накопления осадков, так и состав последних. Это обстоятельство
приводит к тому, что накапливающаяся толща осадков оказывается
слоистой, что сохраняется и в дальнейшем, при превращении осадка
в породу. Итак, учитывая условия, в которых проходил процесс осад-
конакопления, мы должны ожидать, что осадочные породы будут встре-
чаться в форме горизонтальных слоев. Так оно и есть в большин-
стве случаев. Но так бывает далеко не всегда. Выше уже говорилось
о том, что во многих случаях, особенно в горных районах, мы встреча-
емся с нарушенным залеганием слоев осадочных пород. Они на-
клонены более или менее круто (рис. 14.5), или изогнуты (рис. 14.6), или
даже разорваны (рис. 14.28). Порой встречаются толщи со слоями,
залегающими вертикально. А изгибы, измятия слоев бывают столь
сложными, что иногда лишь с трудом удается проследить за положе-
нием какого-нибудь одного слоя.
Подобные смятия и разрывы, т. е. изменения в первоначальном
залегании слоистых толщ, называются тектоническими наруше-
ниями (или тектоническими дислокациями). Среди них
различают две главные формы: с к л а д ч а т ы е нарушения и раз-
рывные нарушения. Сначала мы рассмотрим складчатые нару-
шения.
394
Элементы залегания слоя и складки. Складки, т. е. волнообразные
•изгибы слоев самых различных масштабов и самых разнообразных
форм, представляют собой важнейший вид тектонических нарушений.
Трудно систематизировать и дать какую-то классификацию этих беско-
нечно разнообразных нарушений, по все же основные элементы их
внешней формы необходимо вы-
делить, чтобы правильно их опи-
сывать. Рассмотрим сначала
элементы залегания наклон-
ного слоя, а затем — геометриче-
ские элементы складки.
Нужно различать следующие
элементы залегания слоя,
а именно (рис. 14.7): линия,
простирания — горизонталь-
ная линия на поверхности слоя,
или, другими словами, пересече-
ние поверхности слоя с горизон-
тальной плоскостью. В каждом
Рис. 14.6. Прямая антиклиналь в нео-
геновых песчаниках, о. Сахалин (фо-
то Г. П. Горшкова)
данном слое, сохраняющем свое
положение в пространстве, мож-
но провести сколько угодно ли-
ний простирания; все они будут
параллельны между собой. Линия
падения — линия, лежащая на
поверхности слоя и перпендикулярная к линии простирания, т. е. линия
падения есть вектор, направленный вниз по слою и указывающий на-
Рис. 14 7. Элементы залегания складки
правление падения слоя. Иными словами, линия падения — это линия,
указывающая направление наклона слоя (или направление, по которо-
му будет стекать вода). Угол падения-— угол между поверхностью
слоя и горизонтальной плоскостью, или угол между линией падения и
ее проекцией на горизонтальную плоскость. В случае горизонтального
залегания слоя угол падения равен 0°; при вертикальном положении
395
слоя угол падения равен 90°. Таким образом, угол падения изменяется
от 0 до 90°. В том случае, если слой находится в перевернутом залега-
нии, угол падения все равно будет меньше 90°, что следует из опреде-
ления угла падения.
Положение слоя в пространстве определяется вполне однозначно.
если дано положение линии падения, т. е.
азимут линии падения и угол
падения. Запись положения
линии падения лучше про-
изводить следующим обра-
зом: вначале указывается
азимут (в градусах от 0 до
360°, с указанием румба —
СВ, ЮЗ и т. п.); затем угол
падения (в градусах от 0 до
90°); например: СВ 30°,
Z15°, или ЮЗ 210°, Z40°.
Подобная запись вполне
достаточна, чтобы опреде-
лить положение в прост-
ранстве линии падения, а
гем самым и линии прости-
рания, т. е. слоя в целом.
В случае вертикального за-
легания слоя нужно указы-
вать азимут линии прости-
рания.
Что касается складки,
то в ней выделяются сле-
дующие элементы (рис.
14.7):
Ядро — внутренняя
часть складки.
Крылья — бока
складки.
Рис. 14.8. Горный компас Осевая плоскость
(или осевая поверх-
ность) — поверхность, разделяющая складку на две равные части, или,
другими словами, поверхность, проходящая внутри складки через точ-
ки, равноудаленные от обоих крыльев.
Осевая линия (или ось) —линия пересечения осевой плоскости
складки с поверхностью Земли.
Шарнир — линия, проходящая по кровле или подошве слоя на
его перегибе, или, другими словами, линия пересечения верхней или
нижней поверхности слоя с осевой плоскостью.
Замок — участок складки в ближайших окрестностях к шарниру.
Высота складки — расстояние, измеряемое по вертикали,
между шарнирами смежных антиклинали и синклинали (по подошве
или кровле какого либо одного слоя).
Ширина складки — расстояние между осевыми линиями двух
соседних антиклиналей или синклиналей.
Угол складки — угол, образуемый плоскостями, продолжаю-
щими крылья складки, или плоскостями, касательными к крыльям.
Горный компас. Удобным инструментом при определении эле-
ментов залегания слоя или складки служит горный компас (рис. 14.8).
Горный компас отличается от обычного компаса несколько большими
396
размерами и монтируется по прямоугольной плоскости. Он снабжен
лимбом, который разделен на 360°. Отсчет идет от точки со знаком С
(север) против часовой стрелки; точке В, восток (слева от линии се-
вер— юг, а не справа, как в обычном компасе), соответствуют 90°, точ-
ке Ю (юг) — 180° и точке 3 (запад)—270°. Необычное расположение
букв, отвечающих странам света: слева В и справа 3 — принято в целях
удобства снятия отсчета по стрелке. Чтобы определить азимут линии
падения наклоненного слоя,
иужно приложить южный ко-
нец компаса к линии простира-
ния и тогда северный конец
«стрелки укажет на лимбе ази-
мут линии падения.
Горный компас снабжен
также небольшим отвесом, ко-
торый позволяет определить
наклон поверхности слоя, т. е
угол падения. С этой целью
нужно, закрепив магнитную
стрелку, поставить компас на
длинное ребро пластинки, к ко-
торой компас прикреплен, и
совместить эту сторону с ли-
нией падения. Свободно вися-
щий отвес займет вертикаль-
ное положение и непосредст-
венно покажет угол падения.
В определении элементов Рис. 14.9. Синклиналь. Кавказ, близ
залегания необходимо приоб- Шемахи (фото Г. II. Горшкова)
рести путем упражнения до-
статочные навыки, чтобы быстро и без ошибок производить измерения
при полевой работе. Горный компас — простой и удобный инструмент,
позволяющий решать много других задач, возникающих в полевой
практике и требующих приближенного решения.
Формы складок. Складчатые нарушения чрезвычайно разнообразны
по своей величине, форме, генезису и т. и. Рассмотрим складки сначала
с точки зрения их формы.
Складка называется антиклинальной (или просто антикли-
налью), если изгиб слоев обращен выпуклостью вверх; в этом случае
в ядре будут находиться более древние слои, на крыльях — более моло-
дые (рис. 14.6).
Складка называется синклинальной (или просто синкли-
налью), если изгиб слоев обращен выпуклостью вниз; в этом случае
<в ядре будут находиться более молодые слои, на крыльях — более древ-
ние (рис. 14.9).
Выделяется также моноклиналь — участок более или менее
крутого, но однородного падения слоев (рис. 14.5). В этом случае, если
моноклиналь занимает вертикальное положение, т. е. если слои верти-
кальны, то обычно говорят, что они стоят на голов ах.
Обращаясь к складкам, мы можем выделить среди них, учитывая
лишь наклон осевой плоскости и положение крыльев (в поперечном
разрезе), следующие разновидности:
Прямая (симметричная) складка — ее осевая плоскость
вертикальна (рис. 14.10, а).
397
Косая (наклонная) складка — ее осевая плоскость,
наклонна, крылья падают в противоположных направлениях и под раз-
ными углами (рис. 14.10, б).
Флексура — складка в виде коленчатого изгиба слоев. Различа-
ются поднятые и опущенные крылья, а также соединительное крыло,
обычно довольно крутое, вплоть до вертикального. Флексуру можно
Рис. 14.10. Формы складок (в поперечном
вертикальном сечении):
а — прямая; б — косая; в—-флексура; г —
опрокинутая; д — лежачая; е — остроуголь-
ная; ж — гребневидная; з — коробчатая;
и — веерообразная; к — изоклинальные
складки
рассматривать как занимаю-
щую промежуточное положе-
ние между косой и опрокину-
той складками (рис. 14.10, в).
Опрокинутая склад-
ка: осевая плоскость наклоне-
на, оба крыла падают в одну
и ту же сторону; для случая
антиклинали одно из крыльев,,
именно нижнее, находится в
опрокинутом залега-
нии (рис. 14.10, г).
Лежачая складка:
осевая плоскость горизонталь-
на, крылья обычно также близ-
ки к горизонтальному поло-
жению и одно из них перевер-
нуто (рис. 14.10, д).
Отмеченные выше складки-
представляют, так сказать,
один ряд от пологой прямой-
складки, которую можно счи-
тать начальной в этом ряду,
до лежачей, которая его замы-
кает. Что касается формы-
складок, то в поле обнаружи-
вается огромное их разнообра-
зие. Встречаются остро-
угольные, гребневид-
ные, коробчатые, или
сундучные, веерообразные
складки (рис. 14.10, 3, otc, 3,
и) и др. Нередко описываются
изоклинальные склад-
ки, отличающиеся тем, что крылья их параллельны друг другу и осе-
вой плоскости (рис. 14.10, к). Веерообразные, остроугольные и изокли-
нальные складки также могут быть прямыми, косыми и лежачими.
Различаются также складки открытые и закрытые. В открытые
пласты сходятся под тупым углом, в закрытых — под острым.
Механизм формирования складок. Особый интерес имеет вопрос
о механизме, т. е. о физической обстановке возникновения складчатых
нарушений. Внимательное изучение складок показывает, что они обра-
зуются одним из следующих двух способов: либо слой сохраняет свою-
целость, не испытывает разрушения, дробления, не растрескивается, а
изгибается в полном смысле этого слова (рис. 14.11, а); либо он разби-
вается на множество отдельных небольших блоков, каждый из которых
никакой деформации не испытывает, но поворачивается относительно
соседнего на небольшой угол и только в целом создается впечатление
складки (рис. 14.11, б). В качестве примера жржведем, с одной стороны.
складки в пластах каменной соли (рис. 14.12), а с другой — складки-
в песчаниках (рис. 14.13).
Механизм развития складок того и другого типа совершенно раз-
личен. Складки первого типа отвечают условиям, при которых порода
Рис. 14.11. Два способа образования складок
б
реагировала на внешние условия как пластичное тело; складки
второго типа свидетельствуют о том, что пластические свойства пород :
проявляться не могли и слои реагировали на внешние воздействия Kai
хрупкое тело. Конечно, это связано как с литологическими осо-
бенностями данной пачки слоев,
так и с условиями, в которых про-
текал процесс складкообразова-
ния: глубиной, температурой,
давлением, длительностью и т. п
Рис. 14.12. Складки в пластах камен-
ной соли (вскрыты в стенках штоль-
ни соляного рудника)
Рис. 14.13. Складки в слоях хрупких
яород
Рассмотрим несколько подробнее процесс образования складки.
Пусть дана пачка слоев в ненарушенном залегании (рис. 14.14, а). Ка-
ким образом будет протекать процесс изгибания? Что будет происхо-
дить с каждым из слоев в отдельности? Можно представить себе два
варианта.
399
Рис. 14.14. Механизм из-
гибания пачки слоев
1. Изгибающиеся слои скользят один вдоль другого по разделяю-
щим их поверхностям напластования. Круг, мысленно вписанный в слой
до деформации, сохраняет свою форму без изменения и после дефор-
мации. Слои в этом случае раскалываются, расчленяясь на отдельные
•блоки, благодаря поворотам и перемещениям которых создается склад-
ка (рис. 14.14, б). На нижних и верхних границах каждого блока, т. е.
в кровле и подошве каждого слоя, обнаружи-
ваются следы движения, штрихи, царапины,
порой перетертый материал с плоскостями
расслаивания определенной ориентировки.
Так могут деформироваться слои, состоящие
из хрупкой, непластичной породы (рис. 14.13).
2. Изгибающиеся слои удерживают связь
между собой по поверхностям напластования,
но внутренняя структура слоев изменяется:
возникает деформация, отвечающая понятию
простого сдвига; круг, вписанный в слой до
деформации, превращается в эллипс с длин-
ной осью, проходящей по большой диагонали
ромба, получающегося при сдвиге
(рис. 14.14, в). Внутри слоя происходит пере-
распределение материала, приводящее к воз-
никновению различных вторичных нарушений,
в том числе мелких складок волочения.
Последние асимметричны: они наклонены в
сторону к оси основной антиклинальной
складки. Деформация такого типа часто со-
провождается рассланцеванием породы по направлениям, па-
раллельным сторонам начерченного ромба. В этом случае особенно
заметной оказывается система трещин (так называемый кливаж),
идущих под углом к плоскостям напластования.
Рис. 14.15. Сорванные с палеозойского фундамента складки и
чешуйчатые надвиги в мезозойских и кайнозойских толщах
Таджикистанской депрессии (по С. А. Захарову)
При дальнейшем развитии описанного выше процесса внутрислой-
•ное перераспределение материала приводит к тому, что вещество, сла-
гающее слой, перетекает, «нагнетается» из крыльев складок в приосе-
вые части, образуя хвосты. Мощность слоев в крыльях падает, в
ядрах — растет, достигая порой отношения 1 : 10. Именно так развива-
ются складчатые микронарушения в пластичных толщах (см.
рис. 14.12).
О новых особенностях процесса складкообразования говорят изо-
клинальные складки. В изоклинальной складке нижний слой
согнут так, что крылья соприкасаются между собой по подошве. Для
слоя, расположенного еще глубже, места уже нет, он выжат, и, таким
образом, изоклинальная складка оказывается отделенной от своего ос-
нования, сорванной с него. Такого рода структуры действительно
400
обнаруживаются; например, некоторые складки в юрских песчаниках,
лежащих на жестком палеозойском основании, на южном склоне Гис-
сарского хребта, или складки меловых и третичных отложений Таджи-
кистанскоА депрессии, лежащие на том же палеозойском основании,
сорванн®< с него и отделенные от него пластичной толщей юрских со-
леносных и гипсоносных пород (рис. 14. 15). Такого рода нарушения
представляют собой в сущности одну из разновидностей дисгармо-
ничной складчатости.
О классификации складок. Складчатые нарушения чрезвычайно
разнообразны по своей форме, по размерам и по происхождению. В свя-
зи с этим вопрос об их рациональной классификации приобретает су-
щественное значение.
Простейшая классификация — по внешней форме, т. е. геометриче-
ская — приведена выше.
Широко известна попытка Г. Штилле подразделить складчатые на-
рушения на несколько типов с тем, что критерием отнесения складок
к тому или иному типу служат как морфологические, так и генетиче-
ские признаки. Г. Штилле выделял деформации покровные, складчатые,
сбросово-складчатые и глыбовые. Э. Арган различал два основных ти-
па — складки покровные и глубинные. М. М. Тетяев предпочитал гово-
рить о складках линейных и куполовидных. Близкую к предыдущей схе-
му' предложил В. В. Белоусов, выделяющий два основных типа склад-
чатости. «Первый тип характерен для складчатых зон (геосинклиналей)
и выражен чередованием линейно-вытянутых складок, более или менее
равномерно покрывающих площадь. Эта складчатость может быть на-
звана полной или линейной. Второй тип имеет преобладающее распро-
странение на платформах. Он представлен куполообразными или вало-
образными поднятиями слоев, проявляющимися на площади нередко
прерывисто. Такая складчатость может быть названа прерывистой или
куполовидной» (Белоусов, 1953). Для полной складчатости характерны
такие признаки: непрерывность развития в пределах складчатой зоны,
равное развитие антиклиналей и синклиналей, линейность и горизон-
тальная ориентировка движения масс (что выражается в закономерном
наклоне складок). Для прерывистой складчатости характерны локаль-
ность, преобладание антиклиналей (с тем, что синклинали порою отсут-
ствуют, заменяясь остаточными впадинами с ненарушенным залегани-
ем слоев), отсутствием линейности (с преобладанием куполовидных
форм) и отсутствием горизонтальной ориентировки движения. Как вид-
но, в этой классификации при всей её ясности, критерии морфострук-
турные преобладают над генетическими, хотя последние и заложены
в несколько неявной форме в этих признаках.
Что касается чисто генетического подхода к делу, то здесь картина
сложнее, и в настоящее время ещё нельзя сказать, что вопрос о проис-
хождении складок и, на этой основе, их классификация разработаны
окончательно. Ясно изложил еще давно (1893 г.) свою позицию Б. Уил-
лис, который придавал основное значение действию на слоистую тол-
щу приложенной извне тангенциальной (т. е. ориентированной в гори-
зонтальном направлении) силы (рис. 14.16, а). Схема эта проста, и во
многих случаях она удовлетворительно объясняет особенности складча-
той структуры, но она совсем не исключает возможности иной кинема-
тической обстановки. По другой схеме (рис. 14.16, б), складки возника-
ют в результате воздействия на слоистую толщу радиально (снизу
вверх) ориентированных сил. И для этой схемы можно подобрать кон-
кретные примеры из геологической действительности — но примеры от-
26 Общая геология
401
нюдь не исчерпывающие всего разнообразия реально существующих
складчатых нарушений. Несколько иной вариант механизма возникно-
вения складчатых деформаций в условиях вертикально-ориентирован-
ных напряжений был предложен В. В. Бронгулеевым (1949), подчерки-
вающим ведущую роль процесса течения пластических масс, сдавлен-
ных более вязкими («компетентными») слоями, подстилающими и
Рис. 14.16. Схемы образования складок:
а — под действием приложенной извне танген-
циальной силы F (по Б. Унллнсу); б —под дей-
ствием приложенной извне вертикальной силы F:
в — в результате течения масс в связи с верти-
кальным сжатием (заштрихованы вязкие, или
компетентные, породы, между ними — пластичные,
или некомпетентные, породы): г — под действием
гравитационных сил. Из В. В. Бронгулеева, 1949
перекрывающими плас-
тичную толщу (рис.
14.16, в). Иными словами,
здесь сразу возникают
складки двух типов —•
складки локальных или
региональных вертикаль-
ных колебаний земной
коры и складки течения.
Совсем иное решение во-
проса было еще ранее
предложено Е. Хаарма-
ном (1930), по идее гото-
рого складки возникают
в результате рассредото-
ченного приложения
сил — именно, силы тя-
жести — по всей слоис-
той толще, сползающей
вниз по уклону поверхно-
сти каких-то крупных, об-
условленных внутренними
процессами, поднятий.
так называемых геотумо-
ров (рис. 14.16, г). Схема
эта в последние годы
приобрела известную по-
пулярность и приложима
даже к объяснению гене-
зиса покровов и шарья-
жей. Подробно разрабо-
тан вопрос о генетической
классификации складок
В. Е. Хаиным (1964).
В. Е. Хайн различает три
основных группы скла-
док—«глубинные» склад-
ки, «складки поверхно-
сти фундамента и отра-
женные складки чехла» и «покровные складки». К первым относятся
магматогенные (связанные с подъемом магмы) и метаморфогенные (свя-
занные с изменением объема пород при метаморфизме) складки. Во
второй группе различается большое количество типов складок — унас-
ледованные отраженные, надразломные, приразломные, межразломные
(сдавливания), общего сжатия. В третьей группе выделяются складки
нагнетания (течения), волочения, гравитационные.
Как видим, вопрос о классификации складок, особенно генетиче-
ской классификации, довольно сложен и имеет большую историю. Прак-
тически и в первом приближении, удобно всё же различать два основ
402
а), кулисы (рис. 14.1/, б), дугообразно
Рис. 14.17. Взаимоотношение осей линей-
ных складок (в плане):
а —прямые; б — кулисообразные; в — дуго-
образно изогнутые; г — сигмоида; д — вир-
гация; е — днхотомируюгцие складки
ных типа складок—и по их морфологии и по их образованию: линей-
ные и прерывистые.
Линейные складки отличаются тем, что длина их во много раз
больше ширины и линии простирания соседних крыльев параллельны
друг другу на большом протяжении. При этом антиклинали и синкли-
нали по своим размерам одинаковы и число антиклиналей равно числу
синклиналей. Среди линейных складок или пучков таких складок нужно
различать прямые (рис. 14.17,
изогнутые (рис. 14.17, и), затем
так называемые сигмоиды
(рис. 14.17, г); затем различа-
ются расходящиеся пучки
складок, т. е. виргации (рис.
14.17, д) и дихотом и ру io-
ши е, т. е. разветвляющиеся
складки (рис. 14.17, е).
Шарнир складки может
испытывать погружения и
подъемы в соответствии с по-
гружениями и поднятиями са-
мой складки; это явление на-
зывают ундуляцией. При
погружении антиклинали, а
также при поднятии шарнира
синклинали говорят, что
складка замыкается.
Окончание, т. е. замыка-
ние синклинальной складки,
называется пентрикли-
налью. Ряд антиклиналей и
синклиналей, формирующих в
целом крупное поднятие или столь же крупное опускание, именуется
антиклинорием или синклинорием; по сути дела это сложные
складки огромного размера. Их называют иногда складками первого
порядка, а развивающиеся у них на крыльях складки меньшего раз-
мера— складками второго порядка. Соответственно можно гово-
рить о складках третьего порядка и т. д.
Полная или линейная складчатость, независимо от механиз-
ма формирования каждой отдельной складки, обычно считается резуль-
татом горизонтальных движений, которые испытывает земная кора. Дей-
ствительно, линейная форма этих складок, изгибы их в плане, часто на-
блюдаемая и закономерно ориентированная асимметрия складок в
профиле — все это говорит о наличии тангенциальных напряжений в
земной коре. Линейная складчатость, характерная для таких районов,
как Карпаты, Кавказ, Урал, представляет важнейший объект тектони-
ческих исследований (рис. 14. 18).
Прерывистые складки (изолированные складки, брахи-
складки и купола) отличаются тем, что длина их близка к ширине, а
порой, как например в куполах, они изометричны. Отношение длин-
ной оси брахискладки к короткой оси колеблется в пределах от 2 : 1 до
5 : 1. То же отношение в куполах изменяется в пределах от 1 : 1 до 2 : 1.
Линии простирания в брахискладках представляют собой замкнутые
фигуры — овалы, окружности и т. п. Прерывистые складки, как права
ло, развиваются в условиях платформы, далеко отстоят одна от другой
26*
103
ЯНШИН! НЯЖГОРМАЯ ЯЛА АННА МЕГАНГННЛИНОРИЙ БОЛЬШОГО НА ВНИЗ А
и мало связаны между собой. Среди них преобла-
дают антиклинали, разделенные огромными прост-
ранствами ненарушенного залегания.
Часто на платформах возникают пологие и
широкие складки, захватывающие огромные прост-
ранства, т. е. прогибы и поднятия с углами падения
в крыльях меньше 1°, шириной в десятки километ-
ров и длиной в сотни километров. Первые имену-
ются синеклизами, вторые—а нтеклизами.
Среди прерывистых складок известно много
случаев, когда мощность слоев, слагающих склад-
ку, велика только в ядрах синклиналей. В сводовых
частях антиклиналей, наоборот, мощность оказы-
вается наименьшей. Такое явление можно объяс-
нить только тем, что складка развивалась в резуль-
тате вертикальных движений различного знака —
поднятия антиклинали и погружения синклинали —
и тем, что этот процесс сопровождался одновремен-
ным накоплением осадков: большей мощности в зо-
не погружения, т. е. в синклинали, меньшей — на
крыльях и еще меньшей (а может быть даже и
размывом) — на своде антиклинали. Другими сло-
вами, такие складки развиваются на фоне раз-
личных по знаку вертикальных дви-
жений до статочной длительности при
одновременном течении процессов
осадконакопления и денудации. Ясно,
что в таком случае должны обнаруживаться ф а-
циальные изменения вдоль слоя, т. е. изменять-
ся состав слагающих его осадков, крупность зерен
(в обломочных породах), состав фауны и т. п., что
и фиксируется при полевых работах.
Таким, образом, нужно считать, что прерыви-
стая складчатость возникает в условиях преоблада-
ния вертикальных движений земной коры.
Вопрос о соотношении между вертикальными
(радиальными) движениями и горизонтальными
(тангенциальными) вообще представляет важную
и трудную проблему. Некоторые геологи отдают
предпочтение вертикальным, другие — горизонталь-
ным. Скорее всего следует думать, что как ради-
альные, так и тангенциальные движения функцио-
нируют в земной коре на равных правах, так же
как и движения любой иной ориентировки. Мы
вправе, конечно, в целях удобства выделять вер-
тикальную и горизонтальную составляющие едино-
го процесса движения масс в земной коре, но толь-
ко ради удобства изучения, т. е. условно. На самом
же деле траектория любой точки в земной коре при
тектонических процессах оказывается очень слож-
ной, и сейчас пока нет возможности выделить
одно из направлений в качестве ведущего, исход-
ного, основного.
Мелкие складки платформ. Специфический ин-
терес представляют складки, а порою и разрывы,
404
которые спорадически встречаются в спокойно залегающих слоях оса-
дочного чехла платформ и происхождение которых вызывало большую
дискуссию, да и сейчас еще не может считаться окончательно выяснен-
ным. Примером таких складок может явиться небольшая антиклиналь
в девонских песчаниках, вскрывающихся на правом берегу р. Дон возле
д. Петино (рис. 14.19). Такого рода складки, единичные или группами,
Рис. 14.19. Антиклиналь в девонских песчаниках (петинскне слои)
близ дер. Петино. Воронежская область (фото Е. И. Белецкой)
прямые или косые, с разрывами или без них, встречаются во многих ме-
стах Русской плиты, например на территории Горьковской, Ульяновской,
Куйбышевской, Саратовской, Тульской, Калининской областей, в Чу-
вашской, Марийской, Татарской АССР и других местах. Изучение
строения таких складок в поперечном разрезе показывает, что они от-
личаются следующими особенностями (Бронгулеев, 1951): резко выра-
женным дисгармоничным строением (стр. 401), автохтонпостью
(т. е. они возникли на том месте, где и сами слои), изменением мощнос-
ти слоев, преобладанием антиклиналей, разнообразием в наклоне осевых
плоскостей, полиморфизмом (наличием форм разных порядков и внеш-
них очертаний). В плане они характеризуются заметной линейностью
(хотя и не всегда), единообразием направления осей в каждой группе,
иногда кулисообразным расположением, пространственной связью с
пологими куполовидными поднятиями или валами, фиксируемыми на
платформе, зависимостью от строения фундамента платформ.
В каждом отдельном случае различными авторами предлагались
различные гипотезы их происхождения. Их связывали с действием ма-
териковых льдов, смещающих при своем движении податливые осадки
чехла (т. н. гляциодислокации), считали их одним из следствий соля-
ной тектоники, или гидрохимических процессов в галогенных осадках,
видели в них результат свободного скольжения масс на склонах более
обширных и глубоких поднятий; говорилось о так называемых подвод-
ных оползнях, о влиянии неравномерной статической нагрузки со сто-
роны соседних блоков в условиях изрезанного рельефа, о влиянии кар-
стовых процессов и т. д. В ряде случаев причины экзогенного харак-
405
тера должны считаться вполне реальными — например, в случае тех
деформаций, которые заведомо связаны с подводными оползнями
(рис. 14.20), с физико-химическими процессами, приводящими к изме-
нению объема отдельных слоев в гипсоносных толщах, с механическим
воздействием мощных масс льда. Но в более общем виде все же прихо-
дится считать, что основным фактором и здесь являются тектонические
процессы. Именно вертикальные колебательные движения, проявляю-
Рис. 14.20. Мелкие складки в аргил-
литах таврической серии (триас) в
Крыму. Складки созданы в результа-
те подводного оползания придонных
илистых осадков вниз по уклону дна
бывшего триасового моря (фото
Г П. Горшкова)
щиеся практически повсемест-
но, в том числе и на платфор-
мах, создают в теле платформ
области поднятий и опусканий,
и в такой обстановке податли-
вые рыхлые или пластичные
осадки поверхностного чехла
под воздействием силы тяже-
сти сдвигаются вниз по уклону
такого тектонического рельефа.
Другими словами, процесс
формирования большинства
мелких складок на платформе
«связан с преимущественно
тангенциальным и притом рез-
ко дифференцированным дви-
жением отдельных частей сло-
истого комплекса платформ»,
вызван «дифференцированным
тангенциальным перетеканием
вещества пород из одних уча-
стков слоев в другие, т. е из
сводовых областей поднятий к
их периферии» (Бронгулеев,
1951)
Ясно, что аналогичные
процессы должны развиваться и в тех участках, которые характеризу-
ются линейной складчатостью и более интенсивными колебательными
движениями, т. е. в складчатых зонах, и в этом смысле мелкая склад-
чатость платформ оказывается миниатюрной моделью более интенсив-
ных и ярких деформаций складчатых зон. Мелкие складки платформ —
одна из специфических ферм прерывистых складок, возникающих в оса-
дочном чехле в условиях дифференцированных вертикальных движений,
возбуждающих, как следствие, смещение масс чехла в горизонтальном
направлении.
Соляная тектоника и диапировые складки. Среди безграничного
разнообразия складчатых деформаций слоёв земной коры встречается
множество особых случаев, представляющих по тем или иным причи-
нам специальный интерес. Мы остановимся здесь на одном таком при-
мере, именно на так называемой соляной тектонике
В Северном Прикаспни под слоем песчано-глинистых отложений
мезвзоя и кайнозоя залегает мощная толща каменной соли пермского
возраста. Соль образует ряд куполов, внедряющихся снизу в осадоч-
ную толщу и деформирующих последнюю. До дневной поверхности
соль здесь доходит редко. В других местах известны случаи, когда
массы соли прорывались на поверхность, образуя соляные горы, напри-
мер купол Ходжа-Мумын в Таджикистане. Размеры соляных куполов
в Прикаспии — несколько километров в диаметре; число обнаруженных
406
разведкой куполов измеряется многими сотнями, и некоторые из них
сопровождаются богатыми месторождениями нефти, которая концен-
трируется в подходящих породах (коллекторах), облекающих купол.
Как возникли эти купола и сопровождающие их довольно слож-
ные нарушения в осадочной толще? Скорее всего дело происходило сле-
дующим образом. Соль легче терригенных осадков: удельный вес соли
в поликристаллических агрегатах — 2,15, удельный вес песчаников и
глин — около 2,5. Поэтому под тяжестью вышележащих толщ соль
должна стремиться вверх, исполь-
зуя для этого все пути наименьшего
сопротивления. Ю. А. Косыгин тео-
ретически рассчитал размеры купо-
лов и взаимные их расстояния при
заданной мощности соли и разнице
в плотностях; результаты оказались
близкими к тому, что наблюдается
в действительности. Скорость роста
куполов — менее 1 см в год; рост
этот во многих случаях продолжает-
ся и до настоящего времени, что об-
наруживается по различным при-
знакам на поверхности Земли не-
посредственно над куполами.
Соляные купола разнообразны
по внешнему виду, но в целом укла-
дываются в ряд постепенно изменя-
ющихся форм от пологих едва за-
метных поднятий до веерообразных.
Отмечены даже случаи полного от-
рыва устремляющейся кверху массы
соли от материнского слоя (рис.
14.21). Рис. 14.21. Различные формы соля-
Внутренняя структура многих ных куполов: 1 — каменная соль; 2 —
куполов очень сложна. Соль, пред- терригенные породы
ставляя собой минерал исключи-
тельно пластичный, ® больших массах способна к складчатым деформа-
циям самых сложных и прихотливых очертаний (см. рис. 14.12), раз-
рывные нарушения для соли нехарактерны.
Условия, в которых создавались соляные купола, во многих случа-
ях благоприятствовали также формированию месторождений нефти и
газа, особенно в том случае, если купол и покрывающие его породы не
были разбиты разрывами. Отсюда — практическое значение соляных
куполов и всех вопросов соляной тектоники.
В некоторых случаях наблюдаются чрезвычайно оригинальные фор-
мы нарушений — так называемые ядра протыкания, или диапи-
ровые структуры. Сущность дела сводится в данном случае к то-
му, что формируется антиклиналь, но необычных очертаний: в ядре слои
сильно измяты и поставлены на голову; в стороны от ядра слои выпо-
лаживаются; породы, слагающие ядро складки, в некоторых случаях
настолько энергично продвинуты вверх, что в контакте с крыльями по-
являются разрывы и порода в этом месте сильно раздроблена — ядро
как бы протыкает вышележащие слои. От соляной тектоники диапиро-
вые структуры обычно отличаются тем, что первые характеризуются
продвижением вверх пластичных и менее плотных пород, тогда как
вторые, наоборот, содержат в ядре более плотные и жесткие породы.
407
Впрочем, подобное подразделение установлено не совсем твердо, и из-
вестны диапиры, в которых, наоборот, нижележащая пластичная толща,
например мощные слои глины или даже каменного угля, прорывает
жесткие вышележащие слои, образуя ядро протыкания.
С геологической точки зрения соляные дислокации можно рассма-
тривать как частный случай диапиризма. Диапировые структуры в свою
очередь можно рассматривать как частный случай дисгармоничной
складчатости.
Соляная тектоника, диапиризм и ряд других столь же своеобраз-
ных проявлений складкообразовательных движений показывают, что
Рис. 14.22. Складки пластического течения в метаморфических поро-
дах Мигматиты Западного Беломорья (К. А. Шуркин, 1957)
процесс формирования складчатых нарушений в значительной степени
зависит от механических свойств горных пород — удельного веса, проч-
ности, пластичности и т. п. На общем фоне тектонических напряжений
регионального характера осадочные толщи деформируются в зависи-
мости от физических свойств, обусловленных главным образом лито-
логией.
Складки пластического течения в глубокометаморфизованных тол-
щах. В слоях горных пород, подвергавшихся воздействию интенсивного
метаморфизма, т. е. действию высокой температуры и высокого давле-
ния, возникают весьма своеобразные складчатые нарушения, внешне
напоминающие те прихотливо изогнутые, растянутые, а порою и разор-
ванные, разноцветные полосы, которые появляются па поверхности бы-
стро текущего потока воды, покрытой пленкой нефти. Подобного рода
деформации особенно характерны для древних, архейских и протеро-
зойских пород, таких как кристаллические сланцы, гнейсы, мраморы,
кварциты. Они широко распространены в метаморфических породах
Балтийского щита, в протерозойских толщах района Курской магнит-
ной аномалии и Кривого Рога и в других местах, где докембрийские
породы выходят на поверхность (рис. 14.22). Дислокации такого типа
отличаются некоторыми своеобразными особенностями. Они развива
408
ются, как правило, на фоне интенсивной складчатости вообще, причем
часто слои этих древних образований залегают очень круто, или даже
вертикально, с изобилием изоклинальных складок, что, при отсутствии
палеонтологических остатков, затрудняет их стратиграфическое расчле-
нение. Пластическая природа мелких форм выражается, в частности,
в том, что в складках мощность слоев закономерно изменяется, увели-
чиваясь в замковых частях, а также в том, что разрывные нарушения
обычного типа (т. е. деформации скалывания) здесь отсутствуют, а
Рис. 14 23. Угловое несогласие между слоями палеогенового н нео-
генового возраста близ г. Печ, Венгрия (фото Г. П. Горшкова)
слои разрываются при растягивании, при утончении, расчленяясь на ряд
т. н. «тектонических линз». В породах повсеместно наблюдается слан-
цеватость и линейно-параллельная текстура Под сланцеватостью
следует понимать параллельное расположение, в одной плоскости, та
бличных минералов. Линейнопараллельная текстура выра-
жается в закономерной ориентировке в породе столбчатых удлиненных
кристаллов, что особенно хорошо заметно на гладких поверхностях
сланцеватости.
Подобные мелкие структурные формы — разнообразные складки,
сланцеватость, создаваемая плоскими минералами, линейно-параллель-
ная текстура, создаваемая удлиненными минералами, тектонические
линзы представляют последовательный ряд нарушений и формируются
в условиях глубокого регионального метаморфизма в процессе послой-
ного перераспределения материала, находящегося в пластическом со-
стоянии (Кириллова, 1949; Сорский, 1952). В процессе подобного склад-
кообразования «все породы подвергаются пластическому течению, и
резкое увеличение мощности в замках складок происходит как в мягких
слоях (гнейсы, сланцы), так и в слоях более жестких (амфиболиты,
пегматиты)», причем образование мелких структурных форм происхо-
дит при формировании более крупных структур, а все многообразие
мелких форм «объясняется, с одной стороны, неравномерностью рас-
409
то молодая вышележащая толща может
Рис. 14.24. Примеры несогласий различных
типов (по А. А. Богданову):
а — параллельное несогласие; б — скрытое
несогласие; в — угловое несогласие; г —
параллельное прилегание; д — несогласное
прилегание
гружение участка и трансгрессия моря
пределения действующих сил, а с другой — резкой реакцией на дефор-
мацию различных по составу пород» (Сорский, 1952).
Несогласия. Одно из замечательных явлений, с которым геолог
встречается в поле, носит название углового несогласия
(рис. 14.23). В том случае, если между отложением одной и другой се-
рий осадков был перерыв, соответствующий континентальным условиям,
контактировать с более древней
нижележащей различными
способами. А. А. Богданов
предлагает различать следую-
щие виды «несогласия»
(рис. 14.24): а) параллельное
несогласие, б) скрытое несо-
гласие, в) угловое несогласие,
г) параллельное прилегание,
д) несогласное прилегание.
В. Е. Хайн указывает на нали-
чие дополнительных видов не-
согласий: а) краевое, б) рас-
сеянное (дисперсное), в) дис-
гармоничное тектоническое не-
согласие, затем г) регрессив-
ное прилегание и д) плащеоб-
разное облекание. Особый ин-
терес представляет случай
собственно углового несогла-
сия (рис. 14.24, в). При первом
взгляде и здесь процесс фор-
мирования такого рода несо-
гласия ясен и его можно пред-
ставить в виде последователь-
ного ряда таких событий
(рис. 14.25,А): 1) отложение
толщи а; 2) измятие толщи а,
3) выход дислоцированных по-
род из-под уровня моря;
4) размыв пород до некоторо-
го уровня с образованием вы-
ровненной поверхности; 5) по-
; 6) новый этап накопления
осадков, ложащихся в виде горизонтальных слоев б на измятые слои
толщи а; 7) поднятие участка, регрессия моря, размывание накопив-
шихся отложений и раскрытие обнажения.
В соответствии с такой интерпретацией предполагается, что склад-
кообразовательные движения проявляются только в течение сравнитель-
но короткого периода (этап 2 на рис. 14.25, А), накладываясь на посто-
янно идущие колебательные вертикальные движения. Действительно,
в полевой практике приходится встречать случаи, когда промежуток
времени между отложением толщи а и толщи б очень невелик и на про-
цесс складкообразования времени остается действительно очень мало;
таково, например, несогласие между отложениями титонского и валан-
жинского ярусов в Дагестане (по сообщению И. А. Конюхова). Валан-
жинский век, самый ранний век мелового периода, следует непосредст-
венно за титонским, самым поздним веком предыдущего юрского пе-
риода; между титонским и валанжинским веками никаких других про-
410
межутков времени нет, и если осадки титонского яруса измяты, а
валанжинского нет, то это означает, что процесс измятия происходил
сравнительно быстро. В таких случаях, учитывая интенсивность проя-
вившихся складкообразовательных движений и относительную кратко-
временность их действия, принято говорить о наличии орогениче-
с к о й фазы. Момент проявления орогенической фазы определяется
достаточно просто: эта фаза приходится на промежуток времени меж-
ду отложением нижележащей, измятой, толщи и вышележащей, ненару-
Рис. 14.25. Различные способы образования угловых несогласий:
1 — толща А; 2 — толща Б
шенной. Г. Штилле, известный немецкий тектонист, составил список
орогенических фаз за время с кембрия доныне, отнеся их к той или иной
складчатости, т. е. периоду общего сильного оживления тектонических
движений; список этот вошел в литературу как «орогенический канон
Штилле». В списке Г. Штилле насчитывается 18 орогенических фаз,
проявляющихся, якобы, одновременно по всему земному шару.
Однако на деле вопрос оказался более сложным. Действительно,
если на этап 2, т. е. на процесс формирования складок, еще можно
отвести какое-то сравнительно ограниченное время, то никак нельзя
думать, что остальные этапы — от 3 до 7 — совсем не требуют времени.
Наоборот, следует предполагать, что для завершения всего комплекса
процессов, характеризующих этапы 3—7, требуется очень много време-
ни — а его, судя, скажем, по примеру из Дагестана, нет. Как же выйти
из этого противоречия? Как в таком случае представить себе формиро-
вание углового несогласия? Н. С. Шатский предложил следующее объяс-
нение. Он обратил внимание на то обстоятельство, что нередко мощ-
ность одних и тех же отложений в антиклиналях не остается постоянной,
а меняется, увеличиваясь в ядрах синклиналей или на крыльях и умень-
шаясь в своде антиклиналей. Такого рода явления, как об этом уже
говорилось выше, могут возникнуть в том случае, если формирование
складки идет одновременно с продолжающимся процессом накопления
осадков. Схема этого процесса в последовательном ряде разрезов дана
на рис. 14.25, Б. Осадки сносятся в пониженные участки морского дна,
отвечающие формирующимся синклиналям, где и накапливаются, и в
меньшей мере отлагаются на повышенных участках дна, отвечающих
растущим антиклиналям. Представим себе далее, что данный район, без
перерыва в ходе складкообразовательных движений,
будет в результате колебательных движений выведен из-под уров-
ня моря и подвергнется денудации. Верхние слои будут смыты. Нижние,
411
нарушенные, сохранятся. Следующее опускание приведет к накоплению
новых толщ осадков, ложащихся, очевидно, с несогласием на нижележа-
щие, но орогенической фазы, как видим, не было, она оказывается не-
нужной. Угловое несогласие создано вмешательством колебательных
движений в безостановочно продолжающийся процесс складкообразова-
ния. «Складкообразование представляет собою, — пишет Н. С. Шатский
(1937), — явление весьма длительное и обычно медленно развивающее-
ся... Скорость складкообразовательных движений вполне соизмерима со
скоростью осадконакопления. Угловые несогласия образуются в резуль-
тате наложения эпейрогенических (колебательных. — Г. Г.) движений
на складкообразовательные».
В данное время нужно считать, что складкообразовательные движе-
ния действительно соизмеримы по своей скорости с процессами осадко-
накопления и что угловые несогласия в большинстве случаев создаются
в результате «наложения» колебательных движений на складкообразо-
вательные и что всеобщих универсальных кратковременных
орогенических фаз, в понимании Штилле, не существует, но они, фазы,
реальны, если говорить об ограниченных районах; здесь, в пределах
отдельных изолированных тектонических злементов, складкообразова-
тельные движения, развиваясь на общем фоне складчатости, могут про-
являться импульсами, толчками, фазами локального значения, будучи
связаны с особенностями местной тектонической обстановки.
* * *
Складчатые нарушения представляют собой важнейший объект
геологических исследований. С ними связано формирование месторожде-
ний многих важных полезных ископаемых, особенно таких, как нефть,
каменный уголь и т. д. Советская геологическая наука много сделала
для познания формы и происхождения складчатых нарушений, но еще
большие задачи в этом отношении вырисовываются впереди.
§ з
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ
Движения, которые испытывает земная кора, сопровождаются фор-
мированием не только складчатых нарушений, но также и разрыв-
н ы х. Разрывные нарушения, возникая в самых разнообразных природ-
ных условиях, чрезвычайно разнообразны — по масштабу, по форме, по
происхождению. Одним из примеров тектонических разрывов может
служить надвиг близ пос. Сулюкта, в юго-западной части Ферганской
долины. Остановимся на его описании (рис. 14.26).
Палеозойские отложения, представленные здесь плотными мрамо-
ризованными известняками и другими породами, слагают невысокий хре-
бет широтного простирания. Известняки были интенсивно дислоциро-
ваны еще в период герцинской складчатости, т. е. в самом конце палео-
зоя. Более молодые, т. е. меловые, палеогеновые и неогеновые породы,
обрамляют массив палеозоя с севера и юга. На севере слои меловых и
более молодых отложений залегают моноклинально, падая под неболь-
шим углом к северу; под ними скрывается погружающийся в том же
направлении массив палеозойских пород. Меловые отложения залегают
на палеозойских с резким угловым несогласием. На юге палеозойский
фундамент глубоко опущен и покрывающие его осадки мелового и
палеогенового возрастов приходят в соприкосновение с известняками
412
приподнятого массива по разрыву, круто падающему в сторону хребта.
Близ разрыва слои мела и палеогена слегка изгибаются вследствие
трения по сместителю.
Сместитель, т. е. собственно трещина разрыва, достигает шири-
ны в несколько метров: он заполнен раздробленными обломками извест-
няка, сцементированными кальцитом п окислами железа, которые вы-
Рис. 14.26. Надвиг близ пос. Солюкта в Фергане: 1 — палеозойские
известняки; 2—меловые отложения; 3 — палеогеновые отложения;
4 — неогеновые отложения; 5 — сместитель надвига (фото
Г. П Горшкова)
делились из циркулировавших по трещине подземных вод (так называе-
мая брекчия трения). Да и сейчас в долине речки, пересекающей
хребет, в том месте, где она проходит через линию разрыва, бьет не-
большой родник. В некоторых местах видны боковые стенки сместите-
ля — гладкие, отполированные, блестящие, почти отвесные (так назы-
ваемое зеркало трения), с царапинами, идущими снизу вверх и
указывающими на направление движения масс.
Такого рода разрывы, более или менее ясно выраженные, большей
или меньшей амплитуды, более или менее крутые, встречаются во мно-
жестве в тех районах, которые испытали когда-либо горообразователь-
ные движения. Изучение таких разрывов имеет большое значение для
практической и теоретической геологии.
413
Геометрические элементы тектонических разрывов. Тектонический
разрыв представляет собой разрыв сплошности горных пород, т. е. тре-
щину, по которой один блок сместился относительно другого. Поверх-
ность ff (рис. 14.27) называется с м е с т и т е л е м разрыва, или сбра-
сывателем. Блок, относительно опущенный, I— называется опу-
щенным крылом; II— поднятым крылом. Различаются так-
же лежачие и висячие
Рис. 14.27. Геометрические элементы
сброса а — амплитуда; at — истинная;
а2 — вертикальная; аз — горизонтальная;
щ — стратиграфическая; 1 — висячее
крыло, II — лежачее крыло, ff — смести-
тель
крылья: они определяются тем,
что сместитель перекрывает ле-
жачее крыло Ни подстилает ви-
сячее /.Амплитуда смеще-
ния одного крыла относи-
тельно другого измеряется по-
разному. Истинная ампли-
туда (й]) представляет собой
в простейшем случае расстояние
вдоль сместителя между кровлей
или подошвой любого слоя в
одном крыле и соответственно
кровлей или подошвой того же
слоя в другом крыле. Верти-
кальная амплитуда (а2)
представляет собой проекцию отрезка, выражающего истинную ампли
туду на вертикальную плоскость. Горизонтальная амплитуда
Рис. 14.28. Сброс небольшой амплитуды в песчаниках и аргиллитах тав-
рической серин (триас), Южный берег Крыма (фото Г П Горшкова)
(Аз) представляет собой горизонтальную проекцию отрезка, соответст
вующего истинной амплитуде. Стратиграфическая а м плит у
д а (а4) измеряется по нормали к плоскости напластования разорван
ного слоя, т. е. представляет собой проекцию отрезка, отвечают-”
истин!’. а‘.и литу де, па перпендикуляр к плоскости напластования.
4/4
Положение сместителя разрыва однозначно определяется с по-
мощью линии падения, для которой измеряются азимут и угол
падения. Иногда отмечается также и линия простирания сместителя.
В практике горного дела различается множество других элементов раз-
рыва. Для знакомства с ними следует обратиться к курсам структурной
геологии, т. е. той части геологии, которая занимается детальным изуче-
нием внешней формы тектонических структур.
Рис. 14.29. Тектонические разрывы: а — сброс; б — им₽пг; ff — сме-
ститель, аз — горизонтальная амплитуда р/Грыва
Главнейшие виды разрывных нарушений. Среди множества различ
ных форм тектонических разрывов можно выделить основные, встречаю-
щиеся наиболее часто: сброс, надвнг и сдвиг.
Сбросы — тектонические разрывы, при которых лежачее крыло
поднято, а висячее — опущено (рис. 14.28). Сместитель падает в сторо-
ну опущенного крыла; угол
падения может быть любым,
но чаще всего заключается в
пределах от 40 до 60°. В зоне
сброса блок земной коры
удлиняется на величину йз (го-
ризонтальная амплитуда раз-
рыва). Следовательно, сброс
нужно считать деформацией
растяжения, т. е. деформацией
скалывания в условиях рас-
тяжения земной коры
(рис. 14.29, а).
Хорошие примеры разрыв-
ных нарушений типа сбросов
встречаются не часто. Крупные
сбросы оконтуривают такие
тектонические депрессии, как
впадины оз. Байкал, оз. Телец-
кого (Алтай), Красного моря,
Восточно-Африканских озер.
Депрессии, ограниченные
сбросами, падающими навстре-
чу один другому, носят назва-
ние грабенов (от нем. Gra-
ben— канава) (рис. 14.30, а). Впадины Байкала и Красного моря, до-
лина Рейна (ФРГ), долина Салгира (Крым) представляют собой такие
грабены. Нередко наблюдается, что породы, выполняющие грабен, сла-
гают синклиналь, и в этом случае структура именуется грабен-сип-
14.30. Структуры, созданные сочета-
Рис.
нием тектонических разрывов; а — грабен;
б — горст; е — рамп; г — горст, ограничен-
ный надвигами; д — ступенчатые сбросы
415
кл и налью. Ограниченное сбросами поднятие называется горстом
(рис. 14.30, б).
Небольшие, но сложно построенные грабены появляются нередко
в вершине (в «апикальной» части) соляных куполов, затрагивая осадоч-
ные породы кровли. Сбросы рассекают вершину купола в различных
направлениях, по по преимуществу по радиусам и концентрическим
окружностям, разбивая кровлю па ряд блоков, перемещающихся один
Рис. 14.31. Надвиг небольшой амплитуды в аргиллитах таврической
серии (триас), Южный берег Крыма (фото Г. П. Горшкова)
относительно другого в вертикальном направлении. Часто при этом
образуются с т у п е н ч а т ы е сбросы (рис. 14.30, д).
Не всегда легко отличить сбросы тектонического происхождения от
так называемых гравитационных сбросов, представляющих
собой дислокацию проседания коры под воздействием силы тяжести.
Впрочем, различие здесь, быть может, и не очень велико, так как фор-
мирование сбросов в условиях растяжения коры неизбежно предпола-
гает участие в этом процессе и гравитационных сил.
Разрывы, при которых смещение крыльев происходит в вертикаль-
ном направлении и сместители тоже вертикальны, именуются также
сбросами. Вертикальные сбросы встречаются не часто; расшифровать
механизм их возникновения бывает нелегко.
Тектоническая депрессия, заключенная между двумя надвигами,
падающими в сторону от депрессии (рис. 14.30, в), иногда именуется
рампом. Такого рода депрессии в системе нарушений складчатого
сооружения встречаются часто. Многие депрессии, которые первона-
чально считались типичными грабенами, приходится теперь, при более
тщательном изучении их строения, относить к категории рампов.
В условиях сжатия выдвигающийся блок земной коры должен быть
отделен от опускающегося блока такими разрывами, которые падают
в сторону поднятого блока (рис. 14.30, г). Это явление, чрезвычайно
416
распространенное, получило название «правила Л е у к с а», по имени
геолога, впервые подчеркнувшего его значение.
Надвиги — тектонические разрывы, при которых лежачее крыло
опущено, а висячее поднято (рис. 14.29, б; 14.31). Сместитель падает в
сторону поднятого крыла; угол падения может быть, так же как и у
сброса, любым, но чаще всего он заключается в пределах от 40 до 60 .
Рис. 14.32. Надвиг в долине р. Варзоб, се-
вернее г. Душанбе. Массив палеозойских
пород надвинут на осадочные толщи палео-
генового и неогенового возраста:
1— конгломераты N; 2 — известняки и гли-
ны р; 3 — известняки К; 4 — известняки и
граниты PZ; // — сместитель надвига (фо-
то Г. П. Горшкова)
В зоне надвига блок земной коры сокращается на величину аз (гори-
зонтальная амплитуда разрыва). Следовательно, надвиг нужно считать
деформацией скалывания в условиях сжатия земной коры
(рис. 14.29, б).
Хорошие примеры разрывов типа надвигов встречаются в склад-
чатых областях нередко. Один из надвигов — именно в районе Сулюк-
ты — мы уже описали в начале данного раздела. Крупный надвиг про-
ходит по южному склону Гиссарского хребта, отделяя палеозойские
отложения и граниты хребта от палеогеновых отложений Таджикистан-
ской депрессии: в долине р. Варзоб известняки палеогена, подходя к
контакту с гранитами, задираются, и слои приобретают опрокинутое по-
ложение (СВ 10° Z80°). Сместитель заполнен обломками палеозойских
пород и пропитан окислами железа, отчего зона брекчии трения приоб-
ретает красно-бурый цвет. По сместителю выходят источники, к кото-
рым тяготеют видные издалека пятна свежей растительности
(рис. 14.32).
27 Общая геология
417
Интересный надвиг отделяет хребет Копетдага (Туркмения), сло-
женный приподнятыми и собранными в спокойные прямые складки слоя-
ми известняков и мергелей мелового возраста, от прилежащего к нему
с севера передового прогиба, выполненного мощными накоплениями тер-
ригенных (обломочных) пород кайнозойской группы. Этот надвиг дли-
ной до 500 км, с амплитудой, достигающей местами 5 км, протягивается
вдоль всего Копетдага. Его характер от места к месту меняется: кое-
Рис. 14.33. Аэрофотография альпийского тектонического
разрыва, рассекающего палеозойские и палеогеновые отло-
жения (по М. Н. Петрусевичу)
где он разветвляется на ряд разрывов, а то и вовсе теряется, но в целом
представляет замечательный пример продольной дислокации скалыва-
ния регионального значения. Реки, выходя пз гор на равнину, отлагают
у подножия хребта широкие и плоские конусы выноса, под которыми
скрывается линия Копетдагского надвига. Но источники, в том числе и
горячие, в изобилии выходящие из трещины разрыва (названного по-
этому геологом И. И. Никшичем «гидротермальной линией»), проби-
вают себе дорогу и здесь, обозначая своими выходами трассу погребен-
ного разрыва.
Тектонические разрывы, как правило, отчетливо выступают на фо-
тографиях, снятых с большой высоты с самолета, а крупные разрывы —
на снимках, доставляемых искусственными спутниками Земли. В каче-
стве иллюстрации можно привести аэрофотографию одного из разрывов,
рассекающих толщи нижнепалеозойских, меловых и палеоген-неогено-
вых отложений в одном из районов Средней Азии (рис. 14.33, по мате-
риалам М. Н. Петрусевича). Пользуясь этим примером, мы хотели
418
бы подчеркнуть, что в настоящее время аэрометоды используются при
геологических исследованиях в очень широких масштабах и значительно
облегчают и ускоряют работы по геологической съемке.
Надвиги характерны для многих складчатых сооружений нашей
страны. Они определяют собой важные черты герцинской тектоники Ура-
ла и Казахстана, они зафиксированы во множестве в молодых альпий-
ских складчатых сооружениях Карпат, Кавказа, гор Средней Азии
и т. д.
Среди разнообразных тектонических нарушений разрывного типа
надвигам принадлежит главное место, они встречаются чаще, чем раз-
рывы других типов, включая и
сбросы. Отсюда следует, что в
земной коре господствуют на-
пряжения сжатия, что необходи-
мо учитывать при разработке
геотектонических гипотез. Среди
фиксируемых в поле надвигов
чаще всего встречаются такие,
сместитель которых падает под
углом от 40 до 65° и особенно
45—60° (рис. 14.34). Значит, ос-
новная роль в развитии тектони-
ческих нарушений, связанных с
линейной складчатостью (а имен-
Рис. 14.34. Углы падения надвигов (по
замерам в северо-западном Памире)
но к ним приурочены надвиги), принадлежит тангенциальным напря-
жениям (т. е. силам, действующим в горизонтальном направлении).
Надвиги, обладающие очень крутыми сместителями (угол падения
более 60°), именуются обычно взбросами. Впрочем, взброс не обяза-
тельно выводится из надвига. Сместитель крутого сброса может изме-
нить направление своего падения и морфологически также оказаться
взбросом. Поэтому под взбросом лучше всего понимать просто крутой
разрыв, сместитель которого падает в направлении поднятого висячего
крыла.
Шарьяжи, лежачие складки и покровные структуры.
В 1884 г. М. Бертран указал на возможность возникновения очень по-
логих разрывов, возникающих в результате растяжения подвергнутого
крыла лежачей складки в процессе ее дальнейшего развития, и описал
такие структуры, обнаруженные им в Альпах, назвав их шарьяжа-
ми (фр. charrier — перевозить). В дальнейшем это понятие усложни-
лось и под шарьяжем стали понимать разнообразные формы разрывных
нарушений, отличающихся одним общим свойством: сместитель должен
быть горизонтальным или приблизительно горизонтальным.
М. М. Тетяев подчеркивал, что горизонтальная поверхность разрыва в
шарьяже должна быть волнистой. К элементам шарьяжа относятся
(рис. 14.35, Л): сместитель ff, заполненный предельно раздробленной,
развальцованной породой (милонит); аутохтон а — нижняя не-
перемещенная часть смятой толщи; аллохтон б — верхняя часть смя-
той толщи, передвинутая по отношению к нижней в горизонтальном на-
правлении и образующая покровную структуру; экзотические
скалы в — остатки аллохтона, сохранившиеся после размыва и раз-
рушения покрова; тектонические окна г — участки аутохтона,
вскрытые эрозией в понижениях среди покровных образований; фронт
шарьяжа — крайняя, наиболее далеко продвинутая часть покрова;
корни д — место, откуда началось развитие покрова, т. е. место, где
следует искать породы покрова в коренном, несмещенном залегании.
27*
419
Некоторые геологи, увлеченные идеями покровной тектоники, стали
слишком свободно пользоваться этими понятиями; считалось возмож-
ным, что покров может распространяться на огромные площади, про-
двигаясь в горизонтальном направлении по аутохтону на десятки и сот-
ни километров (в Прибайкалье — 200—300 км). Шарьяжи обнаружи-
вались там, где никаких реальных признаков их не существовало. Так
Рис. 14.35. А. Схема строения шарьяжа; Б. Покровные
складки в Альпах, по А. Брюкнеру (схематизировано)
получилось с шарьяжами и покровным строением в Прибайкалье
(Тетяев), на Урале (Фредерикс), в Каратау (Галицкий). В некоторых
работах западноевропейских тектонистов появились совершенно фанта-
стические построения, например у А. Брюкнера (рис. 14.35, Б).
Рис. 14.30. Разрез через Деловецкий покров в Раховском массиве в Карпа-
тах (по В. Е. Хайну, С. Л. Бызовой, С. Г. Рудакову, В. И. Славину, 1968):
I — палеогеновые отложения; 2 и 3 — верхнепалеозойские отложения; 4 —
верхнеюрскне отложения; 5 — рпфейские отложения; 6 — гнейсы
Шарьяжи, т. е. надвиги с очень пологими (вплоть до горизонталь-
ных) сместителями, возможны, но не следует находить их там, где их
нет, и преувеличивать их масштабы.
В качестве примера приведем шарьяж, со всеми элементами по-
кровной структуры, закартированный в советской части Карпат, в зоне
Раховского массива (рис. 14.36). Здесь так называемый Деловецкий по-
кров, сложенный дислоцированными рифейскими, а частично и нижне-
палеозойскими, отложениями (деловецкая серия), надвинут в виде
горизонтальной пластины толщиною около 1 км, на измятые же толщи
420
юры, залегающей с угловым несогласием на рифейских отложениях
(более древней серии, чем деловецкая). В Карпатах такого рода покро-
вы хорошо изучены и доказаны.
С понятием о шарьяжах связано понятие об эрозионных
надвигах, структуре вполне реальной. Под эрозионным надвигом
понимается такой разрыв, при котором висячее крыло в процессе движе-
ния вверх и вперед наползает на лежачее по дневной поверхности с уча-
Рис. 14.37. Разрывные нарушения в Копетдаге (по П. И. Калугину.
1945):
1 — северная граница выходов коренных пород (J, К, Р> N); 2 — Глав-
ный Копетдагский надвиг; 3 — диагональные разрывы (сдвиги)
стием в этом процессе силы тяжести. Такого рода надвиги описаны,
например, Б. Уиллисом (1922).
Сдвиги. С помощью закона скалывающих напряжений (см. выше)
можно объяснить возникновение продольных разрывных нарушений,
следующих параллельно складкам (линия простирания сместителя пер-
пендикулярна линии давления) и обладающих пологими сместителями
(угол падения порядка 45°). Одновременно, пользуясь тем же законом,
можно предугадать появление разрывов, ориентированных иначе: они
могут идти под косым углом к линии давления, но сместитель их в
таком случае должен быть очень крутым или вертикальным. Действи-
тельно, такого рода разрывные нарушения известны; они именуются
сдвигами. Сдвиг — это тектонический разрыв с перемещением крыль-
ев, в основном, в горизонтальном направлении, вдоль простирания
сбрасывателя. Он ориентирован, как правило, под углом к направлению
действовавших тектонических сил и обладает крутым или вертикаль-
ным сместителем.
Хороший пример широкого развития сдвигов наблюдается в Копет-
даге (рис. 14.37). Здесь среди поля развития нижне- и верхнемеловых
отложений, собранных в простые, симметричные и прямые складки, про-
ходит сеть разрывов, по которым отдельные блоки смещены один отно-
421
сительно другого в горизонтальном направлении иногда на расстоя-
ние до 5 км. Вертикальная амплитуда, как правило, меньше 0,5 км. Сме-
стители вертикальны, и на зеркалах трения видны горизонтальные
штрихи. Разрывы образуют приблизительно ортогональную (прямо-
угольную) систему трещин.
Интересно выяснить, в каких механических условиях может возник-
нуть подобная система трещин.
Обратимся к закону скалывающих напряжений. Как уже указыва-
лось выше, в случае одностороннего давления в твердом теле возни-
кает система трещин, располагающихся преимущественно под углом
в 45° к направлению давления. Если стресс, т. е. вектор, указывающий
направление давления, горизонтален, тогда под его влиянием в первую
очередь возникает система трещин, которые по своему простиранию
будут перпендикулярны к этому стрессу и будут падать под углом в 45°
к горизонту — либо в одну, либо в другую сторону. Главный Копетдаг-
ский надвиг представляет собой именно такую деформацию, и так как
он протягивается с северо-запада на юго-восток, то, следовательно, дав-
ление было направлено с юго-запада на северо-восток.
Но можно себе представить возникновение и ряда других разрывов,
которые также будут отвечать закону скалывающих напряжений и одно-
временно обладать иными элементами залегания. Действительно, пред-
ставим себе разрыв, который протягивается под углом не 90°, а 45° к
стрессу. Если сместитель такого разрыва будет вертикален (т. е. Z90°),
то разрыв и в этом случае будет полностью отвечать требованиям за-
кона скалывающих напряжений. Сдвиги в Копетдаге как раз и явля-
ются деформациями такого рода: они идут под углом к направлению
давления и обладают вертикальными сместителями, причем крылья
перемещались по ним в горизонтальном направлении. При этом часть
разрывов будет относиться к так называемым левым сдвигам, а дру-
гая часть — к правым. Именно при стрессе меридионального направ-
ления сдвиги СВ—ЮЗ простирания будут левыми, а перпендикулярные
к ним сдвиги СЗ—ЮВ простирания — правыми. Копетдагские сдвиги
гак себя и ведут — с учетом того, что стресс здесь ориентирован не
в меридиональном, а в СВ—ЮЗ направлении: т. е. меридиональные
сдвиги — правые, а широтные — левые.
Необходимо подчеркнуть, что в большинстве случаев тектонические
взаимоотношения оказываются настолько сложными, что не поддаются
механической интерпретации. И даже в тех случаях, когда такая воз-
можность как будто появляется, следует использовать механические
аналоги с большой осторожностью. Пример с разрывами Копетдага
принадлежит к числу весьма редких по своей ясности.
В последнее время выясняется, что сдвиги играют большую роль
в строении земной коры. Во многих местах обнаруживаются сдвиговые
нарушения очень большой длины, сотни километров, и в общем прямо-
линейные, причем по преимуществу СЗ или СВ простирания. Они хоро-
шо фиксируются не только на геологической карте, но и на фотосним-
ках, особенно полученных искусственными спутниками Земли. Подоб-
ные разрывы представляют такую правильную картину, что, несомненно,
отражают тектонические напряжения планетарного масштаба.
Полевые признаки разрывных нарушений. Тектонические разрывы
далеко не всегда обнаруживаются с полной ясностью. Линия разрыва,
т. е. выход сместителя на поверхность земли, часто бывает замыта, за-
крыта растительностью, не выражена в рельефе и вообще разыскивается
с трудом. Некоторые геологи склонны в таких условиях слишком смело
проводить разрывы там, где их на самом деле нет. Нужно рекомендо-
422
вать подходить к вопросу об установлении тектонических разрывов с
большой осторожностью; только в том случае, если на наличие разры-
ва указывает ряд признаков, можно считать разрыв существующим и
наносить на карту.
По каким же признакам можно обнаружить разрыв в поле? На су-
ществование в данном месте тектонического разрыва указывают сле-
дующие признаки.
Рис. 14.38. Зеркало трения с горизонтальными штри-
хами. Сброс близ г. Ланьчжоу, КНР (фото
Г. П. Горшкова)
1. Соприкосновение толщ различного возраста, т. е. нали-
чие контакта между такими толщами, которые в нормальном разрезе
разделены другими, промежуточными толщами. При этом нужно отли-
чать тектоцический разрыв от трансгрессивного залегания, при котором
вышележащая более молодая толща может налегать на более древние
породы любого возраста.
2. Различия в элементах залегания в крыльях, контакти-
рующих по разрыву.
3. Наличие сместителя, т. е. трещины, по которой произошел рас-
кол и относительное перемещение крыльев. Сместитель, вскрытый эро-
зией, нередко обнаруживается по зеркалам трения (рис. 14.38),
т. е. блестящим, отполированным поверхностям стенок разрыва, со штри-
хами, трещинками отрыва и ступеньками, указывающими на направление
движения; затем по брекчии трения. Брекчия трения (рис. 14.39)
заполняет полость разрыва и представляет скопление раздробленных
обломков пород, слагающих крылья разрыва и сцементированных
каким-нибудь вторичным минералом — кальцитом, окислами железа,
кремнистыми выделениями и т. п.
4. Отражение разрыва в рельефе поверхности земли. Часто мож-
но отметить наличие уступа, соответствующего поднятому крылу; такой
уступ обычно сохраняется при формировании молодых, альпийских
423
разрывов. Древние разрывы, например герцинские, не обязательно отра-
жаются в рельефе, хотя и здесь различия в составе толщ, слагающих
крылья разрыва, могут привести к различию в элементах рельефа земной
поверхности.
5. Наличие эскарпа, т. е. открытой трещины или уступа, возник-
шего на глазах человека в результате землетрясения; так было, напри-
мер, при землетрясении 1906 г. в Калифорнии, когда разрыв проявился
Рис. 14.39. Брекчия трения
на протяжении многих десятков километров, при землетрясении в Япо-
нии в 1891 г., когда вертикальное смещение по разрыву, прошедшему
поперек долины, достигло нескольких метров (рис. 16.20, 16.21) и т. п.
Эскарпы свидетельствуют о современной активности данного разрыва,
т. е. о его молодости, о том, что он находится в стадии продолжающего-
ся развития.
6. Выходы ключей, источников, горячих вод, вытяги-
вающиеся вдоль какой-либо одной линии, — именно, линии разрыва.
Конечно, можно указать сколько угодно источников, не имеющих ни-
какого отношения к тектоническим разрывам, но все же во многих слу-
чаях, особенно в горных районах, они действительно приурочены к
линии разрывов; это естественно, так как подземные воды, циркулируя в
недрах земли, легко могут воспользоваться трещинами, отвечающими
тектоническим разрывам, и по ним выйти на поверхность.
7. Наличие резко выраженных гравитационных или магнитных ано-
малий линейной конфигурации или резких перепадов (высоких гради-
ентов) геофизических полей.
В том случае, если в данном месте наблюдаются все или многие
из указанных выше признаков, в наличии разрыва можно не сомне-
ваться. В противном случае, т. е. при наличии лишь небольшого числа
признаков, нужно считать разрыв недоказанным и продолжать поиски
признаков.
При изучении тектонических нарушений, как складчатых, так и
разрывных, очень удобно пользоваться аэрофотоснимками (рис. 14.40).
На аэрофотоснимках линии разрывов отчетливо проявляются даже в
таких условиях, когда непосредственные наземные наблюдения почти
ничего не дают. Разрыв может не отразиться на рельефе, не дать источ-
ников, даже сама линия разрыва может быть замыта и не видна, но
резкое различие в простирании слоев осадочных пород, различие в тек-
тонике вообще, в характере пород в крыльях и т. п. на аэрофотоснимке
424
обнаруживается легко и указывает на возможность прохождения в дан-
ном месте разрыва. То же самое в полной мере относится и к складкам.
Конечно, изучение аэрофотоснимков необходимо дополнить последую-
щим обследованием найденной на снимке линии непосредственно в поле.
Трещиноватость горных пород. Слои осадочных пород, а также мас-
сивы магматических пород, как правило, трещиноваты, т. е. иссечены
более или менее широкими трещинами, расчленяющими массу породы
на множество небольших бло-
ков. Трещиноватость чрезвы-
чайно характерна для горных
пород. Перемещения отдель-
ных блоков, одних относитель-
но других, по таким трещинам
незаметны, но в некоторых
случаях обнаруживаются при-
знаки смещения. Такие трещи-
ны нужно считать начальной
формой разрывных наруше-
ний; поэтому уместно рассмот-
реть вопрос о трещиноватости
горных пород именно здесь, в
разделе о разрывных нару-
шениях.
Нередко вместо слова
«трещиноватость» употребляет -
ся слово «кливаж» (итал.
clivaggio — расслаивание).
В целях определенности, а
также имея в виду большое
разнообразие трещин, рассекающих
Рис. 14.40. Аэрофотоснимок антикли-
нали в отложениях мела и палеогена
горные породы, лучше условиться
под термином кливаж понимать такие трещины, которые возникают
в породе под влиянием внешних тектонических воздействий (экзокли-
важ), а под термином трещиноватость — такие трещины, кото-
рые возникают в породе под влиянием внутренних сил, развивающихся
в породе при ее остывании, высыхании и т. п. (эндокливаж).
Собственно кливаж (т. е. экзокливаж) как по происхождению, так
и по внешним проявлениям подразделяется на кливаж разлома и
кливаж течения.
Кливаж разлома выражается в том, что в горной породе появ-
ляется множество трещин, порой едва заметных или даже совсем неза-
метных, которые немедленно проявляются как только ударить по куску
такой породы молотком; образец расколется на кусочки, притом не по
произвольным направлениям, а по некоторым, вполне определенным,
более или менее плоским поверхностям. Самым важным является то,
что трещины раскола пересекут породу по небольшому числу законо-
мерно ориентированных направлений. Это обстоятельство с несомнен-
ностью говорит о том, что трещины возникли в породе под влиянием
каких-то общих условий, одинаково проявляющихся на обширных тер-
риториях. Если в породе проявляются две системы трещин, то вместе с
поверхностями напластования они выкалывают из слоя небольшие бло-
ки более или менее правильных очертаний (рис. 14.41). Рабочие каме-
ноломен знают это свойство пород и пользуются трещинами при выра-
ботке камня.
Кливаж разлома возникает в различных условиях. Это может быть
большое одностороннее давление, связанное с тектоническими движе-
425
Рис. 14.41. Кливаж разлома в песчаниках таврической серии (триас).
Южиый берег Крыма (фото Г. П. Горшкова)
Рис. 14.42. Кливаж
разлома, ориентированный в слое в зависимости
от формы складки
ниями вообще; в этом случае трещины будут ориентированы всюду
одинаково, независимо от того, в какой складке или в какой части
складки мы их рассматриваем. В других случаях он возникает как
реакция породы на изгибающие усилия, сопровождающие процесс фор-
426
мирования складки, когда трещины расположатся в строгой зависимо-
сти от формы складки и будут изменять свое положение вместе с изме-
нением наклона слоя (рис. 14.42).
Так или иначе, но наличие кливажа разлома говорит о воздействии
на породу тектонических сил определенной ориентировки, причем порода
реагирует на эти силы как хрупкое тело.
Кливаж течения внешне выражается в том, что порода также
раскалывается по определенным плоскостям, но природа этого явления
иная. Оно вызвано перестройкой породы, изменением ее текстуры под
влиянием высокой температуры и большого давления, которые воздей-
ствовали на породу в глубине Земли, причем порода реагировала на эти
воздействия как пластичное тело. Минералы благодаря свойству пла-
стичности перестроились таким образом, что независимо от своей внеш-
ней формы или положения в породе приобрели некоторые общие свой-
ства — в смысле ориентировки элементов кристаллической решетки в
первую очередь. Эта общность проявляется, в частности, в том, что при
ударе по образцу порода легче раскалывается по одним направлениям,
чем по другим.
Как видим, кливаж течения, учитывая его физическую природу,
следует относить скорее к складчатым нарушениям, чем к разрывным,
он свидетельствует о том, что данная порода находилась в пластиче-
ском состоянии и слои, сложенные ею, могли сминаться в складки. Кли-
важ течения, как правило, развивается на фоне интенсивной складча-
тости. Другими словами, кливаж течения в ряде случаев можно пони-
мать в качестве эмбриона складчатых нарушений. В том же смысле
кливаж разлома можно считать эмбрионом разрывных нарушений.
Что же касается трещиноватости, то она проявляется, напри-
мер, в толще высыхающего первоначально влажного осадка, примером
чего могут служить трещины, усеивающие поверхность высохшего та-
кыра; трещины возникают в толще изверженных пород по мере осты-
вания последних, чем вызвано появление отдельности — столбчатой
в базальтах, матрацевидной в гранитах и т. д. Любой естественный
процесс, протекающий внутри породы и ведущий к изменению ее плот-
ности, объема или положения данной породы, может привести к обра-
зованию в последней более или менее правильной системы трещин.
Все же решающим фактором в процессе образования трещин
остается тектоническое давление.
Особый интерес представляют трещины, рассекающие массивы
магматических пород. Ведь магматические породы не образуют
слоев, и изучение внутренних особенностей строения массивов таких
пород порой возможно только с помощью анализа трещин.
В массивах магматических пород трещины, как правило, также
идут лишь по нескольким, закономерно ориентированным направлениям.
Немецкий геолог Г. Клоос, изучавший детально строение и трещины
гранитных массивов, пришел к следующим выводам. Во-первых,
даже в таких массивных породах, как граниты, можно обнаружить, что
минералы, слагающие породу, лежат не хаотически, а с некоторым пре-
обладанием одного из направлений, вдоль которого и вытягиваются
удлиненные зерна. Такая направленность в расположении, минеральных
зерен связана, вероятно, с процессом течения магмы в период ее засты-
вания. Во-вторых, в таком массиве имеются трещины следующих основ-
ных типов: S — вертикальные, параллельные направлению, в котором
вытянуты зерна минералов; К — вертикальные, перпендикулярные пре-
дыдущим, т. е. расположенные в торцовой части рассматриваемых бло-
ков; D — диагональные, также вертикальные, но идущие косо по отно-
427
шению как к системе трещин S, так и системе К', наконец, L — горизон-
тальные трещины (рис. 14.43). Клоос связывал возникновение верти-
кальных трещин 5 и Л с процессом течения полуостывшей магмы, D —
с последующим воздействием тектонических сил, L — с влиянием на-
грузки вышележащих пород.
Дальнейшие исследования показали, что на самом деле картина
развития трещин в массивах магматических пород оказывается гораздо
более сложной, чем предполагал Г. Клоос, однако основная мысль вер-
Рис. 14 43. Трещины в гранит-
ном массиве (по Г. Клоосу)
Рис. 14.44. Роза-диаграмма простирания
трещин в Челябинском гранодиоритовом
массиве. В трех кружках — диаграммы па-
дения трещин для трех господствующих
направлении (по А. Д. Зиновкину и
И. А. Коровякову)
на: трещины рассекают массив не по случайным направлениям, а по
небольшому числу закономерно ориентированных направлений и связа-
ны с историей развития массива, отражая основные этапы его истории.
При изучении трещин важно замерить элементы залегания как
можно большего числа трещин, т. е. использовать статистический метод,
чтобы избежать случайных ошибок. Практически приходится замерять
положение сотен и тысяч трещин. Поэтому приобретает большое значе-
ние методика обработки полученных цифровых данных.
В этих целях используются векторные розы-диаграммы
(рис. 14.44). Составляются они следующим образом. Окружность разби-
вается на равные (5 или 10°) градусные интервалы и по соответствую-
щим им радиусам откладывается в определенном масштабе число за-
меров, отвечающее данному азимуту. Концы полученных отрезков сое-
диняются прямыми линиями. Получается сложная замкнутая фигура,
напоминающая звезду, с острыми углами и неровными по длине лучами.
Выделяющиеся своей шириной или длиной лучи сразу указывают на
положение преобладающих в исследованном районе трещин. Если заме-
ряется положение линии простирания, то практически можно ограни-
читься половиной окружности, так как другая половина будет повто-
рять собой показания первой: ведь безразлично, как сказать — СВ 30°
или ЮЗ 210°. Если же замеряется положение линии падения, то нужно
использовать всю окружность и при этом вычертить еще вторую розу-
диаграмму, но уже на половине окружности для так же обработанных
цифр, указывающих углы падения. Этот второй способ, т. е. анализ
положения в пространстве линии падения трещин, предпочтительнее.
Можно эти способы, конечно, варьировать.
428
Розы-диаграммы позволяют не только наглядно представить поло-
жение в пространстве трещин, присущих данной геологической струк-
туре, но и выяснить ряд закономерностей, управляющих процессом
образования трещин: количество фаз складчатости, создавших данную
систему трещин (если они тектонического происхождения), направ-
ление тектонических сил (стресса), виновных в появлении трещин,
размещение в толще породы рудных тел, генетически связанных с тре-
щинами и т. д. Поэтому современная геология изучению трещин уде-
ляет большое внимание, особенно те ее части, которые занимаются
вопросами тектоники (структурная геология) и поисков полезных
ископаемых.
Глубинные разломы. В 1945 г. А. В. Пейве обратил внимание
на важную роль еще одной категории разрывов, которые он назвал
глубинными разломами. Глубинные разломы отличаются преж-
де всего масштабами: это разрывы длиною в сотни, а иногда и тысячи
километров, и на многие десятки или сотни километров они протяги-
ваются в глубь Земли. Далее, для них характерна отчетливая выдержан-
ность по простиранию; часто они, несмотря на свою длину, почти пря-
молинейны. Не менее существенной их особенностью является то, что
это структуры, живущие очень долго: в ряде случаев они возникают еще
в начале палеозойской эры и затем проявляют свою активность на про-
тяжении всех последующих периодов вплоть до настоящего времени.
Наконец, еще одно важное их свойство заключается в том, что они, как
правило, разделяют совершенно различные участки коры — различные
по истории развития, составу пород, современной структуре.
В качестве примера можно привести очень ярко выраженный глу-
бинный разлом, который проходит с северо-запада на юго-восток через
складчатые сооружения Северного Тянь-Шаня. В своей северо-западной
половине он именуется Терскей-Каратауским, в юго-восточной — Талассо-
Ферганским. Этот разлом существовал уже в силуре, и движения по
нему происходят вплоть до настоящего времени; с ним, в частности,
связано сильное землетрясение 2 ноября 1946 г. — так называемое
Чаткальское. Интересно, что движения по разлому в разные эпохи ме-
няли свой знак: в одно время приподнятым оказывалось юго-западное
крыло, в другое—северо-восточное крыло. Так же важно то обстоятель-
ство, что складчатые структуры одного крыла не имеют своего продол-
жения в другом, т. е. разлом, его возникновение и развитие не зависят
от складчатой структуры. Имеются доказательства того, что разлом этот
вертикален и проходит внутрь Земли по меньшей мере на 100 км, а так-
же что движение по нему в данный момент происходит в горизонталь-
ном направлении.
Глубинный разлом •— сложная деформация. Он может быть выра-
жен целой системой обычных разрывных нарушений; порою, разделяя
два различных по истории и строению блока земной коры, он может
быть выражен флексурой, находящей отражение и в рельефе подошвы
коры; он может быть представлен цепочкой магматических пород, про-
никавших по нему к поверхности Земли в различные периоды ее исто-
рии; часто он обнаруживается по расположению аномалий силы тяже-
сти или по конфигурации магнитных аномалий, в связи с чем геофи-
зические методы исследования приобретают особое значение для нахож-
дения и трассирования таких разломов. В общем виде, под глубинным
разломом следует понимать протяженную, но узкую зону интенсивных
деформаций, причем собственно разрывные нарушения сопровождаются
здесь и другими проявлениями дифференцированных движений сосед-
них блоков коры, разделенных глубинными разломами.
429
Тектонические нарушения и полезные ископаемые. Тектонические
нарушения всех видов являются важнейшим объектом геологических
исследований.
Складкообразовательные движения, деформируя толщу осадочных
пород, создавая складчатые структуры, непосредственно влияют на
строение многих месторождений важнейших полезных ископаемых.
Так, наши основные угольные месторождения — Донецкий бассейн, Куз-
нецкий бассейн — представляют собой в целом крупного размера син-
клинории или авлакогены, на фоне которых развивается очень,
сложная складчатость второго и более высоких порядков, что непосред-
ственно влияет на возможность практического использования тех или-
иных участков месторождений.
Складчатая структура неогеновых отложений Апшеронского полу-
острова определяет важнейшие особенности распределения нефти: нефть
скапливается в антиклиналях и отсутствует в синклиналях. То же в се-
верном Прикаспии: нефть стягивается к антиклиналям, отвечающим
соляным куполам, и уходит из промежуточных участков. Тесная связь
между тектоническим строением района и конфигурацией месторожде-
ний нефти наблюдается и в других районах, например в Западной Си-
бири, на Сахалине и т. д.
Таких примеров можно привести бесконечное множество. Процесс
складкообразования нередко теснейшим образом увязывается с процес-
сом концентрации какого-либо минерального вещества и формирования
его месторождений. Складчатые нарушения, помимо усложнения струк-
туры месторождения, порой своим присутствием меняют обстановку и
приводят либо к возникновению, либо к потере месторождения.
То же самое, в принципе, относится и к разрывным нарушениям.
Тектонические разрывы, представляя собой трещины более или ме-
нее глубокого заложения, являются удобными путями проникновения
к поверхности всех продуктов расщепления магмы. По разрывам подни-
мается вверх магма, заполняющая все пространство трещины, прони-
кающая в разнообразные полости в толще осадочных пород, в том.
числе и в промежутки между слоями, и выходящая даже на поверх-
ность.
По разрывам поднимаются также раскаленные газы и пары, при
остывании которых на стенках трещин осаждаются разнообразные ми-
нералы, например полевые шпаты, слюда, кварц, гранаты, турмалин,,
топаз, берилл, флюорит, пирит, соединения молибдена, олова, вольфра-
ма, лития и многих других. Характерный комплекс крупных кристаллов,
выполняющих такие трещины и образовавшихся при температурах от
800° и ниже (т. е. ниже температуры остаточного магматического рас-
плава, дающего гипабиссальные породы), носит название «пегматиты».
Более далекие (от остывающего резервуара магмы) трещины за-
полняются минералами, выпадающими из циркулирующих по трещинам
горячих водных растворов. Вода, нагретая до температуры порядка
400—200° и находящаяся под давлением до 1000 атмосфер, является
чрезвычайно активным растворителем. Падение температуры и давле-
ния по мере продвижения раствора вверх сопровождается выпадением
из него ряда минералов: пирит, медный колчедан, галенит, сфалерит,
золото, серебро, кварц, кальцит, доломит, флюорит, барит, т. е. минера-
лы гидротермального происхождения.
Последовательность выделения определенных комплексов — важ-
ный объект изучения минералогии и геохимии. Многие минералы, свя-
занные с тектоническими разрывами, представляют огромную ценность
как полезные ископаемые.
430
Тектонические разрывы, осложняя строение складчатых структур,,
могут влиять на условия накопления полезных ископаемых и другим
путем. Так, разбивая залежи нефти в апикальной части антиклинальной
складки, разрывы могут способствовать уходу нефти из месторожде-
ния. С другой стороны, создавая так называемые ловушки, разрывы
могут содействовать накоплению нефти в таких условиях, где в обычном,
порядке она задержаться не смогла бы.
Разрывы, разбивая месторождения руд, каменного угля и т. п.,
усложняют разработку месторождений, приводят к потере того или иного
пласта, но одновременно они могут, сдваивая, например, разрез, в слу-
чае дислокации типа надвига, увеличить ценность месторождения.
Таким образом, тектонические нарушения, складки и разрывы, пред-
ставляя важное свидетельство мобильности земной коры, интересны не
только в теоретическом, но и в практическом отношении.
ЛИТЕРАТУРА
Аж гирей Г. Д. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1966.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Белоусов В. В. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1971.
Белоусов В. В. Тектонические разрывы, их типы и механизмы •образования. «Тр
Геофиз. ин-та АН СССР», № 17 (144). М., 1952.
Богданов А. А. Несогласия, их типы и значение их изучения. «Изв. АН СССР»,
сер. геол., 1949. № 2.
Бронгулеев В. В. Мелкая складчатость платформы. «Мат-лы к познанию геол,
строения СССР», иов. сер., вып. 14(18). М., изд. МОИП, 1951.
Иванов Н. И. Элементарный учебник сопротивления материалов. М., Гостехиздат,
1968.
Кириллова И. В. Некоторые вопросы механизма складкообразования. «Тр. Гео-
физ. нн-та АН СССР», вып. 6. М., 1949.
Лебедева Н. Б. Пособие к практическим занятиям по общей геологии. Изд-во.
МГУ, 1972.
Очерки структурной геологии сложно дислоцированных толщ. М., «Недра», 1970.
Сорский А. А. Механизм образования мелких структурных форм в метаморфиче-
ских толщах архея. «Тр. Геофиз. ин-та АН СССР», № 18 (145). М., 1952.
Хайн В. Е. Общая геотектоника. М., «Недра», 1964.
ГЛАВА 15
КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ И НЕОТЕКТОНИКА
Кроме складкообразовательных и разрывообразовательных движе-
ний, объединяемых обычно термином ороген и ческие движения
(складчатость или диастрофизм), обыкновенно выделяются
также коле б*а тельные, или э п е й р о ген ические, движения.
Остановимся сначала на некоторых примерах, касающихся современ-
ных колебательных движений, а затем перейдем к рассмотрению колеба-
тельных движений прошедших периодов истории Земли.
§ 1
СОВРЕМЕННЫЕ КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ
В Италии на берегу Неаполитанского залива расположен неболь-
шой старинный городок Поццуоли. Здесь сохранились руины «храма
Сераписа» (рис. 15.1), описанные во множестве не только специальных
исторических исследований, но и в курсах по геологии и тектонике,
(следуя традиции, мы именуем это сооружение храмом Сераписа,
хотя в действительности это был городской рынок, с многочисленными
лавками по периметру и с небольшой часовней-храмом в центре). При-
чина такого внимания геологов к этому храму заключается в следую-
щем. Храм был построен около двух тысяч лет назад. В результате
медленного опускания суши он к XIII в. оказался под водой
и пребывал в таком состоянии до XVI в. Мраморные колонны храма
несут на себе признаки долгого пребывания под водой: когда-то отполи-
рованная поверхность разрушена и испещрена круглыми глубокими
отверстиями, проточенными в мраморе камнеточащими морскими мол-
люсками рода Lithodomus (рис. 15.2). Максимальный уровень, до кото-
рого доходила вода, отчетливо определяется по границе между повреж-
денными и нетронутыми частями колонн (5,71 м над уровнем пола).
После того, в результате поднятия суши, храм вновь вышел из-под воды;
к 1803 г. относится указание инженера Ла Вега о том, что фундамент
постройки содержит некоторое количество воды, которая, как с досадой
замечал этот инженер, населена малярийными комарами. В 1812 г. Бо-
нуччи отметил, что высокое стояние моря препятствует осушению терри-
тории храма, что свидетельствовало, очевидно, о возобновлении процесса
опускания. В 1828 г., по свидетельству Ч. Ляйеля, основание колонн
находилось на 1 фут (1 фут=30, 48 см) ниже уровня воды; в 187^ г.
432
Рис. 15.1. Колонны «храма Сераписа»,
г. Поццуолн, Италия (фото Г. П. Горш-
кова)
глубина воды достигла 65 см, в 1913 г. — 1,53 м и в 1933 г. — 2,05 м.
В 1954 г. один из авторов данной работы имел возможность посетить
Поццуоли и убедиться в том, что в тот момент вода стояла на уровне
около 2,5 м над полом. Следовательно, скорость погружения в послед-
ние годы — около 2 см в год. Отметим, что до высоты около 3’/2 м над
уровнем пола колонны не не-
сут признаков обработки мол-
люсками; это объясняется тем,
что до этой высоты колонны
были засыпаны пеплом, предо-
хранившим их от воздействия
морской воды и животных.
История храма Сераписа слу-
жит отличной иллюстрацией к
вопросу о характере современ-
ных колебательных вертикаль-
ных движений небольшого раз-
маха и короткого периода.
Не менее любопытный
пример подобного же рода ко-
лебательных движений дает
Херсонес, древний город, раз-
валины которого и сейчас еще
сохраняются близ Севастопо-
ля, на полуострове между Ка-
рантинной и Песочной бухтами.
Городские стены, окайм-
ляющие город с юга, были по-
строены за несколько веков до
начала нашей эры. К ним от-
носится, в частности, нижняя
часть так называемых Двухъ-
ярусных ворот (рис. 15.3).
С тех пор на протяжении ряда
веков район испытывал погру-
жение, пока, наконец, к VI—
XII вв. стены, в том числе и
Двухъярусные ворота, не оказались под водой. Постройки заносились
морскими осадками, слоями галечника, и жители были вынуждены
надстраивать стены; так была возведена арка, расположенная над
Двухъярусными воротами. Затем начался процесс поднятия, и в настоя-
щее время стены вновь находятся выше уровня моря. Д. Козловский,
изучавший этот вопрос, изобразил ход процесса на схематическом чер-
теже (рис. 15.4) '. В этом же месте Д. Козловским обнаружены дефор-
мации поверхности морской террасы, сложенной сарматскими извест-
няками, а также другие признаки, указывающие на то, что амплитуда
вертикальных движений от места к месту заметно менялась, т. е. что
эти движения были дифференцированными и находились в очевидной
связи с деформациями складчатыми.
Отметим еще очин пример. На всех картах берегов Баренцева моря,
составленных до конца XVIII в., современный Канин полуостров изобра-
жается в виде острова и на некоторых картах так и пишется: «Остров
1 Заметим все же, что вопрос о колебательных движениях в районе Херсонеса изу-
чен недостаточно хороню и не исключена возможность иной интерпретации всего
явления
28 Общая геология
433
Канин»; например, на карте С. Ремезова («Чертежная книга Сибири»,
1701) нли в «Атласе Российском», изданном Академией наук в 1745 г.
Лишь начиная с 1800 г. он изображается уже в виде полуострова, в
форме более или менее близкой к современной. Трудно сказать, ошибка
ли это прежних картографов или же действительно Канин был ранее
отделен от суши проливом. Учитывая то обстоятельство, что русские
поморы давно и хорошо знали очертания северных берегов, следует
Рис. 15.2. Поверхность мраморных колонн «храма Сераписа», разъеден-
ных морской водой и источенных моллюсками Lithodomus (фото
Г. П Горшкова)
думать, что ошибки здесь нет и что действительно Канин полуостров
испытывает довольно быстрое поднятие. Аналогичные явления зафикси-
рованы с достоверностью в соседних районах. Так, Новая Земля испы-
тывает интенсивное поднятие, и следы деятельности морского прибоя
можно и сейчас наблюдать даже на высотах до 400 м. Следы бореаль-
ной трансгрессии, т. е. осадки северных морей, заливавших в недавнем
прошлом огромные пространства севера европейской части СССР, обна-
руживаются в бассейнах рек Северной Двины, Печоры и др. повсе-
местно.
Можно привести большое количество других примеров, относящихся
к проявлению колебательных движений. Классические работы в этом
отношении выполнены в странах Скандинавского полуострова, в резуль-
тате чего выяснено с несомненностью, что участки, прилежащие к се-
верным берегам Ботнического залива, испытывают в данный момент
поднятие со скоростью около 1 см в год. Это обнаруживается, в част-
ности, по тому признаку, что некоторые места, бывшие в недавнем
прошлом островами, теперь превратились в полуострова, хотя за ними и
сохраняется прежнее наименование: sari (остров), holm (большой
остров).
Другим признаком, более общего значения, служат морские
те р р а с ы, высоко подымающиеся над уровнем моря в центральных
частях полуострова (до 275 м над уровнем моря) и постепенно спу-
скающиеся к периферии. Следы высокого стояния моря в недавнем
434
прошлом здесь столь убедительны и повсеместны, чем еще в 1807 г.
известный немецкий геолог Л. Бух, посетив Скандинавию, имел воз-
можность написать: «Вся страна от Фредериксгалля в Норвегии до Або
в Финляндии, а может быть и до С.-Петербурга, медленно и нечувстви-
тельно подымалась... Швеция подымалась больше Норвегии, и при том
северная ее часть более южной».
Ч. Ляйель, крупнейший британ-
ский геолог, автор книги «Основ-
ные начала геологии» (1830), по-
сетив Скандинавию и обнаружив
раковины моллюсков существую-
щих морских видов на значи-
тельной высоте над морем, при-
шел к тому же заключению. Под-
счет показывает, что за последние
10 000 лет в пределах Скандинав-
ского полуострова поднялась тер-
ритория, на которой теперь жи-
вет 20% населения.
К аналогичным результатам
приводит изучение признаков
вертикальных движений новейше-
го времени на советской части
Балтийского щита (Кольский по-
луостров, Карелия). Карта изо-
баз *, построенная для этого
района, основана на изучении
морских террас. Ось равновесия
проходит по северо-восточной
части полуострова, а отсюда, оги-
бая полуостров, по горлу Белого
моря. Максимальная амплитуда
поднятия наблюдается в юго-за-
Рис. 153. «Двухъярусные ворота»
крепости Херсонес, Крым. Фото
Д Козловского
падной части полуострова
(рис. 15.5). Со временем темп
поднятия замедлился. В данное
время северные берега Кольского
полуострова находятся почти в
стационарном положении, а восточный
жение, на что указывает развитие
берег испытывает даже погру-
эстуариев в устьях рек и ручьев и
полное отсутствие дельтовых отложений. Положительные движения
еще сохранились в юго-западной части полуострова.
Достаточно широко известен также факт погружения берегов
Северного моря в пределах Голландии и частью Бельгии. Прибрежные
районы этих стран не затоплены морем только благодаря плотинам,
поддержание которых в порядке составляет значительную часть забот
местного населения.
Интересный пример недавних колебательных движений доставляет
изучение геологического строения долины Волги в районе Жигулевских
гор. В недавнем прошлом—перед началом четвертичного периода—•
здесь возникла крупная деформация — широкое сводообразное подня-
тие, затронувшее слои известняков и доломитов карбона и глин юры с
1 Изобазы — линии, соединяющие точки, испытавшие одинаковое поднятие (или
опускание).
28
435
амплитудой вертикального смещения порядка 500 ж; при этом северное
крыло свода оказалось относительно опущенным по линии сброса или
флексуры, осложнивших свод. Волга, стремясь сохранить свой прежний
Рис. 15.4. Схематический график волновых (колебательных) движений земной
коры у Херсонеса (Крым) за историческое время. Сост. Д. Козловский, 1967:
1 — сарматские известняки; 2 — морские осадки исторического цикла; временные
этапы (фазы): I—таврская; II — античная; 111 — раннесредневековая; IV —
позднесредневековая; V — современная
профиль равновесия, размыла приподнятые коренные породы на значи-
тельную глубину, сформировав новую долину, которая обнаруживается
теперь в виде переуглубленного русла, лежащего на отметке около
140 м ниже уровня Каспийского моря. Далее произошло опускание, и
Волга заполнила свою долину осадками мощностью около 250 м (до
436
уровня «высокой» террасы левого берега). Затем снова поднятие, и
Волга разработала в толще своего же аллювия, а частью в коренных
породах правого берега, новую долину с глубиной вреза дна 180 м (от
уровня «высокой» террасы, что соответствует 60 м от современного уров-
ня Каспийского моря). Позднее этот процесс вновь повторялся — опус-
кание и заполнение долины осадками, слагающими вторую надпоймен-
ную террасу, поднятие и разработка долины до современной отметки —
Рис. 15.6. А. Строение аллювиальных отложений в долине Волги
близ Жигулевских гор (схематический профиль) (сост. Г. П. Гор-
шков по материалам сейсмической экспедиции Академии наук
СССР, 1934): а — пойма (отложения в пределах отметок от—10
до +25 л); б — первая надпойменная терраса (от —15 до + 40 м);
в — вторая надпойменная терраса (от —50 до +60 м); г — «вы-
сокая» терраса (от —150 до +100 м); Б—схема четвертичных
колебательных движений для того же района
25 м, опускание и заполнение долины осадками первой надпойменной
террасы ( + 40 м) и, наконец, разработка современного русла и отложе-
ние аллювия поймы (рис. 15.6, Л). Весь процесс графически представлен
на рис. 15.6, Б.
Не останавливаясь на других примерах, перечислим некоторые приз-
наки поднятий и опусканий новейшего времени. Под новейшими движе-
ниями условимся понимать движения, распространяющиеся на неоген—
четвертичное время (около 25 млн. лет); под современными—движения,
развивающиеся в данный момент на наших глазах (в исторический
период, т. е. на протяжении последних нескольких тысяч лет).
Следующие признаки указывают на новейшие поднятия:
морские террасы, береговые валы и ниши, приподнятые над совре-
менным уровнем моря;
расширение площади, занятой прибрежными мелями, шхерами,
полуостровами, расширение намывного берега;
морские осадки, обнаруживаемые на суше вдали от берегов;
речные террасы (рис. 15.7); дельты (не всегда);
437
Рис. 15.7, Террасы на р. Хуанхе близ г. Ланьчжоу, Китай (фото Г. П. Горшкова)
Рис. 15.8. Схема современных вертикальных движений земной коры
на Апшеронском полуострове, по данным повторных нивелировок
1928, 1955, 1962 гг. (по Д. А. Лилиенбергу и И Н. Мещерскому,
1968). Зоны поднятий: 1 — более 0 мм/гоо. Зоны опусканий, мм/год:
2 — от 0 до 5; 3 — от 5 до 10; 4— от 10 до 15; 5 — от 15 до 20;
6 — от 20 до 30; 7 — более 30
кайнозойские абразионные и денудационные поверхности, припод-
нятые над уровнем местности, иногда изогнутые и разорванные;
поднятие над уровнем моря коралловых рифов.
Следующие признаки указывают на новейшие опускания:
залитый водами моря эрозионный рельеф — террасы, речные доли-
ны, фиорды, каньоны;
эстуарии, затопленные долины рек, лиманы;
погруженные значительно ниже уровня моря коралловые рифы.
438
Мы привели далеко не полный перечень тех признаков, по которым
можно судить о новейших вертикальных движениях. Скорее это некото-
рая иллюстрация к сложной и пестрой картине развития и результатов
новейших вертикальных движений.
Что касается современных движений, т. е. наиболее молодых, то
они обнаруживаются нагляднее всего по историческим и археологиче-
ским признакам, а также по данным точных повторных нивелировок и
триангуляций. В качестве иллюстрации приведем схему вертикальных
движений, обнаруженных на Апшеронском полуострове путем нивели-
ровок за 1928, 1936, 1949 и 1962 годы (рис. 15.8). Как видно, в некото-
рых местах скорость движений доходила до —30 мм!год. Поскольку и
здесь движения дифференцированные, то опять (см. стр. 433) возникает
мысль о том, что движения вертикальные и движения складкообразова-
тельные тесно между собою связаны, и в ряде случаев в результате
движений, которые принято именовать вертикальными, могут сформиро-
ваться складки — по крайней мере того типа, которые именуются пре-
рывистыми.
Здесь нужно заметить, что при изучении результатов колебатель-
ных движений земной коры (особенно новейших) всегда следует -иметь
в виду, что уровень моря (океана) в свою очередь может изменяться
из-за изменения общего объема воды в океанах. Так, ледниковые перио-
ды, вследствие перехода значительных количеств воды в твердое сЬстоя-
ние в форме ледников, сопровождаются общим понижением уровня моря.
В межледниковые, наоборот, уровень моря повсеместно повышается.
Изменение конфигурации и объема океанических впадин (в результате
тектонических движений) также ведет к изменению уровня моря.: Име-
ются к тому и другие причины. А в целом приходится считаться^: тем,
что уровень моря — отнюдь репер не стационарный. Такого рода' коле-
бания уровня моря именуются эвстатическими. Их эффект ска-
зывается одновременно и одинаково на всех берегах — и по этому при-
знаку можно отличить эффект эвстатических колебаний от эффекта
вертикальных дифференциальных движений отдельных блоков земной
коры.
§ 2
КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ ПРОШЕДШИХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПЕРИОДОВ
Важнейшим методом изучения колебательных движений прошед-
ших геологических периодов служит метод анализа стратигра-
фической колонки. Рассмотрим в качестве иллюстрации разрез
коренных пород Подмосковья.
На глубине около 1650 м здесь обнаружены (в буровых скважинах
и с помощью геофизической разведки) кристаллические породы докем-
брийского возраста, составляющие фундамент Русской плиты. Породы
осадочного чехла начинаются глинами нижнего и среднего кембрия
€1+2), представляющими осадки неглубокого моря. Ордовикских и си-
лурийских отложений здесь нет. На кембрийские глины налегают лагун-
ные осадки живетского яруса (средний девон, D2), которые быстро сме-
няются известняками верхнего девона (D3). Верхнедевонское море ши-
роко распространилось, свидетельствуя о погружении значительных
участков Русской плиты. В раннем карбоне (CJ появляются вновь при-
брежные фации — лагунные и даже континентальные угленосные обло-
жения; к ним относятся каменные угли Подмосковного бассейна. Дру-
439
гими словами, плита, в ее центральных частях, испытывала в тот момент
сложный процесс вертикальных движений переменного знака с общей
тенденцией к подъему. Такое состояние длилось и в течение среднего
карбона (Сг), на что указывает наличие прибрежных песчаников и даже
континентальных отложений. Затем снова наступила эпоха значитель-
ных погружений: в конце среднего карбона и в течение всего позднего
карбона (С3) накапливались на дне широко распространившегося моря
морские осадки, давшие в результате длительных процессов диагенеза
Рис. 15.9. Карьер близ г. Подольска, Московской области (фото
Г. П. Горшкова):
Cj—известняки среднего карбона; J3 — глины верхней юры; Q—чет
вертичиая морена
подмосковные известняки, выходящие на поверхность во многих местах
Подмосковья, например по р. Пахре у Подольска, близ Горок Ленин-
ских, в Мячкове (Сг), в Щелкове (С3).
Известняки содержат обильную фауну брахиопод, морских ежей
и лилий, кораллов, мшанок. С наступлением пермского периода в связи
с тектоническими движениями в пределах Урало-Сибирской геосинкли-
нали (герцинская складчатость) Русская плита поднялась и моря ушли
на долгое время; в течение всей перми (Р), триаса (Т) и начала юры
(Ji—J2), здесь была суша и в большинстве мест господствовали про-
цессы разрушения, размыва поверхности континента. В поздней юре
(7з) — новая трансгрессия: море пришло в центральные районы
с юга, отвечая погружению плиты, и, соединившись с водами северных
морей, образовало громадное водное пространство, охватившее пример-
но такие же площади, как и в позднем карбоне. Но вместо известняков
в нем отлагались глины, черные, пластичные, богатые фауной (аммо-
ниты, белемниты) и органическим веществом, или такие же темные и
тоже морские пески. Морской режим сохранился и в начале мела (Ki,
именно неокомский век), когда отлагались морские глауконитовые пес-
ки, но уже к следующему, аптскому веку условия изменились Отлага-
лись белые кварцевые пески, в которых встречаются отпечатки растений
и которые следует считать «прибрежно-дельтовыми» (Даньшин, 1947)
440
Другими словами, наступил период регрессии (отступание) моря.
Вскоре, в позднем мелу (Кг), установился континентальный ре-
жим, продолжающийся до настоящего времени. Суша интенсивно раз-
мывалась реками, и юрские и меловые отложения сохранились далеко не
всюду. Позже, уже в четвертичном периоде, районы Подмосковья испы-
тали оледенение, результатом чего явились моренные накопления
(валунные суглинки) и флювиогляциальные отложения. На рис. 15.9
Рис. 15.10. Палеогеографическая кривая (схема колебательных движе-
ний первого порядка) для Подмосковья:
1— четвертичные отложения; 2 — пески мелового возраста; 3 — юрские
глины; 4 — известняки и другие породы карбона, в низах — девона;
5 — кристаллические и метаморфические породы протерозоя; 6 — пере-
рывы в осадконакоплении
изображен карьер на р. Пахре, близ г. Подольска, Московской области.
Видны известняки С2, черные глины J3 и морена Q. Между ними — гра-
ницы, соответствующие длительным периодам перерыва в осадконакоп-
лении.
Описанная история колебательных движений может быть схематич-
но изображена на графике (рис. 15.10), который носит название палео-
географической кривой. Жирная линия выше условного нуля
отвечает условиям континентального режима, ниже — морского. Отчет-
ливо виден именно колебательный характер вертикальных движений, с
периодом порядка нескольких десятков миллионов лет.
Изучение стратиграфической колонки любого района приводит к
таким же выводам: всюду можно проследить признаки и ход развития
колебательных движений той или иной интенсивности, того или иного
масштаба, оставивших следы в форме отложения осадков тех или иных
фаций или зафиксированных периодами перерывов в осадконакоплении.
Стратиграфический метод изучения колебательных движений был
разработан крупнейшим русским геологом, «отцом русской геологии»
А. П. Карпинским, с большим искусством применившим его к анализу
структур и движений Русской плиты. «Колебания земной коры, — писал
А. П. Карпинский, — совершались в течение геологических времен в
нашей стране с известной правильностью, проявляясь в одних и тех же
направлениях, часто в одних и тех же местах. Колебания эти, быть мо-
жет, имеют лишь местный характер, хотя и относятся к значительной
части земной поверхности и, по-видимому, повторяются аналогичным
441
образом в других странах. Без сомнения, однако, они находятся в более
или менее тесном соотношении с дислокационными явлениями, происхо-
дившими за пределами нашей страны» (Карпинский, 1894).
§ 3
НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ СВОЙСТВА КОЛЕБАТЕЛЬНЫХ
ДВИЖЕНИЙ
Множественность периодов колебательных движений. История раз-
вития земной коры показывает, что длительные периоды спокойного ее
развития, эволюционные периоды, сменяются более кратковремен-
ными периодами бурного, революционного развития, когда все
формы движения масс — складкообразовательные, разрывообразова-
тельные, магматизм, колебательные движения — достигают значитель-
ной интенсивности. Выделяется несколько этапов оживления тектониче-
ских сил: каледонский, герцинский, альпийский, относящиеся соответст-
венно к моментам времени: силурийскому периоду, концу палеозоя,
кайнозойской эре. Учитывая абсолютную длительность каждого отрезка
геологического времени, можно сказать, что в целом колебательные дви-
жения подобного размаха охватывают периоды порядка 150 млн. лет.
Колебания такого периода обусловливают формирование, или, наоборот,
отсутствие целых систем или отделов, т. е. отложений, соответствующих
периодам или эпохам.
На фоне этих движений развиваются колебательные движения
более коротких периодов, чему соответствует формирование или, наобо-
рот, выпадение из разреза отдельных ярусов, что соответствует периодам
в несколько миллионов лет, а затем и еще более мелких стратиграфиче-
ских горизонтов, соответствующих по времени сотням или десяткам
тысяч лет. Иногда выделяются периоды порядка даже нескольких сотен
лет вплоть до того, что колебательные движения считаются ответствен-
ными за явление слоистости, которая присуща осадочным толщам.
Конечно, здесь трудно разграничить влияние тектонического фактора и
влияние общей физико-географической обстановки, в частности климата,
но все же какое-то значение за колебательными движениями приходится
сохранять. К отложениям, связанным с вертикальными движениями ко-
роткого периода, относится, например, флиш. Флиш — это толща осад-
ков, чаще всего терригенного характера, отличающаяся правильным
чередованием в вертикальном разрезе различных пород. Так, верхне-
меловой и палеогеновый флиш (Кг—₽) юго-восточного Кавказа харак-
теризуется чередованием слоев конгломерата, известкового песчаника,
обломочного известняка, мергеля и глины, с тем, что через каждые
0,5—2,0 м цикл в той же последовательности повторяется. Таври-
ческая серия в Крыму (Тз—Ji) также характеризуется правиль-
ным и бесконечным чередованием слоев песчаника и глинистого сланца
с толщиной прослойков одного цикла порядка 30 см, что также отвечает
понятию «флиш». Накопление многокилометровых по мощности толщ
флиша происходило в условиях беспрерывных колебательных движений
малого размаха и короткого периода.
Таким образом, в целом оказывается, что земная кора повсеместно
испытывает колебательные движения самого различного периода: на
движения длинного периода накладываются движения более коротких
периодов, которые интерферируют друг с другом, и в итоге создается
чрезвычайно сложная картина. Равнодействующая в каждый данный
.момент может оказаться самой неожиданной. Схематически можно изо-
442
Сразить картину наложения одних колебаний на другие в виде кривой
(рис. 15.11).
Широкое площадное распространение колебательных движений.
Колебательные движения проявляются всюду, но они могут быть раз-
личными как по скорости, так и по знаку движения. По всей вероятно-
сти, существует некоторая зависимость между длительностью движений
данного знака и площадью распространения. Движения наиболее круп-
Рис. 15.11. Наложение колебаний различных периодов:
1 — колебания первого порядка; 2 — колебания второго порядка;
3 — колебания третьего порядка; 4 — суммарная кривая колебатель-
ного процесса
ных периодов, охватывающих десятки миллионов лет, контролируют
поведение огромных участков земной коры масштаба целых материков
или складчатых зон. Движения более мелких периодов распространя-
ются на более мелкие структурные элементы, и дифференциация может
быть здесь очень велика. Быть может, таким путем удастся подойти и к
анализу особенностей отдельных тектонических структур, в пределах
которых трудно отделить колебательные движения от движений других
типов. Так или иначе, но колебательные движения распространяются
на обширные площади, они повсеместны, и тем отличаются от узколока-
лизованных складкообразовательных движений.
Обратимость колебательных движений. Важным свойством колеба-
тельных движений, вытекающим из их существа, является обратимость.
Под этим словом подразумевается явление смены знака движений; под-
нятие в одном и том же месте со временем сменяется опусканием и по-
добная смена знака повторяется многократно. Примеры тому мы уже
видели. Нельзя думать, что каждый следующий цикл после двукратной
смены знака будет повторением предыдущего. Нет, движения и все
связанные с ними геологические процессы развиваются каждый раз
по-новому, на новой основе, приобретая все новые черты и усложняясь,
чему способствует именно это свойство — обратимость, ведущая к мно-
гократному повторению процессов отложения и размыва вещества коры.
Обратимость — важнейшее свойство колебательных движений, отличаю-
щее их от движений складкообразовательных.
Колебательные движения не сопровождаются развитием линейной
складчатости и разрывов. Действительно, в целом колебательные дви-
жения характеризуются тем, что они не ведут к возникновению дисло-
каций обычного типа — складок и разрывов, и в том их отлячие от
движений, которые именуются орогеническими (складкообразователь-
ными). Однако, строго говоря, это утверждение не является вполне
точным. Прежде всего прогиб земной коры в результате поднятия ее
или опускания можно интерпретировать как пологую складку большого
радиуса. Возникновение и развитие таких складок, например поднимаю-
443
щийся свод Балтийского щита, влечет за собой возникновение и раз-
рывных нарушений, представляющих порой сложную систему неглубо-
ких, пересекающихся во многих направлениях трещин, которые находят
отражение в рельефе и даже способны продуцировать слабые землетря-
сения (например, район Осло в Норвегии или территория Финляндии).
Кроме того, так называемые глыбовые структуры, с движениями по
оконтуривающим их разрывам, могут расцениваться в качестве некото-
рой переходной формы между структурами, которые создаются колеба-
тельными движениями обычного типа, и структурами, возникающими в
геосинклинальных областях в результате складчатости. Но, конечно, та-
кого рода нарушения отличны от тех, с которыми мы встречаемся в
складчатых областях, и потому следует полагать, что колебательные дви-
жения действительно не влекут за собой возникновения таких дисло-
каций, как линейная складчатость и сопровождающие ее крупные текто-
нические разрывы с заметным относительным перемещением крыльев.
Колебательные движения и мощность осадочных толщ. Колебатель-
ные движения при той периодичности, которой они отличаются, не пре-
пятствуют накоплению мощных толщ осадков. Процесс накопления этих
толщ идет следующим образом. Первая половина цикла характеризуется
стремлением данного участка земной коры к погружению. Если восполь-
зоваться конкретным примером и обратиться, скажем, к Донбассу, то
здесь эта часть цикла относится к концу девона и к карбону. Бассейн
заполняется осадками, но по мере заполнения дно погружается, глуби-
на бассейна не испытывает сильных изменений, физико-географическая
обстановка в известной мере сохраняется и процесс аккумуляции не
прекращается. Глубина погружения примерно соответствует мощности
накопившихся осадков. На этом фоне, конечно, развертываются колеба-
тельные движения высших порядков, они обусловливают слоистость
толщи, перемены в фациальном составе отложений, даже, быть может,
появление перерывов, но в целом процесс погружения идет неуклонно и
накапливается огромная толща осадков. Для Донбасса ее мощность
измеряется многими километрами (8—10/си).
Последующая смена знака приводит к тому, что часть накопив-
шихся осадков смывается. Отсутствие осадочных пород палеозойского
возраста на поверхности Украинского кристаллического массива, или
Балтийского щита, или Анабарского и Алданского щитов в Сибири,
быть может, следует объяснять именно тем, что они были смыты цели-
ком. Но в других местах — на большей части Русской платформы, на
Урале и т. д. — толщи пород, накопившихся в течение цикла опускания
данного участка, в той или иной мере сохраняются и позже, подвергаясь
процессам разрушения лишь частично.
Следовательно, если изобразить в виде графика траекторию какой-
либо точки на поверхности земной коры за длительное время (например,
для Донбасса за каменноугольный период), то получится следующая
картина (рис. 15.12). Кривая ОМ — геоморфологическое выражение
колебательных движений; она отражает реальное местоположение участ-
ка, в пределах которого накапливаются осадки или протекают процес-
сы денудации на каждый момент; кривая ОТ — фактическая траекто-
рия некоторой условно выбранной точки в толще земной коры (эта точ-
ка находилась на поверхности в начальный момент рассматриваемого
процесса), другими словами, выражение собственно тектонических про-
цессов.
При изучении колебательных движений анализ мощностей оса-
дочных толщ имеет важнейшее значение. Мощность данной серии осад-
ков в общих чертах суммарно соответствует глубине погружения участ-
444
ка коры, в пределах которого накопилась данная толща. Поэтому
карта изопахит, т. е. линий равной мощности какой-либо толщи,
в известной мере говорит о суммарном эффекте вертикальных движе-
ний, соответствующих периоду накопления этой толщи. В качестве иллю-
страции приведем карту изопахит для среднеюрских отложений евро-
пейской части СССР
(рис. 15.13). Видно, что в
течение среднеюрской эпо-
хи наибольшее погружение
испытали части Главного
Кавказского хребта, в ре-
зультате чего здесь накопи-
лись и наиболее мощные
толщи осадков (терриген-
ных фаций).
Методика анализа мощ-
ностей в связи с колеба-
тельными движениями бы-
ла разработана В. В. Бело-
усовым, который с успехом
использовал ее при изуче-
Рис. 15.12. График колеба-
тельных движений в Дон-
бассе в течение каменно-
угольного периода. ОМ —
геоморфологическое выра-
жение колебательных дви-
жений; ОТ — действитель-
ная траектория точки, т. е.
выражение тектонических
процессов (по В. В. Бело-
усову, 1962)
Рис. 15.13. Карта изопахит (линии равной мощ-
ности) среднеюрских отложений европейской ча-
сти СССР (по В. В. Белоусову и А. Б. Ронову):
1 — области нулевой мощности; 2 — изолинии че-
рез 50 м\ 3 — изолинии через 500 м
нии движений Русской платформы и Кавказа. А. Б. Ронов предложил,
в дополнение к анализу мощностей, метод подсчета объемов на-
капливающихся осадков, что может характеризовать — если знать
источники сноса материала — масштаб поднятий в областях, прилежа-
щих к данным областям погружения.
Изучение мощностей накапливающихся осадков позволяет подойти
и к вопросу о скорости вертикальных движений. Если известна мощность
осадков, накопившихся за известный промежуток времени, т. е. глуби-
445
Рис. 15.14. Палеогеографическая каста Русской платформы для раннемеловой эпохи},
составлена А. П. Карпинским в 1Ь84 г. (штриховкой показаны области, занятые мо-
рем)
на опускания данного участка коры, а также абсолютная длительность
соответствующего отрезка времени, то нетрудно рассчитать среднюю
скорость погружения, например, в метрах за миллион лет. Результаты
подобных расчетов для Русской платформы, Урала и Главного Кавказ-
ского хребта, выполненных А. Б. Роковым, показывают, что скорость
движений находится обычно в пределах от 0 до 100 At в миллион лет.
Более подробно рассмотрел этот вопрос М. С. Красс, который показал,.
446
Рис. 15.15. Палеогеографическая карта Русской платформы для позднемеловой эпохи;
составлена А. П. Карпинским в 1884 г. (штриховкой показаны области, занятые
морем)
что средняя скорость вертикальных движений, выведенная для корот-
кого промежутка времени (101—102 лет), оказывается довольно большой
(порядка 1 см/год для платформ и 14-10 см)год для подвижных обла-
стей), но при расчете на большие промежутки времени уменьшается: за
103 лет—10”1 и 1 см/год для платформ и подвижных областей соот-
ветственно и за 107 лет—10-3 и 10-2 см!год. В этой закономерности
отражается именно колебательный характер движений. Другими словами.
447
в каждый данный момент скорость может быть довольно значитель-
ной, но суммарный эффект движений, учитывая частую смену знака,
будет меньшим.
Большое значение при анализе колебательных движений имеет
также изучение фаций отложений. Географическое распределение раз-
личных фаций в прошлом, смещение фаций в том или ином направле-
нии, смена одних фаций другими в вертикальном направлении — все
это говорит об изменениях физико-географической обстановки, что мо-
жет быть связано с колебательными движениями.
Колебательные движения и палеогеографические реконструкции
Изучение колебательных движений имеет большое значение для позна-
ния истории Земли. Колебательные движения — важное звено в слож-
ной цепи разнообразных геологических процессов. Они теснейшим обра-
зом связаны со складкообразовательными и разрывообразовательными
движениями, ими в значительной степени обусловливаются ход транс-
грессий и регрессий морских вод, изменения в очертаниях материков и
морей, характер и интенсивность процессов осадконакопления и денуда-
ций и т. д. Другими словами, колебательные движения — ключ к па-
леогеографическим построениям, они дают возможность понять физико-
географическую обстановку прошедших времен и генетически увязать
между собой ряд геологических событий. Изучая осадочные породы с
помощью анализа мощностей и фаций, можно построить палеогео-
графические карты — основной документ, фиксирующий наши
знания о геологической истории вообще, о направлении и масштабах
самых различных геологических процессов.
Много сделал для познания важнейших особенностей колебатель-
ных движений А. П. Карпинский. Он дал анализ истории развития
(Восточно-Европейской) платформы, выяснил роль и особенности коле-
бательных движений с помощью палеогеографических карт, составлен-
ных для каждого периода или эпохи. На рис. 15.14 и 15.15 изображены,
в качестве иллюстрации, две карты (для ранне- и позднемеловой эпох),
составленные А. П. Карпинским в 1884 г. Изучение таких карт, изуче-
ние стратиграфической колонки, анализ мощностей осадочных пород,
фаций, сопоставление разрезов на обширных площадях — таков метод
восстановления физико-географической обстановки прошедших периодов,
метод палеогеографического анализа, позволяющий подойти и к изуче-
нию колебательных движений.
§ 4
О НЕОТЕКТОНИКЕ
Изучение современных колебательных движений показало, что зем-
ная кора испытывает деформации практически всюду. Вероятно, нет
такого участка, где нельзя было бы обнаружить признаки колебательных
движений той или иной интенсивности, и притом движений молодых,
современных. Одновременно выяснилось, что в настоящее время можно
наблюдать не только колебательные, но также и складкообразователь-
ные движения. Они выражаются в дифференцированных подвижках
земной коры, в росте складок и движениях блоков по разрывам, в на-
клонах и изгибах поверхности Земли и, в конечном итоге, в формиро-
вании рельефа поверхности Земли.
Академик В. А. Обручев в одной из своих работ подчеркнул значе-
ние таких молодых движений и предложил именовать их неотекто-
448
ническими. Теперь установилась такая классификация движений
по их возрасту:
Рис. 15.16. Четвертичный надвнг в окрестностях г. Юймынь,
КНР. Красноцветные песчаники палеогенового возраста на-
двинуты на галечники четвертичного возраста (фото
Г. П. Горшкова)
Рис. 15.17. Наклон террас в сторону, противоположную течению
реки. Район Цанье, КНР:
1 — современное русло и пойма; 2 — первая терраса; 3 — поздне-
плейстоценовая поверхность выравнивания; 4 — моноклиналь в нео-
геновых отложениях
альпийские движения, охватывающие промежуток времени
от мелового периода до настоящего момента;
29 Общая геология
449
новейшие движения, охватывающие неоген
и четвертичный период, до настоящего момента (соб-
ственно неотектоника) и
современные движения, относящиеся к
настоящему моменту, т. е. происходящие на наших
глазах.
Новейшие движения обнаруживаются по различ-
ным признакам. Перечислим некоторые из них.
Тектонические разрывы, затрагивающие
четвертичные отложения. В качестве примера можно
указать на систему крупных четвертичных надвигов
в северных предгорьях хребта Наньшань, в районе
Юймынь—Гаотай (Китай). Здес®» приводятся в сопри-
косновение третичные и даже мезозойские отложения
с четвертичными галечниками возраста Q2 (рис. 15.16).
Складки, затрагивающие неогеновые и четвер-
тичные отложения.
Террасы как морские, так и речные. Само на-
личие террас говорит о проявлении новейших движе-
ний, но еще яснее выступает этот факт в том случае,
если террасы деформированы. Они могут быть изо-
гнуты, образуя пологие антиклинали; могут быть
наклонены (рис. 15.17), могут быть разорваны. В не-
которых случаях легко заметить расхождение террас
вдоль речной долины — так называемый спектр тер-
рас. Это свидетельствует о том, что амплитуда движе-
ний за новейший этап изменялась от места к месту.
Пенеплены, или денудационные и аб-
разионные поверхности, поднятые, изогнутые
или разорванные. В качестве примера можно указать
на высокоподнятое, но слабо деформированное плато
Тибета, или на поднятое и раздробленное Шанское
плато в Бирме.
Различные особенности продольного про-
филя речных долин: ступенчатая форма про-
филя реки, наличие антецедентных участков, порогов,
водопадов.
Некоторые особенности поперечного про-
филя речных долин: изменение поперечного
профиля от o-образного через U-образный к V-об-
разному; врезание современных долин в профиль бо
лее древних долин.
Некоторые особенности плана речной сети:
асимметрия, смещение рек в одну сторону, резкие по-
вороты в обход растущих поднятий.
Озера тектонического происхождения. Напри-
мер, оз. Телецкое на Алтае, оз. Хубсугул-далай в
Монголии, оз. Балатон в Венгрии, оз. Кукунор в Ки-
тае, Байкал в Сибири.
Об активности движений говорят также в у л к а-
н ы с признаками молодых извержений и с сохранив-
шимися формами эруптивных аппаратов, а также
землетрясения и деформации почвы ими вызван-
ные: трещины и живые эскарпы, поднятия, опускания
и наклоны крупных блоков земной коры и т. п.
29
451
Каждый признак в отдельности не всегда служит показателем
интенсивности и характера движений, но ряд фактов, комплекс наблю-
дений позволяют формулировать выводы удовлетворительной достовер-
ности. Новейшие движения играют важную роль в формировании со-
временной структуры земной коры, а также рельефа поверхности Земли
и состава новейших отложений. Их изучение имеет смысл не только в
теоретическом отношении, но также и в практическом, содействуя пра-
вильному решению различных вопросов инженерной геологии, а также
сейсмотектоники в связи с конкретными задачами обеспечения долго-
временного и надежного функционирования различных промышленных,
гражданских, транспортных и т. п. сооружений. В Советском Союзе
ведется работа по изучению новейших тектонических движений. В 1959 г.
была опубликована ^сводная карта неотектоники территории СССР
(под ред. Н. А. Николаева и С. С. Шульца, м. 1 : 5 000 000) (рис. 15.18).
§ 5
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ НОВЕЙШИХ ДВИЖЕНИЙ
Учение о новейших колебательных движениях в последние годы
быстро развивается, приобретая все новые методы анализа полевых
и теоретических исследований. Сводку методов изучения новейших дви-
жений опубликовал в 1962 г. Н. И. Николаев. Методы исследования
могут быть подразделены на две группы: количественные и ка-
чественные. К количественным методам следует относить такие, в
результате применения которых появляется возможность оценить дви-
жения в количественной мере, в цифрах. Сюда относятся геофизические,
геодезические и гидрологические методы. Основное значение принадле-
жит геофизике, особенно сейсмологии и гоавиметоии. и геодезии.
Сейсмологический метод. Землетрясения — чрезвычайно
точный показатель интенсивности современных тектонических движений,
и в этом отношении данные о распределении очагов землетрясений, их
силе и т. п. могут помочь в изучении современных тектонических дви-
жений всех типов, в том числе и колебательных. То обстоятельство, что
интенсивные складкообразовательные движения сопровождаются, как
правило, столь же интенсивным проявлением колебательных движений,
позволяет использовать сейсмологический метод достаточно широко.
Сущность дела заключается здесь в том, что очаги землетрясений
располагаются там, где имеются активные тектонические структуры —
дифференцированные поднятия и опускания, системы развивающихся в
настоящее время разрывов, резкие изгибы простирания молодых склад-
чатых сооружений и т. п. Следовательно, по распределению и интен-
сивности землетрясений можно судить о распределении и интенсивности
тектонических движений, в том числе и колебательных, поскольку по-
следние представляют одну из сторон движений земной коры вообще
и проявляются с наибольшей силой там, где достигают наивысшей
активности складкообразовательные движения.
Метод измерения наклонов поверхности Земли.
В результате движений, которые претерпевает земная кора, поверхность
Земли испытывает деформации, выражающиеся, в частности, в наклонах.
С помощью приборов, которые называются наклономерами, можно
измерять такие наклоны. Наклоны связаны как с некоторыми периодиче-
скими факторами — влияние притяжения Луны, Солнца и др., так и с
вековыми, т. е. складкообразовательными и колебательными движения-
ми. Наибольший интерес представляет изучение наклонов почвы в текто-
нически активных районах, где, теоретически говоря, можно таким спо-
собом фиксировать рост антиклиналей и т. п.
452
Геодезические методы. Геодезия дает в руки тектонистов
такие методы измерения деформаций земной поверхности, как триангу-
ляция и нивелировка; повторная триангуляция в одних и тех же местах,
так же как и повторная ниве-
лировка, позволяет оцени-
вать в абсолютных величи-
нах смещения за известный
период времени. В ряде слу-
чаев повторные геодезиче
ские измерения дали отлич-
ный материал, особенно в
сейсмических районах после
сильных землетрясений. На
рис. 15.19 дается схема гори-
зонтальных и вертикальных
смещений, зафиксированных
на поверхности земли мето-
дами триангуляции и ниве-
лировки после землетрясе-
ния 10 сентября 1943 г. близ
г. Тоттори, Япония.
Астрономические
методы. Астрономия дает
возможность точно опреде-
лять широту и долготу, т. е.
географические координаты
точки на поверхности Зем-
ли. Если точность опреде-
ления координат достаточно
высока, то можно надеяться
Рис. 15.19. Горизонтальные (вверху) и вер-
тикальные (внизу) смещения, сопровождавшие
землетрясение в Тоттори 10.IX 1943 г., по дан-
ным триангуляции I класса и прецизионным
нивелировкам (по С. Миямура, 1962). Интер-
вал изолиний на нижнем чертеже — 10 см
подметить изменения в по-
ложении точки, связанные с
движениями земной коры.
В данном случае, естествен-
но, речь идет не о верти-
кальных движениях, а о го-
ризонтальных. Точность астрономических наблюдений сейчас прибли-
жается к тому пределу, за которым уже можно будет фиксировать
горизонтальные смещения точек земной поверхности, вызванные текто-
ническими причинами. Цифры, имеющиеся сейчас, говорят о перемеще-
ниях масштаба долей метра, первых метров и даже первых десятков
метров в год, но уверенности в достоверности вычислений пока нет.
Гидрологические методы. Эти методы получили распро-
странение и дают надежные результаты. Сущность их заключается в
измерении уровня воды в океанах или озерах. Уровень колеблется в за-
висимости от двух причин: либо в результате изменения объема воды
(таяние ледников, метеорологические влияния), либо в результате дви-
жений суши. Здесь следует отличать, как уже говорилось, эвстатиче-
с к и е колебания уровня океана, не связанные с тектоникой, и местные
колебания, которые чаще всего следует относить на счет деформаций
(поднятий или опусканий) земной коры.
К категории качественных методов относятся следующие мето-
ды: орографические, батиметрические, геоморфологические, историко-
археологические, биогеографические, геологические.
Под орографическим методом понимается изучение распреде-
453
ления высот возвышенностей и понижений и установление таких зако-
номерностей в их распределении, которые связаны с тектоническими
движениями.
Батиметрический метод состоит в выявлении движений зем-
ной коры на дне морей и океанов путем анализа строения дна или
повторных измерений глубин (этот метод в равной мере можно относить
к категории количественных методов).
Геоморфологические методы приобретают в последнее время
особое значение. Они основаны на тщательном изучении рельефа и вы-
явлении признаков, которые могут говорить о роли движений земной
коры в формировании рельефа. Сюда относится изучение геоморфоло-
гии морского дна, древних береговых линий бассейнов, морских террас,
всех особенностей речных долин, особенно речных террас, изучение
дельт, конусов выноса, формы речных долин, плана речной сети и т. д.
Можно считать, что рельеф поверхности Земли есть результат
совместного действия внутренних сил (колебательные и складкообразо-
вательные движения и пр.) и внешних сил (денудация, аккумуляция).
Обозначим первые буквой Т (тектоника), вторые — Д (денудация).
В одних районах внутренние силы преобладают над внешними (в том
смысле, что, скажем, денудация не успевает уничтожать поднимающие-
ся участки коры), т. е. Т>Д; тогда возникают горные возвышенности,
в других — Т=Д; возникают плато или возвышенные равнины,
в-третьих — Т<Д; тогда вырабатываются пенеплены и аллювиальные
равнины. Каждый случай требует специального анализа, причем необхо-
димо учитывать все стороны процесса, включая и особенности накопле-
ния осадков в понижающихся участках, фации отложений и т. п.
Геологические методы. Сюда относятся: изучение фаций
новейших осадочных пород в вертикальном разрезе, сопоставление па-
леогеографических карт, изучение мощностей осадков, изучение склад-
чатых и разрывных нарушений, затрагивающих неогеновые и четвертич-
ные отложения. В некоторых случаях признаки новейших движений
чрезвычайно показательны (рис. 15.16).
Историко-археологические методы — изучение свиде-
тельств исторических хроник, старинных карт или археологических мате-
риалов, указывающих на характер проявления новейших движений зем-
ной коры (изменения в конфигурации береговых линий и т. п.).
Биогеографические методы — изучение тех особенностей
в распределении фауны и флоры, которые можно объяснить только вме-
шательством эндогенных сил.
ЛИТЕРАТУРА
А п р о д о в В. А., А п р о д о в а А. А. Движения земной коры и геологическое прош-
лое Подмосковья. Изд-во МГУ, 1963.
Белоусов В. В. Колебательные движения земной коры, их развитие, свойства
и задачи их изучения. «Тр. совещания по мет. изуч. движ. и деформ, земной ко-
ры». М., Геодезиздат, 1948.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. М., Госгеолтехпздат, 1962.
/Кивая тектоника. Сборник статей под ред. Д. А. Туголесова. М., ИЛ, 1957.
Карпинский А. П. Очерки геологического прошлого Европейской России. М,—Л.,
Изд-во АН СССР, 1947.
Мещеряков Ю. А. Структурная геоморфология равнинных стран. М., «Наука», 1965.
Николаев Н. И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории
СССР. М., Госгеолтехпздат, 1962.
Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек, сб. 1, 2, 3. Изд-во МГУ, 1969,
1969, 1972.
Рихтер В. Г. Методы изучения новейшей и современной тектоники шельфовых зон
морей и океанов. М., «Недра», 1965.
Р о н о в А. Б. История осадконакопления и колебательных движений Европейской час-
ти СССР. «Тр. Геофизнч. нн-та АН СССР», 1949, № 3.
ГЛАВА 16
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Землетрясением называется всякое колебание земной поверх-
ности, вызванное естественными .причинами, среди которых основное
значение принадлежит тектоническим процессам. В некоторых местах
землетрясения происходят часто и достигают большой силы. Одно из
сильных землетрясений последних десятилетий нанесло большие разру-
шения Ашхабаду, столице Туркменской ССР.
§ 1
АШХАБАДСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 5 ОКТЯБРЯ 1948 г.
Ашхабадское землетрясение произошло в ночь с 5 на 6 октября
1948 г. без каких бы то ни было явных предвестников. Участок, в преде-
лах кбторого подземные толчки ощущались с наибольшей силой, распо-
лагался близ Ашхабада, в 25 км к юго-востоку от города. Какими же
явлениями сопровождалось это землетрясение и какие следствия повлек-
ло за собой?
На поверхности земли в результате сильных подземных толчков
возникло много разнообразных нарушений. .Прежде всего обращали на
себя внимание трещины большей или меньшей величины. Некоторые
из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и долины вне
видимой связи с рельефом. По ним произошло перемещение масс в
вертикальном направлении с амплитудой иногда до метра. Как прави-
ло, опущенным оказывалось северное крыло (рис. 16.1). Другие трещи-
ны проходили по вершинам холмов, так называемых адыров, вдоль
водоразделов; холмы как бы расходились на две половинки, и борта
трещин раздвигались. Трещины третьего типа проходили по подножию
холмов, отделяя коренные породы от аллювиальных отложений, выпол-
няющих долины. Наконец, наблюдался ряд хаотически ориентирован-
ных трещин, рассекающих аллювиальные отложения поймы рек или
сопровождающих обвалы и оползни на склонах. В некоторых случаях
по трещинам подымалась снизу вода, выносившая лесок и глину; в
результате появились небольшие конусы типа миниатюрных грязевых
вулканов, протягивающихся цепочками вдоль трещин. В целом же тре-
щины всех типов приурочены к сравнительно узкой полосе, протяги-
вающейся с востока-юго-востока на запад-северо-запад, вдоль подножия
455
хребта Копетдаг, т. е. параллельно линии Главного Копетдагского
надвига, но севернее последнего.
Средн других нарушений выделялись обвалы на крутых склонах
долин, оползни в увлажненных породах аллювия, слагающего тер-
расы, осыпи на склонах холмов, сложенных делювиальным лёссовид-
ным суглинком, и т. д.
От землетрясения пострадало очень много зданий, разрушен ряд
населенных пунктов. В зоне эпицентра ни одно здание не осталось це-
Рис. 16.1. Ашхабадское землетрясение 5.Х 1948 г Трещины в почве
(фото Г. П. Горшкова)
лым. Особенно сильно пострадал пос. Карагаудан. В Ашхабаде также
оказались разрушенными или сильно поврежденными почти все здания
(рис. 16.2). Одноэтажные дома, построенные из сырцового кирпича, раз-
валивались по кирпичику, так как глинистый цемент, их скрепляющий,
в большинстве случаев своей роли не выполнял. Плоские тяжелые гли-
няные кровли также не способствовали сохранности зданий. Крупные
постройки последних лет выдержали землетрясение лучше. Здания,
построенные прочно или же с применением норм сейсмостойкого'
строительства, выдержали подземные толчки удовлетворительно, напри-
мер здания Краеведческого музея и Госбанка, здания текстильной фаб-
рики и железобетонные башни элеватора.
Землетрясения в современных крупных городах сопровождаются,
как правило, пожарами. При Ашхабадском землетрясении пожары воз-
никли лишь в единичных пунктах, что объясняется отсутствием в городе
деревянных построек, а также тем, что землетрясение произошло
ночью, когда печи не топились.
456
Что касается характера самого толчка, то, по свидетельству мест-
ных жителей, а также по данным сейсмических станций, в течение пер-
вых нескольких секунд в зоне эпицентра наблюдались сильные отрыви-
стые толчки вертикального направления, снизу вверх. Затем они смени-
лись также сильными, но более плавными колебаниями земли, в резуль-
Рис. 16.2. Ашхабадское землетрясение 5.Х 1948 г. Старинная мечеть
в Анау, разрушенная землетрясением (фото Г. П. Горшкова)
тате которых здания, расшатанные и разбитые первоначальными толч-
ками, развалились.
Правительство СССР и братские республики немедленно пришли
на помощь пострадавшему городу. В первые же дни был восстановлен
в городе порядок, организовано снабжение продовольствием, одеждой,
строительными материалами. Была налажена эвакуация пострадавших
и организовано медицинское обслуживание. В последующие годы го-
род развивался по вновь составленному плану, с учетом требований нау-
ки о сейсмостойком строительстве. Город Ашхабад снова стал одним из
благоустроенных и красивых городов Средней Азии.
На территории СССР сильные землетрясения отмечались не раз.
Большой силой отличались такие землетрясения, как Верненское
1887 г., Андижанское 1902 г., Каратагское 1907 г., Кеминское 1911 г.,
Чаткальское 1946 г., Хаитское 1949 г, в восточных частях Средней Азии;
Красноводское 1895 г., Ашхабадское 1929 г., Казанджикское 1946 г. в
Туркмении; Шемахинское 1902 г., Денинаканское 1926 г., Зангезурское
1931 г., Дагестанское 1970 г. на Кавказе; Кударинское 1862 г., Моин-
динокое 1950 г., Муйское 1957 г. в Прибайкалье и ряд других.
§ 2
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Зоны, подверженные землетрясениям, распределены на поверхности
земного шара неравномерно: в некоторых местах они происходят часто’
и достигают большой силы, в других они редки и слабы.
457
Рис. 16.3. Землетрясение 27.III 1964 г.
на Аляске Улица в г. Анкоридж
Сильными и частыми землетрясениями отличаются такие страны,
как Италия, Греция, Турция, Иран, Северная Индия, Индокитай, Ин-
донезия, Китай, Новая Зеландия, Филиппины, Япония, западные горные
районы Северной (рис. 16.3) и Южной Америки, Центральная
Америка.
В целом высокой сейсмической активностью отличается Средизем-
номорский пояс складчатых сооружений от Гибралтара до Малайского
архипелага и периферические
части впадин Тихого океана,
т. е. полосы молодых склад-
чатых сооружений. В дру-
гих местах землетрясения проис-
ходят реже, по также подчиня-
ются определенным закономер-
ностям в смысле географического
распределения. Заметной сейсми-
ческой активностью характери-
зуется, кромг того, Срединный
Атлантический хребет, область
Великих озер восточной Африки,
восточные части Австралии и не-
которые другие территории
(рис. 16.4).
На территории СССР к сей-
смическим областям относятся
все южные районы с горным
рельефом: Прикарпатье, Южный
восточные высокогорные части
Средней Азии, полоса горных возвышенностей от Алтая до Саян, При-
байкалье, Южное Приморье, Сахалин, Курильские острова, Камчатка
(см. рис. 16.22).
На Карпатах землетрясения связаны главным образом с восточ-
ной дугой этой складчатой области. Землетрясения здесь достигают
иногда катастрофической силы, и колебания, вызванные ими, распрост-
раняются далеко, достигая в отдельных случаях даже Москвы. Неред-
ко они связаны с глубокими очагами порядка ста и более километров
(например, землетрясение 10 ноября 1940 г.).
В Крыму сейсмически активной оказывается полоса вдоль юж-
ного берега полуострова. Очаги землетрясений приурочены к зоне надви-
гов, по которым северное крыло Крымского антиклинория надвигается
на опущенное южное. Большой силы толчки здесь не достигают (как
максимум — 7—8 баллов).
На Кавказе землетрясения приурочены, в основном, к складча-
тым сооружениям Малого Кавказа и к южным и северо-восточным пред-
горьям Главного Кавказского хребта. Нередко они приносят разруше-
ния и жертвы. В энергетическом отношении кавказские землетрясения
относятся к слабым, и очаги их залегают, как правило, неглубоко. По-
этому колебания, ими вызванные, за пределы Кавказа не выхо-
дят.
Центральные части впадин Черного и Каспийского мо-
рей свободны от эпицентров. Продольные тектонические депрессии,
именно Куринская и Рионская, в сейсмическом отношении спокойнее.
Крым, Кавказ, Южная Туркмения,
нежели соседние приподнятые участки.
В Туркмении землетрясения приурочены к горным участкам юга
республики. Не раз здесь отмечались катастрофические землетрясения:
458
Рис, 16.4. Распределение эпицентров землетрясений по земному шару за 1961 — 1967 гт. (по Д. Дорману и М. Баразанги, 1969)
в 1893, 1895, 1929, 1948 гг. Они связаны с процессом развития складча-
тых сооружений Копетдага.
Восточные части Средней Азии, т. е. Тянь-Шань и Памир, в
сейсмическом отношении являются весьма активной областью. Многие-
землетрясения по своей силе превышали 9 баллов — в 1902, 1907, 1911,.
1941, 1946, 1949 и других годах. Глубина очагов растет по направлению-
к югу. Консолидированные герцинской складчатостью глыбовые струк-
туры Тянь-Шаня характеризуются сравнительно редкими, но порой
очень сильными землетрясениями. Подвижки в пластичных мезокайно-
зойских толщах Таджикистанской депрессии приводят к большому чи-
слу отдельных подземных толчков, хотя сила каждого из них в отдель-
ности обычно невелика.
Районы глыбовой тектоники, расположенные между Алтаем и
Восточным Саяном, характеризуются подземными толчками си-
лой до 7—8 баллов. Более активны структуры непосредственно При-
байкалья, где молодые глубокие тектонические депрессии ограничены
разрывами, с которыми связаны толчки силой до 9—10 баллов. Отсюда
сейсмически активная зона уходит на юго-запад, в пределы Монголии,
и на северо-восток, вдоль Станового хребта.
Особой активностью отличается полоса, проходящая от Камчат-
ки через Курильские острова до о. Хоккайдо (Япония).
Очаги многих землетрясений достигают глубин несколько сотен кило-
метров. Проявляющиеся здесь моретрясения иногда вызывают цу-
нами — морские волны, движущиеся с большой скоростью по толще
океанических вод и обрушивающиеся на прибрежную часть суши, сея
разрушения. Известны здесь и вулканические землетрясения, связанные
с извержением вулканов.
Редкие и слабые землетрясения известны в Верхоянском хребте, на
Урале и на территории Балтийского щита. Очень редко регистрируются
в европейской части Союза подземные толчки карстового проис-
хождения, т. е. толчки, вызываемые обрушением кровли карстовых,
пустот.
§ 3
МАГНИТУДА И ЭНЕРГИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
В глубинах Земли постоянно накапливаются упругие напряжения,
и в тот момент, когда они достигают предела прочности торных пород,,
в последних возникает разрыв, потенциальная энергия переходит в ки-
нетическую, напряжение снимается, а энергия в форме упругих волн
распространяется во все стороны от разрыва (очага землетрясения),
достигает поверхности земли и там ощущается в форме подземного тол-
чка или колебаний почвы. Таким образом, каждое землетрясение сопро-
вождается освобождением упругой энергии, и важная задача состоит
в том, чтобы определить величину этой энергии Е как объективного
показателя силы землетрясения.
Энергия землетрясений исчисляется в эргах и джоулях (1 эрг—
= 1 дина1с.м-, 1 дж=107 эрг). Для вычисления энергии используются
различные приемы. Одна из наиболее ранних формул для вычисления
энергии принадлежит Б. Б. Голицыну:
Д = л2рУ(-^)2,
460
где V — скорость распространения сейсмических волн, р — плотность
верхних слоев Земли, а — амплитуда смещения, Т—период ко-
лебаний,
В последнее время разработаны и другие способы оценки энергии,
причем во всех случаях основным исходным материалом для этой цели
‘служат данные сейсмограмм. Наблюдения показывают, что энергия зем-
летрясений изменяется в очень больших пределах, от 1010 эрг (и мень-
ше) до 1025 эрг. Чтобы лучше представить себе, что означают цифры,
можно указать, что при землетрясениях большой силы выделяется энер-
гия, в несколько миллионов раз превышающая энергию «стандартной»
атомной бомбы, причем энергия самого сильного землетрясения может
в миллион миллиардов раз превышать энергию самого слабого. Приве-
дем данные относительно энергии для некоторых сильных землетрясе-
ний последних лет (табл. 16.1).
Таблица 16.1
Энергия некоторых землетрясений
Землетрясение Дата Е, эрг
>Сан-Франциско (США) 18.VI 1906 1 • 102«
Сарез (ТаджССР) 18.11 19Н 4,3 1023
Ашхабад (ТуркмССР) 5.Х 1948 1 • 1023
Ханг (ТаджССР) 10.VII 1949 SIG2*
Гобн — Алтай (Монголия) .... 4.XII 1957 1-Ю24
Агадир (Марокко) 29.11 1960 110“
'Чили 22.V i960 1024—1028
Скопле (Югославия) 26.VI1 1963 1020—1 о21
Аляска (США) 28.III 1964 1-1028
Ташкент (УзбССР) 26. IV 1966 1-1020
Дагестан 14.V 1970 10й—ю18
В целом, за год по всему земному шару освобождается в форме
землетрясений энергия, равная приблизительно 0,5-1026 эрг.
Поскольку землетрясения распределены, в географическом смысле,
неравномерно, то возникает задача графического изображения их энер-
гии, т. е. распределения последней в плане, на карте. С этой целью
удобно воспользоваться понятием о так называемой удельной сей-
смической мощности Nm. Последняя представляет некоторую
условную величину, показывающую, сколько энергии выделяется в
форме землетрясений в единице объема (например, 1 см3 или 1 л/3) сей-
смоактивного блока земной коры за единицу времени (например, 1 сек),
т. е.
где SE, — сумма энергии всех землетрясений, очаги которых лежат в
данном объеме V и отмечены за определенный период наблюдений t.
Значения Nm вычисляются для большого числа точек, размещенных в
ортогональном порядке на поверхности Земли, а .по этим точкам про-
водятся изолинии — обычно в пределах от 1СН1 до 10-5 дж/м3 • сек. Та-
щим же путем можно рассчитать значение Nm в вертикальном разрезе
(рис. 16.5).
Выше говорилось о том, что энергия землетрясений меняется в зна-
чительных пределах. Поэтому практически удобнее пользоваться не
461
абсолютными значениями энергии, а логарифмами этой величины,
A’=lg£; если энергию выразить в джоулях, то величина К, которая в
этом случае называется энергетическим классом землетрясе-
ния, будет меняться от нуля (при самых слабых землетрясениях) до
18 (при самых сильных).
МД4МПЯ ОБЛАСТЬ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ ПРЕДО АРП АТСКНИ ПРОГИБ
Рнс. 16.5. Очаги землетрясений и удельная сейсмическая мощность Карпатской эпн-
центральной зоны, вертикальный разрез с 3 на В (по Ю. К. Щукину, 1969):
1—очаги землетрясений с подразделением по магнитуде; 2— изолинии Nn.
в 1-10~12 дж/м3-сек-, 3 — осадочные толщи; 4 — слой «гранита»; 5 — слой «базальта»;
6 — верхняя мантня; 7 — тектонические разрывы
462
С сороковых годов в сейсмологии вошло в обиход еще одно пони
тие — магнитуда землетрясения М. Сущность дела заключается в
следующем. В некотором удалении от эпицентра по сейсмограмме оце-
нивается максимальная амплитуда смещения частиц почвы А (в микро-
нах) при данном землетрясении. Амплитуда А будет больше, чем А* —
амплитуда некоторого, очень слабого землетрясения, которое избирает-
ся в качестве эталонного или стандартного. Отношение А к А* можег
служить удобным показателем, по которому можно сравнивать земле-
трясения между собой. Практически удобнее пользоваться не отноше-
нием А к А*, а логарифмом этого отношения, который и называется'
магнитудой, т. е.
М = 1g —.
6 Л*
В реальных случаях М изменяется от 0 при слабых землетрясени-
ях до 8,8 при самых сильных, очень редких, мировых катастрофах. Эм-
пирически было получено соотношение между М и Е вида lg-Е—
= а+рМ. Коэффициенты а и 0 у различных авторов несколько колеб-
лются, но наилучшим вариантом можно считать формулу lg£3pr=ll +
+ 1,6 М. Так, если М=5,3, то lgE3pr= 19,48 и Е=10’9'48 эрг или.
IO12-48 дж.
В современных сейсмологических бюллетенях и каталогах земле-
трясений для каждого из последних дается, как правило, значение М,
а от него нетрудно перейти, пользуясь последней формулой, к значени-
ям Е. В качестве иллюстрации приведем значения магнитуд для не-
которых землетрясений: Ташкент 1966—5,3; Ашхабад 1948—7,3; Мес-
сина 1908—7,5; Токио 1923—8,2; Монголия 1957—8,6; Тянь-Шань (юж-
нее Алма-Аты) 1911 и Ассам (Индия) 1960—8,7.
Между классом землетрясения К и его магнитудой М существует
соотношение, которое можно выразить табл. (16.2).
Таблица 16.2
Соотиошеиие между й' и Ж
к 9 10 II 12 13 14 15 16
/И 3,1 3,7 4,4 5.0 5,6 6,2 7,0 7,5
§ 4
СЕЙСМИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ. ДИНАМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ
ОЧАГА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Что происходит в очаге землетрясения в момент подземного-
удара? Каков механизм возникновения толчка и распространяющихся от
очага упругих колебаний?
Постоянно накапливающиеся в толще Земли упругие напряжения,
достигнув предела прочности пород, разрушают последние с образова-
нием более или менее протяженного разрыва. Крылья разрыва почти
мгновенно смещаются одно относительно другого вдоль сместителя,
а освободившаяся при этом энергия распространяется во все стороны
от разрыва в форме упругих волн. Известно несколько типов таких
волн. Важнейшие из них следующие.
46.3
Продольные волны Р (рис. 16.6) представляют волны сжатия
и разрежения среды, следующие попеременно одна за другой со ско-
ростью (в твердых породах) порядка нескольких километров в секунду.
Продольные волны служат реакцией среды на изменение объема и расп-
ространяются как в твердых, так и в жидких и газообразных средах.
Частицы вещества при этом колеб-
Рис. 16.6. Схема образования про-
дольной и поперечной волн в твер-
дом теле (по Н. В. Шебалину, 1967)
определяется из формулы
лютея в направлении движения
волн, т. е. во все стороны от источ-
ника колебаний. Примером таких
колебаний может служить звук.
Скорость распространения продоль-
ных волн Vp определяется по фор-
муле:
V₽
где ji — модуль сдвига, р — плот-
ность среды, по которой распрост-
раняются волны, X — коэффициент,
связанный с модулем всестороннего
сжатия К следующей зависимостью:
UK--U.
3
В жидкой среде, для которой
ji=0, продольные волны распрост-
раняются со скоростью
Поперечные волны S
(рис. 16.6) являются результатом
реакции среды на изменение формы.
Следовательно, они не могут
распространяться в жидкой и газо-
образной среде, поскольку жидкие
и газообразные вещества не сопро-
тивляются изменению формы, кото-
рой они обладают (модуль сдвига
р=0). Частицы вещества при этом
.колеблются по преимуществу в направлении, перпендикулярном к на-
лравлению движения волн. Скорость распространения поперечных волн
Для некоторого идеального случая, когда Х=р, отношение
: Vs=/3, т. е. скорость Vp больше скорости Vs приблизительно в
1,7 раза.
Поверхностные волны (волны Релея) L возникают в осо-
бых условиях, именно на границе раздела двух сред, различающихся
по своему агрегатному состоянию, например на границе жидкой и
газообразной или твердой и газообразной сред, под воздействием ко-
464
лебаний, приходящих от очага землетрясения -к этой границе. Они от-
личаются наименьшей, по сравнению с волнами Р и S, скоростью рас-
пространения (Vt яз 0,9Vs) и быстро затухают как с глубиной, так и с
удалением от эпицентра, но в эпицентре могут повести к большим пов-
реждениям. В жидкости они вызываются силами веса (в связи с дей-
ствием ветра и т. п.), в твердой среде — упругими силами.
По наблюдениям над распространением сейсмических волн можно
определить не только местоположение эпицентра землетрясения и глу-
бину его очага, но и положение в
толще Земли тектонического раз-
рыва, с которым связано данное
землетрясение, направление движе-
ния крыльев и другие динамические
параметры очага. Делается это
следующим образом.
Продольные волны, как указы-
валось, представляют собой чередо-
вание волн сжатия и разрежения
среды, по которой эти волны прохо-
дят. Приход волн к прибору отме-
чается на сейсмограмме, причем
прибор может быть установлен та-
ким образом, что волна сжатия
будет давать отклонение записи
вверх от нейтрального положения,
а волна разрежения — вниз. Тогда
для случая, изображенного на
рис. 16.7, т. е. для надвига меридио-
нального простирания, по которому
в очаге произошло смещение запад-
ё
Рис. 16.7. К определению динамических
параметров очага: а — в случае надви-
га; б — в случае сдвига (сместитель —
вертикален, смещение — в горизонталь-
ном направлении)
ного крыла вверх и к востоку, а восточного — вниз и к западу, наверху,
т. е. на поверхности западного крыла, первыми подойдут волны сжатия
(знак +), а к приборам, установленным в пределах восточного крыла —
волны разрежения (знак—).
Рассуждая точно таким же образом, можно предвидеть, что в слу-
чае сдвига в горизонтальном направлении вдоль вертикального смести-
теля на поверхности Земли обнаружатся четыре симметрично располо-
женные относительно эпицентра области, из которых две будут от-
вечать приходу волн сжатия (+), а другие две — разрежения (—)
(рис. 16.7). В более сложных случаях получается соответственно услож-
ненная картина записи колебаний, но всегда можно показать, что ме-
ханизм возникновения удара сводится к внезапному смещению масс
по разрыву типа, в физическом смысле, сдвига (так называемый ди-
поль). Это справедливо также и для глубокофокусных землетрясений,
из чего явствует, между прочим, что по меньшей мере до глубины
700 км породы находятся в твердом состоянии.
Поскольку каждое землетрясение возникает в результате почти
мгновенного смещения горных пород в толще Земли, что сопровожда-
ется образованием разрыва, то естественно поставить вопрос: каков же
объем очага и какова длина того разрыва, с которым связано возникно-
вение подземного толчка?
В каждом элементарном объеме (например, в 1 см3) породы, до
того как она будет разрушена, могут накапливаться лишь некоторые
ограниченные количества упругой энергии (около 103 эрг!см3). Поэтому
основное различие между сильными и слабыми землетрясениями со-
30 Общая геология
465
стоит не в различиях в величине напряжений, а в различиях в объеме
очага, вовлеченного в процесс освобождения энергии. В качестве первого
приближения можно считать, что объем очага — это вся область в
недрах Земли, в которой размещается как гипоцентр основного земле-
трясения, так и гипоцентры всех его повторных толчков, окружающих
первый. Эту область, опять же в первом приближении, можно считать
сферой и ее объем пытаться вычислить. С этой целью М. Ботом и
С. Дудой была предложена формула:
lg V = (9,58 ± 0,51) + (1,47 + 0,14) Л1,
где V — объем очага в см3, М — магнитуда. Уравнение справедливо
для землетрясений с М от 5,3 до 8,7. Вычисления показывают, что V
изменяется в широких пределах от 1017 до 1022 см3, т. е. радиус этой
условной сферы изменяется от 2 до многих десятков километров.
Что касается длины сейсмогенного разрыва, то она тоже сильно
меняется от случая к случаю. Н. В. Шебалиным эмпирически была по-
лучена формула, связывающая длину сейсмогенного разрыва, I, в км,
с магнитудой:
1g/= 0,5/И — 1,8.
В соответствии с этой формулой, при М—3 /=0,5 км, при М=5
Z=5 км, при М=7 1 = 50 км и т. д. Так, для Ташкентского зегилетрясе-
ния 1966 г. I оказывается равным 8 км, Дагестанского 1970 г. —
254-30 км. Ашхабадского 1948 г.—-80 км. Такие катастрофические зем-
летрясения, как в Чили в 1960 г. или на Аляске в 1964 г., сопровожда-
ются разрывами длиною в сотни километров. От поверхности в глубину
такие разрывы проникают обычно на меньшие расстояния, лишь в ред-
ких случаях опускаясь до верхней мантии.
§ 5
ИНТЕНСИВНОСТЬ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Под интенсивностью I понимается внешний эффект землетрясения,
т. е. его проявление на поверхности Земли. До последнего времени ин-
тенсивность (сила) определялась визуально путем сопоставления меж-
ду собой степени .повреждения подземными толчками зданий, по впечат-
лению, которое производит подземный удар на людей, по количеству
жертв, по деформациям почвы. Интенсивность выражается в баллах.
В. этик целях с 1964 г. в СССР принято пользоваться 12-балльной
шкалой ГОСТ-6249 или близкой к ней «шкалой сейсмической интенсив-
ности MSK-64», составленной С. В. Медведевым, В. Шпонхойером и
В. Карником. В этих шкалах классификация результатов землетрясе-
ния производится с учетом типов сооружений и степени их повреждения,
а также характера деформаций почвы. Краткая характеристика земле-
трясений той или иной балльности дается в табл. 16.3.
Такова шкала для определения интенсивности землетрясения. Поль-
зоваться ею, имея в виду ее полный текст, где показатели каждого бал-
ла охарактеризованы весьма подробно, удобно, и шкала позволяет
достаточно объективно сопоставлять между собою различные землетря-
сения. Так, Кеминское землетрясение 4.1 1911 г., при котором произош-
ли крупные изменения рельефа в горах Тянь-Шаня, оценивается в 11—-
12 баллов. Ашхабадское 5.Х 1948 г., при котором в эпицентре возник-
ло много трещин, а сам город был разрушен, оценивается в 10 баллов.
Ташкентское 26.IV 1966 г., при котором многие здания в городе были
повреждены — в 8 баллов.
466 ’
Таблица 16.3
Краткая характеристика результатов землетрясений с интенсивностью
от 1 до 12 баллов (по шкале MSK-64)
Интен- сивна балл Общая характе- ристика Внешний эффект
1 Незаметнее Колебания почвы отмечаются приборами
2 Очень слабое Ощущается в отдельных случаях людьми, находящимися в спо- койном состоянии
3 Слабое Колебания отмечаются немногими людьми
4 Умеренное Землетрясение отмечается многими людьми, возможно дребезжа- ние стекол
5 Довольно силь- ное Качание висячих предметов, многие спящие просыпаются
6 Сильное Легкие повреждения в зданиях, тонкие трещины в штукатурке
7 Очень сильнее Трещины в штукатурке и откалывание отдельных кусков, тон- кие трещины в стенах
8 Разрушительнее Большие трещины в стенах, падение карнизов, дымовых труб В некоторых зданиях обвалы: обрушение стен, перекрытий, кровли
9 Опустошитель- ное
10 У ничтожающее Обвалы во многих зданиях. Трещины в грунтах до метра шириной
11 Катастрофа Многочисленные трещины на поверхности Земли, большие об- валы в горах
12 Сильная катаст- рофа Изменение рельефа в больших размерах
Однако используемые в шкале показатели в физическом отношении
не являются достаточно строгими и потому, в целях уточнения понятия
«балл», предпринимаются попытки присвоения этому показателю той
или иной, более строгой, физической характеристики. .Одной из .попы-
ток служит сопоставление баллов с величиной максимального ускорения,
которое приобретают частицы почвы в момент землетрясения. Сейсми-
ческое ускорение <х выражается в этих случаях либо в мм/сек2, либо в
долях g, ускорения силы тяжести (g=981 см/сек2). Под сейсмическим
ускорением понимается величина а, определяемая по формуле:
4л2Л
а = ----
Ti
где А — амплитуда колебаний, Т — период колебаний. В этом случае
сейсмическим баллам отвечают ускорения (в долях g): от 1 до 6 бал-
ла —< 0,02 g; 7 6.—0,07 g; 8 6.—0,15 g; 9 6.—0,3 g. Эти цифры ис-
пользуются строителями при расчете сейсмостойких зданий и соору-
жений.
Максимальной интенсивности землетрясение достигает в плейсто-
сейстовой области, под которой понимается место на поверхности Зем-
ли, расположенное непосредственно над очагом землетрясения. В цен-
тре плейстосейстовой области располагается эпицентр землетрясения,
а в центре очага — гипоцентр землетрясения. Таким образом, эпицентр
в первом приближении может считаться проекцией гипоцентра на по-
верхность Земли.
Интенсивность колебаний спадает в направлении от эпицентра в
стороны. Если соединить между собою пункты, в которых землетрясе-
ние проявилось с одинаковой интенсивностью, то получаются более или
менее правильные линии, окружающие эпицентр и получившие наиме-
нование из ос ей ст. Темп спадания интенсивности зависит от многих
30:
467
причин — от формы очага, от его глубины, от состава пород и геоло-
гического строения потрясенной области. Так, при следовании вдоль
Рис. 16.8. Карта изосейст Каратагского землетрясения 21.Х 1907 г. (по
Г. П. Горшкову, 1949). Цифры указывают на интенсивность колебаний,
• в баллах
простирания складчатых структур колебания затухают сравнительно
медленно, но в поперечном направлении, отражаясь от плоскостей на-
%
EtJiuM0-M01ahl>hg,moJ0>Jl !
Рис. 16.9. Зависимость
интенсивности землетря-
сения / (эффект на по-
верхности, в баллах) от
глубины очага h
пластования и сместителей продольных раз-
рывов, — быстро. В случае мелкого заложения
очага и в условиях сложного геологического
строения и большого разнообразия грунтовых
условий изосейсты приобретают весьма слож-
ную конфигурацию (рис. 16.8).
Интенсивность в эпицентре 70, в первом
приближении, связана с магнитудой М соот-
ношением: /о =1,7 М—2,2 (по С. Л. Соловье-
ву). Но для более точных расчетов необходи-
мо учитывать глубину очага. Действительно,
пусть на некоторой глубине h0 возникло зем-
летрясение с магнитудой Мо (рис. 16.9). На
поверхности будут ощущаться колебания с ин-
тенсивностью ?о. А затем представим себе, что
произошло землетрясение той же магнитуды
Мо, но с очагом на большей глубине hi. На
поверхности оно проявится с интенсивностью
Ii, причем Ii будет, очевидно, меньше, чем /9.
Другими словами, существует определенная зависимость между всеми
тремя параметрами землетрясения: I, h и М. В больших подробностях
468
рассмотрел этот вопрос Н. В. Шебалин, предложивший так называемое
«общее уравнение сейсмического поля»:
— v 1g +h2 + c,
где 1\ — интенсивность в произвольно выбранной точке области, испы-
тавшей землетрясение; Ai — расстояние между этой точкой и эпицент-
ром; b, v, с — коэффициенты, кото-
рые находятся эмпирически. Не-
сколько иную форму имеет т. н.
«уравнение нормальной балльности»
для интенсивности в эпицентре Iq.
10 = ЬМ — v 1g h -J- с,
причем коэффициенты b, v, с, как
показывают наблюдения, несколько
меняются от места к месту, колеб-
лясь (для землетрясений с очагами
в земной коре) в пределах 1,454-1,5,
3,54-5,0 и 3,04-6,3 соответственно.
Так, если взять самые низкие значе-
ния коэффициентов b, v и с, то при
Л4 = 5,3 и й=10 км, /0= 1,45.5,3—
3,5. 1g 10 + 3,0, т. е. 7о~7,2 баллов.
Вместо расчетов можно воспользо-
ваться простой номограммой
(рис. 16.10); прикладывая линейку
к цифрам, обозначающим какие-ли-
бо две известные величины, мы в
пересечении с третьей вертикальной
линией получим искомую третью ве-
личину. Таким же путем можно по-
лучить формулу, выражающую за-
висимость между 1, h и расстоянием
между изосейстами или площадями,
- VIII VII —
— 5
20 — VI —
V — /,
50 — IV — ч
40 — III — —
50 — и — 5 —
60 — 2 1 1 1 1 1 1 1 11
Рис. 16.10. Номограмма
для определения одной
из величин — h, 10 или
М — по двум другим (по
Н. В. Шебалину, 1969)
которые ими окаймляются.
В соответствии с изложенным, составлена таблица 16.4, связываю-
щая между собой все три параметра — /о, h, М.
469
§ 6
ЧАСТОТА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
В 1893 г. вышел в свет «Каталог землетрясений Российской импе-
рии», составленный А. П. Орловым и II. В. Мушкетовым. В этом ката-
логе описано 2574 землетрясения, относящихся к периоду времени с
596 г. до и. э. до 1888 г. н. э., т. с. почти за два с половиной тысячеле-
тия. В среднем получалось около одного землетрясения в год. Конечно,
эта цифра 'была чрезвычайно неполной, она отражала только лишь
недостатки статистики землетрясений прежних веков. В дальнейшем
оказалось, что на очном Кавказе можно насчитать за время с начала
нашей эры 2—3 тыс. заметных землетрясений.
Далее, то мере роста населения и развития культурных учрежде-
ний в наших южных сейсмических районах, сведения о землетрясениях
стали поступать во все увеличивающихся количествах. Особенно много
данных стали доставлять сейсмические станции, оснащенные приборами,
сейсмографами (рис. 16.11), которые предназначены для записи коле-
баний почвы. При удаленных от станции землетрясениях амплитуда
колебаний частиц почвы измеряется микронами, но сейсмографы обла-
дают большим увеличением, в сотни, тысячи раз и более, и способны
зарегистрировать п записать в форме сейсмограммы землетрясение,
произошедшее даже па противоположной стороне земного шара. Анализ
сейсмограмм позволяет не только зафиксировать факт землетрясения,
по и определить положение эпицентра и очага, оцепить энергию зем-
летрясения, выяснить механизм движения масс в очаге и т п.
470
В настоящее время в Советском Союзе функционирует почти двести
сейсмических станций. Они регистрируют в год тысячи подземных
толчков. Станции, расположенные в Средней Азии, в 1929 г., т. е. за пер-
вый же год своей систематической работы, отметили более 400 земле-
трясений, а за время с 1929 по 1940 г.— более 5000. Сейсмические стан-
ции Кавказа за 1933—1938 гг. зафиксировали около 1000 местных зем-
летрясений. По всему земному шару с помощью сейсмических станций
регистрируется несколько сотен тысяч заметных подземных толчков
ежегодно. Б. Гутенберг и Ч. Рихтер, известные американские сейсмоло-
ги, в своей монографии «Сейсмичность Земли» (1948) .пишут: «В сред-
нем в год случается примерно одно катастрофическое землетрясение,
около 100 землетрясений, вероятно, разрушительной силы и около мил-
лиона землетрясений, ощутимых в населенной местности».
Таким образом, землетрясения отнюдь не представляют редкого
явления. Н. В. Шебалин приводит такие цифры (табл. 16.5).
Т а б л и ц а 16.5
Характеристика землетрясения Магнитуда, М Среднее число землетрясений в ГОД
Катастрофические землетрясения планетарного масштаба .... М^8 1—2
Сильные землетрясения региональ- ного масштаба 7</И<8 15—20
Сильные землетрясения локально- го масштаба 6<Л!<7 100—150
Максимальные землетрясения сред- ней силы ........... 5< ЛК-3 750 -1000
Слабые местные землетрясения, не вызывающие, как правило, боль- ших повреждений 4<Л1<5 5000—7000
В переводе на интенсивность это значит, что ежегодно на Земле
происходит 10—15 девятибалльных, 500—100 восьмибалльных, 300—
500 семибалльных землетрясений.
Рис. 16.12. График по-
вторяемости землетрясе-
ний для Кавказа (по
А. Д. Цхакая, 1965):
1 — Джавахетское наго-
рье и центральная часть
Триа детского хребта; 2—
Приказбекский район и
часть Восточного Кавка-
за; 3 — Кавказ в целом;
число землетрясений
приведено к 1 году и к
площади 103 км2\ К —
класс землетрясения
(K==lg£H)K); N*—лога-
рифм числа землетрясе-
ний того пли иного клас-
са; у — угловой коэффи-
циент
В повторяемости землетрясений обнаруживается некоторая пра-
вильность, которая выражается в том, что число подземных толчков и
их магнитуда находятся между собой в обратной зависимости: чем
сильнее землетрясение, тем реже оно встречается. На графике (рис. 16.12)
471
по оси абсцисс откладывается магнитуда ЛТ, а по оси ординат —
число землетрясений N в год. Если для N принять логарифмический
масштаб, то окажется, что зависимость между N и М выразится прямой
линией, причем во всех случаях, т. е. для любых районов, наклон этой
линии приблизительно одинаков (график повторяемости,
рис. 16.12). Ю. В. Ризниченко называет эту зависимость з а к о н о м пов-
торяемости, с тем, что землетрясения с энергией Е будут в одном
и том же районе происходить в 2,5—3 раза реже, чем землетрясения с
энергией 0,1 Е.
Выше говорилось о том, что между М и Е существует простое, эм-
пирически найденное, соотношение вида lg£=cc+pAl, и что по значе-
Рис. 16.13. Освобождение сейсмической энергии в Южной Калифорнии
за 1934—1963 гг. (по Г. Беньоффу, 1965)
ниям М легко вычисляется энергия. Вычисления показывают, что основ-
ная часть сейсмической энергии выделяется при хотя и редких, но силь-
ных землетрясениях, а на слабые приходится лишь малая ее доля. Так,
из всей энергии землетрясений, происходящих на земном шаре в тече-
ние года (около0,5-1026 эрг), на 100000 слабых толчков с магнитудой
3,0—3,9 приходится всего 0,00001 ее часть (около 1020 эрг). Другими
словами, слабые землетрясения не могут играть роль «предохранитель-
ного клапана», хотя, конечно, в некоторой степени они способствуют
разрядке тектонических напряжений.
В последнее время принято использовать понятие о частоте зем-
летрясений в форме так называемых карт сейсмической активности.
Территория сейсмической области разбивается на ряд квадратов (или
кругов) и в каждом из них подсчитывается количество подземных тол-
чков того или иного класса, например Кю- Это количество, отнесенное к
единице времени, например 1 году, характеризует сейсмическую актив-
ность А данного участка. По этим данным можно вычертить карту в
изолиниях, которые и отражают, в сравнимых цифрах, сейсмическую
деятельность за изученный период. Аналогичным путем составляют т. н.
карты с о т р я с а е,м о с т и, показывающие, как часто в данном пунк-
те возникают землетрясения той или иной интенсивности. Наконец, со-
472
ставляются и карты возможной максимальной энергии
землетрясений, Ктах. Указанные методы статистической обработ-
ки фактических данных предложены или разработаны Ю. В. Ризни-
ченко.
В общем, надо заметить, что землетрясения происходят, если гово-
рить о длительных промежутках времени, довольно равномерно, что
видно, в частности, из графиков, показывающих темп выделения сей-
смической энергии с годами (рис. 16.13).
§ 7
ГЛУБИНА ОЧАГА
С помощью наблюдений сейсмических станций, т. е. путем анализа
сейсмограмм, а также по изосейстам можно вычислить глубину за-
ложения очага землетрясения. Предложено несколько
методов определения глубины.
Один из способов (принадлежащий С. В. Медведеву) основан на
том факте, что существует определенная зависимость между площадью
S, на которой распространены колебания той или иной силы, и глуби-
ной очага h— 7 l/\S„ + Sn-н, где Sn— площадь, ограниченная п-ой
изосейстой, Sn+i — площадь, ограниченная следующей от эпицентра
изосейстой (все в тысячах км2). Так, если для 10-балльного Ашхабад-
ского землетрясения 5.Х 1948 г. площадь, ограниченная второй от эпи-
центра, 9-балльной, изосейстой, S9=500 км2, а площадь, ограниченная
третьей от эпицентра, 8-балльной, изосейстой 58=2200 км2, то, подстав-
ляя эти цифры в вышеприведенную формулу, получаем для h прибли-
зительно 12 км. Это, по-видимому, меньше реальной цифры, но близко
к ней.
Более надежные результаты получаются при анализе сейсмограмм
одной или нескольких сейсмических станций, окружающих эпицентр.
Так, для небольших эпицентральных расстояний и при одной станции
глубина очага землетрясения может быть определена из следующих
соображений. Если Vp — средняя скорость волн. Р, t -— время их при-
бытия на станцию (т. е. время прохождения волн от гипоцентра до
станции), Д — расстояние от эпицентра до станции («эпицентральное
расстояние»), то h = К(IVf )2 — А2. Подобные расчеты для того же
Ашхабадского землетрясения 1948 г. дают для глубины его очага 26 км.
Разработано много других, более тонких и более сложных способов
определения h при использовании сейсмограмм.
Макросейсмические материалы, т. е. карты изосейст, как отмеча-
лось выше, также позволяют оценить глубину очага. Так, глубина очага
Ашхабадского землетрясения 1948 г., если воспользоваться приведен-
ным выше уравнением нормальной балльности при /0=Юб. и М=7,3,
получается равной 20 км.
Тем или иным путем, но во многих случаях, удается получать све-
дения о глубинах очагов землетрясений, и результаты показывают сле-
дующее.
На Карпатах очаги землетрясений распространяются вплоть до
глубины 200 км. В Крыму они лежат на глубинах от 5 до 40 км, чаще
всего от 15 до 30 км. На Кавказе землетрясения связаны в целом с
мелкими очагами; лишь в единичных случаях отмечаются глубины до
473
100 км. В Средней Азии, именно в ее северных частях, т. е. в пределах
Тянь-Шаня, очаги землетрясений редко заходят за глубины порядка
60 км. В южных частях Средней Азии картина сложнее. Здесь, в пре-
делах Таджикистанской депресии, известны поверхностные очаги, т. е.
очаги, лежащие на глубинах от 0 до 10 км, причем количество таких
землетрясений довольно велико и некоторые из них достигали в эпи-
центре силы в 9 баллов, хотя область распространения разрушительных
толчков всегда очень мала. Одновременно здесь же, особенно на тер-
ритории Афганистана, отмечается большое число глубоких очагов, до
300 км. Наконец, на Дальнем Востоке известно множество очагов с
глубиной до 600 км, причем в полосе Курильских островов и Японии
очаги подходят к поверхности, а в западном направлении углубляют-
ся. Глубокие очаги известны и по другим берегам Тихого океана.
В целом очаги землетрясений залегают на всех глубинах от по-
верхности земли до глубины 700 км, но наибольшее их количество свя-
зано с наружными частями коры; с глубиной число очагов довольно
быстро падает. Приведем таблицу числа толчков на различных глуби-
нах за время с 1909 по 1941 гг. Очаги с Ас 100 км в таблицу не вклю-
чены (табл. 16.6).
Таблица 16.6
Число толчков N на различных глубинах
(по Б. Гутенбергу и Ч. Рихтеру, 1941 г.)
h, км 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650 700
N 178 109 82 46 23 32 36 13 23 25 34 19 7
Иллюстрацией к вопросу о распределении очагов землетрясений по
глубине может служить поперечный разрез через Карпатскую зону
(рис. 16.5). На разрезе кроме очагов (с подразделением по магнитуде)
приведены изолинии удельной сейсмической мощности Nm, вычислен-
ные по способу, изложенному выше.
§ 8
МОРЕТРЯСЕНИЯ И ЦУНАМИ
Очаги многих землетрясений лежат под океанами. В этих случаях
колебания, возникшие в очаге, проходят через толщу литосферы и
вступают в водную среду, по которой распространяются со скоростью
около 1,5 км!сек. Дойдя до поверхности воды, они создают эффект
моретрясения. Для оценки силы моретрясения используется
6-балльная шкала.
Если при подводном землетрясении происходит внезапное переме-
щение участков дна океана, то изменяется объем водного бассейна, в
движение приходят большие массы воды и на поверхности океана об-
разуются волны особого рода, которые получили наименование
цунами.
Цунами распространяются по поверхности океана с большой ско-
ростью — от 400 до 800 км в час, и проходят огромное расстояние, иног-
да пересекая, например, весь Тихий океан. Во время движения по
474
открытому океану волны цунами обладают очень большой длиной (рас-
стояние от гребня до гребня — 200—300 км), но высота их невелика и
они практически незаметны. Но то мере приближения к берегу высота
цунами растет; в некоторых случаях отмечались волны высотой до20 м
и более. Обрушиваясь на 'берег, эти волны проходят далеко в глубь
суши и причиняют много разрушений.
Так, 4—5 ноября 1952 г. сильное землетрясение с эпицентром в
северной оконечности Курильского глубоководного желоба вызвало
образование цунами, которые через 30—40 мин достигли берегов Кам-
чатки и Курильских островов и причинили здесь в ряде пунктов огром-
ные разрушения.
Аналогичные катастрофические цунами отмечались неоднократно.
На берегах и островах Тихого океана па протяжении последних 2,5тыс.
лет отмечено более 300 силь-
ных цунами, в Атлантическом
океане — около 30. В Японии
известно более 20 случаев цу-
нами, сопровождавшихся раз-
рушением береговых сооруже-
ний и жертвами. На Камчатке
и Курильских островах разру-
шительные цунами отмечены
в 1737, 1792, 1918, 1923, 1952 гг.
(рис. 16.14). Сильные цунами
обрушились на Лиссабон при
катастрофическом землетрясе-
нии 1755 г.
В связи с тем, что от мо-
мента землетрясения, которое
отмечается сейсмическими
станциями, до момента появ-
ления цунами у берегов прохо-
дит некоторый промежуток
времени, можно организовать
службу предупреждения насе-
ления о грозящей опасности. Такие попытки уже предпринимались, и
с успехом. Необходимо лишь иметь достаточное время, чтобы люди
успели уйти с низкой части берега в глубь суши или подняться на хол-
мы, куда не проникнут даже высокие волны.
Проблема изучения цунами имеет важное значение — как теоре-
тическое, так и практическое. Много работ о цунами принадлежит
С. Л. Соловьеву.
Рнс. 16.14 Результаты цунами на
одном из Курильских островов (фо-
то Г. П. Горшкова)
§ 9
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ВОЗНИКНОВЕНИЯ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Вопрос о причинах землетрясений интересовал естествоиспытателей
давно, но современная точка зрения разрабатывалась с трудом и прий-
ти к ней удалось далеко не прямым путем. Землетрясения связывали с
движениями атмосферы и изменениями барометрического давления, с
фазами Луны и движениями планет, с деятельностью вулканов или
475
же с деятельностью подземных вод. Собрание гипотез, касающихся при-
чин землетрясений, .представляет пеструю и разнообразную картину.
К настоящему моменту тектоническая природа землетрясений сом-
нений не вызывает. Все остальные связи с агентами внешней динамики,
с факторами космического .происхождения — оказываются совершенно
несущественными.
Заключение о тектонической природе землетрясений основано преж-
де всего на том факте, что области распространения сильных и частых
землетрясений совпадают с областями проявления новейших интенсив-
ных тектонических движений. Чтобы убедиться в правильности этого
заключения, достаточно сопоставить между собой тектоническую в
сейсмическую карты. С этой целью обычно применяется тектоническая
карта, на которой в тех или иных знаках выделены складчатые зоны,,
в том числе и альпийские, развившиеся из мезозойских или кайнозой-
ских геосинклиналей. Такое сопоставление вполне правомерно, ибо
альпийские движения, связанные с мезозойскими и особенно кайнозой-
скими геосинклиналями, охватывая большие промежутки времени, про-
должаются до сих пор.
Однако более убедительные результаты получаются при сопостагг
лении данных о распределении землетрясений с нове йшими и*
современными движениями, так как именно последние проду-
цируют землетрясения нашего времени. Поэтому сейсмическую карту
(скажем, в форме распределения эпицентров землетрясений) следует
сравнивать с картой новейших или, еще лучше, современных движений.
Один из вариантов такой карты—для новейших вертикальных текто-
нических движений — опубликован в 1959 г. Н. И. Николаевым и
С. С. Шульцем. Судя по этой карте, многие участки территории СССР,
расположенные вдоль южной границы страны и отличающиеся конт-
растным рельефом, относятся в тектоническом смысле к районам про-
явления «интенсивных (вытянутых по простиранию) антропогеновых и
современных поднятий с местными линейными опусканиями», характе-
ризующимися «большими градиентами, с наличием в большом количест-
ве разрывных дислокаций и с унаследованными движениями по древним
разломам». В то же время это зона высокой сейсмической активности
(рис. 16.15). Те же соотношения наблюдаются и в области горных хреб-
тов, расположенных между Алтаем и Забайкальем. На обычных текто-
нических картах здесь изображается область проявления древней
складчатости — докембрийской или каледонской, или же герцинской.
Движения, которые проявились здесь только в четвертичном периоде
и которые создали структуру глыбовой тектоники, обусловливаю-
щей все особенности сейсмического режима, на обычных тектонических
картах не изображаются.
Упомянутая выше карта новейших тектонических движений пока-
зывает, в изолиниях, амплитуду вертикальных движений в метрах
за новейший этап (от начала неогена). От этой карты можно перейти-
к другой — к карте градиентов скорости вертикальных движе-
ний, т. е. к карте, на которой показаны участки большей или меньшей
контрастности движений. Детальные исследования показывают, что зем-
летрясения связаны именно с теми участками, в пределах которых но-
вейшие движения отличаются высокой контрастностью. К таким уча-
сткам относятся, например, полосы соприкосновения высоко поднятых
и глубоко опущенных блоков земной коры. В этих местах обычно раз-
виваются крупные тектонические разрывы, надвиги или глубинные раз-
ломы, подвижки по которым служат непосредственным источником под-
земных ударов.
476
Рис. 16.15. Сейсмичность и новейшая тектоника территории СССР (по карте новейшей тектоники СССР, составленной Б. А. Беспро-
званиым, Я. Я- Грасис, А. А. Рыжовой, В. П. Феликсом, Г. А. Шенкаревой под редакцией Н. И. Николаева и С. С. Шульца, 1959):
]—эпицентры землетрясений с Л1>5'/4 за 1911 — 1959 гг. по инструментальным данным (включая эпицентры некоторых сильных земле-
трясений за 1859—1910 гг. по неинструментальиым данным), с очагами, расположенными в земной коре; 2 — эпицентры землетрясений
е Л1>5'/4 за 1911—1959 гг. по инструментальным данным, с очагами, расположенными в верхней мантнн; 3 —зоны проявления интен-
Более близкое соответствие между землетрясениями и современны-
ми подвижками приповерхностных тектонических структур выявляется
в следующих случаях, притом только для мелкофокусных (с не-
глубокими очагами) землетрясений.
А. Если форма, протяженность и расположение фигур, которые
очерчивают изосейсты (так называемые изосейсмальные фи-
гуры, или зоны), соответствуют плану распределения тектонических
структур. В случае, если подземный удар вызван подвижками по тек-
тоническому разрыву или группе разрывов, выходящих на поверхность,
можно видеть тесную приуроченность изосейсмальных фигур к этим
разрывам.
Б. Если эпицентры, полученные на основании анализа сейсмо-
грамм, ложатся в явной зависимости от плана геологического строения.
В. Если известны динамические параметры землетрясения
в очаге и их можно сопоставить с особенностями местной тектоники.
Г. Если непосредственно в эпицентре обнаруживаются (визуально
или инструментально) деформации в почве, возникшие в момент
землетрясения и связанные с тектоническим планом данного района
(рис. 16.18, 16.19—16.21).
Рассмотрим в этой связи некоторые сильные землетрясения, ощу-
щавшиеся на территории Средней Азии за последние годы: Ашхабад-
ское 1948 г. и Ташкентское 1966 г.
Ашхабадское землетрясение 5 октября 1948 г. возникло в очаге,
о существовании которого до 1948 г. ничего не было известно. Геологи-
ческая обстановка здесь такова (рис. 16.16). Собранные в складки мощ-
ные толщи меловых отложений (А), слагающих Копетдаг, контактиру-
ют по крупному надвигу с передовым Предкопетдагским прогибом, вы-
полненным кайнозойскими отложениями (Р, N, Q) мощностью 5 км.
Под прогибом обнаружены меловые и юрские отложения, а еще ниже-—
палеозойские. Начиная с глубины порядка 20 км следует кристалличе-
ская часть земной коры, отвечающая слоям «гранита» (у) и «базальта»
(Р). Под осевой частью прогиба все границы испытывают погружение,
образуя своего рода «корень», доходящий до глубины в 50 км-, это —
земная кора. Ниже следует мантия. «Главному Копетдагскому надви-
гу», который виден на поверхности, отвечает, судя по геофизическим
данным, глубинный разлом, уходящий вглубь до подошвы коры. Эпи-
центры многочисленных повторных толчков образуют скученную груп-
пу, ограниченную с запада и востока двумя субмеридиональными раз-
ломами, формирующими в земной коре блок, в пределах которого
расположен и город Ашхабад. Очаги повторных толчков (спроектиро-
ванные на вертикальную плоскость) не опускаются ниже 20 км, т. е. не
выходят за пределы осадочной оболочки. Очаг основного толчка 5.Х
1948 г. лежит вблизи от сместителя Главного Копетдагского надвига.
Анализ динамических параметров основного толчка и многих повторных
показывает, что смещение масс происходит здесь по типу пологих на-
двигов в направлении с юго-запада на северо-восток. На поверхности
Земли методами повторной триангуляции были отмечены горизонтальные
смещения к ССВ, достигшие в эпицентральной зоне почти 2 м. Земле-
трясение сопровождалось многочисленными трещинами в почве
(рис. 16.1); поле развития трещин вытянуто параллельно Главному
надвигу.
В целом картина оказывается достаточно ясной. В условиях гори-
зонтального сжатия в ЮЗ—СВ направлении напряжения передаются от
приподнятого складчатого массива Копетдага в толщу осадочных пород,
выполняющих прогиб в зоне отмеченного выше блока, что приводит к
478
подвижкам в СВ направлении как самого блока, так и по его границам.
Каждая подвижка влечет за собою подземный толчок; повторные толч-
ки — пока не установилось положение относительного покоя — растя
нулись во времени на 5 лет.
Землетрясение было подробно
изучено Д. Н. Рустановичем.
Ташкентское землетрясе-
ние 26.IV 1966 г. произошло
в иной тектонической обста-
новке. Напомним, что оно было
более слабым (Л4 = 5,3; /0=
= 8 б.), чем Ашхабадское
(Л4 = 7,3; /о=1О б.). Эпицентр
располагался в пределах тер-
ритории города Ташкента,
8-балльная изосейста окаймля-
ла площадь всего в 10 км2, а
глубина очага оценивается в
8 км. Ташкент расположен на
равнине, к которой с северо-
востока подходят отроги хреб-
тов Тянь-Шаня, в том числе
хребет Каржантау. Последний
представляет сводово-глыбовое
поднятие, сложенное дислоци-
рованными палеозойскими от-
ю
Ашхабад
Рис. 16.16. Разрез через Ашхабадскую эпп-
центральную зону с С на Ю (по Г. П. Горш-
кову, 1968):
1 — надвиги; 2 — глубинные разломы; 3 —
очаг землетрясения 5.Х 1948 г.; 4 — очаги
повторных толчков за 1949 н 1953 гг.;
у — слой «гранита»; р—слой «базальта»
ложениями и отделенное о?
соседних впадин, Келесской и Чирчикской, продольными надвигами
альпийского возраста (рис. 16.17). Осевая линия Каржантауского под-
Рнс. 16.17. Тектоническая об-
становка возникновения Таш-
кентского землетрясения 26. IV
1966 г. (по Г. П. Горшкову);
1 — обнаженные палеозойские
массивы, приподнятые в ре-
зультате альпийской складча-
тости; 2 — ОК, ось Каржантау-
ского поднятия (на востоке) и
его погребенного продолжения
(на западе); 3 — граница вы-
ходов меловых, палеогеновых
и неогеновых отложений; 4 —
важнейшие продольные, отно-
сительно пологие, надвиги —
Северо-Каржантаускпй (СК) и
Южно-Каржантауский (ЮК):
5— другие тектонические раз-
рывы, обычно крутые; 6—изо-
гипсы поверхности палеозой-
ского фундамента (П — Полто-
рацкое поднятие); 7 — эпицен-
тральная зона Ташкентского
землетрясения и его афтершо-
ков; 8—разрыв в очаге Таш-
кентского землетрясения; 9 —
напряжения сжатия
EEk
пятая, а также и ограничивающие последнее надвиги, проходят, в по-
гребенном под кайнозойскими толщами состоянии, в ЮЗ направлении
до Ташкента. Как в обнаженной части хребта, так и в погребенной,
479
зафиксированы дополнительные разрывы, перпендикулярные оси под-
нятия. Альпийские нарушения развивались здесь в условиях общего
СЗ—ЮВ сжатия, и продольные надвиги, ограничивающие поднятие,
представляют обычные деформации скалывания. Поперечные же раз-
рывы возникают в локальном поле напряжений растущей складки, они
не выходят за пределы складки и разделяют ее на ряд относительно
небольших блоков, испыты-
Рис. 16.18. Механизм деформации горных
пород во время Ташкентского землетрясе-
ния 26.IV 1966 г. и его повторных толчков
(по В. И. Уломову, 1967):
1 — MZ+KZ отложения; 2 — PZ фунда-
мент; 3 — зоны тектонических нарушений;
4 — гипоцентральные области основного
толчка и его афтершоков; 5 — центральная
сейсмическая станция «Ташкент»; 6 — ха-
рактер подвижек горных пород в очагах
землетрясений; 7 — условные границы гор-
ных пород и характер их сдвигового пере-
мещения; 8 — подъем поверхности Земли
по геодезическим данным
вающих в процессе роста
складки неодинаковые вер-
тикальные смещения.
Сместитель разрыва, с
которым связано Ташкент-
ское землетрясение, облада-
ет, как показали сейсмоло-
гические наблюдения, СЗ—
ЮВ простиранием и почти
вертикален (рис. 16.18). Его
СВ крыло в момент земле-
трясения было приподнято
по отношению к юго-запад-
ному крылу. Очаги повтор-
ных толчков также тяготе-
ют к этому разрыву, кон-
центрируясь в его СВ крыле
(Ул омов, 1971). Поднятие
СВ крыла отмечается и на
поверхности как методами
геоморфологии, так и непо-
средственными повторными
геодезическими измерения-
ми: в пределах эпицентра
на поверхности обнаружена
зона, приподнятая, по срав-
нению с этапом до земле-
трясения, на 5 см.
Все это показывает, что
Ташкентское землетрясение
было связано с подвижкой
одного из частных блоков,
слагающих осевую погребен-
ную часть Каржантауского
поднятия. В целом же как
альпийские, так и современ-
ные движения здесь разви-
ваются в общем поле гори-
зонтального сжатия в СЗ—
ЮВ направлении.
Особый интерес при изучении геологической обстановки возникно-
вения землетрясений имеют случаи, когда сейсмогенные деформации
достигают поверхности и здесь выражаются в форме «эскарпов», усту-
пов, трещин, поднятий, опусканий, складок и т. п., сопровождающих акт
землетрясения.
Так, при землетрясении в Калифорнии
в 1906 г. горизонтальное
смещение, т. е. разрыв, по которому произошло смещение различных
частей земной коры в горизонтальном направлении, достигал в длину
480
многих десятков километров, с максимальным размахом смещения 6 л.
Этот разрыв был известен и ранее, его называют «сброс Сан-Андреас»;
при землетрясении движения по нему возобновились.
В районе г. Токио, столицы Японии, во время катастрофического
землетрясения 1923 г. поверхность Земли всюду испытала перемещение
как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении. Создалось
Рис. 16.19. Гоби-Алтайское землетрясение (Монголия) 4.XII 1957. Деформа-
ции в почве — надвиг правого крыла на левое (фото В. А. Апродова}
такое впечатление, 'будто поверхность Земли в этом месте мгновенно
стянулась к пункту, где был эпицентр землетрясения, т. е. к центру
залива Сагами.
При очень интересном и сильном Якутатском землетрясении 1899 г.
(на Аляске) внезапное вертикальное смещение отдельных блоков гор-
ных пород достигло 10—15 м, так что некоторые участки морского дна
вышли на сушу, а участки суши погрузились на дно моря.
Таких примеров можно привести много (рис. 16.19—16.21).
Все изложенное указывает на тесное соответствие между земле-
трясениями и молодыми тектоническими структурами. Поэтому основ-
ной причиной сейсмической активности земной ко-
ры следует считать тектонические процессы, т. е.
процессы движения вещества в наружных частях земного шара. Земле-
трясения связаны с процессом продолжающегося формирования новей-
ших тектонических структур, т. е. с современными тектоническими
движениями. Хорошо об этом оказал еще в 1887 г. наш первый сейсмо-
лог А. П. Орлов: «Не может быть никаких сомнений, что ...землетрясе-
ния находятся ... в тесных и непосредственных соотношениях прежде
всего с характером наружной конфигурации поверхности земной коры, с
31 Общая геология
481
направлением главнейших поднятий, с разрывами и переломами верх-
них напластований и пр.».
Непосредственным же источником колебаний, возникающих в
очаге при тектонических землетрясениях, является механический про-
цесс внезапного смещения земных масс под влиянием сил упругости
при напряжениях, превышающих предел прочности пород. При этом
тектонические напряжения накапливаются медленно, постепенно, по-
Рис. 16.20. Землетрясение в Микава 12.J
1945 г. (Япония). Разрыв, пересекающий
долину наискось (фото Г. П. Горшкова)
Рис. 16.21. Землетрясение близ
г. Ниигата 16.VI 1964 г. (Япо-
ния). Светлые породы на берегу
отмечают высоту, на которую
поднялся при землетрясении ост-
ров Авасима (фото Г. П. Горш-
кова)
стоянно и равномерно, прерываясь внезапными изменениями в распре-
делении сил в 'момент освобождения энергии, т. е. при землетрясении.
Кроме тектонических, выделяются землетрясения вулканиче-
ские, связанные с деятельностью вулканов, и обвальные, связанные
с провалами подземных пустот, например карстовых. Как те, так и дрз
гие землетрясения большой силы не достигают и далеко не распрост-
раняются.
§ ю
СЕЙСМИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ И СТРОИТЕЛЬСТВО
СЕЙСМОСТОЙКИХ ЗДАНИЙ И СООРУЖЕНИЙ
Сейсмическое районирование имеет своей основной
задачей получение сведений о том, какой максимальной силы могут до-
стичь землетрясения в том или ином районе в будущем. Такого рода
прогноз можно дать только путем самого тщательного анализа всех.
482
Рис. 16.22. Сейсмическое районирование территории СССР (ИФЗ АН СССР, 1968). Цифры указывают на возможную
максимальную интенсивность землетрясений, в баллах шкалы ГОСТ—6249. Обозначения: I — ниже 6 баллов; 2—66.;
3 — 76.; 4—86.: 5-96.; 6—106
особенностей сейсмического режима данной территории, самого деталь-
ного изучения землетрясений за длительный период и их связи с гео-
логическими процессами и структурами.
Для этого нужно прежде всего во всех подробностях изучить сей-
смический режим данного места, т. е. изучить землетрясения, происхо-
дившие здесь раньше, и чем длительнее рассмотренный период времени,
тем точнее выводы. Затем нужно выяснить, в каких геологических ус-
ловиях возникают здесь землетрясения, с какими структурами они свя-
заны и с какими особенностями геофизической обстановки. Установив
такие связи, можно распространять выводы, полученные для одних
районов, на другие, если геолого-геофизическая обстановка оказывается
в этих последних аналогичной первым. Таким путем составляются кар-
ты сейсмического районирования, на которых в условных обозначениях
показана возможная интенсивность будущих землетрясений в баллах
для каждого пункта.
Изучая сейсмический режим различных мест нашей территории, мы
видим, что на равнинах европейской части Советского Союза сильных
землетрясений не было и, по-видимому, длительное время не будет.
В некоторых местах Кавказа, Туркмении, Средней Азии, Прибайкалья,
Камчатки возможны землетрясения силой до 8—9 баллов и больше.
В пределах Копетдага, Тянь-Шаня, в некоторых местах Прибайкалья,
на восточном берегу Камчатки возможны и более сильные землетрясе-
ния. Такого рода данные составляют содержание карт сейсмиче-
ского районирования.
Первая карта сейсмического районирования для территории СССР
была составлена в 1936 г. В настоящем своем виде, изданная с поправ-
ками и дополнениями в 1968 г., она используется как официальный до-
кумент, с помощью которого определяется максимальная интенсивность
будущих землетрясений во всех пунктах, расположенных в сейсмиче-
ских районах СССР (рис. 16.22).
Потребность в проведении сейсмического районирования вытекает
из нужд народного хозяйства. Жилые здания и промышленные соору-
жения должны строиться с таким расчетом, чтобы землетрясения не по-
вредили их и не нарушили нормальной работы.
При оценке сейсмической опасности следует учитывать не только
общую тектоническую обстановку, интенсивность современных движе-
ний и т. н., но также и местные грунтовые условия. Особенности релье-
фа, качество грунта, глубина заложения подземных вод — все эти фак-
торы влияют на внешний эффект подземного толчка, усиливая или ос-
лабляя его. Проблема оценки влияния местных геологических условий
относится к той ветви сейсмологии, которая называется сейсмиче-
ским микрорайонированием.
В зависимости от потенциальной сейсмической опасности при строи-
тельстве зданий и сооружений применяются те или иные меры сейсмо-
стойкого строительства. По каргам сейсмического райониро-
вания с учетом дополнительных данных, касающихся особенностей мест-
ной геологической обстановки, определяется возможная интенсивность
будущих землетрясений в данном месте. В расчете на эту цифру проек-
тируются здания и сооружения. Так, текстильная фабрика в Ашхабаде
строилась в расчете на возможность появления подземных толчков ин-
тенсивностью именно до 9 баллов. Как раз таким оказалось землетря-
сение 1948 г., и здания фабрики пострадали сравнительно мало. Точно
так же, хорошо и правильно, были построены железобетонные башни
ашхабадского элеватора, и они выдержали землетрясение. Отлич-
но построенное из прочного кирпича, на крепком растворе здание Го-
484
сударственного банка в Ашхабаде, как уже говорилось, почти не потер-
пело повреждений.
В целях придания зданиям устойчивости против подземных толчков
рекомендуется использовать прежде всего безукоризненные по качест-
ву строительные материалы; рекомендуется применять особые антисей-
смические конструкции, облегчать кровлю, ликвидировать всяческие
излишние тяжеловесные детали (выступающие карнизы, громоздкие
балконы и др.); в некоторых случаях рекомендуется ограничивать
этажность зданий, вводить в конструкцию поэтажные железобе-
тонные и армокирпичные пояса, укрепляющие сооружение, и т. д.
Имеются подробные инструкции применения норм сейсмостойкого строи-
тельства применительно к той или иной цифре сейсмической балльности.
В нашей стране ст рои тел ьств о сейсмостойких сооруже-
ний — задача большой государственной важности, и
оно регулируется государственными организациями. Строгое выполне-
ние требований теории сейсмостойкого строительства значительно
уменьшает опасность разрушения зданий от подземных толч-
ков.
§ п
ВОПРОС О ПРОГНОЗЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Для того, чтобы предсказать землетрясение, нужно указать
место, где будут подземные толчки, затем указать интенсивность
будущего землетрясения, и наконец, время, момент землетря-
сения.
На первые два вопроса имеется довольно удовлетворительный' от-
вет в виде карт сейсмического районирования (см. § 10).
На вопрос же, когда будет землетрясение, ответить очень трудно.
Исследования ведутся в нескольких направлениях.
Один из путей заключается в следующем: в тех районах, где про-
исходят тектонические движения, поверхность Земли испытывает все
время небольшие деформации, наклоняется, изгибается. Перед земле-
трясением темпы этого движения меняются, меняется их режим. Если
измерять эти движения, следить за ними и заметить тот момент, когда
они достигнут какой-то критической степени, то в этот момент следует
ожидать появления подземного толчка. Такого рода исследования ве-
дутся с помощью приборов, которые называются наклономерами.
Дают ли такие наблюдения надежный результат? В. Ф. Бончков-
окий, исследовавший этот вопрос, пришел к следующим выводам.
1. Бури наклонов (т. е. резкие и частые изменения в направлении
и скорости наклонов), вероятно, возникают в период сейсмической ак-
тивности, выражающейся в наличии ощутимых землетрясений. Бури
наклонов часто появляются незадолго перед ощутимым землетрясе-
нием.
2. Сейсмическому покою соответствует и отсутствие бурь нак-
лонов.
3. Направление движения наклонов в бурях наклонов не обнару-
живает связи с направлением на эпицентр землетрясения.
4. Материалы наблюдений не дают пока точных данных о наклонах
как о признаках, могущих служить для прогноза землетрясений, но
быть может, в дальнейшем, при развитии метода, удастся что-либо сде-
лать в этом направлении.
Можно подойти к вопросу иначе.
Как уже говорилось, в период подготовки землетрясения в преде-
лах данного участка земной коры постепенно накапливается напряже-
485
ние, вследствие чего будут изменяться упругие свойства горных пород.
Следовательно, будет изменяться и скорость прохождения через эти
породы сейсмических волн. Нельзя ли эти изменения в скорости упру-
гих колебаний измерить и заметить тот момент, когда скорость достига-
ет какой-то критической величины, свидетельствующей о накоплении
опасных напряжений? Для того чтобы измерить интересующую нас
скорость упругих колебаний и следить за изменением ее, можно вос-
пользоваться известными в сейсмической разведке методами: нужно в
каком-либо одном месте периодически повторять небольшие взрывы, а
в другом — регистрировать возбужденные этими взрывами и приходящие
к этому месту колебания. Такой метод был предложен нашим видным
сейсмологом Г. А. Гамбурцевым и в данное время изучается и разра-
батывается. Еще рано говорить о результатах, но, быть может, и этот
путь даст что-либо важное для дела прогноза.
Имеются и исследуются также различные другие пути. Давно из-
вестна связь между землетрясениями и изменением магнитного поля.
А. Г. Калашников, изучавший этот вопрос, писал: «Очень может быть,
что причиной механических процессов, относящихся к землетрясениям
и наблюдаемым на поверхности Земли, являются протекающие в глу-
бине коры тепловые и связанные с ними электромагнитные процессы,
которые предваряют механику сейсмоявлений». А если так, то такие
«немеханические» процессы могут явиться «подлинными предвестни-
ками землетрясений». Правда, наблюдения, выполненные недавно в
Средней Азии, показали, что только в одной трети случаев сейсмиче-
ские толчки предваряются возмущениями магнитного поля, но тем не
менее, при дальнейшем усовершенствовании аппаратуры и методов
наблюдения, быть может, удастся обнаружить такие предвестники чаще
и увереннее.
А. Н. Тихонов, изучавший вопрос о связи между землетрясениями
и электрическими токами, которые возбуждаются в толще Земли под
воздействием распространяющейся по горным породам при землетря-
сении упругой волны, считает, что такая связь может оказаться вполне
реальной и основанной на так называемом пьезоэлектрическом эффекте:
при сжимании горных пород в них возникает электрический ток, прав-
да очень слабый. А если это так, то есть надежда использовать наблю-
дения над земными токами для прогноза землетрясений. В этой связи
можно вспомнить, что А. П. Орлов еще в 1887 г. говорил, что скорее
всего гальванометр может служить предсказателем землетрясений.
Ведутся также исследования, связанные с выяснением вопроса о
связи землетрясений с изменениями «градиента электрического потен-
циала атмосферы», т. е. изменениями электрического состояния возду-
ха. Ведутся сейсмоакустические исследования, т. е. изучаются те подзем-
ные шумы, толчки, звуки, которые неизбежно сопровождают деформацию
пород в зоне будущего очага подготавливаемого землетрясения (рабо-
ты М. С. Анцыферова). Детально изучается сейсмический режим и вы-
ясняется, что перед сильным толчком в данном районе наступает крат-
ковременный период покоя и на станцию не поступает никаких сигна-
лов о толчках — своего рода «затишье перед бурей» (работы Ю. Мама-
далиева). Анализируется ход повторных толчков и обнаруживается, что
незадолго перед сильным афтершоком появляется как бы предупреди-
тельный сигнал в виде отдельного довольно значительного толчка (ра-
боты В. И. Уломова). Изучается состав и режим подземных вод и
выясняется, что перед землетрясением закономерно изменяется содер-
жание некоторых компонентов, в частности радона, в составе вод
(работы Г. А. Мавляпова, И. А. Лучина). Изучается соотношение меж-
456
ду скоростями продольных и поперечных волн и обнаруживаются та-
кие изменения в этом соотношении, которые можно использовать в це-
лях прогноза (работы И. Л. Нерсесова). Словом, исследования, связан-
ные с 'поисками предвестников землетрясений, ведутся широким фрон-
том. Следует особо отметить работы С. А. Федотова, который, изучая
землетрясения Курильских островов, обнаружил, что в своем проявле-
нии они подчиняются некоторой правильной периодичности («сейсмиче-
ский цикл»), и на этой основе он составил таблицу долговременного про-
гноза землетрясений на |ближайшпе 30 лет. Проверка за первые 5 лет
показала, что этот прогноз оправдывается довольно хорошо. Нет сом-
нений в том, что со временем труднейшая проблема предсказания зем-
летрясений будет решена.
ЛИТЕРАТУРА
Атлас землетрясений в СССР. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Гутенберг Б., Рихтер Ч. Сейсмичность Земли. АТ., ИЛ, 1948.
Медведев С. В., Шебалин Н. В. С землетрясением можно спорить. М., «Наука»
Предсказание землетрясений. Сб. статей под ред. Е. Ф. Саваренского (перевод •.
английского). М., «Мир», 1968.
Сейсмическое районирование СССР. М., «Наука», 1968.
Саваренский Е. Ф., Кирнос Д. П. Элементы сейсмологии н сейсмометрии.
М.—Л., Гостехтеоретиздат, 1949.
ГЛАВА 17
МАГМАТИЗМ
В истории Земли, как показывают геологические исследования, .боль-
шую роль играли в прошлом, а местами интенсивно проявляют свою
деятельность и сейчас, расплавленные массы вещества — магма. Магма
(греч. ресурсе — тестообразная масса), по А. Н. Заварицкому, представ-
ляет «взаимный раствор — расплав ряда минералов и...
летучих веществ», или, по определению Геологического словаря
1955 г.— «расплавленная огненная масса сложного состава, образую-
щаяся в глубинных зонах Земли... Магма представляет собой смесь
сложных химических соединений, главным образом, силикатов и неко-
торых окислов (кремнезема и др.), содержащих в растворенном состоя-
нии различные летучие компоненты (углекислоту, фтор, хлор, воду
и др.)...».
Что касается магматизма, то .под ним понимается сово-
купность эндогенных процессов, связанных с дея-
тельностью магмы, проникающей из глубоких недр
Земли в кору или на поверхность и застывающей
здесь в форме самых разнообразных тел. Различа-
ют две формы магматизма: интрузивный магматизм (лат.
intro — проникать), или плутонизм (лат. Pluton — царь подземного
мира), при котором магма поднимается из глубоких очагов, располо-
женных под корой или в норе, внедряется в осадочную оболочку, но,
не достигая дневной поверхности, застывает на различных глубинах; и
эффузивный магматизм (лат. effusio — изливание), или вул-
канизм (лат. Vulkanus — бог огня), при котором магма выходит на
поверхность земли и растекается в виде лавовых потоков; сюда отно-
сится весь комплекс явлений, связанных с вулканами и их деятель-
ностью. Указанные виды магматизма — интрузивный и эффузивный —
являются различными формами проявления одного и того же сложного
процесса, деятельность развития и движения магмы. Разнообразие ус-
ловий, в которых осуществляется деятельность магмы, вызывает фор-
мирование соответственных комплексов кристаллических (изверженных,
магматических) горных пород.
§ 1
ЭФФУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ, ИЛИ ВУЛКАНИЗМ
Одна из форм движения магмы — вулканические извержения, ре-
зультатом которых являются вулканические постройки — вулканы.
488
При вулканическом извержении на поверхность выходят расплавленная
лава (с температурой порядка 900—1200°), газы, пары воды, а также
пепел и другие твердые продукты. Извержения происходят либо спо-
койно, когда лава постепенно выливается из выводного отверстия и
растекается по склонам горы, либо бурно, сопровождаясь мощными
взрывами и выбросом в ат?лосферу большого количества газов, пара
и пепла (рис. 17.1). Конечно, бывают самые разнообразные изверже-
ния и смешанного типа.
Рис. 17.1. Извержение вулкана. Фотография с самолета
Среди вулканических аппаратов выделяются: 1) центральные
вулканы (извержения происходят через центральные выводные отвер-
стия) и 2) трещинные вулканы (лава изливается из трещин в зем-
ной коре).
Вулкан центрального типа представляет конусовидную го-
ру более или менее правильных очертаний, со склонами крутизной до
30° и больше. Каждый вулкан обладает жерлом, т. е. каналом, про-
ложенным в породах основания, -по которому снизу поднимаются к по-
верхности продукты извержения. На вершине горы располагается ча-
шеобразная впадина, называемая кратером, являющаяся верхним
окончанием жерла вулкана (рис. 17.2).
У некоторых вулканов от основного жерла ответвляются побочные
выводные отверстия, через которые также происходит извержение ла-
вы, пепла, водяного пара и газов, и на месте их возникают конусы, по-
вторяющие форму настоящих вулканических гор, но меньших размеров.
Это так называемые паразитические, или побочные, вулканы,
располагающиеся на склонах крупных вулканов (рис. 17.2, 17.9).
489
Вершины конусов вулканов с течением времени могут быть унич-
тожены, и на их месте образуются обширные впадины круглых очерта-
ний с крутыми внутренними стенками и плоским дном. Такие впадины
называются кальдерами. Природа их различна. В некоторых слу-
чаях они образуются в результате сильных взрывов и выброса большо-
го количества твердого материала из кратера и жерла вулкана (эксп-
Рис. 17.2. Строение вулканических аппаратов:
1 — кратер; 2 — побочные кратеры; 3 — жерло (канал); 4 — сомма;
5 — кальдера; 6 — маар
лозивные кальдеры); в других — вследствие проседания верхней части
вулканической горы в полости, которые ранее были заполнены маг-
мой (провальные кальдеры). Таким образом, в отличие от кратера,свя-
занного с вулканическим каналом и порождающего положительные вул-
канические формы рельефа, кальдера представляет собой результат
изменения состояния или объема нижележащего магматического резер-
вуара (очага).
В зависимости от способа опустошения очага, кальдеры погруже-
ния (провальные кальдеры) делятся на два типа: тип Кракатау (из-
вержение огромных объемов пемзы и пеплов преимущественно кислого
состава и провал в образовавшуюся полость) и тип Килауэа (обра-
зование полости путем оттока магматического материала, что типично
для базальтовых вулканов).
Кальдеры типа Кракатау развиты преимущественно по периферии
ч Тихоокеанского подводного пояса и имеют диаметр от 5 до 15 км. Бо-
лее крупные структуры обычно называют вулкано-тектоническими де-
прессиями. Кальдеры внутриокеанических островов относятся к типу
Килауэа (Гавайские острова), их средний диаметр 4—5 км.
Эксплозивные кальдеры образуются мощным взрывом, разрушаю-
щим постройку; вынос ювенильного материала при этом незначителен.
Так были образованы кальдеры вулканов Бандайсан, Авачинского, Бе-
зымянного. В результате извержения типа направленного взрыва на
месте правильного, слегка усеченного конуса вулкана Безымянного об-
разовалась полукольцевая депрессия диаметром около 2 км. При макси-
мально возможных величинах энергии диаметр эксплозивных кальдер,
вероятно, не превысит 8 км.
Эксплозивные кальдеры довольно широко распространены в раз-
личных геотектонических регионах и составляют подавляющее боль-
шинство кальдер «нормальных» островных дуг типа Курильской.
490
С современными кальдерами и вулкано-тектоническими депрессия-
ми связаны крупные гидротермальные месторождения (Узон, Большой
Семячик, Паужетка на Камчатке, Вайраней в Новой Зеландии и др.).
Богатейшие месторождения меди, золота, серебра, редких металлов,
урана приурочены к ,палеокальдерам.
Для некоторых вулканов характерно наличие так называемой с о м-
мы («вулкан в вулкане»). Собственно Соммой именуется обширный
широкий полуразрушенный старый кратер на вершине Везувия; внут-
ри Соммы возвышается более молодой и хорошо сохранившийся конус,
связанный с новейшими извержениями. Поскольку подобное строение
верхней части вулкана встречается часто, термин «сомма» приобрел
нарицательное значение.
Склоны вулканов, сложенные застывшей лавой и рыхлыми продук-
тами извержения, часто бывают изборождены оврагами, круто спускаю-
щимися по всем радиусам от кратера и называемыми барранкоса-
м и. Порой они располагаются настолько густо, что между ними оста-
ются лишь узкие гребни, придающие склонам ребристый характер.
Среди сохранившихся до настоящего момента вулканических аппа-
, ратов различают также действующие, затухающие и потухшие. Об-
щее число действующих вулканов на материках и островах достигает
500. Указанное выше деление следует считать условным, так как нет
уверенности в том, что по крайней мере некоторые из потухших вулка-
нов не возобновят свою деятельность. Это о них говорил известный ис-
следователь вулканов Г. Тазиев: «они отнюдь не мертвые, какими ка-
жутся тем, кто не может или не хочет познать их нрав. Вулкан может
' «спать» век, два, даже тысячелетие, и люди совсем перестанут думать
или вспоминать о нём. А между тем геологическая жизнь вулканов не
замирает: она измеряется не годами, а тысячелетиями и десятками ты-
сячелетий. Могут пройти века, сотни веков — и над окрестностями
«потухшего» вулкана нависнет «смертельная опасность...».
§ 2
ТИПЫ ВУЛКАНОВ
По составу и свойствам лавы, содержанию в ней газовых компонен-
тов, по характеру извержений и по строению вулканических аппаратов
можно выделить несколько разновидностей вулканической деятельно-
сти.
Трубки взрыва. Наиболее простой формой проявления вулканиче-
ской деятельности являются трубки взрыва, представляющие собой
вертикальное выводное отверстие (жерло), расширяющееся кверху в
виде воронки. Они возникают в результате одного крупного газового
выброса. Жерло и кратерная воронка трубок взрыва заполнены ;преи-
„ мущественно твердыми продуктами извержения и местами окружены не-
Т высоким валом, состоящим из того же рыхлого материала. Следов ла-
вовых излияний в этих случаях не обнаруживается. В большом количе-
стве такие формы развиты в Прирейнской области, где их кратерные
воронки, как правило, заполнены водой. Они получили местное назва-
ние — маары (рис. 17.2). Диаметр таких моногенных вулканов ко-
леблется в пределах от 250 до 3000 м. Подобные же трубки взрыва из-
давна известны в окрестностях Кимберли в Южной Африке, где с
ними связаны коренные месторождения алмазов. Они отличаются от
маар отсутствием воды в их кратерной воронке и названы диатрема-
м и. Обнаружены трубки взрыва у нас в Якутии. Это открытие имеет
491
большое значение, так как с трубками связаны месторождения алма-
зов, которые широко используются во многих отраслях промышленности.
Геологическое строение в районе одной из трубок, а именно трубки
«Мир», иллюстрирует рис. 17.3. Возраст этой трубки, заполненной так
называемым кимберлитом, определяется как триасовый.
Этно-везувианский (вулканский) тип. К этому типу принадлежат
известные вулканы Европы — Этна (высота около 3300 м) на о. Сици-
Рис. 17.3. Геологический разрез через алмазоносную кимберлитовую
трубку Мир, Якутия:
1 — карбонатные породы ордовика; 2 — терригенные породы юры;
3— терригенные породы кайнозойского возраста; 4 — кимберлит (по-
Е. Н. Елагиной, Н. В. Кинд, П. Ф. Потапову)
лия, Везувий (высота 1186 м), расположенный в непосредственной бли-
зости от Неаполя, а также ряд крупных вулканов Камчатки. Эти слож-
ные вулканы приходят в действие неоднократно, что выражается в
сильных извержениях, крупных газовых взрывах и выбросах большого
количества твердых продуктов. Лавы, связанные с такими вулканами,
обычно среднего и кислого состава (часто андезитовые ,и,дацитовые),
вязкие, малоподвижные; в кратере вулкана нередко образуется при
затвердевании лавы лавовая.корка, под которой скапливаются в боль-
шом количестве газы, не находящие себе свободных путей для выхо-
да. Увеличивающееся со временем газовое давление приводит в конце
концов к крупным взрывам.
В ходе извержения вначале обычно выделяются в обилии газы и
пары воды вместе с пеплом. Темные клубящиеся массы паров и пепла
поднимаются вверх на высоту несколько километров. Затем выделение
пара, газа и пепла усиливается, из кратера выбрасываются раскален-
ные комки лавы, застывающие в воздухе; взрывы и выбросы таких
вулканических «бомб» усиливаются и учащаются, и, наконец, в кратере
появляется огненно-жидкая ярко светящаяся лава, отблески которой
освещают красным светом мощные облака пара. Лава достигает краев
кратера и с той или иной скоростью стекает вниз .по склонам вулкана,
пользуясь ложбинами и протягиваясь узким языком иногда на десятки
километров. Раскаленный поток лавы всё уничтожает на своем пути.
Окрестности вулкана и склоны его в период извержения покрываются
толстым слоем рыхлого пепла, лапилли, вулканических «бомб». Затем
все проявления деятельности вулкана затихают, и он успокаивается на
неопределенное время. Режим и характер извержений таких вулканов
определяют особенности строения самого вулканического аппарата —
наружного конуса, который именуется стратовулканом, или сло-
истым вулканом. Его склоны состоят из твердых продуктов из-
вержений, главным образом вулканических туфов, чередующихся со
слоями застывшей лавы.
Пелейский тип назван так по имени вулкана Мон-Пеле на о. Мар-
тиника из группы Малых Антильских островов. Лава в вулкане Мон-Пе-
492
ле характеризуется исключительно высокой вязкостью.. Такая лава за-
стывает в кратере и медленно выжимается из него давлением газов.
Возникает пробка, препятствующая свободному выходу газов. Они
накапливаются под нею в больших количествах. Извержения сводятся
к крупным газовым взрывам, выбрасывающим огромное количество
твердых продуктов. Хорошо известно катастрофическое извержение
вулкана Мон-Пеле в 1902 г., когда взрыв огромной силы выбросил рас-
каленную (с температурой около 800°) пепло-газовую тучу, покатившую-
ся вниз по склону со скоростью порядка 150 ju в секунду и уничтожив-
шую все на своем пути. Так, в несколько минут был уничтожен главный
город о. Мартиники Сен-Пьер с тридцатитысячным населением. После
извержения из кратера вулкана поднялся как бы обелиск с заостренной
вершиной, высотой около 300 м, вновь закупоривший выход газам из
жерла вулкана. Обелиск был сложен застывшей андезитовой лавой;
вскоре он разрушился. В строении вулканических гср этого типа наи-
большее значение имеют твердые продукты извержения, различные об-
ломки, выбрасываемые при взрыве. Такие конусы называют обломоч-
н ы м и.
Бандайсанский тип получил наименование от крупнейшего вулка-
на Японии Бандай-сан. Извержение вулканов подобного типа заключа-
ется во взрыве огромной силы с выбросом множества обломков разной
величины; при этом лавы нет или ее очень мало. Помимо вулкана Бандай-
сан, деятельность которого проявилась с особенной силой с 1888 г.
(после тысячелетнего покоя), к тому же типу относится хорошо изве-
стный по грандиозным взрывам 1883 г. вулкан Кракатау, расположен-
ный в Зондском проливе между островами Явой и Суматрой, и вулкан
Катман на Аляске.
Гавайский тип характерен для вулканов Гавайских островов и Ис-
ландии. На о. Гавайи в группе вулканических Сандвичевых островов
имеются два действующих вулкана: Мауна-Лоа, поднимающийся над
уровнем океана на 4166 лг, а над дном океана на 8766 jw, и Килауэа, рас-
положенный на юго-восточном склоне Мауна-Лоа, высотой в 1230 м над
океаном. Извержения вулканов гавайского типа существенно отличают-
ся от извержений описанных ранее вулканов. Лава в них основного со-
става, базальтовая, весьма подвижная, сравнительно бедная газами,
высокой температуры (около 1200°). Газы..выделяются более или менее
легко, образуя небольшие фонтаны. Взрывы наблюдаются редко. В це-
лом извержения протекают спокойно. Лава периодически переливает-
ся через края кратера и стекает по склону в виде потоков, достигающих
длины 40—50 км у гавайских вулканов и 80 км у некоторых исландских
вулканов. Если лава разливается более или менее равномерно во все
стороны, то образуются покровы. Скорость движения базальтовой лавы
около 4—5 м/сек, местами, на наиболее крутых склонах, может увели-
читься до 8 м)сек. На перегибах склонов (уступах) опа образует д авр-
щады. Таким образом, основными продуктами деятельности вулканов
гавайского типа являются жидкие базальтовые лавы и сравнительно не-
большое количество газов, а иногда очень пенистые легкие шлаки («во-
лосы Пеле»). Непосредственно вулканический аппарат слагает-
ся в этом случае преимущественно слоями или потоками застывшей ла-
вы и представляет собой обширную плоскую возвышенность с крутизной
склонов около 5—8° в виде щита и поэтому называется щ и т о-
в ым.
Наконец, следует упомянуть стромболианский тип (по названию
вулкана Стромболи из группы Липарскнх островов в Средиземном мо-
ре), для которого характерны лавы также основного состава, но отли-
493
чающиеся меньшей подвижностью и температурой около 1000—1100
(рис. 17.4). Несколько повышенная вязкость лавы обусловливает скоп-
ление в ней газов и, следовательно, более высокое газовое давление. Из-
вержения происходят путем ритмических взрывов, выбрасывающих вул-
канические бомбы, лапилли и шлаки, слои которых, чередуясь с пото-
ками застывшей лавы, образуют вулканический конус.
|Приведенная выше классификация должна считаться условной и
приблизительной, так как имеется много промежуточных форм вул-
Рис. 17 4. Вулкан Стромболи. Липарскне острова, Италия (фото
Г. П. Горшкова)
канов, а кроме того, с течением времени состав лав и характер извер-
жения для одного и того же вулкана могут измениться.
Трещинные излияния. Помимо извержений через центральные вы-
водные отверстия, лава может изливаться через глубокие протяженные
трещины в земной .коре. Обычно это лава основная, очень жидкая и
легко подвижная. Выходя из трещин, она растекается на широкой пло-
щади, образуя после застывания покровы. В историческое время
трещинные излияния наблюдались в'ТТсландии. В 1873 г. здесь на
площади около 557 км2 образовался покров застывшей базальтовой
лавы, излившейся из трещины длиной 32 км (вулкан Лаки). Но особен-
но большие лавовые трещинные излияния связаны с далеким геологи-
ческим прошлым. Колоссальные лавовые плато, занимающие площадь
около 500 000 км2 и более, встречаются в Колумбии и в районе Снейк-
Ривер в северо-западных районах США. Они были созданы трещинны-
ми излияниями в период от миоцена до четвертичного времени. Мощ-
ность базальтового покрова местами достигает 1000—1500 м. Еще круп-
нее по размерам лавовое плато Декканского плоскогорья в Индии, где-
наиболее сильные излияния происходили в конце мелового и в палео-
геновое время.
На территории СССР трещинные излияния крупного масштаба про-
исходили в неогене и антропогене в пределах Армянского нагорья
494
Лава, выходя из трещин, растекалась в различных направлениях, запол-
няя все понижения рельефа и выравнивая поверхность земли. Здесь ба-
зальтовые покровы занимают площадь около 50 000 км2. Мощные древ-
ние лавовые излияния известны также на территории Сибири (так на-
зываемые траппы).
§ 3
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВУЛКАНОВ
В настоящее время в пределах суши и на островах известно свыше-
500 вулканов, в той или иной мере .проявляющих свою деятельность.
Кроме того, имеется во много раз больше потухших вулканов, сохранив-
ших (конусовидную форму и соответственное строение. Много подвод-
ных вулканов обнаружено на дне океанов. Распределение вулканов на>
поверхности Земли весьма неравномерно (рис. 17.5). Огромные про-
странства совершенно лишены (каких-либо проявлений вулканической
деятельности (как например, европейская часть Союза, Западная Си-
бирь и др.). Другие же области богаты вулканами и характеризуются
исключительной их активностью. Наибольшее количество вулканов —
свыше 60%—сосредоточено на побережье и на островах Тихого океа-
на. Это так называемое Тихоокеанское кольцо вулканов. В западной
части Тихого океана оно начинается на полуострове Камчатка, где со-
средоточено более ста вулканов, и далее к югу протягивается через
острова Курильские, Японские, Филиппинские, Новую Гвинею, Соломо-
новы, Ново-Гебридские, Ново-Зеландские. По американскому побе-
режью Тихого океана цепь вулканов протягивается от Огненной Земли
на север через Южные, Центральные и Северные Анды, через плоско-
горье между Сьеррой-Невадой и Скалистыми горами и далее вдоль
Кордильер. В северной части Тихого океана известны многочисленные
вулканы Алеутских островов, линия которых протягивается от Аляски
к Камчатке и как бы замыкает Тихоокеанское кольцо. К внутренним
частям Тихого океана также приурочен ряд вулканов. Два крупных дей-
ствующих вулкана Мауна-Лоа и Килауэа расположены к северу от эк-
ватора на Гавайских островах. В экваториальной зоне в восточной ча-
сти океана находятся Галапагосские острова с двумя действующими
вулканами, южнее — вулканические острова Пасхи и Хуан-Фернандес;
западнее — острова Самоа, Тонга, Кермадек и др.
Другой крупной зоной развития вулканов является область моло-
дых гор, протягивающихся в виде широкого пояса от Альп через Апен-
нины на Кавказ и горы Малой Азии. Это так называемое Альпий-
ско-Кавказское, или Средиземноморское, кольцо. К нему
относятся вулканы Италии — Везувий, Флегрейские поля, Этна, Дикар-
ские острова, вулканы Эгейского моря (Санторин и др.), недавно по-
тухшие вулканы Кавказа (Эльбрус, Казбек, Арагац и др.), Турции
(Арарат и др.) и Ирана (Демавенд). Далеким восточным продолжени-
ем этого почти широтного пояса являются вулканы Малайского архи-
пелага — не менее 11 действующих вулканов на Суматре, 19 — на Яве,
15 — на Малых Зондских островах и 3 — на Южно-Молуккских. Здесь
азиатская линия вулканов смыкается с Тихоокеанским кольцом.
В пределах Атлантического океана известны три района современ-
ной вулканической деятельности: на крайнем севере — о. Ян-Майен,
южнее — Исландия и юго-восточнее — Большие Антильские острова,
на которых расположен вулкан Мон-Пеле. Наиболее интенсивная вул-
495
Рис. 17.5. Географическое распространение вулканов (по Физико-географическому атласу Мира, 1964):
1 — действующие вулканы суши (включая вулканы островных дуг); 2 — подводные вулканы (действующие и потухшие)
таЬО
гсл
dcJLJ'
каническая деятельность связана е Исландией, на территории которой
находится свыше 25 действующих вулканов, большое количество по-
тухших и происходят трещинные излияния. Особой активностью отли-
чается Гекла, сильное извержение которой относится к 1947—1948 гг.
К югу от Исландии вулканы известны на островах Канарских, Азор-
ских, Зеленого Мыса, в экваториальной полосе, и южнее — вулкани-
ческие острова Гвинейского залива, острова Елены и Тристан-да-Кунья.
Вулканы известны также в приэкваториальной части Африки: на за-
падном побережье действующим вулканом является Камерун, а в
восточной Африке имеется группа вулканов, связанных с глубокими
тектоническими разломами полосы Восточно-Африканских озер.
Наконец, в пределах Индийского океана действующие вулканы рас-
положены на островах Коморских, Маврикия и Реюньон около Мадага-
скара. Юго-восточнее, в архипелаге Кергелен, лежит вулкан Росса, име-
ются вулканические острова вокруг Антарктиды. В краевой части мате-
рика Антарктиды известен действующий вулкан Эребус.
§ 4
ВУЛКАНЫ НА ТЕРРИТОРИИ СССР
На территории СССР вулканы известны в ряде мест. Основная их
масса находится на Камчатке. Значительное количество вулканов име-
ется на Курильских островах. Единичные конусы, недавно еще прояв-
лявшие деятельность, известны в Приморье и в центральных частях Си-
бири, и, наконец, некоторое количество потухших, но еще недавно дей-
ствовавших вулканических аппаратов имеется на Кавказе.
Вулканы Камчатки. Вулканическая деятельность на Камчатке на-
чалась еще в палеозое и, то усиливаясь, то ослабевая, продолжается
до настоящего момента. Породы магматического происхождения покры-
вают до 40% поверхности полуострова, что свидетельствует об интен-
сивности вулканических процессов. Как показывает анализ геологиче-
ской истории Камчатки, вулканическая деятельность здесь была свя-
зана с горообразовательными движениями и происходила одновремен-
но с ними. Современные вулканы являются следствием значительного
оживления вулканической деятельности, приуроченной к последним фа-
зам альпийской складчатости.
Основная масса вулканов Камчатки расположена в восточной части
полуострова, протягиваясь полосой от мыса Лопатка на юге до р. Озер-
ной на севере. Всего на Камчатке известно не менее 180 вулканов, из
которых 13 действующих, 9 затухающих и не менее 158 потухших. Вул-
каны расположены очень тесно: если считать все вулканы, то для вос-
точной полосы полуострова окажется в среднем 1 вулкан на каждые
4 км (рис. 17.6). Многие вулканы достигают большой высоты: три
вулкана выше 4 км, девять — высотой от 3 до 4 км, 19 — от 2 до
3 км.
К действующим вулканам относится в первую очередь Ключевская
сопка, величайший из действующих вулканов Европы и Азии и самый
активный и высокий вулкан Камчатки. От вершины и до высоты около
2800 м сопка имеет форму слегка усеченного конуса с крутыми (до 35°)
склонами. Далее склоны выполаживаются, и подножие сопки, занимаю-
щей в целом более 3000 км2 по площади, понижается очень полого
(около 4°). На вершине находится кратер чашеобразной формы и диа-
метром более 500 м. Стенки его сложены из перемежающихся слоев
лавы и вулканического пепла. Ледники спускаются по всем склонам до
32 Общая геология
497
высоты 1,8—2,0 км, и среди льда, то там, то здесь, выступают камен-
ные гряды — верхние части лавовых потоков, скрытых льдами. На
склонах во 1множестве рассеяны побочные кратеры высотой до 200 м,
Рис. 17.6. Карта вулканов Камчатки (по В. И. Вло-
давцу, схематизировано). Сопки: 1—Плоская;
2 — Ключевская; 3 — Камень; 4 — Плоский Тол-
бачик; 5 — Большая Удина; 6 — Кизимен; 7 —
Кроноцкая; 8 — Узон; 9 — Кихпиныч; 10 — Малый
Семячик; 11—Карымская; 12 — Заварпцкого;
13 — Жупановская; 14 — Корякская; 15 — Авача;
16 — Вилючик; 17 — Опала; 18 — Горелый хре-
бет; 19 — Мутноьская; 20 — Ксудач; 21—Ильин-
ская; 22 — Ичинская. Обозначения; 1—действую-
щие вулканы; 2 — затухающие вулканы; 3 — по-
тухшие вулканы; 4 — предполагаемые линии раз-
ломов
расположенные обычно по
радиусам, идущим от глав-
ного кратера, как от центра,
на расстояниях до 25 км от
кратера. Лавовые потоки из-
ливались преимущественно
из побочных кратеров. Мак-
симальная длина лавовых
потоков — до 16 км. Лава
по своему составу относится
к средней и основной и дает
по застывании андезиты и
базальты. Из главного кра-
тера, а также из побочных
почти всегда выделяются
пары воды и газа, среди ко-
торых преобладают НС1,
СО, СО2, SO2, N, Н2О. По
своему строению Ключев-
ская сопка — типичный
стратовулкан с эле-
ментами этно-везувианского
и стромболианского типов
деятельности. За 250 лет
Ключевская сопка испыта-
ла 34 цикла извержений, т. е.
одно извержение в среднем
за 7 лет. Объем извержен-
ного материала, слагающего
вулкан, около 340 км3. При
одном извержении выделя-
ется около 1/2 км3 материа-
ла. Исходя из этих цифр,
можно установить, что вул-
кан существует приблизи-
тельно 5000 лет.
Карымская сопка
(рис. 17.7) — невысокая,
правильной конусовидной
формы, отличается большой
активностью. Она занимает
центральную часть широкой
кальдеры, над дном которой
возвышается на 1/2 км.
Центральный конус сложен
в основном рыхлыми про-
дуктами извержений, без
барранкосов, без иных про-
явлений эрозионной обра-
ботки, невысокий, гладкий, насыпной. Современная деятельность сопки
заключается в выбрасывании пепла и щебня, в выделении пара и газов
и излияниях лавы. Лавы — дацитового состава, наиболее кислые из всех
498
лав, связанных с современными извержениями вулканов Камчатки. За
178 лет известно 16 циклов крупных извержений Карымского вулкана;
последняя цифра, вероятно, неточна, так как сопка эта расположена в не-
населенной местности и многие извержения остались незафиксирован-
ными.
Авачинская сошка, расположенная близ Петропавловска-
Камчатского, также отличается высокой активностью. Прежде на
Рис. 17.7. Сопка Карымская, Камчатка (фото Ф. Огородова)
месте сопки находился еще более крупный конусовидный вулкан, но
грандиозный взрыв снес его вершину, и на ее месте образовалась впа-
дина диаметром до 4 км. Внутри впадины вырос новый конус, достиг-
ший высоты 2725 м (гребень соммы — 2300 м). Ложбина между дей-
ствующим конусом и гребнем соммы занята ледником. Конус сложен
андезитовыми лавами и рыхлым материалом. С. П. Крашенинников,
первый исследователь камчатских вулканов, писал об Авачинской соп-
ке, 'что она «из древних лет курится беспрерывно, но огнем горит вре-
менно. Самое страшное ее возгорание было в 1737 г.; однако же оное
продолжалось не более суток, а окончилось извержением великой тучи
пеплу, которым около лежащие места на вершок покрыты были».
А. Сильницкий, описывая извержение 1901 г., наблюдал излияния лавы:
«Эти огненные потоки, то широкие, подобно реке, то узкие, подобно ру-
чейку, бороздили сопку по всем направлениям и освещали каким-то
невиданным светом могучую Авачу и ее еще более могучую соседку,
Корякскую сопку».
К действующим вулканам Камчатки относятся также сопки: Ш и-
велуч (высота 3298 м), самая северная из действующих, представ-
ляющая собой огромный, сложных очертаний, массив с продолжитель-
ной и сложной историей развития. В 1964 г., 12 ноября, этот вулкан
продемонстрировал необычайные возможности внутренних сил, когда
произошел гигантский взрыв, уничтоживший куполы кратерной верши-
ны вулкана и образовавший кратер диаметром более 2 км. Объем вы-
32* 499
брошенных взрывом масс—1,5 км3, средняя дальность выброса —
7,5 км, энергия взрыва— 1,1-1024 эрг (по Г. С. Горшкову и Ю. М. Ду-
бику, 1969). Это один из самых мощных взрывов вулканического про-
исхождения, известных на Земле. Плоский Т о л б а ч и к (3140 Л0, на-
поминающий по своей форме небольшой горный хребет, плоский и за-
снеженный, с радиально расходящимися во все стороны дайками и
Рис. 17.8. Вулкан Крашенинникова
(Камчатка). Кратеры центрального
конуса (фото Ю. М. Дубика)
Рнс. 17.9. Вулкан Крашенинникова
(Камчатка). Боковые кратеры, распо-
лагающиеся вдоль трещины (фото
Ю М Дубика)
множеством побочных кратеров; Мутновская сопка (2320 м),
имеющая вид пологого куполообразного массива огромных размеров, с
кальдерой в центре; Го р ел ы й х р еб ет (1830 м), также типа купо-
ла, с многочисленными потоками лавы на пологих склонах.
Также действующими, но малоактивными являются сопки: Кизи-
мен, с ее двумя вершинами; малый С ем я ч и к, с озером ярко-зе-
леного цвета в кратере; Жупа нов с ка я, имеющая вид хребтообраз-
ного массива с несколькими вершинами, отвечающими нескольким кра-
терам; Корякская — высокий (3460 м) стратовулкан, ближайший
сосед Авачинской сопки; К су дач, имеющий вид широкой кольцеоб-
разной кальдеры диаметром в 7 км с озерами в центре; Ильинская,
самая южная в ряду действующих сопок.
По своей деятельности перечисленные выше вулканы относятся к
стромболианскому типу (Ключевская сопка), к вулканскому (Ключев-
500
I
ская, Карымская, Авачинская, Шивелуч и др.); некоторые вулканы
характеризуются извержениями пелейского, бандайсанокого, а может
быть, и гавайского типов.
Большое количество вулканов Камчатки считается затухающи-
ми. Среди них выделяется Кроноцкая сопка — правильной .кони-
ческой формы, с отлично выраженными барранкосами. Ее высота
3730 м. Кроноцкая сопка — один из красивейших вулканов Камчатки.
Ее острая, сверкающая вершина, не имеющая кратера, покрыта сне-
гом; склоны конуса, сложенные потоками лавы и слоями пепла — гу-
стого черного цвета; все основание летом утопает в непроходимых за-
рослях леса. Невдалеке расположено большое Кроноцкое озеро, рядом—
берег Тихого океана. Интересен затухающий вулкан Крашенинни-
кова (рис. 17.8), отличающийся очень сложной историей. Четыре раза
возобновлялась его деятельность, и, в итоге, он состоит из нескольких
аппаратов; его южная половина — это «вулкан в вулкане» типа Соммы
Везувия, а северная — сложный четверной вулкан того же типа. На
его склонах, вдоль трещин, располагается множество побочных крате-
ров (рис. 17.9). К затухающим относятся также сопки Уз он, Опала,
К и х п и н ы ч, близ которого недавно открыты гейзеры, и некоторые
другие.
Большое число вулканов Камчатки относится к потухшим. Сре-
ди них сопки Камень (высота 4717 м), Плоская (4030 м), Боль-
шая Удина (2950 м), Заварицкого (около 1600 м) и В и л юч и к
(2175 м), правильный андезито-базальтовый конус которого возвыша-
ется на южном берегу Авачинской бухты, против Петропавловска.
В Сред и нн ом хребте, т. е. в западной части Камчатки, также
имеется ряд вулканов, числом до 25, все потухшие. Среди них выделя-
ется громадный, одиноко возвышающийся в верховьях р. Сопочной,
конус сопки Ичинской.
С вулканами связаны многочисленные на Камчатке горячие ис-
точники.
Многочисленные и чрезвычайно разнообразные по внешней форме
и по характеру деятельности вулканы Камчатки представляют необык-
новенно интересный объект для геологических исследований. Описанные
впервые С. П. Крашенинниковым (в 1737—1741 гг.), они подробно
были исследованы А. Н. Заварицким, а в дальнейшем изучались мно-
гими советскими вулканологами — В. И. Влодавцем, Г. С. Горшковым,
А. А. Меняйловым, С. И. Набоко, Б. И. Пийпом, А. Е. Святловским и
др. Следует, в частности, отметить исследования последних лет, касаю-
щиеся попыток предсказать извержения при помощи тщательного ана-
лиза многочисленных слабых подземных толчков и дрожаний почвы,
предваряющих извержение (П. И. Токарев), а также попытки обна-
ружить под некоторыми вулканами резервуары магмы. В частности, ис-
следования С. А. Федотова и А. И. Фарберова (1966) показали, что
под Авачинской группой вулканов сейсмические волны заметно экрани-
руются и преломляются, что здесь «от кровли магмообразующего слоя
с глубин 80—90 км поднимается вертикально вверх зона, которая, по
всей вероятности, обогащена магматическим веществом. Поперечник
этой зоны не превышает ~25 км. Объем жидкого материала в ней, по
грубым оценкам, может составлять примерно 20% от общего объема»
(рис. 17.10). Позже А. И. Фарберов (1970) показал, с помощью анало-
гичного метода «просвечивания» подножия вулканов сейсмическими
волнами, что подобный столб вещества, обогащенного жидким материа-
лом, представляет сужающийся кверху объём среды с пониженными уп-
ругими свойствами н с размерами порядка 7X7 до 15X40 км.
501
Вулканы Курильских островов. Вулканы Курильских островов
Изучены хуже, нежели Камчатские. Курильские острова (протягиваются
слегка изогнутой цепью от южной оконечности Камчатки, мыса Лопатки,
до о. Хоккайдо (Япония), длиной до 1200 км. Западнее гряды островов,
в сторону Охотского моря, дно опущено на 2—3 км\ восточнее же, в
Рис. 17.10. Сводный вертикальный разрез с запада на восток через
Авачинскую группу вулканов. Камчатка (по С. А. Федотову,
А. И. Фарберову, 1966):
1—очаги землетрясений; 2 — вулканы; 3 — область подъема магмы;
4 — вероятная область генерации магмы; 5 — вода (Тихий океан);
6 — слой «базальта»; 7 — сейсмические лучи, преломляющиеся у по-
дошвы коры, т. е. у нижней границы слоя «базальта»
сторону Тихого океана — до 8 км. Здесь, параллельно цепи Курильских
островов, проходит глубоководный желоб, именуемый Тускарора, с
глубинами свыше 9,0 км. Таким образом, Курильские острова представ-
ляют собой в сущности относительно высокий, но залитый морем хре-
бет, лишь отдельные вершины которого выступают из воды в виде ост-
ровов, большая часть которых вулканического происхождения. В гряде
Курильских островов известно около 100 вулканов, среди них 38 дей-
ствующих. Самым активным и вместе с тем самым высоким является
правильный, чрезвычайно эффектный вулкан А л а и д, поднимающийся
прямо из воды до высоты 2339 м.
Значительно южнее, на о. Матуа, расположен другой, также весь-
ма деятельный вулкан Пик Сарычева, высотой 1497 м. Последнее
сильное извержение Пика Сарычева отмечено в ноябре 1946 г. Оно
сопровождалось излиянием лавы, образованием новых побочных крате-
502
8—1
4
Рис. 17,11. Схематическая карта
максимального развития вулканиз-
ма на территории СССР (по
В. И. Влодавцу, 1949). Этапы вул-
канизма: 1—допалеозойский; 2 —
PZ; 3 - MZ; 4 — MZ+KZ; 5 -
KZ
ров, выбрасыванием бомб, подземными ударами, гулом и выделением
огромного, до 7 км высотой, газово-пеплового столба. Выделяются сво-
ей активностью также вулканы Пик Фусса, Сноу и Миль и.
Остальные среди действующих, по-видимому, менее активны. На остро-
вах имеется ряд потухших или затухающих вулканов различных ти-
пов — конусообразные, куполообразные, щитовидные, «вулкан в вул-
кане», вулканические «массивы» и др. Отмечен ряд подводных вулка-
нов, в том числе и действующих. На островах имеются многочисленные
горячие источники, грязевые котлы, струи пара и прочие признаки ин-
тенсивной вулканической жизни.
Рассматривая вулканы СССР — действующие или потухшие —
нужно иметь в виду, что все они относятся к самому последнему этапу
геологической истории — к голоцену. К другим периодам жизни Зем-
ли относятся многочисленные проявления вулканической деятельности
в других районах СССР. Так, к .палеозойской эре относятся вулканиче-
ские проявления на Урале, в Казахстане, на Тимане; к мезозойской эре
(особенно, к ее началу) — обширные трапповые излияния на Сибир-
ской платформе; мезозойский (и частично кайнозойский) вулканизм
известен на Колыме, в Приморье, в Прибайкалье, на Кавказе. На
рис. 17.11 показаны районы максимального развития вулканизма того
или иного возраста на территории СССР.
§ 5
О НЕКОТОРЫХ ВУЛКАНАХ ЕВРОПЫ И АЗИИ
Извержение Везувия в 79 г. н. э. и развалины Помпей. Одно из
наиболее известных извержений относится к 79 г. н. э. и связано с Ве-
зувием. Оно привело к гибели городов Геркуланума, Стабии и Помпей
и причинило много вреда другим населенным пунктам, полям и садам
окрестностей Неаполя (Италия).
Извержение началось днем 24 августа. В этот день известный в
будущем ученый Плиний Младший, тогда еще юноша, находился на
мысе Мисено, в 30 км от Везувия, и наблюдал оттуда весь ход извер-
жения. Впоследствии он описал свои впечатления в двух письмах к
римскому писателю Тациту. Приведем выдержки из этих писем, став-
ших известными как яркое и наиболее раннее описание сильного вулка-
нического извержения.
Плиний отмечает сначала появление облака, «необычного по вели-
чине и по виду... Облако поднималось из какой-то горы (...позднее уз-
нали, что это 'был Везувий). Оно поднималось кверху словно высокий
ствол и расходилось ветвями... Было оно местами белым, местами в
грязных пятнах, словно подняло вместе с собой землю и пепел». В эти
дни одно из подразделений римского флота, под командованием Пли-
ния Старшего, дяди автора письма, находилось близ того же мыса Ми-
сено. Плиний Старший распорядился спустить на воду квадриремы,
крупные лодки с четырьмя рядами гребцов, и направился к г. Стабия,
чтобы оказать помощь терпящим бедствие жителям окрестностей Везу-
вия. «Он спешит туда, откуда бегут другие, он прямо держит путь, он
прямо ведет суда на опасность... На суда уже падал пепел, и чем бли-
же они подъезжали, тем он становился гуще и горячее. Падали уже
куски пемзы и черные, обожженные, растрескавшиеся от огня камни...».
Лодки прибыли к берегу. «Между тем по Везувию во многих местах ши-
роко разлилось пламя, и высоко поднялся огонь от пожара, которые
504
своим блеском и светом разогнали ночную темноту... Дома качались от
частых продолжительных толчков: казалось, что они сдвинулись со своих
мест и ходуном ходят взад и вперед. Под открытым небом было страш-
но от падавших кусков пемзы, хотя легких и пористых... Положив на
головы подушки, они (люди. — Г. Г.) привязывают их полотенцами: это
было защитой от каменного дождя. Уже в других местах наступил день;
Рис. 17.12. Помпеи. Форум (фото Г. П. Горшкова)
здесь была ночь, чернее и гуще всех ночей... Пламя и предшествующий
пламени запах серы обращают других в бегство, а его (Плиния Стар-
шего. — Г. Г.) заставляют встать: опираясь на двух рабов, он поднялся
и тут же упал задохнувшись, как я предполагаю, от плотных паров, за-
крывших ему дыхательные пути...». Беспрерывные толчки и колебания
почвы сотрясали окрестности Везувия. «Тут случилось с нами много
диковинного и много ужасного. Повозки, которые мы распорядились
отправите вперед, находились на совершенно ровном месте, но их ки-
дало из стороны в сторону, хотя их и подпирали камнями. Мы видели,
как море втягивается в себя же; земля, сотрясаясь, как бы отталкива-
ла его от себя. Берег, несомненно, выдвигался вперед; много морских
животных застряло на сухом песке. С другой стороны, в черной страш-
ной грозовой туче вспыхивали и перебегали огненные зигзаги, и она
раскалывалась длинными полосами пламени, похожими на молнии,
но большими...».
Массы пепла, смешанного с водой, образовали потоки грязи, кото-
рая затопила г. Помпеи. Грязь затвердела, и город был погребен на ве-
ка. В XVI столетии при проведении земляных работ, связанных с по-
стройкой водопровода, архитектором Фонтана были случайно вскрыты
развалины зданий и стен с надписями и фресками. С 1748 г. были нача-
ты раскопки. К настоящему моменту откопаны почти все кварталы.
Руины производят впечатление необыкновенное. Это был небольшой,
но оживленный город со множеством каменных зданий, обширных уса-
деб и сложной сетью улиц и площадей. Раскопками открыта централь-
ная площадь, Форум, на которую выходят различные здания общест-
505
венного характера и храмы (рис. 17.12). Отсюда во все стороны рас-
ходятся узкие улицы, вымощенные крупным камнем, с высокими тро-
туарами. В многочисленных частных зданиях сохранились все следы
будто только что оставленной жизни. В музее Антиквариуме собраны
.разнообразные предметы обихода: посуда, украшения, игрушки, приспо-
собления для различных ремесел, рыболовные снасти, хирургические
инструменты, остатки пищи (например, обугленные хлебы, найденные
в помещении пекарни, зерно и т. п.).
Извержение Ключевской сопки 2 ноября 1938 г. Ключевская соп-
ка — один из самых крупных вулканов мира (высота около 4800 м),
отличающийся почти непрерывной — в той или иной форме — деятель-
ностью. Недалеко от него, в пос. Ключи, давно функционирует вулка-
нологическая станция, имеющая целью детальное изучение как Ключев-
ской сопки, так и соседних вулканов. Осенью 1938 г. деятельность вул-
кана активизировалась. Из одного из побочных кратеров пошел поток
лавы. Вулканологи В. Ф. Попков и И. 3. Иванов, .подойдя к потоку те-
кущей лавы, решились на смелый эксперимент: встать на кусок засты-
вающей на поверхности лавы корки и «проплыть» на этом куске вниз
по течению потока. В. Ф. Попков так описывает этот эксперимент: «Бро-
сив на пылающую кайму увесистую глыбу остывшей лавы, мы убеди-
лись в том, что поверхность лавы была достаточно прочной, чтобы вы-
держать вес человека... После таких предварительных «испытаний» я,
держа Иванова за руки и соблюдая величайшую осторожность, ступил
на раскаленную лаву... Почувствовав, что лава достаточно прочна, я
отпустил руку Иванова и шагнул вперед. При этом часть своего веса я
перенес на металлический жезл, который медленно погрузился в еще
пластичную раскаленную лаву. Еще шаг — и я вступил на потемневшую
плывущую корку лавы, а за мной последовал и мой химик со своей ла-
бораторией... Мы дрейфовали с той же — или .примерно с той же ско-
ростью, что и расплавленная лава, и это дало нам возможность изме-
рить в нескольких местах ее температуру и взять пробы газов... Поток
непрерывно всей своей массой равномерно, без рывков двигался к
восток-северо-востоку». Измерив с помощью термопары температуру ла-
вы в нескольких местах (она оказалась равной 870°) и отобрав пробы
газа (в нем содержались вода, НС1, О, N), ученые приступили к отбору
образцов. «Собрать образцы лавы с горячего потока — задача очень
трудная. Образцы пластичной лавы легко отделялись от общей массы,
но переместить их на поверхность темной корки, на которой мы нахо-
дились, было трудно,— отделенный кусок лавы легко спаивался с
поверхностью горячего потока. Мы не могли устоять на горячей движу-
щейся корке, ведь температура у поверхности достигала 270—300° С,
лава накалена была докрасна, поэтому нам неоднократно приходилось
взбираться на угловатые выступы, чтобы ветер остудил наши асбесто-
вые башмаки. Во время работы мы подстилали под ноги листовой ас-
бест и все-таки нам приходилось часто стоять, подобно аистам, на од-
ной ноге. В трех тысячах метров от центра излияния лавовый поток
двигался по пологому склону уже со значительно меньшей скоростью.
Лава краевой зоны была пластичной еще при температуре в 690°С. На
темной корке мы пробыли один час. Вместе с потоком мы проплыли от
своей первоначальной точки на восток-северо-восток более 2000 мет-
ров и благополучно сошли на уже остывший поток».
Вулканы Японии. В Японии и на прилегающих к ней небольших
островах известно до 170 хорошо сохранившихся вулкановых аппара-
тов, среди которых до 50 — действующие. Выделяется своей правиль-
ной конусовидной формой, длительностью существования и большой
506
высотой (3776 м) типичный стратовулкан Фудзи, лежащий к западу от
Токио, в пределах Фосса-Магна, своеобразной тектонической депрессии,
пересекающей поперек главный остров Хонсю. Интересен своей постоян-
ной деятельностью вулкан Сакурадзима (1118 м), расположенный на
крайнем юге острова Кюсю, выступающий широким плоским конусом
в центре небольшого залива Кагосима; при извержении 1914 г. один
из потоков лавы этого вулкана
достиг воды залива и перешел
на противоположный берег, в
результате чего остров, образо-
ванный вулканом, превратился
в полуостров (рис. 17.13).
Сильные извержения Сакурад-
зимы предваряются, как
правило, множеством слабых
подземных толчков, которыми
можно воспользоваться для
Рис. 17.13. Вулкан Сакурадзима
(Япония) Лавовый поток изверже-
ния 1914 г. (фото Г. П. Горшкова)
предсказания предстоящего из-
вержения; после извержения
отмечаются деформации по-
верхности земли в окрестнос-
тях вулкана — именно, опуска-
ние в пределах кольцеобразной
полосы по периметру вулкана
Огромными размерами своей
кальдеры отличается вулкан
Асо (1592 м), находящийся в
центральной части о. Кюсю,
также непрерывно проявляю-
щий, в той или иной форме, свою активность. К югу от него располага-
ется тесная группа вулканов — Такачихо, Шинмон, Оонами, Ширатори,
Имори, Кошики, Курино, Каракуни, Эбино, которые объединяются об-
щим наименованием Кирисима. Некоторые из аппаратов группы Кири-
сима чрезвычайно живописны; кратер Оонами заполнен озером совер-
шенно правильной круглой формы; на склонах Каракуни, Кошики, Эби-
но во многих местах выделяются газы и водяной пар; здесь же горя-
чие источники. Каждый из вулканов Японии чем-то отличается от дру-
гих и чем-то интересен. Вулкан Асама (2542 м) лежит в центре хребта
«Японские Альпы» и у его подножия широко раскинулись сплошные по-
ля лав недавних извержений; среди угловатых, остроугольных, шерша-
вых нагромождений лавы извержения 1783 г. стоят постройки нацио-
нального парка Ониошидаши; здесь же недалеко — вулканологическая
-обсерватория, систематически наблюдающая за деятельностью вулкана
и разрабатывающая методы прогноза извержений. Вулкан Нантай
(2340 м), также в центральной части о. Хонсю, близ старинного города
Никко; в его кальдере лежит глубокое озеро Чузенджи, возникшее
в результате подпружинивания долины потоком базальтовой лавы
(рис. 17.14). С обрыва обнажений лавы срывается вниз живописный во-
допад Коген. Аналогичное озеро образовалось во впадине среди группы
вулканов Хаконе; здесь множество горячих источников, повсюду видны
выходы пара, и на берегах озера, и на склонах вулканов выстроены де-
сятки гостиниц и курортов. Вообще фумарольная (лат. fumus — дым)
деятельность чрезвычайно характерна для вулканов Японии, так же как
и наличие многочисленных горячих источников.
Все вулканы Японии концентрируются в двух вулканических поя-
507
Рис. 17.14. Озеро в кратере вулкана Оонами. Национальный парк
Кирисима. Япония
Рис. 17.15. Вулканы Японских островов (по А. Сугимура 1940):
7 действующие вулканы; 2 — другие четвертичные вулканы-
о вулканический «фронт». 1 — Восточно-Японский вулканиче-
ский пояс; II Западно-Японский вулканический пояс
сах—Восточно-Японском и Западно-Японском (рис. 17.15). К первому
из них относятся группы, с севера на юг, Тисима (на о. Хоккайдо), Чё-
кай (в с.-з. части о. Хонсю), Насу (в восточной части о. Хонсю), Фудзи
(по линии Фосса-Магна — острова Идзуситита), Онтакэ (севернее г. На-
гоя). Ко второму поясу относятся группы Хакусан (в западной части
о. Хонсю) и Рюкю (на о. Кюсю). Наибольшее количество вулканов от-
мечается в восточной, океанической части обоих поясов; линия, отделяю-
щая полосу развития вулканов от более восточных, свободных от
вулканов, участков, именуется «вулканическим фронтом».
Япония, как известно, отличается частыми и сильными землетря-
сениями. Под вулканическим фронтом очаги землетрясений залегают
преимущественно на глубинах от 120 до 140 км; к западу от линии
вулканического фронта количество вулканов падает, а глубина очагов
землетрясений увеличивается (до нескольких сот километров). Другая
закономерность заключается в том, что вулканы западной части, рас-
положенные над очень глубокими очагами землетрясений, характеризу-
ются базальтовыми лавами по преимуществу щелочного состава, лавы
вулканов, расположенных несколько восточнее — более кислого соста-
ва, а вулканы зоны «вулканического фронта» характеризуются лавой
толеитового 1 состава (по Г. Куно и А. Сугимура).
Вулкан Кракатау (в Зондском проливе). Извержение этого вулка-
на) в 1883 г. представляет собой пример грандиозной катастрофы, вы-
званной природными силами. Извержение началось после двухсотлет-
него спокойного перерыва и продолжалось несколько месяцев. Первые
предвестники возобновления деятельности вулкана появились 20 мая,
когда из кратера поднялся столб водяного пара и газов на высоту око-
ло 11 км. Основной пароксизм извержения относится к 26 и 27 августа,
когда один за другим последовали четыре грандиозных взрыва. В ре-
зультате этих взрывов были выброшены в воздух огромные массы твер-
дых продуктов (около 18 км3), две трети главного острова, образован-
ного этим вулканом, провалилось и на этом месте возникла глубокая
(до 300 ле) впадина, залитая морем. Продукты извержения состояли
преимущественно из пемзы и вулканического пепла, который при выпа-
дении из атмосферы образовал заметный слой на площади около
800 000 км2. Массы пепла, выпавшего в пределах Зондского пролива,
затрудняли движение судов. Взрывы повлекли за собой возникновение
огромных морских волн типа цунами, которые образуются при сильных
моретрясениях. Высота волн достигала 35—36 м. Они распространя-
лись с большой скоростью и прокатились по всему Индийскому, Тихому
и части Атлантического океана и вызвали разрушения и многочислен-
ные человеческие жертвы на берегах островов Явы и Суматры. При
этом подверглись разрушению три города, ряд деревень, железнодорож-
ная насыпь (вдоль берега Явы) и погибло около 40 000 человек.
§ 6
ПРОДУКТЫ ВУЛКАНИЧЕСКОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
Продукты вулканических извержений можно разделить на три ка-
тегории: 1) жидкие, 2) твердые и 3) газообразные.
Жидкие продукты. Важнейшим продуктом вулканических изверже-
ний является лава, огненно-жидкая силикатная масса. Как уже было
отмечено, лава отличается от магмы главным образом меньшим со-
1 Толеит — лишенная порфировых выделений разновидность базальтов и диабазов.
509
держанием в ней газов и паров, которые насыщают .магму в недрах
Земли. В остальном лава идентична по своему составу магме и в за-
висимости от содержания кремнезема подразделяется на кислую, сред-
нюю и основную.
Химический состав лав и содержание газовых компонентов во мно-
гом определяют их физические свойства: вязкость и подвижность, а
следовательно, и характер извержений вулканов. Так, например, основ-
Рис. 17.16. Ключевская сопка (Камчатка). Извержение побочных
кратеров в 1966 г. Фронтальная часть лавового потока (фото
М В. Федорова)
ные базальтовые лавы, обладающие при выходе на поверхность темпе-
ратурой около 1200°, отличаются высокой подвижностью и растекаются
на далекие расстояния, образуя потоки или покровы, в то время как
лавы более кислые вязки и мало подвижны; при выходе из кратера
они быстро затвердевают в виде относительно коротких потоков — язы-
ков на склонах вулкана.
Затвердевание лавы происходит прежде всего на поверхности пото-
ка; под образовавшейся твердой коркой долго еще может течь жидкая
лава (рис. 17.16). Излившаяся лава всегда содержит то пли иное коли-
чество газов, которые сохраняются и под застывшей с поверхности кор-
кой. Скапливаясь в отдельных участках движущегося лавового потока,
газы выделяются из него взрывами, взламывают твердую корку, глыбы
которой нагромождаются друг на друга, и в результате образуется бес-
порядочная глыбовая поверхность потока. Это так называемые глы-
бовые лавы. В отличие от них, часто наблюдаются волнистые ла-
вы, с гладкой волнистой поверхностью. Различается много других типов
лав.
В результате застывания лавы образуются эффузивные, т. е.
излившиеся, горные породы, чаще всего скрытокристаллической струк-
туры, залегающие обычно в форме .потоков, покровов и т. п. Таковы
базальты, андезиты, дациты, трахиты, липариты. Для эффузивных по-
род характерны ярко выраженные формы отдельности — столбчатой,
шаровой и т. п. (рис. 17.17).
Твердые продукты. В период извержения под влиянием вырываю-
щихся из жерла вулкана под огромным давлением газов и крупных
510
взрывов из кратера выбрасывается большое количество твердых про-
дуктов. Они состоят из обломков горных пород взорванных частей
кратера и огромных масс лавы, которая выбрасывается в атмосферу,
затвердевает там и выпадает на склоны вулкана как в виде мелких ча-
стиц, так и в виде крупных обломков. При достаточно большой величи-
не они получают наименование вулканичес«их бомб, приобре-
тающих порой характерную
веретенообразную и грушевид-
ную форму в результате де-
формации во время полета в
воздухе еще не застывших
масс лавы (рис. 17.18). Вулка-
нические бомбы имеют разме-
ры от 5—10 см до нескольких
метров, в отдельных случаях
могут достигать 20—30 м в
диаметре, и выбрасываются
иногда на большие расстояния,
измеряемые километрами. В
некоторых случаях окрестности
кратера бывают сплошь засы-
паны бомбами; такова, напри-
мер, вершина Этны, построен-
ная местами из бесчисленного
количества бомб самой различ-
ной формы и величины. При
извержении Ключевской сопки
в ночь с 1 на 2 января 1945 г.
над кратером внезапно в косом
Рис. 17.17. Столбчатая отдельность в за-
стывшем потоке базальтовой лавы близ
г. Никко, Япония (фото Г. П. Горш-
кова)
направлении взвился огненный оранжево-желтый острый «ко-
нус», быстро достигший высоты 1,5 км над кратером. Из его вершины
падали в бесчисленном количестве раскаленные вулканические бомбы и
другие более мелкие обломки. Их было так много, что создавалось впе-
чатление сказочной огненной пурги, как свидетельствовал заведую-
щий Вулканологической станцией на Камчатке Б. И. Пийп. Обломки
меньшей величины, чем бомбы, носят название лапилли (от 1,0 до
3,0 см в поперечнике); они иногда покрывают склоны вулкана сплош-
ным слоем большой мощности, удаляясь от кратера в общем дальше,
чем бомбы. Наконец, скопление самых мелких обломков называется
вулканическим песком (заметные глазом зерна) и пеплом
(порошок), которые состоят из различных минералов: из едва оформив-
шихся кристаллов полевого шпата, лейцита, авгита, магнетита и т. п., а
чаще всего вулканического стекла. Вулканический пепел представляет
собой внешне тонкую пыль серых оттенков и состоит из микроскопичес-
ких кусочков вулканического стекла. Известны случаи, когда пепел раз-
носился ветрами на очень далекие расстояния. Так, слои пепла обнару-
жены на территории Воронежской области, куда они были занесены в
результате извержений кавказских, теперь уже потухших вулканов, в
частности Эльбруса. При уплотнении сравнительно крупных обломков
образуются слои агломерата (вулканической брекчии), при уплот-
нении масс пепла образуются слои вулканического туфа. Туф
может включать в себя различные остроугольные обломки пород и тог-
да его называют туфобрекчией. Чистые разновидности туфов ис-
пользуются в строительной промышленности в качестве сырья при про-
изводстве цемента.
511
Газообразные продукты. Деятельность вулканов на всех ее стадиях
сопровождается выделением из жерла, побочных кратеров и многочи-
сленных трещин водяного пара и различных газов. Среди последних
преобладают HgS, SO2, СО2, СО, НС1, HF, NH3, NH4C1 и др. Темпера-
тура газов изменяется в значительных пределах, но обычно высокая.
При температуре выше 180° газовые выделения именуются ф ум а р о л а-
Рис. 17 18. Везувий. Возле здания Вулканологической станции стоит
советский вулканолог В И Влодавец. На площадке лестницы уста-
новлена вулканическая бомба, выброшенная из кратера Везувия при
извержении 1944 г. (фото Г. П. Горшкова)
ми, при температуре от 180 до 100е — сольфатарами (итал.
soTfo — сера), ниже 100° — мофетами (mofeta — место зловонных
испарений из земли). Во всех струях преобладают пары воды, которые,
судя по многочисленным анализам, составляют от 60 до 90% общего
объема выделений; кроме того, в фумаролах в значительных количест-
вах находят НС1 и другие хлористые соединения (соединения железа,
натрия, калия, азота), в сольфатарах — SO2 и H2S, в мофетах — СО2.
Выделение газов в вулканических районах достигает иногда гран-
диозных размеров. Так, в долине «Десяти тысяч дымов» на Аляске вы-
рываются в воздух миллионы газовых струй, доставляющих на поверх-
ность 23 млн. л пара в секунду при температуре 600°. Вместе с парами
воды выходит в воздух в течение года 1 250 000 т HCI и 200000 т HF.
В окрестностях городка Лардерелло (Италия, близ Сиены) давно
были известны многочисленные горячие источники, кипящие «лагони»
(небольшие озера и лужи) и струи пара, «соффиони». Буровыми сква-
жинами здесь вскрыты огромные запасы пара. Температура пара око-
ло 200°. На поверхность он поступает в количествах, которые измеря-
ются миллионами килограммов в час. Под естественным давлением
порядка 5 атм пар по большим трубам подается в турбинный цех
электростанции, где с его помощью вырабатывается электроэнергия
(миллиарды квт-ч). Из этого же газа здесь получают борную кислоту,
двууглекислый и хлористый аммоний, буру, гелий и другие продукты.
Электростанция на естественном горячем паре работает и на Камчатке.
512
§ 7
ПОСТВУЛКАНИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ
В течение длительного времени после ослабления или затухания
деятельности вулкана наблюдаются разнообразные явления, связанные
с еще сохраняющейся активностью .магматического очага внутри зем-
ной коры; выделение газов, гейзеры и горячие источники, а также из-
вержение грязевых вулканов.
Газы, сопровождающие извержения вулканов всех типов, продол-
жают выделяться из жерла и трещин на склонах и у подножия гор и
после окончания собственно извержения (фумаролы и сольфатары). Не-
которые вулканы в течение сотен и тысяч лет проявляют сольфатарную
деятельность (вулкан Сольфатара в Италии). На полное угасание дея-
тельности вулканов указывают выходы холодных углекислых газов —
мофет.
Термы. С областями новейшего и современного проявления вулка-
нической деятельности связаны многие горячие источники (термы),
иногда приносящие с собой на поверхность специфические химические
вещества. Температура горячих источников доходит иногда до 100°. Го-
рячие источники встречаются не только в вулканических областях, но
и в таких местах, которые характеризуются интенсивными новейшими
тектоническими движениями — Памир, Тянь-Шань, многие горы Китая,
Балканский полуостров и др.
Строго говоря, горячая вода должна встречаться на известной глу-
бине всюду. Дело в том, что температура земных недр с глубиной ра-
стет. Темп роста оценивается приблизительно в 3°С на каждые 100 м.
Следовательно, па глубине в 1 км температура подземной воды долж-
на достигать 30°, а на четвертом километре— 100°. Нужно думать, что
со времени имеющиеся в глубинах Земли неисчерпаемые ресурсы го-
рячей воды будут использоваться в народном хозяйстве.
В вулканических областях температура с глубиной растет быстрее,
чем в других районах. Кроме того, сами вулканы, с их близко располо-
женными к поверхности резервуарами магмы, способствуют разогрева-
нию коры. Поэтому в вулканических районах горячие источники встре-
чаются в изобилии. И даже в том случае, если собственно вулканиче-
ская деятельность уже прекратилась, термы еще долго напоминают о
ней, свидетельствуя о наличии в толще коры сильно нагретых очагов или
даже расплавленных масс.
Гейзеры. К особому типу источников относятся гейзеры. Они пред-
ставляют собой горячие пароводяные источники, периодически фонта-
нирующие; свое название они получили от района Гейзер в Исландии,
где они впервые наблюдались. Гейзеры встречаются в районах прояв-
ления современной и недавней вулканической деятельности: в Ислан-
дии, Италии, на о. Ява, в Новой Зеландии (северный остров), в Йелло-
устонском национальном парке Америки, отмечены гейзеры и в Тибете
на высоте 4700 м над уровнем моря. В долине Гейзерной на Камчатке
описано 12 крупных гейзеров и несколько десятков мелких. Температу-
ра воды у выхода вмещающих каналов близка к температуре кипения
и в зависимости от местности колеблется от 80 до 100°. Высота фонта-
нирования различна, иногда достигает 50 м и выше. Один из крупней-
ших гейзеров в Йеллоустонском парке «Гигант» выбрасывает столб
воды и пара высотой до 40 м с температурой 94,8°.
Хорошо известный Большой гейзер в Исландии фонтанирует на
высоту около 30 м в течение 10 минут через каждые 24—30 часов. Ка-
13 Общая геологам
513
нал, из которого выбрасываются пароводяные фонтаны, имеет диаметр
3 м и окружен в виде конуса кремнистыми отложениями гейзера.
В верхней части конуса имеется бассейн диаметром 18 м и глубиной 2 м,
периодически заполняемый горячей водой. Температура воды на поверх-
ности бассейна около 80—82°, а в канале, на глубине 6 м от дна бассей-
на достигает 120°.
В 1941 г. Т. И. Устиновой были открыты многочисленные гейзеры
на Камчатке, в долине р. Шумной, в окрестностях сопки Кихпиныч.
Рис. 17.19. Долина Гейзеров на Камчатке. Извержение гейзера «Жем-
чужный» (фото И. Т. Кирсанова)
Здесь обнаружено не менее 22 крупных и около сотни мелких гейзеров.
В. И. Влодавец так описывает действие одного из них. Небольшая впа-
дина, к которой подошли сотрудники экспедиции, оказалась заполнен-
ной водой. «От воды поднимался *легкий пар. Через несколько минут
вода начала «волноваться». Затем появились большие и малые пузыри
и вслед за этим вода как бы закипела. Крупные брызги поднялись вверх
на 1,5—2 м, а поднявшаяся с ними масса пара относилась ветром к югу.
Затем выделения пара усилились. Он стал стремительно подниматься
вертикально, увлекая с собой струи, отдельные «комки и капли» воды
на высоту около 10 м. Столб же пара поднимался на высоту 15—20 м
и затем принимал направление движения ветра. Извержение воды и па-
ра продолжалось около 5 минут» (рис. 17.19).
Механизм работы гейзера, в схеме, таков: в толще Земли имеется
канал, зигзагообразно изгибающийся и заполненный перегретой водой,
т. е. водой, находящейся при температуре, близкой к температуре кипе-
ния при тех давлениях, которые существуют в канале. Когда давление
пара достигает определенной силы, вода из канала выталкивается на-
ружу; это приводит к уменьшению давления, а тем самым и к немед-
ленному превращению в пар значительных количеств перегретой воды.
Тогда пар и вода сильной струей выбрасывается из канала, образуя
фонтан, бьющий на высоту нескольких метров.
Горячие воды гейзеров содержат в себе большое количество мине-
ральных веществ, особенно окиси кремния. При фонтанировании гейзе-
514
ров эти минеральные вещества откладываются вокруг выводного кана-
ла, образуя иногда крупные конусы. Такие минеральные образования
называются гейзеритами.
Грязевые вулканы — это различной величины холмы, часто кону-
совидной формы, сложенные рыхлыми глинистыми или песчанистыми
Рис. 17.20. Грязевая сопка небольшого размера (Апшероиский полу-
остров)
накоплениями и грязью, на вершине которых располагаются кратеры.
Основной движущей силой, вызывающей извержение грязи, яв-
ляются газы и пары воды высокой температуры, подходящие снизу по
трещинам. Встречая на своем пути рыхлые породы, насыщенные водой,
они выталкивают их на поверхность в виде грязи. В некоторых случаях
извержение грязи происходит более или менее спокойно, грязь как бы
закипает и выбрасывается небольшими фонтанами или выливается и
растекается по склонам, наращивая конус; в других случаях — бурно,
со взрывами и выбросом большого количества рыхлого материала. Если
грязь очень жидка и растекается по сторонам, то конуса не образуется.
Помимо грязевых вулканов, связанных с вулканическими областя-
ми и газами вулканического происхождения, широко распространены
грязевые вулканы в районах нефтяных месторождений (Апшероиский
полуостров, Таманский и другие районы). Внешне механизм их образо-
вания тот же. Основное отличие заключается в том, что в районах неф-
тяных месторождений в этом процессе участвуют газы не магматиче-
ского, а органического происхождения. Такие вулканы предпочтитель-
нее именовать газонефтяными (рис. 17.20).
§ 8
ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ, ИЛИ ПЛУТОНИЗМ
Магма, поднимаясь из глубин Земли, в большинстве случаев не
достигает ее поверхности. Магма внедряется в земную кору, где мед-
ленно остывает и затвердевает, образуя разнообразные по форме маг-
33*
515
магические тела — интрузии, значительно осложняющие структуру
коры и скрытые иод покровом более или менее мощной толщи осадоч-
ных образований. Последние благодаря деятельности различных экзо-
генных агентов постепенно разрушаются, удаляются, и интрузивные
тела оказываются обнаженными, доступными для изучения.
Рис. 17.21. Форма некоторых магматических тел (по Е. А. Кузнецову):
/ — лополит; 2 — этмолит; 3 — бисмалит; 4 — батолит; 5 — факолит и ак-
молит; 6 — лакколит; 7 — гарполит.
Следует различать несколько типов или форм интрузий в зависимо-
сти от условий их образования и соотношения с вмещающими горными
породами (рис. 17.21).
Батолиты — крупные (сотни и тысячи квадратных километров)
интрузивные массивы магматических горных пород неправильных очер-
таний, застывающие глубоко в толще земной коры. Характерными осо-
бенностями их являются: 1) секущий контакте вмещающими горными
породами; 2) однородный состав; они слагаются преимущественно кис-
лыми породами — гранитами и гранодиоритами; 3) приуроченность к
складчатым зонам, особенно к их центральным частям. В районах, где
батолиты благодаря процессам денудации обнажены, видны обычно
только их верхние части. Примером крупного батолита может служить
гранодиоритовая неоинтрузия палеогенового возраста, слагающая водо-
раздельную часть Конгуро-Алангезского хребта в Закавказье
(рис. 17.22).
Батолиты формируются одновременно с процессами складкообра-
зования (т. е. при смятии окружающих пород в складки) или в эпоху
завершения складчатости. Однако вопрос об условиях формирования
батолитов недостаточно ясен и до настоящего времени остается дискус-
сионным. С этой точки зрения представляет большой интерес соотноше-
ние интрузивного тела с вмещающими породами. Последние, как пра-
вило, не испытывали механического воздействия внедрившихся масс,
они не изгибались, не искривлялись, не подвергались каким-либо нару-
шениям. Учитывая это обстоятельство, одни исследователи полагают,
что батолиты возникли из гранитной магмы, проникающей в толщу зем-
ной коры из глубины, причем движущаяся вверх магма сама образует
себе полость путем постепенного откалывания кусков вмещающих пород
с кровли и стенок, которые опускаются в массу магмы и там подвер-
гаются переплавлению (процесс захвата и переплавления постороннего
материала в интрудировавшей магме носит название ассимиля-
ции). Другие склонны объяснять возникновение батолитов не внедре-
5/6
нием магмы, а, весьма неожиданно, превращением в гранит осадочных
горных пород. Подобная гранитизация сводится «к проникновению
материалов из гранитового расплава внутрь включения, к дезагрегации
его минералов и к постепенному рассасыванию материала, т. е. к его
ассимиляции. Получающиеся участки гранитов являются в этих случаях
несколько более основными или несколько более кислыми, в зависимо-
□□q |^|к
Рис. 17.22. Гранодиоритовая неоинтрузия (батолит) Коигуро-Алаигезского
хребта в Закавказье. Геологическая карта. В обозначениях указан возраст
пород: у — граниты; f — тектонические разрывы
сти от приобретенного материала; они загрязнены, или, как это назы-
вают, контаминированы, если еще не произошло полного выравнивания
состава по всей массе интрузии» (Кузнецов, 1956). Вопрос о геологи-
ческой природе батолитов, их геохимии, классификации и т. п. служит в
последнее время темой многих интересных специальных исследований.
Штоки представляют собой интрузивные тела неправильной фор-
мы, более простые и меньшего размера, чем батолиты. Согласно
Р. Дели, занимаемая штоками площадь выхода не превышает 100 кмг.
517
Лакколиты застывают на небольшой глубине от поверхности
земли. Они обладают караваеобразной формой с выпуклой верхней по-
верхностью и более или менее плоским основанием. Размеры их относи-
тельно невелики и колеблются в пределах от 100—200 м до нескольких
километров (в поперечнике). Лакколит располагается согласно с вме-
щающими породами, не пересекая их. Он при своем внедрении механи-
Рис. 17.23. Лакколит Плака юрского
возраста иа Южном берегу Крыма
(фото Г. П. Горшкова)
чески нарушает их, приподнима-
ет породы кровли в виде купола,
этим освобождая себе простран-
ство. От лакколита нередко отхо-
дят жилоподобные ответвления,
пересекающие окружающие гор-
ные породы в различных направ-
лениях и называемые апофиза-
ми. Такие ответвления свойст-
венны также батолитам и што-
кам. Лакколиты встречаются в
одиночку и группами. Хорошо из-
вестным примером являются
лакколиты Северного Кавказа в
районе Минеральных вод — го
ры Бештау, Лысая, Железная,
Кинжал и др. Они приурочены к
северному крылу антиклинория
Главного Кавказского хребта.
Типичные, хорошо выраженные
лакколиты известны также в
Крыму: горы Аюдаг, Кастель,
мыс Плака (рис. 17.23) и многие
другие. Верхняя часть их, как
правило, обнажена, покрывавши-1
их породы смыты, и можно ви-
деть отчетливо отпрепарирован-
ную поверхность самого тела лакколита с характерными трещинами,
идущими параллельно этой поверхности.
Различают также факолиты — небольшие интрузивные тела,
изогнутые в виде чечевицы и располагающиеся в сводах складок соглас-
но с вмещающими породами; лополиты, заполняющие, в форме чаш,
бассейнообразиые понижения; хонолиты, отличающиеся неправиль-
ной формой и сложными соотношениями с вмещающими породами, и
другие интрузивные гела.
Трещинные интрузии. Магма при своем движении в толще
земной коры проникает во все треш! ны. заполняет их и образует интру-
зивные тела типа жил, отходящих обычно от крупных интрузивных мас-
сивов. Они слагаются различными по своему составу горными породами
и приурочиваются главным образом к выпуклым изгибам земной коры
складчатых областей. Преобладающая часть трещинных иптрузий при-
надлежит к категории несогласных по отношению к окружающим гор-
ным породам: они пересекают слоистые толщи под тем или иным углом,
I! лишь в редких случаях приурочиваются к промежуткам между слоя-
ми. Они часто бывают ограничены с боков более или менее параллель-
ными стенками, расстояние между которыми определяет мощность жил.
Мощность жил колеблется от долей метра до нескольких десятков мет-
ров, чаще всего от 1—2 до 5—6 м. Местами жилы то суживаются, то
расширяются, как бы пережимаются, принимая неправильную форму в
518
соответствии с формой вмещающих трещин. В связи с тем что трещин-
ные интрузии секут пласты горных пород, уже смятые в складки, они
развиваются, очевидно, после периода складкообразования.
Процессы денудации, постоянно разрушающие поверхность Земли,
обнажают трещинные интрузии, в результате чего последние нередко
приобретают вид далеко протягивающейся, извилистой стены. Это
сходство послужило основанием для того, чтобы называть их дайка м и
(шотл. dyke — стена из камня). Если дайка состоит из породы более
прочной, чем окружающие пласты, то она возвышается над ними — т.н.
(положительная дайка), если же из менее прочной, то на ее месте воз-
никает понижение в виде траншеи (отрицательная дайка).
Межпластовые интрузии представляют собой плоские
пластообразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами в
промежутках между слоями. Обычно они сложены основными породами.
Межпластовые интрузии, как правило, занимают обширные площади
(сотни и тысячи квадратных километров) и характерны более или менее
выдержанной мощностью каждого интрузивного тела в отдельности.
Они встречаются как среди горизонтально залегающих пород (напри-
мер, траппы Сибирской платформы), так и среди пород, смятых в склад-
ки. В последнем случае интрузивные тела смяты вместе с вмещающими
породами.
С внедрением магмы в земную кору связано образование месторож-
дений ценных полезных ископаемых, поэтому изучение разнообразных
интрузивных тел, магматических комплексов, магматических формаций
представляет не только теоретический, по и большой практический инте-
рес. В частности, с магматическими процессами тесным образом связано
формирование гидротермальных жил, к которым приурочены
самородные элементы, сульфиды и многие другие важные минералы.
Восходящие горячие водные растворы, возникающие при сгущении па-
ров воды и газов, выделяющихся из магмы при ее остывании, выносят
с собой к поверхности различные вещества, которые и выпадают на стен-
ках трещин при понижении температуры и давления, образуя жильные
тела.
§ 9
ПОНЯТИЕ О ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ МАГМЫ
Магма образуется в глубоких недрах верхней мантии или земной
коры и представляет собой расплавленную сложную силикатную мас-
су, насыщенную различными газообразными компонентами. В составе
магмы основное значение принадлежит таким элементам, как кислород,
кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, водород,
в меньших количествах содержатся титан, углерод, фосфор, хлор.
Остальные химические элементы содержатся в магме в виде небольших
примесей. В магматическом силикатном расплаве особое значение при-
дается кремнезему (SiO2), на долю которого приходится от 35 до 80%
всей массы магмы. Процентное содержание окиси кремния послужило
основой для разделения магмы на 4 типа: кислую (SiO2>65%), сред-
нюю (SiO2 — от 65 до 52%), основную (SiO2 — от 52 до 45%) и ультра-
основную (SiO2<45%).
По своему составу магма в существенных чертах весьма близка к
магматическим горным породам, подразделяющимся по тому же прин-
ципу на кислые, средние, основные и ультраосновные. Однако имеются
и существенные отличия. Они заключаются в том, что магма, находясь
519
в недрах Земли, содержит много летучих компонентов: пары воды и га-
зы в виде хлористого и фтористого водорода, галоидных элементов,
углекислого газа, соединений серы и др. Эти вещества растворены в
магматическом расплаве. При внедрении магмы в земную кору какая-то
часть этих летучих компонентов выделяется, на что указывают измене-
ния вмещающих горных пород на контакте с внедрившимися телами.
Еще резче этот процесс протекает при выходе магмы на поверхность,
при резком понижении давления. Следовательно, магма на глубине
(в очаге) и излившаяся на поверхность (лава) существенно отличаются
друг от друга. В зависимости от состава магмы бывают то вязкими,
малоподвижными (главным образом кислые и средние), то жидкими и
легко подвижными (главным образом основные — базальтовые).
В соответствии с составом магмы, магматические горные породы,
образующиеся при внедрении магмы в земную кору или при излиянии
ее на поверхность, характеризуются химическим и минералогическим
разнообразием. Естественно напрашиваются вопросы: каков был состав
исходной магмы, возникающей в магматическом очаге? Какие процессы
лежат в основе формирования из магмы различных типов пород — от
кислых, содержащих в своем составе кварц, до основных?
Относительно состава магмы исследователи придерживались двух
совершенно различных точек зрения. Одни авторы (Ф. Ю. Левинсон-
Лессинг и др.) считали, что существуют две исходные магмы: кислая
(гранитная) и основная (базальтовая). Другие (Н. Л. Боуэн, А. Н. За-
варицкий) признавали существование одной исходной магмы — основ-
ной, базальтовой, которая путем последующих сложных процессов раз-
деляется на различные типы. И наконец, иногда допускалась возмож-
ность одновременного существования различных по составу магм
(В. Н. Лодочников). Если исходить из представлений об одном типе
магмы, то все химическое и минералогическое разнообразие магматиче-
ских горных пород с большей или меньшей достоверностью может быть
объяснено расщеплением (дифференциацией) единой исход-
ной магмы основного состава.
Дифференциация происходит в результате различных физико-хими-
ческих процессов как в жидком расплаве магмы, так и в процессе ее
кристаллизации. В соответствии с этим выделяют два типа дифферен-
циации: магматическую и кристаллизационную.
Магматическая дифференциация, т. е. расщепление
магмы еще в расплаве, до кристаллизации, может происходить различ-
ными путями: 1) расслоение магмы по удельному весу путем
отделения тяжелых молекул от более легких; 2) разделение в результате
ликвапии, т. е. расслоения двух несмешивающихся жидкостей (как
например, расслаиваются масло и вода). Сущность дела заключается в
том, что два несмешивающихся вещества, обладающих различной тем-
пературой плавления, при нагревании постепенно приобретают способ-
ность смешиваться, что и достигается при определенной температуре,
когда жидкость становится однородной, и, наоборот, при охлаждении
такого расплава происходит обратный процесс разделения однородной
жидкости на несмешиваюшиеся части.
Кристаллизационная дифференциация. Гораздо боль-
ше возможностей для дифференциации расплава появляется в тот мо-
мент, когда магма в процессе остывания переходит в состояние кристал-
лизации. В первую очередь выпадают из расплава кристаллы наиболее
тугоплавких минералов. Кристаллизация начинается у охлаждающегося
края интрузии, где температура падает быстрее всего. Образовавшиеся
таким путем кристаллы (в первую очередь железомагнезиальных мине-
520
ралов, обладающих большим удельным весом, чем первоначальный рас-
плав) погружаются в глубину. Происходит обеднение верхних горизон-
тов магмы железомагнезиальными соединениями, которые концентриру-
ются в более глубоких зонах магматического очага. Остающаяся
наверху часть расплава все более обогащается кремнекислотой, прибли-
жаясь по своему составу к кислым магмам.
Образование и всех других минералов в остывающем и кристалли-
зующемся расплаве подчиняется определенной закономерности, проис-
ходит в определенной последовательности. В этой связи следует отме-
тить так называемый реакционный принцип Н. Боуэна, который позво-
ляет подойти к объяснению соотношения минералов в горных породах.
Н. Боуэн разделил минералы на две группы — светлоокрашенные (не-
которые плагиоклазы и кварц) и цветные и расположил их в порядке
последовательности выделения из магматического расплава:
Оливин Анортит
Ромбические пироксены Основные плагиоклазы
Моноклинные пироксены Средние плагиоклазы
Амфиболы Олигоклаз
Биотит Альбит
Мусковит Калиевый полевой шпат и кварц
Среди цветных минералов первым выделяется оливин, кристаллы
которого по мере своего роста погружаются вглубь. За оливином на-
ступает очередь выделения одного или двух пироксенов. Одновременно
или несколько позже пироксена из магматического расплава начинают
выделяться основные плагиоклазы, затем средние и т. д.
На последних стадиях застывания магмы формируются остаточные
расплавы, обогащенные кремнекислотой и летучими компонентами; поро-
ды, образующиеся из таких магм, называются пегматитами. Они
характеризуются крупными размерами кристаллов и повышенным со-
держанием минералов, в состав которых входят летучие компоненты.
Пегматиты — интересные и важные в практическом отношении породы.
В последние годы предложены новые гипотезы, касающиеся происхож-
дения пегматитов (Власов).
В другой форме последовательность в формировании минералов
может быть представлена как ряд стадий, характеризующихся опреде-
ленным комплексом физико-химических условий. Именно, можно выде-
лять такие стадии: магматическая (кристаллизация минералов из
магмы), пневматолитовая (выпадение минералов из перегретых
растворов при решающем участии выделяющихся из растворов газов и
паров), гидротермальная (решающее участие горячей воды в
минералообразовании) и гипергенная (стадия, связанная с процес-
сами выветривания при существенном участии в них воды, кислорода
и углекислоты). В соответствии с такой последовательностью располага-
ются, в порядке их образования, важнейшие минералы (табл. 17.1 по
Е. А. Кузнецову, 1956):
Процесс кристаллизации в магматическом расплаве регулируется не
только различиями в температуре кристаллизации каждой составной
части магмы в отдельности, но и так называемым законом эвтектики.
Под эвтектикой понимается расплав, состоящий из двух или не-
скольких компонентов, кристаллизующийся при самой низкой темпе-
ратуре из всех возможных для различных смесей этих веществ при
одновременном выделении всех компонентов. Примером может служить
смесь свинца (температура плавления 326°) и серебра (температура
521
Стадия магматическая
Таблица 17.1
Оливин---------
Пироксены-----------
Амфиболы —--------------
Бит иг -------
Плагиоклазы ------------
Ортоклаз —
Кварц —
Серицит
Эпидот
Каолин
Хлорит
Лимонит
плавления 954°), которые кристаллизуются одновременно при соотно-
шении 96% РЬ и 4% Ag и температуре 260°. Такой состав смеси соот-
ветствует эвтектической. Всякий состав, не соответствующий эвтектиче-
ским соотношениям, начинает кристаллизоваться с того элемента, кото-
рый в расплаве содержится в избытке по сравнению с эвтектикой.
Другой пример относится к си-
ликатам. Возьмем два компонента:
1) диопсид: температура плавления
1391°, 2) форстерит: температура
плавления I8600. Эвтектика: диоп-
сид — 88%, форстерит — 12%, тем-
пература плавления 1387°. Следова-
тельно, одновременное застывание
происходит при температуре 1387°.
Эвтектический принцип кристалли-
зации справедлив не только при
двух компонентах, по и при боль-
Рис. 17.24. Схематический разрез че- шем числе компонентов.
рез земную кору в области гранит- Наличие в магме летучих со-
ных магм (по А. Е. Ферсману) ставных частей, в особенности па-
ров воды, делает магматическую
систему крайне чувствительной к изменению внешних условий. Газы и
пары воды циркулируют по трещинам в земной коре и образуют в них
различные минералы, отражающие определенные условия температуры,
давления и пр.
Так создается сложная картина длительной и богатой событиями
эволюции магматического очага, с разделением магмы и образованием
из нее разнообразных пород и минеральных ассоциаций, 'закономерно
возникающих в определенные моменты жизни очага (рис. 17.24).
Образно описан этот процесс А. Е. Ферсманом: «Магма — это слож-
ный взаимный раствор — расплав огромного количества веществ. Пока
она лежит в недоступных глубинах, пропитанная парами воды и лету-
чими газами, в ней идет своя внутренняя работа и отдельные химиче-
ские элементы соединяются в готовые (но не жидкие) минералы. Но вот
температура падает, под влиянием ли общего охлаждения, потому ли,
что она делается достоянием более холодных и более высоких зон,
магма начинает делиться и застывать. Одни соединения раньше пере-
522
ходят в твердое состояние, чем другие, они закристаллизовываются и
гплавают или падают на дно еще жидкой массы. К возникшим еще
твердым частицам мало-помалу силами кристаллизации притягиваются
все новые и новые, твердое вещество собирается вместе, отделяясь от
жидкой магмы.
Магма переходит в смесь кристалликов — в ту минеральную мас-
су, которую мы называем кристаллической породой. Начиная со свет-
лых гранитов и сиенитов, кончая темными и тяжелыми базальтами,
пестрой картиной лежат перед нами затвердевшие волны и брызги этого
некогда расплавленного океана, сотни различных названий дает им
наука петрография, пытаясь в их структуре, химическом составе и строе-
нии найти отпечаток их прошлого в неведомых глубинах Земли.
Состав твердой горной породы далеко не отвечает составу самого
расплавленного очага, и огромное количество летучих соединений про-
питывает его, выделяется могучими струями, пронизывает ее покров;
только ничтожная часть этих газов остается внутри затвердевшей массы,
другая часть поднимается к земной поверхности в виде газовых струй.
Далеко не все эти летучие соединения успевают достигнуть земной
поверхности. Огромная часть их осаждается еще в глубинах, пары воды
сгущаются; по трещинам и жилам текут к поверхности Земли горячие
источники, медленно охлаждаясь и постепенно выделяя из растворов
минерал за минералом. Часть газов насыщает воды и в виде нарзанов
-и гейзеров вырывается в атмосферу, другая скоро находит себе иные
пути и образует твердые соединения.
Горячие источники — это те пути, которыми объединяется жизнь
магмы с жизнью земной поверхности. Из них образуются настоящие
ъодные источники, которые приносят с собой из глубин чуждые поверх-
ности вещества, и по стенкам трещин, по малейшим трещинкам пород
•начинают осаждаться минералы, сернистые соединения тяжелых метал-
лов. Так возникают из летучих соединений глубинных магм рудные
месторождения, рождаются те скопления полезных ископаемых, которые
так жадно разыскивает человек для своей промышленности».
§ ю
ПРИЧИНЫ МАГМАТИЗМА
Каковы же причины магматизма? Каков источник тепла, источник
настолько значительный, что его достаточно для расплавления веществ,
слагающих земную кору?
Рассмотрение географического распределения вулканов показывает,
что они приурочены к молодым горным цепям или к островам, связан-
ным с современными складчатыми зонами. Наибольшее количество вул-
канов располагается по берегам Тихого океана, отвечающим молодым
складчатым сооружениям Камчатки, Курильских островов, Японии,
Алеутских островов, Южной Америки и т. д. Значительная часть вулка-
нов лежит в зоне молодых складчатых сооружений, отвечающих среди-
земноморской складчатой зоне — Италия, Греция, Турция, Иран и т. д.,
до Бирмы и Индонезии. Некоторое количество вулканов относится к
рифтам Атлантического и Тихого океанов или Восточной Африки. На
платформах вулканов очень мало.
Если мы рассмотрим вулканическую деятельность далекого прош-
лого, то в этом случае сможем констатировать приуроченность магма-
тических пород определенного возраста к складчатым сооружениям того
же возраста. Например, изучение геологического строения Урала пока-
523
зывает, что многочисленные и разнообразные по форме залегания мас-
сивы магматических пород (гранитов, дунитов и др.) герцинского воз-
раста протягиваются в форме длинных узких полос с юга на север, в
точности отвечая меридиональному простиранию складчатых сооруже-
ний Урала, относящихся к тому же герцинскому этапу складчатости^
т. е. возникших в конце палеозойской эры.
Таким образом, связь современных действующих вулканов с совре-
менными складчатыми зонами сомнению не подлежит, и то же можно’
сказать о более древних, палеозойских, складчатых зонах и палеозой-
ском вулканизме.
Чем же объясняется такая тесная связь между вулканическими
проявлениями, во всем их разнообразии, и складчатыми зонами фане-
розоя? Чтобы получить ответ, нужно прежде всего рассмотреть вопрос
о тепловом состоянии земного шара, о температуре его глубин.
Как показано в главе 2, температура с глубиной растет.
На глубине около 100 км она, по всей видимости, заметно превышает
1000°, доходя до 1300—1500°. Другими словами, на этой глубине —
около 100 км — породы могли бы находиться в расплавленном состоя-
нии, если бы температура плавления не изменялась под влиянием дав-
ления. Давление повышает температуру плавления. Так, если базальт
в нормальных условиях плавится при температуре около 1150°, то при
давлении в 30000 атм, он будет плавиться лишь при температуре около
1400°, дунит — около 1550°.
Представим себе условия там, на глубине порядка 100 км. Темпе-
ратура подходит к тем значениям (1300—1500°), которые близки к тем-
пературе плавления горных пород, залегающих на этой глубине и испы-
тывающих соответствующее давление. Если давление несколько осла-
бить, то породы могли бы расплавиться. Подобное положение сохра-
няется в некоторой довольно широкой области, в пределах которой тем-
пература пород близка к температуре плавления, соответствующей дав-
лениям на тех же глубинах. Выше, в более близких к поверхности ча
стях коры, таких условий нет, так как там температура мала даже без
учета влияния давления. Но на известной глубине — приблизительно'
от 50 км и глубже — условия могут оказаться подходящими для воз-
никновения очагов магмы.
Конечно, такие очаги не могут образовать сплошного слоя жидкой
консистенции. Данные сейсмологии говорят о том, что такого сплошного
слоя нет: упругие волны как продольные, так и поперечные свободно
проходят в глубь Земли на сотни километров, а известно, что попереч-
ные сейсмические волны не могут проходить сквозь жидкие среды.
Однако в отдельных местах в случае возникновения благоприятной
обстановки в смысле соотношения между температурой и давлением
такие резервуары магмы могут возникнуть.
Необходимые условия создаются, по-видимому, как раз в тех участ-
ках земной коры, которым отвечают современные складчатые зоны, зоны
современной тектонической активности. Чем это объяснить? Поле текто-
нических напряжений в этих участках оказывается чрезвычайно слож-
ным и дифференцированным. Как следствие возникают тектонические
движения, и одновременно, также как следствие пестроты динамической
картины, появляются участки ослабленного давления, а отсюда и рас-
плавление.
Мы не учли еще ряда факторов. Как известно, в строении совре-
менных складчатых зон наблюдается определенное отличие их от
платформенных и океанических участков. А именно, современные склад-
чатые зоны обладают мощными сиалическими корнями, в преде-
524
•пах которых толщина слоя гранита возрастает до 50 км и больше.
Вместе с тем кислые породы содержат в себе радиоактивные вещества
в количествах, значительно больших, чем другие магматические
породы (табл. 17.2).
Таблица 17.2
Содержание радиоактивных элементов
в магматических породах и выделение ими тепла
Горные породы Содержание радиоактивных элементов, г!г Выделение тепла, кал
Ra и Th К
Кислые •Основные Ультраосновные . . . 1,310-“ 0,310-“ ? 4,0 10-« 1 ,110-8 0,6-10-8 13,0-10-8 4,0-10-в 2,0-10-в 2,8-10-а 1,4-Ю"2 0.4-10-2 4,3-10-“ 1,6-10-“ 0,7-10-“
Благодаря наличию радиоактивных веществ в породах генерируется
тепло, количество которого определяется цифрами порядка
4,0-10~13 кал1см3-сек для кислых пород и несколько меньше для основ-
ных. Этот приток тепла способствует разогреванию сиалического корня
и тем самым увеличивает возможности достижения здесь температур
плавления. Таким образом, требующиеся нам условия, ведущие к фор-
мированию очагов магмы, скорее всего могут осуществиться именно в
пределах складчатых зон, их сиалических корней, хотя не исключается
возможность появления таких очагов и в других местах дифференциро-
ванного и ослабленного давления.
Однако такое решение, при всей его справедливости, не полностью
отвечает на вопрос о причинах или источниках магматической деятель-
ности на земном шаре. Не учтено то обстоятельство, что в далеком
прошлом, в протерозое, архее и еще древнее, вулканические явления и
магматизм вообще были гораздо более широко распространены на
Земле, чем сейчас, что они охватывали едва ли не всю поверхность Зем-
ли и что тогда действовали какие-то более общие и фундаментальные
факторы, нежели связь вулканизма со складчатыми зонами. Не учтен
также тот факт, что строение и развитие земной коры и само ее фор-
мирование теснейшим образом связаны с процессами развития мантии,
да и всего земного шара, и потому вулканизм как таковой, дифферен-
циация магмы и тому подобные процессы необходимо рассмотреть на
более широкой основе развития земного шара вообще.
К этим вопросам в последнее время было привлечено присталь-
ное внимание естествоиспытателей. Появились новые идеи, новые — осо-
бенно геохимические и геофизические — методы исследования глубин-
ных недр земного шара, и вопрос о причинах и механизме магматиче-
ских процессов стал получать новые решения. Существенные работы в
этом отношении принадлежат видному советскому ученому академику
А. П. Виноградову.
По мнению А. П. Виноградова, Земля «образовалась из холодного
космического вещества путем его агломерации» и «в настоящее время
не вызывает сомнения, что вещество Земли в целом по своему составу
отвечает составу метеоритов», именно каменных метеоритов, близких к
составу известных на Земле оливиновых пород — перидотитов и дуни-
тов. «Это первичное холодное вещество планеты подверглось вторич-
ному разогреванию благодаря энергии сжатия — гравитационной, в
525
4
Рис. 17.25. Схе-
ма зонного
плавления (по
А. П. Виногра-
дову, 1967):
1 — легкоплав-
кая фаза; 2 —
верхняя грани-
ца расплавлен-
ной зоны; 3 —
нижняя грани-
ца расплавлен-
ной зоны; 4 —
тугоплавкая
главным образом под влиянием тепла, генерируемого радиоактивными,
элементами -— U, Th, К40 и др., которых около 4,5-109 лет назад было в-
Земле в 8—9 раз больше, чем теперь. Под влиянием этого разогреваний.
Земли происходил односторонний, направленный процесс дифференциа-
ции вещества ее на оболочки». Процесс этот был воспроизведен Вино-
градовым экспериментально; сущность опыта схематически изображена
на рис. 17.25. Цилиндр из вещества каменного метеорита разогревается
в узкой полосе печкой, которая медленно перемещается
снизу вверх. Тогда из материала цилиндра выплавятся
и переместятся вверх легкоплавкие вещества. «Силикат-
ное вещество метеоритов (или планеты) при подобном
процессе разделяется на две главные фазы: легкоплав-
кую, которая выплавляется из вещества мантии и по
составу и структуре отвечает базальтическому стеклу,,
т. е. базальтам земной коры, и тугоплавкую, представ-
ляющую собой остаток от выплавления силикатной час-
ти метеоритов и по составу отвечающую дунитам или
перидотитам — породам мантии Земли». При этом-
«образование легкоплавкой фазы сопровождается дега-
зацией прежде всего воды, H2S, HCI, HF, NH3 и др.,
т. е. веществ, образовавших позже океан и атмосферу».
А. П. Виноградов называет подобный процесс зонной
плавкой и подчеркивает, что химические вещества
при такой плавке распределяются в Земле закономерно,
т. е. «вещества, повышающие температуру плавления —
Mg>, Fe, Ni, Со, Сг и др. — остаются по преимуществу
в тугоплавкой фазе (в породах мантии)», а «щелочи,
щелочноземельные элементы и многие другие, так назы-
ваемые литофильные элементы — U, Th, TR (редкие-
земли) и т. д. — переходят в легкоплавкую фазу, в ба-
зальтическое вещество земной коры». В верхней, отве-
чающей легкоплавкой фазе, части будет происходить
постоянный процесс конвекции (перемешивания) ве-
щества, а на поверхности «этот всеобщий процесс
выплавления и дегазации захватывал всю поверхность
Земли, покрывая ее бесчисленным количеством вулканов». Таким об-
разом, зонное плавление сопровождается «химической дифференциацией
вещества с накоплением и тем самым подъемом вверх более легкоплав-
ких и легколетучих... компонентов расплава» (Виноградов, 1967), т. е.
базальтической магмы, растворенной в ней воды и растворенных в по-
следней газов. Отметим, что под базальтической магмой здесь пони-
мается вещество, отвечающее т. н. толеитовым базальтам, которые в
последнее время обнаружены на Луне, что подтверждает идею о един-
стве процессов образования и развития всех тел Солнечной системы.
Теория зонного плавления тесно увязывается с термической историей
Земли и, в частности, с расчетами, относящимися к оценке теплового
потока, идущего из недр Земли к поверхности и создаваемого радио-
активными элементами. Распад радиоактивных элементов за 4,5 ‘ 109 лет
существования Земли обеспечил выделение тепла в количествах, кото-
рые в пересчете на энергию составили около 1 - ЮЗ8 эрг, что и привело
к разогреванию Земли.
Таким образом, становится несколько более ясным ответ на ряд
вопросов, которые ставит перед нами учение о магматизме: состав исход-
ного материала, основные источники энергии, ход дифференциации ве-
щества мантии, формирование главных оболочек земного шара — лито-
526
сферы, гидросферы, атмосферы, и, наконец, и сам механизм вулканиче-
ской деятельности.
§ П
О МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
Магматические породы представляют собой продукт остывания,
расщепления и кристаллизации магмы; осадочные породы, как показы-
вает название, представляют собой более или менее измененные осадки,
накопившиеся на дне пресных или соленых бассейнов, или на суше в
результате деятельности внешних геологических агентов, включая и
организмы; метаморфические суть продукт изменения как магматиче-
ских, так и осадочных пород, изменения, протекающего в глубине Земли
под влиянием высоких температур и давления. Магматические породы
составляют 95% от общей массы пород, слагающих земную кору. На
осадочные и метаморфические остается всего 5%. Если говорить о рас-
пределении в толще земной коры не пород, а минералов, то окажется,
что наибольшим распространением пользуются полевые шпаты (около
60%), затем железомагнезиальные силикаты (около 17%), кварц (около
12%), слюды (около 4%), кальцит (около 1,5%), различные глинистые
минералы (около 1%); эти цифры отражают, очевидно, главным обра-
зом минералогический состав наиболее распространенных горных пород,
т. е. магматических, и в меньшей степени — осадочных.
Магматические (кристаллические, изверженные) горные поро-
ды образуются в результате застывания и кристаллизации магмы при
внедрении ее в земную кору или при выходе на поверхность в процессе
извержения вулканов. Свойства магматических горных пород естествен-
ным образом зависят от положения остывающих магматических тел, от
условий температуры и давления, от состава магмы, скорости ее засты-
вания и т. д.
Магма при своем внедрении в земную кору образует, как о том
говорилось в § 8, тела различной формы: 1) глубинные, или абиссаль-
ные, формы — батолиты и штоки; 2) пол у глубинные, или гипа-
биссальные, формы; к ним относятся лакколиты, лополиты и
факолиты, а также различные трещинные внедрения, образующие
жилы. При излиянии лавы на поверхность образуются потоки и
покровы.
Форма залегания связана с тем, на какой глубине была остановлена
и застывала магма. А отсюда и различия в структуре пород. Под
структурой понимается степень кристаллизации, или, другими сло-
вами, строение породы, обусловленное величиной и формой слагающих
породу минералов. В том случае, если магма застывает на большой
глубине, в условиях высоких давлений и в течение длительных периодов
времени, получаются породы, которые характеризуются полным разви-
тием кристаллов всех минералов. Порода приобретает полнокри-
сталлическую ра вномернозерни стую структуру
(рис. 17.26, а). Такие породы называются интрузивными, или глу-
бинными (интрузивные фации). К ним относятся граниты, сиениты,
диориты, габбро, пироксениты, дуниты. В том случае, если магма выхо-
дит на поверхность (при вулканических извержениях), она теряет, в
связи с уменьшением давления, газообразные компоненты и, становясь
лавой, быстро застывает — получаются породы другого типа. Для них
характерна или скрыто кристаллическая структура, при которой
кристаллы так мелки, что едва различимы, и ни один очаг кристалли-
527
Рис. 17.26. Структуры горных порол
(в прозрачных шлифах, под микроско-
пом. при большом увеличении): а — пол-
нокристаллическая (аллотриоморфно-
зернистая); б — порфировая; в — микро-
кристаллическая (гипидиоморфная). По
Т. И Фроловой, 1948
зации не имел времени и условий
для того, чтобы собрать вокруг
себя сколько-нибудь заметное ко-
личество вещества (рис. 17.26, в),
или мелкозернистая струк-
тура. Такие породы называются
эффузивными, или излив-
шимися (эффузивные фации)
К ним относятся фельзиты, липа-
риты, трахиты, андезиты, ба-
зальты.
В некоторых условиях, осо-
бенно для вязких кислых (а так-
же и других) лав, потерявших га-
зовые компоненты, кристаллиза-
ция вообще оказывается невоз-
можной, и порода приобретает
облик стекла, содержащего порой
бесчисленное множество пузырь-
ков не успевшего выйти газа. По-
добная стекловатая структу-
ра характерна для обсидианов,
перлитов и пемз.
Интрузивные и эффузивные
породы представляют собой край-
ние звенья в длинном ряду маг-
матических образований. К про-
межуточному типу, т. е. к гипа-
биссальным породам, относятся
такие, которые обладают пор-
фировой (рис. 17.26, б) или
порфировидной структу-
ре й. В этом случае на общем
фоне скрытокристаллической
массы видны отдельные крупные
кристаллы какого-либо одного
минерала. К таким гипабиссаль-
ным породам относятся липари-
товый, дацитовый, трахитовый,
андезитовый порфириты, диаба-
зы и др. Впрочем, породы пор-
фировидной структуры нередко
встречаются и среди интрузивных
и эффузивных разностей, так что
здесь трудно указать на точную
границу.
При изучении горных пород
полезно пользоваться не только
понятием об их структуре, но
также о текстуре. Текстурой
называется соотношение отдель-
ных участков, слагающих породу
и характеризующих степень од-
нородности ее сложения, или,
иначе говоря, относительное рас-
525
34 Общая геология
Таблица 17.
Схема классификации магматических горных пород
Фации Форма залегания Структура Классификация магматических пород по содержанию SiO2
Кислые (SIO, > 65%) Средние (SiO2 от 52 До 65%) Основные (SiO2 от 52 До 45%) Ультраосновные (S102 < 45%)
Эффузивная Потоки Покровы Стекловатая Пемза, обсидиан
Скрытокрис- таллическая Липарит Дацит Трахит Андезит Базальт
Гипабис- сальная Штоки Дайки Порфировая Липаритовый порфирит Дацитовый порфирит Трахитовый порфирит Андезитовый порфирит Диабаз
со S м к >> S3 Си S S S Лакколиты Лополиты Батолиты Полнокристал- лическая Гранит Гранодиорит Сиенит Диорит Габбро Дунит Перидотит Пироксенит
Минеральный состав » Кварц, кислые плагиоклазы, биотит, роговая обманка, пирок- сены Средние плагиоклазы, рого- вая обманка, биотит, пирок- сены Основные плагио- клазы, пироксены, роговая обманка, оливин Пироксены, оливин
положение составных частей породы. Породы, однородные в значитель-
ных объемах, обладают массивной текстурой; при наличии призна-
ков какой-то ориентировки в породе, что может быть связано с тече-
ниями магмы при застывании, текстура становится ф л ю и д а л ь н о й.
Выделяются также шаровая, полосчатая, пористая, шлако-
вая, миндалекаменная текстуры и др. В целом для глубинных
пород чаще всего характерна массивная текстура, для излившихся —
флюидальная (со следами течения) и миндалекаменная, но иногда и
массивная.
Магматические породы различают не только по их структуре, но
также и по минералогическому и химическому составу. В магматических
породах обычно встречаются такие минералы, как кварц и различные
силикаты, в первую очередь полевые шпаты, а затем пироксены, амфи-
болы, слюды, оливин и др. Но соотношение между содержанием- кварца,
полевых шпатов и цветных минералов (темные железомагнезиальные
минералы из группы силикатов) в значительных пределах меняются,
что определяет собой разнообразие магматических горных пород и кла-
дется в основу минералогической классификации. При рассмотрении
химического состава магматических пород важное значение имеет содер-
жание в них окиси кремния (S1O2), которое положено в основу химиче-
ской классификации. По содержанию S1O2 все магматические породы
подразделяются на кислые, средние, основные и ультра-
основные.
К кислым породам относятся такие, в которых окись кремния
SiO2 (как в виде кварца, так и других соединений) содержится в количе-
стве 65—75 %; в средних — от 65 до 52 %; в основных — от 52 до
45% и в ультраосновных — менее 45%. Кислым породам свой-
Таблица 17.4 Среднее количество интрузивных и эффузивных пород на территории СССР по площади (%) ственны такие минералы, как кварц и калиево-натриевые по- левые шпаты, основным — цвет- ные минералы — авгит, роговая обманка, оливин, а также сред- ние и основные плагиоклазы- В' итоге можно составить следую-
Породы Кис- лые Основ- ные Щелоч- ные Всего
Интрузивные Эффузивные 48,7 13,5 2,3 35,1 0,4 (0,05) 51,4 48,6 щую таблицу главнейших типов магматических горных пород, учитывая как состав пород, так и структуру (табл. 17.3). Заметим,
что изучение магматических (так же как осадочных и метаморфических)
пород входит в программу практических занятий по курсу общей гео-
логии, и подробное описание этих пород можно найти в пособиях к прак-
тическим занятиям.
Как видим, химический состав (как и минеральный) представляет
важный критерий при классификации и разграничении магматических
пород, точно так же, как их структура и текстура, указывающие на
условия образования пород (их фации). Приведем цифры, характери-
зующие распределение пород различного состава на территории СССР,
по С. П. Соловьеву (табл. 17.4).
Иногда удобно пользоваться еще такими понятиями, как мелано-
кратовые и лейкократовые породы. Если в породе преоблада-
ют светлые минералы (кварц, полевые шпаты, мусковит, цеолиты, фельд-
шпатоиды и др.), то ее называют лейкократовой; чаще всего лейкокра-
товые породы в химическом смысле относятся к кислым породам. Если
же в породе преобладают темные или цветные минералы (оливин, пи-
530
роксены, амфиболы, биотит, рудные минералы), то ее называют мелано-
кратовой; это обычно породы, в химической классификации, основные,
отличающиеся темной окраской и большим удельным весом в сравнении
с кислыми.
Л 11 Т Е Р А Т У Р А
Богданов А. А., Жуков М. М., Мнлановский Е. В., Павлинов В. Н
Руководство к практическим занятиям к курсу общей геологии. М., Госгеолтех
из дат, 1954.
Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., «Наука», 1967.
Влодавец В. И. Вулканы Советского Союза. М., Географгиз, 1949.
Вулканизм и глубинное строение Земли. М., «Наука», 1966.
Вулканизм и тектогенез. Междунар. геол, конгресс, XXIII сессия. Доклады советских
геологов. М., «Наука», 1968.
Вулканы и извержения. М., «Наука», 1969.
Горшков Г. С. Вулканизм Курильской островной дуги. М., «Наука», 1967.
ГрейтонЛ. К- Предположения о вулканическом тепле. М., ИЛ, 1949.
Заварнцкнй А. Н. Изверженные горные породы. М., Госгеолтехиздат, 1955.
Кузнецов Е. А. Курс петрографии магматических и метаморфических пород. Изд-во
МГУ, 1956.
Лебедева Н. Б. Пособие к практическим занятиям по общей геологии. Изд-во МГУ,
1972.
Левинсон-Лессннг Ю. Ф. Петрография, изд. 5. М.—Л., Госгеолиздат, 1940.
Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. В сб.: «Всес. петрограф, совещания».
М., Изд-во АН СССР, 1970.
Павлинов В. Н. и др. Пособие к лабораторным занятиям по курсу общей геологии.
М., «Недра», 1970.
Т а з и е в Г. Вулканы. М , ИЛ, 1963.
Тиррель Г. В. Вулканы. М.—Л., 1934.
34'
ГЛАВА 18
МЕТАМОРФИЗМ
С тектоническими движениями земной коры, с внедрением магмы
связаны сложные процессы метаморфизации горных пород. Под мета-
морфизмом понимается «всякое изменение и преобразование гор-
ных пород, происходящее под влиянием изменившихся физико-химиче-
ских условий после образования этих пород под влиянием эндогенных
сил» (Кузнецов, 1956). Основными определяющими факторами в этих
изменениях являются: 1) давление — вес вышележащих пород (так
называемое петростатическое давление) или ориентированное тектониче-
ское давление (так называемый стресс); 2) высокая температу-
ра и 3) химически активные и весьма подвижные ве-
щества (растворы и газы). При соответственной физико-химической
обстановке метаморфизации подвергаются все горные породы — оса-
дочные, магматические и ранее образованные метаморфические. При
этом происходит частичная или полная перекристаллизация их, изме-
няется структура и текстура пород, а в ряде случаев и минеральный
состав. Эти изменения горных пород происходят при твердом состоянии
вещества, без перехода в жидкую фазу.
Как было уже отмечено, температура с глубиной закономерно нара-
стает. Повышение температуры ослабляет связь между атомами в мине-
ралах, увеличивает растворяющее действие воды, повышает химическую
активность многих соединений. В качестве примера можно привести
окись кремния, которая в условиях нормальной температуры и давле-
ния не способна к химическим соединениям. При повышении же темпе-
ратуры она приобретает свойства химически деятельной кислоты и,
взаимодействуя с другими горными породами, образует ряд соединений,
устойчивых в новой физико-химической обстановке, что отчетливо про-
является, например, в зоне контакта осадочных карбонатных пород с
магматическими интрузивными телами. Процесс заходит так далеко, что
карбонаты могут быть преобразованы в силикаты.
Давление, быстро увеличивающееся с глубиной от нагрузки выше-
лежащих пород, также играет большую роль в процессах метаморфиз-
ма. Уже на глубине 10 км давление достигает таких величин (около
2600 атм), при которых в лабораторных условиях и при одностороннем
давлении раздавливаются самые прочные породы. Увеличение давления
повышает растворимость веществ и способствует перегруппировке эле-
ментарных частиц.
532
Помимо указанного почти всестороннего (петростатического) давле-
ния, на изменении горных пород сказывается и одностороннее давление,
т. е. ориентированное в каком-то определенном направлении и возни-
кающее, например, в эпоху складкообразования и притом в условиях
относительно невысокой температуры.
При действии только повышенной температуры и давления мета-
морфизация горных пород протекает без изменения валового химиче-
ского состава, т. е. без привноса каких-либо новых веществ. Иная кар-
тина наблюдается, когда метаморфизация пород связана с внедрением
магмы. Здесь, помимо/других факторов, большое значение приобретают
летучие компоненты магмы, которые, проникая в толщу земной коры,
вызывают в горных породах самые различные изменения. При этом
осуществляются сложные реакции газообразных веществ и гидротер-
мальных растворов с горными породами и процесс метаморфизации
сопровождается изменением валового химического состава пород.
В целом под метаморфизмом понимается изменение горных
нород под воздействием различных агентов эндо-
генного происхождения: внутреннее тепло Земли,
высокое давление, тектонические перемещения ве-
щества, глубинные минеральные источники и газы
(по Ф. Ю. Левинсон-Лессингу).
§ 1
ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА
В зависимости от преобладания тех или иных факторов, вызываю-
щих изменения в горных породах, следует различать несколько типов
метаморфизма:
1) контактовый метаморфизм;
2) региональный метаморфизм;
3) динамометаморфизм, или дислокационный метаморфизм.
Контактовый метаморфизм непосредственно связан с внедрением
магмы в земную кору. Вмещающие породы испытывают при этом со сто
роны магмы воздействия различного характера. Прежде всего благо-
даря высокой температуре внедрившегося магматического расплава
возникают процессы перекристаллизации, которые могут затронуть в
той или иной мере все минералы. Одновременно горные породы испыты-
вают сильное воздействие со стороны газов и паров воды, выделяю-
щихся из магмы, что ведет к химической перестройке многих минералов
осадочной толщи.
Контактовый метаморфизм обычно бывает приурочен к сравни-
тельно узкой зоне непосредственного соприкосновения интрузивных тел
с вмещающими породами, к так называемым контактовым ареа-
л а м; ширина последних зависит от размера интрузий, состава внедрив
шейся магмы и глубины внедрения. Чем крупнее интрузия, тем большее
количество тепловой энергии приносит она с собой и тем шире ареалы
контактовых эффектов. Внедрение кислых магм, богатых летучими ком-
понентами (минерализаторами), повышает интенсивность метаморфизма
вмещающих пород и ведет к более широким контактовым ареалам, чем
при внедрении магм другого состава.
Характер контактовых изменений во вмещающих породах связан с
составом последних. Песчано-глинистые породы при метаморфизацю
переходят в роговики, обладающие плотным зернистым строением и
состоящие из кварца, слюды (главным образом биотита), андалузита.
533
силлиманита и других минералов. Исходными породами могут служить
в равной мере глинистые и песчано-глинистые породы, кремнистые слан-
цы, кварцевые и полевошпатовые песчаники и др.
В карбонатных породах, известняках и доломитах, в контактовой
зоне большое значение приобретают процессы метасоматоза, про-
текающие при воздействии подвижных постмагматических растворов.
В результате обычные осадочные карбонатные породы превращаются
в скарны — породы переменного состава, состоящие в основном из
известково-железистых силикатов. Со скарнами бывают связаны раз-
личные рудные месторождения — железные, медные, свинцово-цинковые,
вольфрамовые и др. Иногда целые пласты известняка замещаются руда-
ми, местами же рудные минералы образуют лишь вкрапленники. Ти-
пичным рудным минералом контактовой зоны является магнетит.
В некотором отдалении от непосредственного контакта с интрузией
образуются сульфидные руды меди, свинца и цинка. Часто встречаются
в скарнах гранаты.
Изменения в контактовых зонах наблюдаются не только во вме-
щающих породах, но и внутри самих магматических пород интрузии,
что указывает на взаимодействие магматического расплава с окружаю-
щими породами и поступление в магму посторонних веществ. Магма-
тические породы в этом случае обогащаются не свойственными им ми-
нералами, и этот процесс получил наименование контаминации.
Контактовые процессы, протекающие в породах, окружающих интру-
зивное тело, называют экзоконтактовы ми, а внутри магматиче-
ских пород — эндоконтактовы ми.
Изменение горных пород происходит также при воздействии высоко-
температурных растворов, образующихся путем конденсации водяных
паров магмы и несущих с собой различные компоненты. Указанный про-
цесс изменения называют гидротермальным метаморфиз-
мом. С гидротермальными растворами связано образование различных
жил в трещинах горных пород и приуроченных к ним ряда ценных по-
лезных ископаемых. Часто гидротермальный метаморфизм связан с
пневматолитовым. Примером может служить грейзен — пневматоли-
тово-гидротермальная измененная порода кислого состава, в которой
полевые шпаты под воздействием перегретых растворов и газообразных
компонентов разлагаются и за счет них образуются кварц и слюда.
Важные случаи гидротермального метаморфизма наблюдаются в
связи с рудными жилами, образующими месторождения металлов или
неметаллических ископаемых. Окружающие жилу породы в этом случае
претерпевают различные изменения, например: окварцевание (обо-
гащение породы кварцем), хлоритизацию (образование хлоритов
путем метасоматического замещения первоначальных минералов); се-
рицитизацию (обогащение серицитом за счет полевошпатовых или
глинистых минералов), карбонатизацию, оталькование,
серпентинизацию и др.
Характерным признаком контактового метаморфизма является
зональность в интенсивности и содержании контактовых изменений. Так,
Г. Розенбуш выделял три зоны контактового метаморфизма: внутрен-
нюю, роговиковую; среднюю, слюдяно-сланцевую; и внешнюю — филли-
товую. Конечно, границы между зонами условны, но в целом ареал
контактовых изменений вокруг магматического очага обнаруживается с
определенностью.
Динамометаморфизм, или дислокационный метаморфизм, связан
с тектоническими движениями земной коры, вызывающими процессы
складкообразования и разрывные нарушения. Изменение горных пород
534
происходит главным образом в верхней части земной коры под влия-
нием одностороннего давления, определенно ориентированного — так
называемого стресса. При динамометаморфизме изменяется структу-
ра горных пород. Старые структуры разрушаются, возникают новые с
ясно выраженной ориентировкой минералов. Хрупкие (при данных
условиях температуры и давления) минералы раздробляются, истира-
ются, развальцовываются, пластичные (при тех же условиях) минералы
деформируются с образованием сложных полисинтетических двойников.
В некоторых минералах перестраивается кристаллическая решетка и
изменяется ориентировка оптических осей. Изучение ориентировки ми-
нералов позволяет судить о направлении действующих сил и помогает
в решении некоторых вопросов тектоники.
Внешним выражением воздействия динамометаморфизма на породу
«служит, в частности, сланцеватость: порода приобретает способ-
ность раскалываться на тонкие плитки, что вызвано появлением в поро-
де либо очень мелких, но однообразно ориентированных трещин, либо
определенной ориентировкой минеральных зерен. Последняя, так назы-
ваемая кристаллизационная сланцеватость, служит важ-
ным признаком сильного проявления динамометаморфизма. Действи-
тельно, кристаллизационная сланцеватость говорит о том, что минералы,
слагающие породу, приобрели однообразную ориентировку под влия-
нием давления при перекристаллизации, проходившей на фоне интен-
сивных тектонических подвижек. Различают плоскостную сланцева-
тость, линейную сланцеватость, линзовидную сланцеватость,
смысл которых ясен из названий.
Изучение сланцеватости, в том числе той ее разновидности, которая
связана с ориентированным положением минеральных зерен, приобрело
в последние годы большое значение. Тектонически деформированные
породы изучаются под микроскопом. В этом случае можно определить
положение, например, оптических осей того или иного минерала, нане-
сти результаты измерений на специально подготовленные диаграммы и
таким путем получать, при сотнях и тысячах замеров, объективные све-
дения, основанные на статистическом анализе. Отсюда можно сделать
выводы, касающиеся направления сил, вызвавших деформацию породы,
характера и величины этих сил, возраста движений и количества оро-
генических фаз и т. п.
Динамометаморфизм может проявляться не только в перекристал-
лизации породы, в сланцеватости и т. п., но также и в дроблении поро-
ды, в разрушении минералов. Такой тип изменений получил наимено-
вание катакластического динамометаморфизма. Горные
породы, несущие следы дробления, называются катакластически-
м и, например катакластические песчаники, катакластические граниты
и др. При сильном дроблении порода превращается в брекчию с угло-
ватыми обломками. При еще более значительном измельчении породы
и сильном истирании частиц образуются светлые рассланцованные поро-
ды, называемые милонитами. Горные породы, несущие признаки ди-
намометаморфизма, объединяются под общим названием тектониты.
Региональный метаморфизм. Контактовый метаморфизм носит мест-
ный характер, связан с тем или иным внедрением магмы. Динамомета-
морфизм связан с тектоническими явлениями и отражает план текто-
ники данного района. В отличие от них, выделяют так называемый
региональный метаморфизм, под которым понимают глубин-
ный метаморфизм, проявляющийся на огромных площадях вне явной
зависимости от наличия или формы интрузий, от местной тектонической
обстановки и захватывающий самые разнообразные горные породы.
535
Пример такого метаморфизма дают породы Украинского кристалличе-
ского массива, Балтийского щита, а также массивы центральных частей
различных горных сооружений. Региональный метаморфизм связан с
подвижными зонами земной коры — геосинклиналями. В геосин-
клиналях, испытывавших в течение длительного времени погружение,
мощные толщи осадочных горных пород опускались на значительную
глубину и оказывались в зоне высокого петростатического давления и
высокой температуры. Под влиянием этих факторов они перекристалли-
зовывались, переходя в различные кристаллические сланцы, гнейсы и
другие метаморфические горные породы. Особенно это касается древ-
нейших, архейских и протерозойских толщ, накапливавшихся в то время,
когда Земля обладала большим запасом тепла и геотермический гради-
ент в земной коре был значительно большим, чем теперь. Интересно, что
в том случае, если породы, испытавшие региональную метаморфизацию
в глубоких зонах Земли, впоследствии, в результате тектонических дви-
жений, снова оказываются близ поверхности Земли, то в их составе
вновь появляются минералы, характерные для более низких температур
и давлений. Подобное явление называется регрессивным метаморфиз-
мом, или диафторезом.
Степень метаморфизма горных пород изменяется в зависи-
мости от изменения обстановки — глубины, температуры и давления, а
это определяет зональное распространение того или иного комплекса
метаморфических горных пород. У. Грубенман, немецкий петрограф,
выделял в земной коре в зависимости от степени метаморфизма три
зоны:
1. Самая верхняя (эпизона) характеризуется слабым проявле-
нием метаморфизма, протекавшего при умеренной температуре, низком
петростатическом давлении, но при сильном одностороннем (тектониче-
ском) давлении. В этой зоне образуются такие метаморфические поро-
ды, как филлиты, тальковые и хлоритовые сланцы и др.
2. Средняя зона (мезозона), лежащая ниже первой, характери-
зуется высокой температурой, большим петростатическим давлением, а
иногда и достаточно интенсивным односторонним давлением. Здесь раз-
виты слюдяные сланцы, различные гнейсы, кварциты, мраморы, а вмес-
то магматических пород основного состава — амфиболиты.
3. Глубокая зона (катазона) характеризуется высоким петро-
статическим давлением и очень высокой температурой. Одностороннее
давление выражено слабо. Здесь образуются устойчивые в этих усло-
виях минералы и горные породы, отличающиеся обычно отсутствием
сланцеватости. К ним относятся биотитовые и пироксеновые гнейсы,
эклогиты (кристаллически зернистая порода, состоящая в основном из
граната и пироксена), амфиболиты и др.
Теория зон регионального метаморфизма У. Грубенмана, в основу
которой положено изменение степени метаморфизма с глубиной, поль-
зуется широким распространением. Однако на современном этапе раз-
вития науки о ней можно говорить лишь как о некоторой предваритель-
ной схеме. Она не учитывает многих факторов, влияющих на ход про-
цесса метаморфизма — интрузий магмы, тектонических движений и т. д.,
благодаря которым могут, например, происходить изменения, характер-
ные для катазоны, на относительно небольшой глубине. Многие иссле-
дователи, употребляя эти термины (эпизона, мезозона и катазона), не
связывают их с абсолютной глубиной, а принимают их лишь как выра-
жение степени метаморфизма.
В последние десятилетия много было сделано для изучения вопроса
о минералогическом составе метаморфических пород и химических про-
536
цессах, происходящих в породах на различных глубинах, о парагенезисе
минералов, свойственных тем или иным фациям метаморфизма,
Д. С. Белянкиным, Д. С. Коржинским, Н. Л. Боуэном.
В этой связи нужно сказать о попытке П. Эскола (1920) дать клас-
сификацию процессов метаморфизма на основании понятия о мета-
морфических фациях. В основу этого понятия П. Эскола поло-
жил представление о комплексах минералов, характерных для тех или
иных конкретных условий образования породы — температуры и дав-
ления, вне прямой зависимости от глубины залегания породы. Для опре-
деленных температур и давлений характерны и устойчивы те или иные
минералы; они могут быть, так сказать, эталонами, или опознаватель-
ными признаками, по которым и можно относить данную породу к той
или иной метаморфической фации. Выделяются фации санидинитовая,
зеленых сланцев, эпидот-амфиболовая, пироксен-роговиковая, эклогито-
вая и др. Санидинитовая (диабазовая) фация характеризует близкие к
поверхности зоны земной коры, и для магматических пород, развиваю-
щихся здесь в условиях быстрого остывания, отмечается большое раз-
нообразие минералов, среди которых заметное значение приобретают
силлиманит, анортит, кордиерит, диопсид, и др. Породы пироксен-
роговиковой (габбровой) фации, характерной для более глубоких зон
метаморфизации, содержат, в зависимости от их первоначального со-
става, кварц, кальцит, корунд, шпинель, магнезит (наряду с минера-
лами, характерными для предыдущей фации). К гранулитовой фации,
еще более глубокой, относятся гнейсы и плагиоклазово-пироксеновые
сланцы с такими минеральными ассоциациями, как кварц — ортоклаз—
гранат, кварц — ортоклаз — гиперстен, плагиоклазы — гиперстен —
диопсид, форстерит — кальцит — доломит. Наиболее высокотемператур-
ной считается эклогитовая фация, к которой относятся породы, состоя-
щие преимущественно из граната, омфацита, кианита. В условиях более
низких температур, чем те, с которыми связаны предыдущие четыре
фации, развиваются породы других фаций — амфиболитовая, эпидот-
амфиболитовая и фация зеленых сланцев; породы последней часто
встречаются в полевой практике геологов. Эти породы как продукт ме-
таморфизации основных магматических пород содержат в изобилии
хлорит и эпидот, а также некоторые другие типичные для них мине-
ралы (например, актинолит, слюды).
Отмеченные выше различия в составе пород, характерных для той
или иной фации метаморфизма, обусловлены, как указывалось, вариа-
циями в давлении и температуре и миграцией водных растворов, приво-
дящих к перераспределению химических элементов в литосфере. Мине-
ралы, содержащиеся в метаморфических породах, служат своего рода
природными термометрами и барометрами, указывающими на те дав-
ления и температуры, при которых они образовались. Оценивая роль
температуры, нужно связывать последнюю с геотермическим градиен-
том или с величиной теплового потока, подходящего из недр Земли к
поверхности. Среднее значение современного потока тепла достигает
порядка 10”6 кал/см2 сек. Это соответствует геотермическому градиенту
около 35 град/км, что позволяет вычислить температуру наружных час-
тей литосферы. С другой стороны, рассматривая термодинамическую
обстановку развития процессов метаморфизма, приходится прийти к
выводу, что в прошлом геотермический градиент был больше, доходя до
100 и более град/км. Только при таком предположении можно объяснить
широкое развитие процессов метаморфизма, затрагивавших породы, ле-
жащие сравнительно неглубоко под поверхностью Земли. Значительная
роль в этих процессах принадлежит воде, которая при температуре в
537
несколько сот градусов становится чрезвычайно активным растворите-
лем, чем содействует региональному распространению процессов изме-
нения горных пород.
В целом можно дать такую схему расположения в земной коре
(континентального типа) пород различных фаций метаморфизма
(табл. 18.1, по В. В. Белоусову, 1966, с некоторыми изменениями).
Т аблица 18.1
Обобщенная модель земной коры континентального типа
Глубина, км Фации метаморфизма Плотность, г/см* Наименование слоя
3 осадочные породы 2,5 осадочный
оация зеленых сланцев 2.8
5 < мция амфиболитовая 2,6—2,7 гранитный
10 оация гранулитовая 2,8—2,0
20 < >ация эклогитовая 2,9-3.3 базальтовый
35 перидотиты 3.3 верхняя мантия
§ 2
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Метаморфические горные породы образуются в земной коре из маг-
матических и осадочных горных пород путем их глубокого изменения и
преобразования под влиянием высокой температуры, давления, горячих
растворов и газовых компонентов; при этом происходит сложный про-
цесс перекристаллизации минералов и горных пород, замещение одних
веществ другими, разрушение старых структур и образование новых и
т. п. Сами метаморфические породы также могут быть вновь перекри-
сталлизованы, если они попадают в соответственные термодинамиче-
ские условия.
Структура. В процессе перекристаллизации вещества исходной
•породы в твердом состоянии возникают вторичные, характерные для ме-
таморфических горных пород структуры, называемые бластически-
ми структурами (греч. pAaoxapi — росток). При полной перекри-
сталлизации исходного вещества метаморфические горные породы при-
обретают структуру, называемую кристаллобластической.
Имеются метаморфические горные породы, характеризующиеся не-
полной перекристаллизацией вещества и сохранением следов прежней
структуры исходных горных пород. В этом случае для обозначения
новой структуры прибавляют слово б л а с т о к названию первоначаль-
ной структуры: бластогранитовая структура, бластопорфировая струк-
тура и т. д.
Текстура. Для метаморфических горных пород характерны сланце-
ватая, полосчатая, очковая, массивная и другие текстуры (в зависимости
от характера пространственного расположения составных частей по-
роды).
При сланцеватой текстуре зерна минералов, входящих в состав
данной породы, имеют пластинчатую и удлиненную форму и располага-
ются взаимнопараллельно.
При полосчатой текстуре наблюдается чередование более или
менее тонких параллельных полос различного минералогического соста-
ва, отличающихся часто и по цвету.
538
Очковая текстура отличается наличием «очков» — округлых или
несколько удлиненных образований среди остальной мелко- и тонко-
зернистой массы породы.
При массивной текстуре полосчатость, как правило, отсутствует,
и тогда метаморфические породы характеризуются однородным сложе-
нием.
Сланцеватые текстуры свойственны разнообразным метаморфиче-
ским сланцам, полосчатая и очковая — чаще всего гнейсам, массив-
ная — мраморам, кварцитам, роговикам.
Минералогический состав. Минералогический состав метаморфиче-
ских пород во многом сходен с таковым магматических или осадочных
пород, послуживших исходным материалом для получения метаморфи-
ческих пород. В них обычны кварц, полевые шпаты, пироксены, амфи-
болы, слюды и др. Но одновременно в них появляются новые минералы
или увеличивается число тех, которых было мало в исходных породах:
минералы группы гранатов, волластонит, дистен, андалузит, силлиманит,
кордиерит, хлориты, диопсид, тремолит, эпидот и многие другие.
Химический состав. По своему химическому составу метаморфиче-
ские породы зависят, очевидно, от первоначальных пород, с одной сто-
роны, и характера процесса метаморфизма — с другой. Чтобы уяснить
характер химических изменений, которые сопровождают переход той
или иной породы в метаморфическую, был предложен метод вычисления
коэффициентов, зависящих от атомных количеств того или иного эле-
мента, и связи последнего с атомами кислорода. В качестве примера
отметим, что при метаморфизации дунита, с последующим его превра-
щением в змеевик, количество кремния уменьшается в 1—Р/г раза,
магния — в два раза, количество воды увеличивается в несколько раз,
закисное железо почти целиком переходит в окисное и т. п.
Ниже приводятся краткие сведения о главнейших метаморфических
породах.
Филлиты — скрыточешуйчатые тонкосланцеватые метаморфиче-
ские породы, с шелковистым блеском на плоскостях сланцеватости. Цвет
зеленый, серый, красный, черный в зависимости от примесей. По внеш-
нему виду сходны с глинистыми сланцами (сланцеватые, относительно
слабо метаморфизованные глинистые породы), но отличаются от них
отсутствием глинистых минералов. Они состоят из кварца и слюд с при-
месью хлорита, альбита и иногда зерен граната, турмалина и других
минералов.
Слюдяные сланцы являются горными породами более высокой
степени метаморфизации в сравнении с филлитами и состоят из слюд
и кварца с примесью других минералов. Иногда в них преобладает
биотит, иногда — мусковит; в некоторых случаях обе разновидности
слюд развиты примерно-в равной степени. В соответствии с этим их
называют биотитовыми сланцами, мусковитовыми (серицитовыми) слан-
цами и двуслюдяными сланцами.
Тальковые сланцы — тонкосланцеватые метаморфические по-
роды, состоящие главным образом из чешуек талька с примесью кварца,
хлорита, слюды. Присутствуют в разных количествах полевые шпаты,
магнетит, актинолит и другие минералы. Тальковые сланцы мягки и
жирны на ощупь. Образование их связано с изменением ультраосновных
магматических пород.
Хлоритовые сланцы в своей основной массе состоят из хло-
рита. В небольших количествах в них присутствуют кварц и примеси
других минералов (тальк, слюда, эпидот, турмалин, актинолит, рутил,
магнетит и др.). Они отличаются чешуйчатой и чешуйчато-сланцеватой
539
текстурой. Цвет их зеленый — от светло-зеленого до черновато-зеленого
Обогащение их тем или иным минералом находит отражение в их наз-
ваниях, как-то: хлорито-тальковые, хлорито-слюдяные, амфиболо-хло-
ритовые сланцы и т. п. Хлоритовые сланцы образуются за счет изме-
нения магматических пород основного состава.
Гнейсы (рис. 18.1) — метаморфические горные породы, состоя-
щие преимущественно из полевых шпатов и кварца. Присутствует один
Рис. 18.1. Выход гнейсов (допалеозойского возраста), Карелия
(фото А А Сорского)
или несколько цветных минералов — слюда, амфибол и пироксен. По
названию присутствующего в них цветного минерала выделяют соответ-
ственные разновидности гнейсов — слюдяные, амфиболовые, пироксено-
вые и др.
Характерной особенностью гнейсов является полосчатая текстура
с более или менее параллельными слоями, иногда сланцеватая и очковая
текстуры. Они образуются как при метаморфизме осадочных пород —
парагнейсы, так и при метаморфизме магматических пород —
ортогнейсы.
Мрамор — метаморфическая крупно-, средне- и мелкозернистая
полнокристаллическая горная порода, представляющая собой перекри-
сталлизованный известняк и состоящая из кальцита. Чистые разности
мрамора отличаются белым цветом. Разнообразные примеси к кальциту
вызывают различную окраску — серую, желтоватую, розоватую и др.
Кварциты — метаморфическая зернистая горная порода, состоя-
щая из прочно сцементированных зерен кварца. Образуется при мета-
морфизации кварцевых песков и песчаников. Иногда в них содержится
примесь железистых соединений, слюды, хлорита и других минералов.
540
Местами встречаются рассланцованные разности кварцита, которые на-
зывают кварцитовыми сланцами.
В заключение отметим, что с метаморфическими породами связано
много важных полезных ископаемых, особенно с пневматолитово-гидро-
термальными формами метаморфизма. Месторождения железа, меди,
вольфрама и других металлов часто связаны с теми метаморфическими
фациями, которые характеризуются высокими температурами и давле-
ниями. Метаморфические фации более поздних стадий часто ассоции-
руют с возникновением месторождений цветных и редких металлов.
Процессы метаморфизма, протекающие в контактовых зонах магматиче-
ских тел или вблизи жил, сопровождаются концентрацией многих цен-
ных минералов.
ЛИТЕРАТУРА
1Б е л о у с о в В. В. Земная кора н верхняя мантия материков. М., «Наука», 1966.
Грубевман У., Ниггли М. Метаморфизм горных пород. Л.—М., Геолразвед-
издат, 1933.
^Кузнецов Е. А. Петрография магматических и метаморфических пород. Изд-ве
МГУ, 1956.
ГЛАВА 19
О НЕКОТОРЫХ ЗАКОНОМЕРНОСТЯХ
РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
§ 1
СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Как уже отмечалось в главе 2-й, результаты геофизических иссле-
дований указывают на реальность понятия оземнойкоре как особой,
наружной оболочке земного шара. Под земной корой обычно понимает-
ся сиалический слой, т. е. те части литосферы, которые сложены (сверху
вниз) осадочными, метаморфическими и магматическими (кислого и
основного состава) породами. Толщина этого сиалического слоя от мес-
та к месту меняется в пределах многих десятков километров. Эти изме-
нения не случайны, они отражают определенные закономерности, кото-
рым подчиняется распределение материала в толще Земли.
Наибольшей толщины сиалический слой достигает в тех местах,
которые соответствуют современным горным системам, возникшим на
месте существования в мезозое и особенно раннем кайнозое бассейнов
(впадин), заполнявшихся в течение длительного времени мощными
толщами осадков, а затем испытавших складкообразование и общее
поднятие (т. н. геосинклинали). В таких местах мы можем конста-
тировать пространственное совпадение ряда признаков: большая мощ-
ность мезозойских и третичных отложений, наличие дислокаций, отно-
сящихся к альпийской складчатости, контрастный высокогорный рельеф
и большая толщина сиалического слоя (т. е. земной коры). В этих слу-
чаях слой кислых пород, слой «гранита», доходит до глубин порядка
40 км, слой «базальта», подстилая собой слой «гранита», уходит вглубь
еще на 20—30 км. Таким образом, под складчатыми сооружениями аль-
пийского возраста наблюдается утолщение земной коры, имеются мощные
выступы сиалического материала, своего рода «корни», на которых и
покоятся дислоцированные толщи осадочных пород. В таком положении
находятся, например, Гималаи, Альпы, Кордильеры, южные острова
Малайского архипелага и др. Это современные складчатые
зоны.
Сиалический слой сокращается в мощности в таких местах, которые
соответствуют современным равнинам типа Русской равнины, или древ-
ним складчатым сооружениям типа Урала или Казахстана. Здесь текто-
нические движения альпийского возраста не проявлялись, мощность
542
осадочных пород (мезозойских и кайнозойских) относительно невелика,
а слой «гранита» достигает толщины всего лишь 10 км. Слой «базальта»
здесь несколько увеличивается в толщине, но в целом земная кора по
толщине редко превышает 40 км. При этом любопытно, что фундамент,
на котором покоятся маломощные и недислоцированные мезо-кайнозой-
ские отложения, может быть любого возраста и нести признаки сколь
угодно сильных движений, относящихся к древним складчатостям. Так,
новейшие отложения на Урале лежат на интенсивно дислоцированном
фундаменте, нарушения кото-
рого относятся к герцинской
складчатости. Складчатый
фундамент Русской равнины
испытывал весьма интенсивные
движения в эпоху карельской
(предкембрийской) складчато-
сти. Эти движения давно пре-
fW]* |vyv|* V/Л4
Рис. 19.1. Схема строения наружной части
литосферы:
1 — осадочные породы; 2 — слой «гранита»:
3 — слой «базальта»; 4 — ультраосновные
породы верхней мантин
кратились, денудация давно
нивелировала поверхность Зем-
ли и в современном рельефе
от былых гор не осталось поч-
ти никакого следа, соответст-
венно нет следов и сиаличе-
ских корней. Такие области
именуются платформами.
В составе платформ выделяются щиты (лишенные осадочного покро-
ва) и плиты, в пределах которых складчатый фундамент скрыт под
покровом ненарушенных, более молодых, осадочных пород.
Наконец, под океанами земная кора становится еще более тонкой,
и местами из нее совсем выпадает «гранитный» слой: под маломощной
толщей рыхлых осадков залегает непосредственно «базальтовый» слой,
уменьшающийся в мощности местами до 5—10 км, после чего начинается
мантия, сложенная ультраосновными породами (перидотит). Правда,
океанические впадины построены по-разному, и если глубоководные час-
ти Тихого океана действительно не содержат «гранитного» материала,
то в Атлантическом океане кислые породы местами сохраняются. Скорее
всего, дело обстоит так, что «гранитный» слой отсутствует в тех местах,
которые соответствуют ложу Мирового океана, т. е. участку дна с устой-
чивыми глубинами порядка 3—4 км; таковы большая часть площади
Тихого океана и отдельные участки других океанов, а также глубоко-
водные участки некоторых внутренних морей — Средиземного, Черного,
южных частей Каспийского.
Итак, земная кора достигает наибольшей мощности в пределах со-
временных складчатых зон, какую-то среднюю толщину сохраняет в
пределах платформ и наименьшую — под значительной частью океанов
(рис. 19.1). Эти соотношения, между прочим, отлично увязываются с
давно известной гипсографической кривой (см. рис. 12.2, из
главы 12), которая в свете изложенных фактов приобретает новое зна-
чение. Ни одна гипотеза, авторы которой стремятся установить основ-
ные закономерности развития земной коры, не может пройти мимо ука-
занных фактов, касающихся расслоения и мощности коры в целом.
Земная кора закономерно изменяется по мощности и по составу, с
этими изменениями связаны основные элементы рельефа Земли —
равнины (платформы), горные системы (складчатые зоны), океаниче-
ские впадины, и с этими изменениями тесно связаны условия образова-
ния и залегания осадочных пород.
543
§ 2
ПЛАТФОРМЫ, СКЛАДЧАТЫЕ ЗОНЫ И ГЕОСИНКЛИНАЛИ
Итак, основными структурными элементами земной коры следует
считать платформы, геосинклинали, складчатые зоны,
а также океанические впадины. В последнее время выяснилась
существенная роль, которую играют в строении коры рифты.
Платформы характеризуются следующими признаками. Коле-
бательные движения в пределах платформ отличаются малой интенсив-
ностью, т. е. малой скоростью и небольшим размахом. Складкообразо-
вательные и разрывообразовательные движения здесь почти не прояв-
ляются. Осадочные породы чехла, покоящиеся на древнем, складчатом
или кристаллическом фундаменте, обладают малой мощностью (сотни
или первые тысячи метров), как правило, не дислоцированы, слабо или
совсем не метаморфизованы. Они представлены как континентальными,
так и лагунными или морскими фациями. В последнем случае они отла-
гались в неглубоких морях, временно проникавших на платформы и
«широко разливавшихся по их ровной поверхности (так называемые «эпи-
континентальные» моря). Иногда осадочного чехла нет совсем и фунда-
мент выходит непосредственно на поверхность; такие участки именуются
щитами (например, Балтийский щит). Магматические проявления здесь
весьма слабы, вулканов нет и лишь в редких случаях можно наблю-
дать признаки эффузивной деятельности (трещинные излияния основных
лав или покровы типа траппов). Рельеф поверхности отличается
спокойствием и однообразием. Таковы Русская (Восточно-Европейская)
платформа, Сибирская платформа и ряд других. В некоторых случаях
на месте еще недавно существовавших платформ в четвертичном пе-
риоде возникли крупные горные хребты — такие, как Тянь-Шань, Алтай,
Саяны, Становой — отличающиеся блоковой тектоникой, с корой плат-
форменного типа. Такие участки относятся к категории активизиро-
ванных платформ (эпиплатформенные орогены), и они по своему
строению и по истории принципиально отличаются от горных сооруже-
ний, отвечающих складчатым зонам альпийского возраста (эпигеосин-
клинальные орогены).
В отличие от платформ, складчатые зоны характеризуются
совсем иными свойствами. Как колебательные, так и складкообразова-
тельные движения достигают здесь исключительно высокой напряжен-
ности. Слои осадочных пород претерпели в высшей степени интенсив-
ные смятия, они собраны в складки, разорваны и т. п. Породы мета-
морфизованы; степень метаморфизации бывает различной, но именно
здесь она может достигать наивысших значений. Магматическая дея-
тельность проявляется во всех ее формах, интрузивные и эффузивные
породы обильны и разнообразны. В пределах современных складчатых
зон концентрируются действующие или недавно потухшие вулканы и
•очаги сильнейших землетрясений. Рельеф поверхности Земли отличается
контрастностью. Таковы Альпы, Кавказ, Гималаи, Кордильеры, Анды.
Важной особенностью складчатых зон является большая мощность
слагающих их осадочных пород — многие километры; так, мощность
мезозойских отложений для Альп определяется цифрой около 8 км, и
при этом преобладают породы морских фаций. Неизбежно возникает
вопрос: каким образом могли накопиться столь громадные толщи осад-
ков? Мы уже затрагивали этот вопрос в главе о колебательных движе-
ниях. Для того, чтобы накопились осадки большой мощности, но без
особых изменений в фациях, необходимо, чтобы по мере заполнения
544
бассейна осадками его дно опускалось. Только в этом случае условия
накопления осадка будут сохраняться более или менее одинаковыми,
в фациях коренных изменений происходить не будет и слои осадка будут
накладываться один на другой, в течение длительного времени, создавая
толщи огромной мощности. В таком случае приходится допустить, что в
течение какого-то длительного периода данный участок земной коры
испытывал по преимуществу погружение. Лишь после того режим дви-
жения изменился, стали преобладать поднятия, сопровождавшиеся, как
показывают наблюдения в складчатых областях, дислокациями толщ и
прочими явлениями, присущими складчатым зонам (заметим, что иногда
скорость погружения превышает скорость седиментации, и тогда обра-
зуются т. н. некомпенсированные прогибы). Следовательно, в развитии
данного участка земной коры наблюдаются два этапа: первый этап
характеризуется погружением дна и накоплением осадков: этот этап
обычно называют геосинклинальным. Второй этап характе-
ризуется превращением геосинклинали в складчатую зону и назы-
вается орогеническим. Первый этап обычно занимает значительное
время, порядка нескольких геологических периодов, второй гораздо ко-
роче и отвечает понятию о складчатости.
Складчатость (или диастрофизм, или орогенез), сле-
довательно, характеризуется усилением всех эндогенных процессов —
складкообразованием, магматической деятельностью, метаморфизмом,
землетрясениями, а на последнем этапе — формированием горных си-
стем. В истории Земли известно много моментов, отвечающих понятию
складчатости.
В допалеозойские времена прошло несколько складчатостей. Важ-
ной складчатостью была предпалеозойская (байкальская), в ре-
зультате которой консолидировались обширные участки земной коры и
сформировались такие платформы, как Русская или Сибирская. Далее
известны складчатости, относящиеся к следующим этапам развития
Земли:
каледонская складчатость — в силурийском периоде;
герцинекая (варисская) складчатость •— в конце палеозойской
эры;
киммерийская (яньшаньская, верхоянская, мезозойская)
складчатость — в юрском периоде;
альпийская складчатость, начавшаяся в конце мелового перио-
да и продолжающаяся доныне.
Проявляясь в пределах той или иной геосинклинали, складчатость,
как правило, приводит к тому, что геосинклинальный режим здесь за-
канчивается и геосинклиналь превращается в складчатую зону, а затем
и платформу. Указанные соотношения можно иллюстрировать несколь-
кими примерами и представить в форме так называемых тектоно-
грамм (рис. 19.2). Так, Салаирский кряж сложен мощными,
сильно дислоцированными и метаморфизованными отложениями докемб-
рия и нижнего палеозоя, на которых спокойно залегают осадки более
поздних периодов. До каледонской складчатости здесь была геосинкли-
наль; прошедшая в силуре каледонская складчатость прекратила гео-
синклинальный режим и превратила геосинклиналь в складчатую зону, а
затем, после того как тектонические движения затихли, эта область
постепенно превратилась в платформу (рис. 19.2, а).
Палеозойские отложения Урала отличаются большой мощностью
и относятся к категории геосинклинальных. В конце палеозоя здесь
проявилась с большой силой герцинская складчатость, геосинклиналь,
как говорят, была «выполнена», и на ее месте возникла могучая склад-
35 Общая геология
545
Рис. 19.2. Тектонограмма для Салаирского
кряжа (а), Урала (б), Кавказа (а)
чатая зона с обильными интрузиями гранитов и ультраосновных пород,
метаморфизацией толщ и т. п. Затем тектонические движения прекра-
тились, денудация смыла горы, складчатая зона стала платформой и
позднейшие осадки накапливались в изолированных впадинах, не дости-
гая большой мощности и не испытывая нарушений (рис. 19.2, б).
Наконец, на Кавказе
геосинклинальный режим
сохранялся до конца мезо-
зоя и даже палеогенового
периода. Затем проявилась
альпийская складчатость,
геосинклиналь уступила мес-
то складчатой зоне и по-
следняя сейчас находится
в периоде своего бурного
развития, отнюдь не прояв-
ляя признаков отмирания.
Здесь платформенные усло-
вия наступят еще не скоро
(рис. 19.2, в).
Таким образом, склад-
чатость, т. е. период прояв-
ления интенсивных тектонических движений, магматизма, процессов
метаморфизма и т. п., завершает ту стадию в развитии данного участка
земной коры, которая именуется геосинклинальной, и в конечном итоге
превращает геосинклиналь в платформу, отвечая понятию о революци-
онном периоде в развитии земной коры, о скачке, в результате кото-
рого создается новое качество. Это новое качество — платформа,по
важнейшим своим показателям отличающаяся от геосинклинали.
Итак, геосинклинали можно определить как крупные протя-
женные области земной коры, вытянутые между платформами или по
краям континентов и характеризующиеся на первом этапе — системати-
ческим погружением, что сопровождается мощным осадконакоплением,
а на втором, более кратковременном этапе — складчатостью, магматиз-
мом, метаморфизмом, с последующим поднятием этой области в виде
горной страны. По лаконичной формулировке академика Д. В. Наливки-
на, «геосинклиналь — это область накопления осадков,
впоследствии превращающихся в с к л а д ч а т ы е го р ы».
В. Е. Хайн (1964) дает такое определение: «геосинклиналями... следует
называть зоны высокой подвижности, значительной расчлененности и по-
вышенной проницаемости земной коры, характеризующиеся на ранних
этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на
заключительных — интенсивных поднятий».
Учение о геосинклиналях в современной геологии играет важней-
шую роль. Изучению геосинклиналей посвящается огромное количество
работ. Многие исследователи предлагают новые, свои варианты понятия
о геосинклиналях. В итоге создалось чрезвычайно любопытное и слож-
ное положение, когда важнейшее понятие современной тектоники стало
в известной мере терять свои первоначальные ясные и простые черты.
Термин «геосинклиналь», по мнению П. Эванса (1926), «употреблялся
слишком небрежно, широко, чтобы сохранить научное значение». С дру-
гой стороны, было предложено много схем классификации геосинклина-
лей — мезогеосинклинали и парагеосинклинали Шухерта и т. д.
Теперь широко используется понятие об эвгеосинклиналях и миогео-
синклиналях (термины предложены Г. Штилле); первые отвечают цен-
546
тральным частям складчатых зон и отличаются обилием магматических
пород; вторые располагаются по периферии складчатых зон и содержат
мало магматических пород. В советской геологии понятие о геосинкли-
Рис. 19.3. Принципиальная схема развития геосинклинальной системы в течение
одного тектонического цикла (по В. Е. Хайну, 1964):
/ — фундамент; 2 — конгломераты; 3 — песчаники и алевролиты; 4 — глины; 5 —
известняки; 6 — флиш; 7 — разрывные нарушения; 8 — излияния и пластовые
интрузии основных пород; 9 — граниты и плагиограниты; 10 — вулканические
образования. Стрелки показывают направление и относительную интенсивность
сноса
налях играет важную роль, помогая расшифровать строение различных
районов нашей страны и ближе понимать закономерности формирова-
ния и размещения полезных ископаемых.
зв*
547
Детальные исследования показали, что в развитии геосинклинали,
или геосинклинального цикла, можно выделить несколько стадий
(рис. 19.3).
Первая стадия (по В. Е. Хайну, 1964) — стадия начально-
го погружения, сопровождающегося накоплением мощных толщ
морских глинистых или песчано-глинистых осадков аспидной фор-
мации (формация, по В. Е. Хайну, 1964, «закономерное и естествен-
ное сочетание ... определенного набора горных пород — осадочных, вул-
каногенных, интрузивных, образующихся на определенных стадиях раз-
вития основных структурных зон земной коры») и эффузивным магма-
тизмом (спилито-кератофировая формация). Вторая ста-
дия — предорогенная: геосинклиналь расчленяется, возникают
внутренние поднятия (т. н. частная инверсия), появляются признаки
складкообразовательных движений, внедряются первые интрузии. Среди
осадков этой стадии типичны тонкоритмичные терригенные или карбо-
натные отложения флишевой формации, а среди магматических —
породы порфиритовой (андезитовой) формации (инициальный
магматизм). К концу второй стадии относится важный переломный
момент в развитии геосинклинали — момент общей инверсии, т. е.
общее воздымание геосинклинали с одновременным внедрением бато-
литов гранодиоритовой формации. Третья стадия цикла—р а н н е-
орогенная: воздымание продолжается, но осадки, накапливающиеся
во впадинах — исключительно терригенные, относящиеся к нижней
молассовой формации и состоящие из глин, алевролитов и песча-
ников, местами угленосных и соленосных. Складкообразовательные дви-
жения приурочены именно к третьей стадии, а к началу четвертой, в
основном, завершаются. Четвертая стадия цикла — собственно
орогенная, когда скорость восходящих движений превышает ско-
рость денудации и формируется настоящий горный рельеф. Образуется
верхняя молассовая формация, существенно континенталь-
ная, с преобладанием (во впадинах) мощных толщ конгломератов и с
интенсивным проявлением конечного вулканизма (порфировая
формация) и интрузивной деятельностью, создающей формацию
кислых и щелочных гранитов до в.
Такова схема развития складкообразовательных и магматических
процессов, осадконакопления и рельефа в каждом геосинклинальном
цикле — каледонском, герцинском и других. Конечно, в реальной дей-
ствительности процессы эти выражаются в гораздо более сложной и
богатой событиями последовательности, да и качественное содержание
этих событий от цикла к циклу несколько меняется. И в этой связи
стоит вопрос о взаимоотношениях геосинклиналей и платформ во вре-
мени. Академик Н. С. Шатский подчеркивал то обстоятельство, что
с течением времени площади, занятые геосинклиналями, сокращались,
а площади, занятые платформами, увеличивались. Действительно, если
говорить о территории Советского Союза, то в палеозое здесь был-э
только две платформы, Русская и Сибирская (платформы I рода, ио
терминологии А. Н. Мазаровича), окруженные со всех сторон геосин-
клиналями. После герцинской складчатости, пройдя этап бурного раз-
вития тектонических движений, в платформенное состояние перешли
новые огромные площади от Урала до Енисея: Западно-Сибирская
низменность, Казахстан, Урал (платформы II рода). Геосинклинальный
режим сохранился на юге в полосе Карпаты—Крым—Кавказ—Копет-
даг—Памир. В результате альпийской складчатости и здесь наступила
новая полоса в тектоническом развитии и геосинклиналей здесь больше
не осталось. Указанная закономерность может быть представлена
548
в виде графика (рис. 19.4). Таким образом, геосинклинали и платфор-
мы, как основные и притом сопряженные структурные элементы земной
коры, отвечают вполне определенному отрезку истории Земли, а имен-
но — фанерозою.
Возникает вопрос: что же определяло собой развитие земной коры
в допалеозойские времена, особенно в архее, и что придет на смену
геосинклинально-платформенному режиму после исчезновения последней
геосинклинали? На этот вопрос трудно дать исчерпывающий ответ.
В архейской эре наблюда-
лись повсеместные и интен-
сивные поднятия магмы, со-
провождавшиеся также ин-
тенсивным проявлением
процессов метаморфизма.
Одновременно протекали
процессы складкообразова-
ния, но в оригинальной фор-
ме — в форме образования
---------------- PR PR f OSHCPJJ К Кг
2.5 млрд, лет 1.5-1.6млрВ.лет G.5-O.B млрд лет
Рис. 19.4. Кривая развития земной коры (по
Н. С. Шатскому, 1946)
крупных куполовидных под-
нятий, размещенных без видимого
порядка и осложненных мелкой
складчатостью с крутым и даже вертикальным положением осевых ли-
ний. Локализованная линейная складчатость с горизонтальным (по пре-
имуществу) положением осей появилась позже; она развивалась на фо-
не геосинклиналей. Таким образом, в докембрии (в архее, а частично и
в протерозое) земная кора характеризовалась повсеместной подвижно-
стью и активностью магмы, но этот этап нельзя назвать геосинклиналь-
ным; он отличался рядом своих специфических особенностей.
В четвертичном периоде, как уже отмечалось, в некоторых местах
тектонические движения проявились в новой, своеобразной форме.
Именно, давно консолидированные, давно превратившиеся в платфор-
му, казалось бы, стабильные и неспособные к перемещениям массивы,
начали коробиться с образованием крупных складок огромного радиу-
са. Одновременно эти складки раскалывались крутыми разрывами с
вертикальным перемещением отдельных блоков по этим разрывам. Та-
ким путем сформировались раздробленные разрывами «складки осно-
вания», как их назвал швейцарский геолог Э. Арган, или «германотип-
ная тектоника», по терминологии Г. Штилле, или, наконец, глыбовые
структуры, как часто называют их у нас. Такова, например, совре-
менная структура Тянь-Шаня, Алтая, Прибайкалья: древние складча-
тые области, омоложенные новейшими движениями.
Здесь следует оговориться: движения, отвечающие понятию глы-
бовой тектоники, происходили не только в четвертичном периоде. Они
возникли раньше, и, таким образом, современные структуры, отвечаю-
щие этому понятию, имеют длительную и сложную историю. Но тем не
менее в своей наиболее яркой форме они проявились действительно в
конце кайнозоя. Поэтому и можно думать, что «глыбовая тектоника»
знаменует собой наступление качественно иной эпохи в проявления
тектонической активности Земли. Н. И. Николаев образно представил
эту смену одних форм движения другими в простом графике
(рис. 19.5).
Особо стоит вопрос о происхождении и истории океанических
впадин. В процессе дифференциации вещества верхней мантии в од-
них случаях формировалась кора континентального типа, в других —
океанического. На тех же ранних стадиях истории Земли из вещества
мантии выделились вода и газы атмосферы. Материки, сложенные от-
549
носительно мощной и легкой, сиалического состава корой, оказались
гипсометрически выше участков относительно тонкой и более тяжелой
коры океанического типа, и вода, естественно, заполнила эти океаниче
ские впадины. Если это так, то как материки, так и океанические впа-
дины оказываются одинаковыми по возрасту, хотя принципиально к
различными по строению. Однако существуют и другие гипотезы, со-
гласно которым океанические впадины рассматриваются как результат
1500 -1500 млн лет 500-600млн лет
Рис. 19.5. График развития земной коры,
т. е. изменение соотношения между пло-
щадями, занятыми геосинклиналями и
платформами с течением времени (ио
Н. И. Николаеву, 1954)
погружения материков (что, яко-
бы, сопровождалось «базифика-
цией» их сиалической основы,
т. е. превращением гранитного
слоя в базальтовый). В этом слу-
чае в пределах океанов следует
искать следы структур, присущих
обыкновенным материкам, т. е.
платформы (которые получили
наименование талассократонов) и
погребенные под воды океанов
складчатые зоны. Трудно ска-
зать, какая из гипотез отвечает
действительности, но первая, по
нашему мнению, более правдопо-
добна.
§ 3
ИСТОЧНИКИ ЭНЕРГИИ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
Каковы же причины тектонических движений? Каковы источник;!
энергии тектонических процессов? Окончательного ответа на этот воп-
рос нет, хотя он давно интересует естествоиспытателей.
Законченный и логический круг представлений давала в свое
время гипотеза контракции (лат. contractio — стягивание, сжи-
мание, сжатие). Эта гипотеза заключается в предположении, что земной
шар сокращается в объеме вследствие постепенного охлаждения. В сло-
вах Эли де Бомона («О горных системах», 1852) эта идея выглядит
следующим образом: «Медленное и непрерывное явление охлаждения
Земли вызывает последовательное уменьшение ее среднего радиуса,
и это уменьшение определяет в различных точках поверхности центро-
стремительное движение, которое, приближая каждую из них к центру,
постепенно и незаметно опускает ее ниже первоначального поло-
жения... Горные цепи в основном соответствуют тем частям земной ко-
ры, горизонтальное протяжение которых уменьшалось под влиянием
поперечного раздавливания... Сохранившиеся в нетронутом виде части
с обеих сторон потеряли связь между собой; они как бы образовали
клещи тисков, в которых была сжата промежуточная часть».
В 1885—1909 гг. была опубликована большая монография извест-
ного австрийского геолога Э. Зюсса «Лик Земли». В этой книге, под-
водившей итог знаниям того времени в области геологии, все изложе-
ние было построено в соответствии с гипотезой контракции: охлаждение
земного шара, сокращение его объема, неравномерное проседание от-
дельных участков коры, сдавливание и, как следствие, появление гори-
зонтальных (тангенциальных) сил, под влиянием последних смятие
слоев в складки и образование гор, выжимание магмы на поверх-
ность и т. п.
550
Однако по мере накопления новых фактов контракция теряла свои
позиции, и сейчас сторонников ее осталось мало. Действительно, конт-
ракция не может объяснить периодичность в проявлении тектонических
движений, т. е. не может объяснить, почему сравнительно кратковре-
менные периоды оживления движений (складчатость) сменяются дли-
тельными периодами относительного покоя. Она не объясняет также
того, почему тектонические движения проявляются не повсеместно, а
избирательно, захватывая только геосинклинальпые области. Исследо-
вания Л. С. Лейбензона, Е. А. Любимовой, В. А. Магницкого показы-
вают, что если наружные части Земли и остывают, то скорость этого
остывания должна быть такой малой (меньше градуса в миллион лет),
что почти никакого значения, в смысле возбуждения напряжений, этот
фактор иметь не может. Мы уже не говорим о том, что присутствие
в веществе Земли радиоактивных элементов кардинальным образом
меняет течение термических процессов и не исключена возможность
того, что придется рассматривать расширение Земли, а не сжатие.
Конечно, термический режим земного шара — важнейшее обстоя-
тельство в ряду прочих факторов тектонического значения. Высокая
температура создает особо благоприятные условия для осуществления
разнообразных перемещений вещества внутри Земли. Более того, не-
равномерное распределение тепла является источником новых напря-
жений, которые будут приводить вещество недр Земли в движение.
Однако контракция в ее чистом первоначальном виде на фоне совре-
менных данных оказывается уже несостоятельной.
Гипотеза контракции основана на идее о сокращающейся в своих
размерах Земле, идее, восходящей еще ко времени Канта, т. е
к XVIII веку. И тогда же появились и другие идеи, основанные на пред-
ставлении о расширяющейся Земле, что допускалось М. В. Ло-
моносовым, Д. Геттоном, в нашем веке — Б. Линдеманом, О. Хильген-
бергом и в последнее время — Б. Хейзеном, Ф. Эдьедом, И. В. Кирил-
ловым. Можно себе представить, что когда-то материки представляли
одно целое и в виде сплошной оболочки покрывали всю поверхность
земного шара. Теоретически такую реконструкцию произвести можно,
но тогда потребуется, чтобы земной шар был в 2—3 раза меньше своих
настоящих размеров. Физически настолько трудно объяснить природу
подобного непостоянства объема Земли, что гипотеза эта остается
пока в стороне от серьезных геотектонических построений.
Наши познания сущности и хода процессов, протекающих внутри
пашей планеты, пока так несовершенны, что параллельно существуют
не только гипотезы либо сжимающейся, либо расширяющейся Земли,
но рассматривается и третья группа гипотез — пульсирующей Земли.
Эту так называемую пульсационную гипотезу (лат. pulsatio —
биение) предложил американский геолог В. Бачер, а у нас она поддер-
живалась, в несколько неодинаковых вариантах, М. А. Усовым и
В. А. Обручевым. Предполагается, что земной шар переживает то фазы
расширения, то фазы сокращения объема и сжатия. Растяжение земной
коры сопровождается опусканиями отдельных ее участков; сжатие —
поднятиями. Сжатие влечет за собой развитие складчатости, надвигов
и появление кислых интрузий. Растяжение ведет к появлению глубоких
трещин и излиянию основных магм.
Пульсационная гипотеза, разработанная довольно детально, стра-
дает одним существенным недочетом: авторы не указывают на то, ка-
кие же физические процессы могут вызвать подобные, более или менее
периодические пульсации земного шара. Ссылка на борьбу сил притя-
жения и отталкивания, и тем самым сжатия и расширения, не помо-
557
гает делу, ибо остается лишь в сфере самых абстрактных умозаклю-
чений. Поэтому трудно принять пульсационную гипотезу, если даже не
обращать внимания на то, что многие твердо установленные факты, ка-
сающиеся процессов тектогенеза, она не объясняет.
Совсем другой ряд идей заложен в то направление геотектоники,
которое получило общее наименование мобилизма (лат. mobillis —
подвижность). Сюда относится, в частности, весьма популярная в не-
давнем прошлом гипотеза германского тектониста А. Вегенера, гипоте-
за о горизонтальных перемещениях материков (так
называемый эпейрофорез, или дрейф материков). Вегенер пола-
гал, что легкие сиалические глыбы материков под влиянием сил, воз-
никающих в земной коре при вращении Земли вокруг своей оси, сме-
щаются, передвигаясь по тяжелому и пластичному субстрату (по слою
«сима»). Предполагалось, что когда-то единый материк раскололся,
и отдельные его части расползлись по поверхности Земли: Северная
и Южная Америка отошли от Европы и Африки на запад, а на месте
«рубца» возник Атлантический океан; Австралия отошла от Африки на
восток, пересекла место, занимаемое Индийским океаном, и поверну-
лась на 90°, заняв нынешнее положение, и т. п. (рис. 19.6). Позже ги-
потеза Вегенера получила как будто новое подтверждение в результате
палеомагнитных исследований: в горных породах различного возраста
«отпечатывается» магнитное поле Земли давно прошедших эпох, и по
этим данным можно судить о расположении в прошлом магнитных по-
люсов — а отсюда сделать вывод о взаимном положении материков.
Данные эти оказываются в согласии с гипотезой эпейрофореза *. Но-
вейшие исследования строения дна Атлантического океана также пока-
зывают, что идея о постепенном расширении океана и соответствующем
расхождении материков — Европы и Африки с одной стороны, Север-
ной и Южной Америки с другой — довольно правдоподобна. С этой
идеей согласуется строение океанических рифтов, которые возникают
как реакция коры океанов на растягивающие усилия, реальность кото-
рых подтверждается анализом землетрясений, присущих рифтам.
Трудно все же сказать, справедлива ли гипотеза Вегенера. Провер-
ка, выполненная с этой целью, чтобы различными астрономическими и
геодезическими методами обнаружить и подтвердить факт горизонталь-
ных перемещений материков, показала, что если такие перемещения и
существуют, то в большинстве случаев они по своему масштабу мень-
ше тех, которые можно обнаружить современными инструментами.
В отдельных случаях движения были зафиксированы с известной до-
стоверностью (например, для Мадагаскара), но делать отсюда какие-
либо общие выводы еще рано.
В ином свете идея о горизонтальных перемещениях материковых
глыб выглядит в свете гипотез о конвекционных потоках внут-
ри Земли (лат. convecto — свозить). Физическими предпосылками
подвижности вещества в недрах Земли (до глубин по меньшей мере
800—1000 км) служат соображения о высокой пластичности пород, ис-
пытывающих суммарное воздействие высокой температуры и высокого
давления, а свидетельством наличия в глубине тектонических напряже-
ний и соответствующих им перемещений вещества являются очаги глу-
бокофокусных землетрясений, данные о распределении на поверхности
Земли аномалий силы тяжести (которые нельзя понять без привлече-
1 Впрочем, более новые данные А. А. Круглякова (1971) показывают, что палеомаг-
иитные данные можно интерпретировать и без привлечения идеи о дрейфе мате-
риков.
552
ния идеи о горизонтальных перемещениях вещества) и ряд других
фактов.
Нет недостатка в тех физических явлениях, которые могли бы
вызвать перемещение вещества в глубинах Земли. К таким явлениям
Рис. 19.6. Дрейф материков по гипотезе А. Вегенера (1925 г.):
А — положение 300 млн. лет тому назад (средний карбон); Б —
положение 50 млн. лет тому назад (эоцен); В—положение 1 млн.
лет тому назад (начало четвертичного периода)
можно отнести и особенности термического режима, в частности нерав-
номерное распределение температур в наружных частях земного шара,
и силы, связанные с вращением Земли, и влияние радиоактивных эле-
ментов, и силу тяжести. Можно наметить и ряд других факторов. В по-
553
Рис. 19.7. Схема очага дифференциации и
коровых течений под орогеном, имеющим
стороннее строение (по Э. Краусу, 1960
следнее время большое значение придается энергии, связанной с силой
притяжения (гравитационная энергия), с процессами радиоактивности
(радиоактивное тепло) и с вращением Земли вокруг оси (ротационная
энергия, о роли которой еще в 1754 г. говорил Й. Кант). Комбиниро-
ванное действие этих трех сил приводит к возникновению напряжений,
а тем самым и — к перемещениям вещества внутри Земли. Другими сло-
вами, следует допустить наличие в Земле так называемых конвекци-
онных течений, медленных перетеканий вещества из одних участ-
ков в другие как в тангенциальном, так и радиальном направлении.
Гипотеза эта еще в
1929 г. была подробно рас-
смотрена Ф. А. Венинг-
Майницем. Одна из послед-
них схем принадлежит
Э. Краусу (1960). Согласно
этой схеме, конвекционные
течения возникают вследст-
вие различий в температуре
под океанами и под матери-
ками. Кора последних тол-
ще, содержит больше радио-
активных веществ, но менее
теплопроводна, чем кора
океанов. Отсюда под мате-
г) риками возникают области
разогрева и разуплотнения
вещества, а тем самым —
вертикальные течения, которые у подошвы коры расходятся в горизон-
тальном направлении. В местах расхождения образуются в коре под-
нятия, в местах схождения, где встречные течения вынуждены погру-
жаться и «засасывать» за собой кору — опускания. Последним отвеча-
ют геосинклинали, которые при дальнейшем развитии процесса и
сжатия коры превращаются в складчатые зоны с их интенсивными ди-
слокациями и глубинными сиалическими корнями (рис. 19.7).
Как только мы приходим к идее о возможности конвекционных
течений, медленных, но захватывающих огромные участки земного ша-
ра до глубин в сотни километров, так вопрос о характере движений,
известных для земной коры, решается уже легче. Конвекционные тече-
ния, достигая наружных оболочек, неизбежно вовлекают в движение
и сиалическую оболочку, т. е. массивы материков, а отсюда — возмож-
ность объяснить и нагромождение складок, с сопровождающими их раз-
рывами по «фронту» материков, возникновение глубоких трещин в «ты-
лу» перемещающихся материковых глыб и т. п. Конечно, в земной коре
имеются свои источники сил, но все же решающее значение в развитии
тектонических процессов следует придавать эндогенным источникам
энергии, рождающейся, в основном, в мантии, и потому гипотезу о кон-
векционных потоках следует считать весьма привлекательной.
Теснейшим образом связаны с этими движениями процессы, обу-
словливающие возникновение и ход дифференциации магмы. Расщеп-
ление магмы на кислую и основную, что происходит под воздействием
не только физических сил, но и химических, приводит к расслоению
земной коры, а также связано, как мы полагаем, с формированием
самой земной коры в целом. Дифференциация магмы и конвекционные
течения в совокупности могут, вероятно, объяснить как наличие сиали-
ческих корней у современных складчатых зон, так и отсутствие сиаличе-
554
ского материала под океанами, т. е. подвести нас и к проблеме проис-
хождения океанических впадин.
В последнее время идеи мобилизма привлекли к себе снова внима-
ние, когда возникло представление о так называемой тектонике
плит (или так называемой глобальной тектонике). Предполагается, что
вся поверхность земного шара расчленена на несколько «плит»; в состав
последних входят как континенты, так и прилежащие к ним участки
океанических впадин, и отделяются плиты одна от другой полосами
рифтов, в которых концентрируются очаги землетрясений. Вглубь плиты
простираются до подошвы литосферы, т. е. до поверхности астеносферы;
другими словами, в верхней части они состоят из земной коры, а в ниж-
ней — из верхней мантии. Плиты, под воздействием конвекционных
потоков, перемещаются по поверхности астеносферы в горизонтальном
направлении, а отсюда — все разнообразие тектонических нарушений,
которые наблюдаются на поверхности. Несколько иные идеи — но тоже
в сфере мобилизма — развивает в своих работах П. С. Воронов, ленин-
градский ученый, нашедший много новых свидетельств реальности гори-
зонтальных перемещений материков.
Во всех случаях при построении геотектонических гипотез нужно
решать вопрос об источниках эндогенной энергии.
По этому поводу следует иметь в виду, что из общего количества
энергии, выделившейся в Земле за все время ее существования (более
25-1038 эрг), на радиоактивный распад приходится всего около
1 • 1038 эрг, на гравитационную дифференциацию — около 3-1038 эрг, и
на аккрецию (соединение частиц, из которых, по мнению О. Ю. Шмид-
та, произошел земной шар) — около 20-1038 эрг (по П. Н. Кропоткину
и Б. Г. Поляку). Хотя на радиоактивный распад, продуцирую-
щий в теле Земли тепло, приходится малая доля энергии, этот ее источ-
ник послужил основой для создания ряда геотектонических гипотез, из
которых в первую очередь надо отметить гипотезу, выдвинутую в 1929 г.
Д. Джоли. Этот исследователь считал, что в сиалическом веществе ма-
териков постепенно, именно в результате распада радиоактивных эле-
ментов, вырабатывается тепло, сравнительно быстро накапливающееся
под континентами (ввиду их малой теплопроводности). За несколько
десятков миллионов лет слой материков нагревается настолько, что ба-
зальт плавится, и материки в него погружаются. На поверхности это
выражается трансгрессиями морей. В дальнейшем массивы материков
сдвигаются в сторону, базальт быстро затвердевает, что сопровождается
увеличением его объема, поднятием материков, регрессией морей и
складчатостью. Более глубоко близкие к этому идеи были разработаны
В. В. Белоусовым (1942—1948) в его р а д и о м и г р а ц и о н н о й гипо-
тезе, согласно которой, как и в гипотезе Д. Джоли, причиной разогрева
мантии Земли служат процессы самопроизвольного распада радиоак-
тивных элементов, содержащихся не только в кислых породах коры, но.
хотя и в меньших количествах, и в ультраосновиых породах мантии.
Разогрев облегчает миграцию (точнее сепарацию) вещества под влия-
нием силы тяжести, т. е. ведет к перераспределению масс по удельному
весу и к расслаиванию литосферы. Позже, в 1960—1962 гг. Белоусов
перенес центр тяжести своей гипотезы именно в процессы глубинной
гравитационной дифференциации продуктов плавления верхних оболо-
чек, полагая, что подобная дифференциация представляет «основной
глубинный процесс и главный источник энергии для тектонических дви-
жений и магматизма». Дифференциация в верхнем этаже протекает
более энергично и регулирует тектонические процессы в геосинклина-
лях, в нижнем — более медленно, что контролирует поведение плат-
555
форм. Важную роль играют при этом глубинные разломы, которые
сами по себе являются результатом растяжения коры вследствие разо-
гревания и расширения мантии. Интенсивная потеря тепла через гео-
синклинали приводит в конце концов к их отмиранию и переходу, после
этапа складкообразования и общей инверсии (поднятия), к замене
геосинклинального режима платформенным, т. е. — к завершению цикла.
Таким образом, в гипотезе Белоусова находят свое отражение в той
или иной мере процессы, связанные и с контракцией, и радиоактивным
разогревом, и с конвекционными потоками (гравитационная дифферен-
циация), и с эволюцией магмы. Гипотеза эта объясняет многое, но все
же и она не учитывает ряда важных моментов, в частности воздействие
на тектонические процессы тех сил, которые связаны с неравномер-
ностью вращения Земли вокруг своей оси. Замедление
вращения, рассчитанное теоретически и подтвержденное наблюдениями,,
ведет к изменению фигуры Земли и к перераспределению материала
в ее недрах. Идея эта заложена в той группе гипотез, которые особенно
активно поддерживались и развивались у нас М. В. Стовасом,
Г. Н. Каттерфельдом, Б. Л. Личковым. При изменении (уменьшении)
полярного сжатия Земли сжимающие и растягивающие напряжения
концентрируются, как показывает расчет, вдоль 35° параллелей (кото-
рые именуются критическими), и здесь возникают разнообразные де-
формации в коре, изучаемые тектоникой. Отсюда следуют и другие
выводы — в отношении асимметрии Северного и Южного полушарий,
S-образного искривления формы материков, происхождения океа-
нов и т. п. Гипотеза эта именуется ротационной (лат. roto — кру-
житься). Трудно оценить справедливость ротационной гипотезы, но,
несомненно, она затрагивает важные моменты динамики Земли и не
может игнорироваться при широких тектонических обобщениях.
Следует остановиться еще на одной гипотезе, гипотезе изостазии.
Изостазия — стремление земной коры к равновесию. Предполагает-
ся, что относительно легкие сиалические массы материков, погружен-
ные в относительно тяжелый субстрат мантии, как бы плавают в
последнем, подчиняясь обычным силам, вытекающим из закона Архиме-
да: лишняя нагрузка ведет к погружению, снятие нагрузки — к подня-
тию. Некоторые ученые, особенно американский геодезист В. Боуи,
пытались использовать изостазию в качестве фактора тектонического
значения, т. е. приписать изостазии роль возбудителя тектонических
движений, видеть в ней возможную причину возникновения гор. Попыт-
ка эта успехом не увенчалась. Изостазия, как некоторый физический
процесс, без сомнения, реальна; стремление к изостатическому равнове-
сию в земной коре существует, и тому есть много доказательств. Изо-
стазия, в частности, ставит предел высоте известных на Земле гор и
глубине впадин; изостазия регулирует поведение аномалий силы тяжес-
ти и т. п. Но из всего этого отнюдь не следует, что изостазия способна
играть роль инициатора в возбуждении тектонических движений. Наобо-
рот, она стремится их погасить, она вступает в действие только в том
случае, если равновесие нарушено какими-то более мощными и глубоко
заложенными силами, стремясь восстановить прежнее равновесие. Изо-
стазия играет свою роль, но роль достаточно скромную, отнюдь не
решающую в вопросах развития земной коры. Гипотеза изостазии, так
же как и построения В. В. Белоусова, отрицающего возможность дрей-
фа материков, обычно относится к той группе тектонических обобщений
которые объединяются термином фиксизм (в отличие от м о би-
лиз м а — хотя, надо сказать, различия здесь весьма условны и нетруд-
но найти точки соприкосновения как тех, так и других идей).
556
Геотектоника вступила сейчас в ту стадию своего развития, когда
решающее слово оказывается за количественной оценкой роли тех или
иных факторов. Термический режим Земли, ротационные силы, физиче-
ская обстановка в глубоких частях Земли, значение прочности, вязкос-
ти, пластичности вещества на различных уровнях, возможность грави-
тационной дифференциации, механизм конвекций, роль изостазии —
всюду здесь требуется количественный Подсчет сил, без чего построить
убедительную гипотезу теперь уже нельзя. Так, требуется понять, поче-
му максимальное количество эндогенной энергии — порядка
25-1038 эрг — приходится в истории Земли на процессы аккреции,
изученные еще очень слабо. Требуется выяснить, что ставит предел со-
временней мощности тектонических процессов в целом (порядка
1,0-1027 эрг!год), и почему из этой общей цифры на долю надвигов при-
ходится 60% этой мощности, на долю складкообразования — 30%, на
долю геохимических процессов — 20%, а на сейсмические явления —
совсем мало (0,05-1027 эр г] год).
Другая особенность современной геотектоники — включение в ее
орбиту данных и возможностей геофизики, геохимии, астрофизики и
других смежных наук; внедрение методов и результатов точных наук
в область геотектоники происходит настолько бурно и с такими плодо-
творными, качественно новыми, результатами, что правомерно считать,
что геотектоника в настоящее время переживает революционный пе-
риод своего развития.
Вопрос о причинах, об источниках энергии тектонических движе-
ний — труднейший вопрос не только геологии, но естествознания
вообще, вопрос, на который пока окончательного ответа нет. Однако
поиски ответа продолжаются, и путей к решению, как видим, много.
Будущая советская геотектоническая гипотеза должна быть построена
на учете всего разнообразия физических и химических процессов, про-
текающих в Земле, должна рассматривать эти процессы во взаимосвя-
зи, в их исторической последовательности, в их развитии, указать ос-
новную направленность процесса развития — иными словами, должна
отразить в себе требования, которые предъявляет к каждому научному
исследованию марксистский диалектический метод. Только на этом пути
можно надеяться на успех.
ЛИТЕРАТУРА
Энгельс Ф. Диалектика природы. М., Политиздат, 1969.
Ленин В. И. Материализм и эмпириокритицизм. Поли. собр. соч., т. 18.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Боун В. Изостазия. М.—Л., 1936.
Бубнов С. Основные проблемы геологии. М., 1934.
Вегенер А. Происхождение материков и океанов. М.—Л., 1925.
Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., «Наука», 1967.
Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли
Л., «Наука», 1968.
Г о гель Ж. Основы тектоники. М., «Мир», 1969.
Джолн Д. История поверхности Земли. М.—Л., Госгеолиздат, 1929.
Дрейф континентов (горизонтальные движения земной коры). Под ред. С. К. Ранкорна.
М., «Мир», 1966.
Личков Б. Л. Природные воды Земли и литосфера. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Николаев Н. И. Некоторые вопросы учения о геосинклиналях. «Сов. геология»,
1954, сб. 41.
О бу эн Ж- Геосинклинали (проблемы происхождения и развития). М., «Мир», 1967.
Проблемы планетарной геологии. М., Госгеолтехиздат, 1963.
Тетяев М. М. Основы геотектоники. М., Госгеолиздат, 1940.
Хайн В. Е. Общая геотектоника. М., «Недра», 1964.
Ш а т с к и й Н. С. Гипотеза Вегенера и геосинклинали. «Изв. АН СССР», сер. геол.,
1946, № 4.
ГЛАВА 20
КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ИЗ ИСТОРИИ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК
Возникновение и развитие геологии как науки неразрывно связано
с развитием производительных сил общества. С самого древнего вре-
мени появилось у человека стремление использовать для своих нужд
минеральные богатства. Добыча руд, создание горных промыслов вы-
двинули задачу выяснения условий распределения полезных ископае-
мых и их поисков. К XVIII в. уже был накоплен некоторый материал
по отдельным минералам и горным породам и их свойствам, делались
попытки обобщить имеющиеся наблюдения по вопросам минералогии
рудных тел, а также истории Земли. Однако эти обобщения во многих
случаях носили умозрительный характер и не всегда соответствовали
фактическим данным. Иногда они основывались и на религиозных по-
верьях.
В объяснении причин изменения лика Земли естествоиспытатели
XV—XVII и начала XVIII в. чаще всего придерживались одного из двух
направлений, наметившихся еще в древней Греции — нептуниче-
ского (Нептун — бог морей у римлян) и плутонического (Плу-
тон — бог подземного царства у древних греков). Представители непту-
нического направления утверждали, что во всех геологических процес-
сах главная роль принадлежит воде, ее деятельности, и все горные
породы, слагающие земную кору, представляют собой водные осадки,
т. е. образовались на дне водных бассейнов. Представители плутониче-
ского направления основное значение придавали «подземному огню»
и с ним связывали преобразования лика Земли и возникновение гор-
ных пород.
Геология как наука начинает формироваться с середины XVIII в.
Первые попытки создать научную геологию связаны с именами трех
крупнейших ученых того времени — М. В. Ломоносова (1711—1765)
в России, Д. Геттона (1726—1797) в Шотландии и А. Г. Вернера (1750—
1817) в Саксонии.
М. В. Ломоносов. К середине XVIII в. относится расцвет таланта
М. В. Ломоносова, великого русского естествоиспытателя. М. В. Ломо-
носов по праву считается основоположником геологических
знаний в стране, знаний систематизированных, глубоко проду-
манных, разносторонних, проверенных практикой и обобщенных теоре-
тически.
558
М. В. Ломоносов был физиком, химиком, металлургом, геологом,
минералогом. Значительную часть его литературного наследства, касаю-
щегося различных наук, составляют работы по геологии, минералогии
и горному делу. Наиболее полно свои геологические воззрения он из-
ложил в замечательном трактате «О слоях земных», написанном в 1757—
1759 гг. и опубликованном в 1763 г., где касается весьма многих вопро-
сов, говорит об изменчивости природы, о ее развитии и подвергает
суровой критике тех, кто в разнообразии природных явлений видел бо-
жественное начало. Он писал: «...напрасно многие думают, что все как
видим, с начала творцом создано; будто не токмо горы, долы и воды,
но и разные роды минералов произошли вместе со всем светом; и пото-
му де не надобно исследовать причин, для чего они внутренними свой-
ствами и положением мест разнятся. Таковые рассуждения весьма
вредны приращению всех наук, следовательно и натуральному знанию
шара земного, а особливо искусству рудного дела». В его работе рас-
сматриваются самые различные вопросы геологии: причины образова-
ния гор и вулканов; разрушающая, транспортирующая и созидающая
работа поверхностных и подземных вод и отражение этой работы на
поверхности Земли; происхождение слоистых горных пород, связанное,
по его мнению, с осаждением из водных бассейнов, то наступающих,
то отступающих; происхождение рудных жил, которое он рассматривал
как трещины, заполненные минеральным веществом, осажденным из
водных ресурсов или паров воды; образование каменного угля (путем
обугливания торфа без доступа воздуха); происхождение нефти, янта-
ря и других органических ископаемых; силы, меняющие лик Земли, ко-
торые он разделяет на внутренние и внешние: «Внешние действия суть
сильные ветры, дожди, течение рек, волны морские, льды, пожары в
лесах, потопы; внутреннее одно землетрясение» (последнее приводит
к поднятиям и опусканиям отдельных участков земной поверхности,
к перемещению берегов, к появлению и исчезновению гор, островов и
целых материков); вопрос о возрасте горных пород, о причинах земле-
трясений, о происхождении рельефа поверхности Земли и т. д. Ломоно-
сов сформулировал важный принцип современной геологии: по наблю-
дениям над современными процессами судить о ходе тех же процессов
в далеком геологическом прошлом (принцип актуализма); причем он
справедливо полагал, что Земля не просто меняется с течением време-
ни: она развивается.
Этот краткий далеко не полный перечень вопросов, которые нашли
отражение в трактате «О слоях земных», показывает, что истоки ряда
отраслей геологии, успешно развивающихся в настоящее время, можно
найти у гениального русского ученого, сына беломорского рыбака,
М. В. Ломоносова.
Д. Геттон. Через 15 лет после выхода в свет трактата М. В. Ломо-
носова «О слоях земных» был опубликован труд шотландца Джемса
Геттона «Теория Земли», в котором были изложены его взгляды на
основные силы, действующие на Земле и вызывающие в ней те или
иные изменения. Существование вулканов, образование жильных пород
Д. Геттон объяснял действием «подземного жара», наличием подзем-
ных очагов, с которыми он связывал происхождение базальтов, грани-
тов и других магматических пород. Придавая основное значение «под-
земном жару», Геттон, однако, не был ортодоксальным плутонистом,
и в его трудах, как и в трудах М. В. Ломоносова, можно обнаружить
.попытки синтеза нептунического и плутонического направлений.
А. Г. Вернер. Прогрессивные идеи М. В. Ломоносова и Д. Геттона
<0 сущности геологических явлений и о непрерывных изменениях лика
559
Земли, в которых они отводили ведущую роль внутренним процессам,
в конце XVIII и начале XIX в. не получили, однако, широкого призна-
ния. Большинство исследователей в это время придерживалось непту-
нического направления. Главой школы нептунистов был А. Г. Вернер,
профессор Фрейбергской Горной академии в Саксонии, который первым
начал читать курс геогнозии (так тогда называли науку о Земле)
и тем самым способствовал широкому распространению своих взглядов.
Он считал, что все горные породы образовались из вод всемирного
океана, покрывавшего когда-то всю Землю. А. Г. Вернер называл «пер-
возданными» такие горные породы, как гранит, сиенит, гнейс и др.,
считая, что они также образовались чисто химическим путем и состав-
ляют ядро горных сооружений. Остальные слоистые горные породы
рассматривались как более молодые, облекающие «первозданные», и их
накопление связывалось с всемирным потопом, после которого предпо-
лагалось прекращение каких бы то ни было геологических процессов.
Нарушение в залегании пород в горных сооружениях нептунисты объяс-
няли или облеканием молодыми осадками «первозданных» или же про-
валами подземных пустот и отрицали роль внутренней энергии в
развитии Земли.
Академические экспедиции. Крупным этапом в развитии геологиче-
ских наук в России после М. В. Ломоносова явились первые академи-
ческие экспедиции, относящиеся- ко второй половине XVIII столетия.
В них принимали участие И. И. Лепехин, С. Г. Гмелин, Н. П. Рычков,
В. Ф. Зуев, Н. Я. Озерецковский, П. С. Паллас и др. Перед экспедиция-
ми были поставлены широкие задачи по изучению природы России.
Заслугой академических экспедиций явилось накопление огромного для
того времени фактического материала по обширным территориям, ко-
торый дал возможность судить о природе и природных особенностях
России, и в частности о строении недр. Это было началом широких
комплексных региональных исследований в нашей стране, которые
достигли значительного развития в XVIII и первой половине XIX в.
Они позволили собрать большой фактический материал, на основании
которого были предприняты первые попытки составления геологиче-
ской карты и описания отдельных регионов. Однако прошло много вре-
мени, прежде чем удалось приступить к составлению первых обзорных
геологических карт. Лишь в 1840 г. молодым инженером Н. И. Кокша-
ровым (1818—1892), впоследствии академиком, выдающимся исследо-
вателем, была составлена схематическая геологическая карта северной
половины европейской части России. Почти одновременно с картой
Н. И. Кокшарова появилась сводная геологическая карта для всей
европейской части России, составленная и опубликованная в 1841 г.
Г. П. Гельмерсеном — «Генеральная карта горных формаций Европей-
ской России в масштабе 30 верст в одном дюйме». Несколькими годами
позже (1845) была составлена геологическая карта России англичани-
ном Р. Мурчисопом (в масштабе 150 верст в 1 дюйме).
Исследования в области минералогии и кристаллографии. Прове-
дение работ по составлению геологических карт оказалось возможным
лишь в результате накопления сведений о вещественном составе гор-
ных пород и истории развития последних, т. е. исследований в области
минералогии, кристаллографии, стратиграфии, палеонтологии.
Первые крупные исследования по минералогии России выполнены
на рубеже XVIII и XIX вв. В. М. Севергиным (1765—1826), развивав-
шим химическое направление в этой науке. В. М. Севергин дал ряд
обобщающих работ: «Первые основания минералогии или естественной
истории ископаемых тел», «Минералогический словарь» и два тома
560
«Опыта минералогического землеописания Государства Российского»,
в которых он пытался объединить весь накопленный к тому времени
фактический материал. В первой половине XIX в. развиваются минера-
логические исследования в отдельных районах Урала, Алтая и Сибири,
связанные с развивающейся горнорудной промышленностью. В 1817 г.
в Петербурге было образовано Минералогическое общество, которое
в последующем сыграло большую роль в изучении минеральных бо-
гатств России.
Примерно с середины XIX в. оформляется в качестве самостоя-
тельной науки кристаллография. Русские ученые начинают
изучать кристаллические формы минералов, их физические и химиче-
ские особенности. Крупным представителем нового, кристаллографиче-
ского направления в минералогии явился Н. И. Кокшаров. Обзор до-
стижений в области минералогии и кристаллографии Н. И. Кокшаров
изложил в своей двухтомной сводной работе «Материалы к минерало-
гии России». По словам В. И. Вернадского, работы Кокшарова зало-
жили прочный фундамент под обобщения, касающиеся «геометрическо-
го строения природных тел». Непосредственным учеником и продолжа-
телем Н. И. Кокшарова был П. В. Еремеев (1830—1899), в течение
40 лет преподававший минералогию в Петербургском горном институте.
К концу столетия относятся опыты по исследованию минералов
и горных пород под микроскопом; пионерами в этой области явились
А. П. Карпинский и профессор Петербургского университета А. А. Ино-
странцев.
Исследования в области палеонтологии и стратиграфии. В конце
XVIII и начале XIX в. были заложены основы стратиграфии и палеон-
тологии.
Английский ученый, землемер, Вильям Смит (1769—1839), принимая
участие в работах по прокладке каналов, обратил внимание на то, что
слои горных пород, далеко территориально отстоящие друг от друга,
содержат одинаковые органические остатки, но слои, лежащие один над
другим, содержат остатки, резко различающиеся между собой. Было
отмечено, что на основании изучения фауны можно установить после-
довательность расположения слоев и их относительный возраст. Таким
путем В. Смит указал на возможность использования палеонтологиче-
ских данных для разработки стратиграфической шкалы, а тем самым
и истории геологических событий.
Работы В. Смита продолжили и развили известные французские
ученые Жорж Кювье и Александр Броньяр, которые, изучая осадочные
горные породы в каменоломнях вблизи Парижа, собрали огромный
палеонтологический материал, тщательное исследование которого по-
зволило им прийти к выводу, что все животные, найденные в древних
слоях, принадлежат к уже вымершим родам, а в молодых третичных
отложениях — к ныне существующим родам, хотя и к иным видам, чем
ныне живущие. Анализируя фауну и флору из различных слоев, эти ис-
следователи сумели восстановить геологическую историю Парижского
бассейна и смену морских условий континентальными.
Ж- Кювье заложил основы палеонтологии — новой науки
о животных и растениях прошлых геологических периодов и установле-
ния по ним возраста содержащих отложений. Его работы сыграли
огромную роль в истории науки. Но вместе с тем Кювье создал пороч-
ную теорию катастрофизма, направленную против эволюционных
представлений в биологии и оказавшую вредное влияние на развитие
науки. По представлениям Кювье, животные и растения каждой отдель-
ной эпохи жизни не являлись результатом развития фауны предшест-
36 Общая геология
561
вующего времени, а представляли собой совершенно самостоятельное
образование. Отсюда был сделан вывод, что Земля претерпевала неод-
нократные катастрофы, которые были причиной гибели более древних
фауны и флоры и появления на их месте новых. Идеи катастрофизма
получили в свое время известное распространение и признание. Они
развивались такими крупными исследователями, как Эли де Бомон,
Л. Бух и др.
Ч. Ляйель. Теории катастрофизма, господствовавшей в начале
прошлого столетия, был нанесен серьезный удар английским ученым
Ч. Ляйелем, опубликовавшим в 30-х годах XIX в. капитальный труд
«Основы геологии». Ч. Ляйель показал, что изменения на земной по-
верхности происходят под влиянием обычных геологических факторов,
развивающихся на глазах человека, — ветра, рек, морей, ледников, вул-
канов и т. п. Те же силы, по его мнению, действовали и прежде на
протяжении всей геологической истории, а потому для правильного
понимания прошлого необходимо тщательно изучать процессы настоя-
щего времени (о чем ранее говорил М. В. Ломоносов). Опираясь на
большой фактический материал, он развил учение о геологических про-
цессах и их роли в жизни нашей планеты и сформулировал основы
метода актуализма как особого метода познания, нашедшего в по-
следующем широкое применение в геологии.
Исследования Ч. Ляйеля имели большое значение для геологии.
Однако и в его учении имелись существенные ошибки. По его пред-
ставлениям, развитие Земли совершается медленным эволюционным
путем и геологические процессы прошлого ни качественно, ни количе-
ственно не отличались от современных, что противоречит диалектичес-
ким представлениям о развитии.
Ко второй половине XIX в. относятся блестящие работы В. О. Ко-
валевского — основоположника эволюционного направления в палеон-
тологии. Он не только установил связи между отдельными видами
организмов в процессе их развития, но показал также и причины, вы-
зывающие изменения во внешнем облике животных. Он подчеркивал
роль среды и придавал большое значение установлению взаимосвязей
организма и среды.
В области тектоники вторая половина XIX в. ознаменовалась
господством контракционной гипотезы, предложенной еще ранее
Эли де Бомоном. Эта гипотеза основывалась на воззрениях Канта
и Лапласа о происхождении Солнечной системы, по которым Земля
представляла собой в далеком прошлом огненно-жидкий шар, сжимав-
шийся в процессе остывания, что и приводило якобы к складкообразо-
ванию во внешней оболочке, земной коре. Так объяснялось возникно-
вение гор, образование складок.
Синтезом построений, основанных на идее контракции, явился
капитальный трехтомный труд австрийского геолога Э. Зюсса «Лик
Земли», в котором была дана картина строения и развития земной коры.
В это же время зарождается учение о геосинклиналях как о круп-
ных прогибах земной коры, в которых накапливаются мощные осадки.
Автором теории геосинклиналей был американский геолог Джемс Дана,
который возникновение геосинклинальных прогибов объяснял сжатием
земной коры, согласно гипотезе контракции. В конце XIX века зарож-
дается учение и о платформах, основоположником которого является
русский академик А. П. Карпинский.
Развитие геологических исследований в XIX в. Вторая половина
XIX в., как известно, ознаменовалась быстрым развитием капиталисти-
ческого способа производства, энергичным строительством в России.
562
новых промышленных предприятий, железных дорог и т. п. Развивав-
шийся капитализм требовал усиления минерально-сырьевой базы и тем
самым усиления разведочных, поисковых и геологосъемочных работ,
т. е. быстрого развития геологических исследований вообще. Если ра-
нее геологические исследования велись отдельными лицами или част-
ными предприятиями, то со второй половины прошлого века эти иссле-
дования приобретают все большее государственное значение. В ряде
стран создается государственная геологическая служба. В России
основные геологические силы были к тому времени сосредоточены во-
круг Горного ведомства, Российской Академии наук, Минералогическо-
го общества и Московского общества испытателей природы, учрежден-
ного в 1805 г. В 1845 г. было учреждено Русское географическое
общество, которое объединило научные силы разных специальностей
и сыграло большую роль в развитии географических и геологических
исследований в России.
Географическое общество в середине и конце XIX в. снаряжало
много экспедиций в различные части страны. В экспедициях общества
участвовали видные ученые: П. П. Семенов-Тян-Шанский, давший
первую орографическую схему северной части Тянь-Шаня и описавший
геологическое строение этой горной системы; Ф. Б. Шмидт, собравший
первые сведения о геологическом строении территории Восточной Си-
бири и Дальнего Востока; Н. А. Северцов, собравший новые данные по
орографии и геологии Приаралья, Памира и северной окраины Тянь-
Шаня; П. А. Кропоткин, составивший орографическую схему Забай-
калья и Амурского края и установивший в Восточной Сибири следы
древнего оледенения. Мысль о материковом характере оледенений
в пределах Русской равнины и о движении льдов из Скандинавии
впервые была высказана П. А. Кропоткиным. Большой вклад в позна-
ние геологии Сибири внес Восточно-Сибирский отдел Географического
общества, в котором работали выдающиеся исследователи, политиче-
ские ссыльные, А. Л. Чекановский и И. Д. Черский.
И. В. Мушкетов и В. А. Обручев. Среди экспедиций Географическо-
го общества конца XIX столетия особенно большой интерес, с точки
зрения развития той ветви геологии, которая носит наименование ди-
намической геологии, представляют путешествия в районы Средней и
Центральной Азии крупнейших геологов — В. А. Обручева (1863—1956)
и И. В. Мушкетова (1850—1902). И. В. Мушкетов на основании личных
полевых исследований установил связь горных хребтов Средней Азии
с простиранием геологических структур и разработал схему тектониче-
ского районирования Средней Азии. Им же установлена связь земле-
трясений с тектоническими структурами и выработаны методические
указания по наблюдению за колебаниями почвы; по существу его ра-
боты в этом направлении положили начало сейсмотектоническим ис-
следованиям в России. И. В. Мушкетов в своих работах большое
внимание уделял вопросам, относящимся к динамической геологии, —
современным геологическим процессам, горным оледенениям, особенно-
стям формирования песчаного рельефа, генезису лёсса (выделяя две
разновидности лёсса — эоловый и водный) и многим другим. И. В. Му-
шкетов составил капитальный курс «Физической геологии», который
пользовался широкой популярностью в течение длительного времени
как один из лучших учебников.
В результате путешествий по Центральной Азии В. А. Обручева,
знаменитого исследователя нашей страны, выполненных по заданию
Географического общества, был получен огромный новый фактический
материал. В. А. Обручевым было пройдено более 13 тыс. км, из них.
26*
563
около половины приходилось на территории, которые никогда ранее не
посещались исследователями. Собранный в экспедициях материал по-
зволил В. А. Обручеву решить важные теоретические вопросы геологи-
ческой науки. Последующие исследования В. А. Обручева были связа-
ны с изучением геологического строения Сибири. Кроме крупных
региональных обобщений по Сибири, им выдвигается ряд проблемных
вопросов геологии, к числу которых относятся генезис золота Лен-
ского золотоносного района, древние оледенения Сибири, глыбовая
структура Забайкалья, новейшие тектонические движения и др.
Геологический комитет. Ускорившийся в конце XIX столетия про-
цесс капиталистического развития России вызвал необходимость еще
большего расширения геологических исследований и более планомер-
ного изучения недр страны. В 1882 г. создается государственный гео-
логический орган — Геологический комитет, одной из главных задач
которого являлась систематическая геологическая съемка территории
России и составление геологических карт. Создание Геологического
комитета было переломным моментом в истории геологической науки
в России. В эти годы работает плеяда замечательных исследователей:
А. П. Карпинский, А. А. Иностранцев, Ф. Н. Чернышев, С. Н. Никитин,
Е. С. Федеров, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг, А. П. Павлов и многие другие.
А. П. Карпинский. Особого внимания заслуживает деятельность
А. П. Карпинского (1847—1936), оказавшего большое влияние на раз-
витие геологии в нашей стране. За свою 55-летнюю научную деятель
ность он опубликовал около 500 работ, касающихся самых различных*
вопросов геологии, тектоники, стратиграфии, палеонтологии, петрогра
фии, геологии полезных ископаемых, и по праву носил имя «отца рус
ской геологии». По глубине научных обобщений, по ясности изложения
труды его являются классическими, и к ним неизменно обращаются
современные исследователи. А. П. Карпинского равно считают крупным
палеонтологом, петрографом, тектонистом. Известный палеонтолог
Д Щ. Давиташвили говорит о нем: «Во всей мировой палеонтологиче-
ской науке мы затрудняемся указать другого ученого, который дал бы
столь совершенное изучение каких-либо вымерших животных. Такую
работу мог выполнить только выдающийся естествоиспытатель, в со-
вершенстве владеющий всеми методами геологической и биологической
наук и обладающий колоссальной эрудицией». Д. С. Белянкин писал
о А. П. Карпинском как «о крупнейшем нашем петрографе второй по-
ловины XIX века». Но особенно важное значение имели работы
А. П. Карпинского в области тектоники и в частности работы его, по-
священные структуре и истории развития европейской части России.
На основании своих исследований А. П. Карпинским впервые были
составлены палеогеографические карты Русской платформы. Законо-
мерную смену трансгрессий и регрессий моря, неоднократно происхо-
дивших здесь, он объяснял вертикальными колебательными движения-
ми земной коры. Сам термин «колебательные движения» был введен
в геологию также А. П. Карпинским. Таким образом, А. П. Карпинский
заложил основы новой научной дисциплины — палеогеографии, а также
учения о колебательных движениях земной коры. А. П. Карпинский
проводил огромную организационную работу, сыгравшую большую
роль в развитии отечественной геологической науки. В течение 18 лет
он был директором Геологического комитета, а после Великой Октябрь-
ской социалистической революции на протяжении 20 лет (с 1917 по
1936 г.) президентом Академии наук Советского Союза.
Большая работа по организации систематического и планомерного
изучения геологии России выполнена также Ф. Н. Чернышевым (1856—*
564
1914), который некоторое время вместе с А. П. Карпинским был руко-
водителем Геологического комитета. Они организовали при комитете
Геологический музей, во главе которого с 1900 г. сиял Ф. Н. Черны-
шев, а в качестве сотрудников музея в нем состояли И. В. Мушкетов
и А. А. Борисяк (1872—1944), крупнейший стратиграф и палеонтолог,
основатель Палеонтологического института Академии наук СССР.
Позже руководство музеем перешло к П. И. Степанову.
Важно отметить также исследования Л. И. Лутугина, под руковод-
ством которого была проведена огромная, отличавшаяся высокой точ-
ностью работа по составлению геологической карты Донецкого камен-
ноугольного бассейна. Геологические карты Донбасса могли служить
примером тщательной, высококачественной работы, показавшей высо-
кое умение русских геологов вести полевые исследования и интерпре-
тировать результаты на основе современных знаний.
А, П. Павлов. Велика роль в развитии геологической науки в Рос-
сии А. П. Павлова (1854—1929), с 1886 по 1927 г. состоявшего профес-
сором Московского университета. Круг его научных интересов был
чрезвычайно широк. Ранние его работы относятся к области палеонто-
логии и стратиграфии, главным образом юрских и меловых отложений
Поволжья. А. П. Павловым были заложены основы стратиграфии и па-
леогеографии мезозоя Русской платформы и впервые монографически
описаны фауны аммонитов и белемнитов. А. П. Павловым была выяс-
нена структура Жигулей, установлено наличие в пределах Русской
платформы пологих тектонических прогибов, для которых он предложил
наименование «синеклизы». Дальнейшее развитие идей А. П. Павлова
о тектонике Русской платформы мы находим в блестящих исследова-
ниях его учеников А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского. А. П. Пав-
лов по праву считается также основоположником учения о четвертичных
отложениях. Изучая совместно со своей супругой М. В. Павловой —
крупным палеонтологом — фауну четвертичных млекопитающих, он
выполнил также исследования по палеонтологии ископаемого человека,
результатом чего явилась работа под названием «Ледниковые эпохи и
их история в связи с развитием ископаемого человека». Подчеркивая
значение появления и развития человека, он предложил четвертичный
период и соответствующие ему отложения называть антропогеновыми.
А. П. Павловым впервые была дана классификация генетических
типов континентальных отложений; им установлен новый генетический
тип — делювий, ранее не выделявшийся, и обращено внимание на рас-
пространение лёссовых образований в пределах предгорных равнин;
предложенный А. П. Павловым для таких образований термин «пролю-
вий» широко вошел в геологическую литературу. Исследуя различные
типы континентальных отложений на Русской равнине, он уделял много
внимания также и генезису современного рельефа. И в вопросе изуче-
ния четвертичных отложений у него оказалось много последователей:
Н. Н. Боголюбов, Г. Ф. Мирчинк, А. Н. Мазарович, А. Н. Розанов.
А. П. Иванов и успешно развивающие эту относительно молодую
отрасль науки в настоящее время В. И. Громов, Е. В. Шанцер.
А. И. Москвитин, Н. И. Николаев, Г. И. Горецкий, К- В. Никифорова,
к. К. Марков и многие другие. Проявляя значительный интерес к гео
динамическим процессам, протекающим в природе, А. П. Павлов успеш-
но применял свои знания к решению ряда практических задач, связан-
ных со строительством железных дорог, укреплением волжских право-
бережных косогоров, подверженных оползням, борьбе с ростом оврагов.
Значение А. П. Павлова для развития геологической науки следует
отметить еще и потому, что им создана московская школа геологов, из-
565
вестная как «Павловская школа». В 1885 г., когда А. П. Павлов
защищал свою докторскую диссертацию, в Москве кроме него был толь-
ко один геолог — его товарищ В. Д. Соколов. К 1929 г., к моменту
кончины А. П. Павлова, десятки его учеников, крупных ученых нашей
страны, были профессорами и преподавателями высших учебных заве-
дений и воспитывали новые и новые поколения советских геологов.
Развитие исследований в области кристаллографии, минералогии
и геохимии. В конце XIX и начале XX в. получает дальнейшее развитие
минералогия и закладываются основы геохимии. В нашей стране раз-
витие этих наук в значительной мере связано с именами выдающихся
исследователей Е. С. Федорова, В. И. Вернадского и А. Е. Ферсмана.
С именем Е. С. Федорова (1853—1919), воспитанника и впоследст-
вии профессора Горного института, кристаллографа и минералога, свя-
зывается новый период в развитии минералогии — период точного
анализа и - теоретического обобщения фактов, накопленных ранее.
Е. С. Федоров разрабатывает теорию строения кристаллического ве-
щества и приходит к важному теоретическому выводу о существовании
230 пространственных групп симметрии, по которым могут располагать-
ся атомы в кристаллах. Двадцатью годами позже рентгеноанализ кри-
сталлов подтвердил выводы Е. С. Федорова. Е. С. Федоров разработал
новые методы оптических исследований минералов; сконструировал
двукружный гониометр для измерения углов на кристаллах и оптиче-
ский столик (называемый «Федоровским столиком») к микроскопу, дав-
ший возможность рассматривать любой минерал в шлифе по различным
направлениям и производить в нем все необходимые измерения. Столик
Федорова позволяет проводить петротектонический анализ горных по-
род, подвергшихся тектоническому воздействию, методом изучения про-
странственной ориентировки минералов. Применение двукружного го-
ниометра и «Федоровского столика» совершенно изменило методику
оптического исследования минералов и горных пород. Е. С. Федоров
большое внимание уделял и разработке так называемого кристаллохи-
мического анализа, т. е. определению химического состава минералов
по форме их кристаллов. В основу такого анализа были положены,
с одной стороны, закон постоянства кристаллических углов, с другой —
ранее разработанная теория строения кристаллов. Монографии Е. С. Фе-
дорова «Теодолитный метод в минералогии и петрографии» (1893) и
«Царство кристаллов» (1920) до сих пор не теряют своего значения.
В Горном институте в результате деятельности Е. С. Федорова
была создана большая научная школа минералогов, которая так и име-
новалась «Федоровской школой». После смерти Е. С. Федорова научное
направление этой школы в Советском Союзе развивалось его учеником
А. К. Болдыревым (1882—1946).
Другая крупная научная минералогическая школа в России форми-
ровалась в стенах Московского государственного университета и Ака-
демии наук и связана с именем крупнейшего ученого В. И. Вернадского
(1863—1945), научная деятельность которого началась задолго до
Октябрьской революции, но особенного развития достигла в годы пер-
вых пятилеток, когда создавались большие геологические экспедиции,
охватывавшие планомерным и детальным изучением огромные терри-
тории. В. И. Вернадского по праву считают реформатором отечествен-
ной минералогии.
В. И. Вернадский, успешно развивая химико-генетическое направ-
ление в науке, выдвинул новое понимание минералогии, как «химии и
истории минералов земной коры», наиболее ярко изложенное им в вы-
пусках «Истории минералов земной коры» (1923—1934). Указанное
566
направление научной мысли в области минералогии было совершенно
новым. Он рассматривал минералы как вещества, находящиеся в посто-
янном развитии. Сам В. И. Вернадский характеризует это направление
следующим образом: «Я положил в основу изучение минералогических
процессов земной коры, обращая особое внимание на процесс, а не
только на исследование продукта процесса (минерала), на динамиче-
ское изучение процессов».
Крупные теоретические обобщения В. И. Вернадского послужили
основой для создания новой отрасли науки — геохимии, которую он
•определяет следующим образом: «Геохимия научно изучает химические
элементы, т. е. атомы земной коры и, насколько возможно, всей плане-
ты. Она изучает их историю, их распределение и движение в простран-
стве и времени, их генетические на нашей планете соотношения». Эта
-новая отрасль науки — геохимия — зародилась в стенах Московского
университета, где была создана и успешно развивалась В. И. Вернад-
ским и его ближайшим учеником и другом А. Е. Ферсманом.
Важным достижением В. И. Вернадского является выяснение роли
живых организмов в минералообразовании в результате их химической
активности; оно послужило основой для дальнейшего плодотворного
развития биогеохимии.
Открытие в 1898 г. радиоактивности направило деятельность
В. И. Вернадского на изучение и поиски радиоактивных минералов и
на выяснение закономерностей распределения редких элементов, что
привело к рождению новой науки — радиогеохимии. Он был пио-
нером определения абсолютного возраста Земли по изотопному
составу радиоактивных элементов — новое научное направление, полу-
чившее в последние годы большое развитие и у нас, и за границей.
Придавая большое значение проблеме радиоактивности, В. И. Вернад-
ский предвидел возможности больших открытий в этой области. Вместе
с тем его волновал вопрос о том, как будут использованы эти открытия
человечеством. В 1922 г. он писал: «Мы подходим к великому перево-
роту в жизни человечества, с которым не может сравниться все, им
ранее пережитое. Недалеко время, когда -человек получит в свои
руки атомную энергию, такой источник силы, который даст ему возмож-
ность строить свою жизнь, как он захочет. Это может случиться в бли-
жайшие годы,, может случиться через столетие, но ясно, что это должно
быть. Сумеет ли человек воспользоваться этой силой, направить ее на
добро, а не на самоуничтожение. Дорос ли он до уменья использовать
эту силу, которую неизбежно должна дать ему наука? Ученые не долж-
ны закрывать глаза на возможные последствия их научной работы,
научного процесса. Они должны себя чувствовать ответственными за
последствия их открытий. Они должны связать свою работу с лучшей
организацией всего человечества».
Работы по петрографии. Широкое применение микроскопического
метода в изучении минералов и горных пород послужило основой для
дальнейшего развития петрографии.
Большим вкладом в геологию явились труды Ф. Ю. Левинсон-Лес-
синга, разработавшего научную классификацию магматических пород,
которая была значительным шагом вперед в сравнении с классифика-
цией, ранее предложенной немецким петрографом Г. Розенбушем и
учитывающей минералогический состав и структуру пород. Левинсон-
Лессинг положил в основу своей классификации данные как по мине-
ралогическому, так и химическому составу пород. В своих работах он
много внимания уделил теории магматического процесса — основным
принципам кристаллизации и дифференциации магмы.
567
В начале XIX в. известным русским ученым и революционером
И. Д. Лукашевичем, а также американским геологом Ч. Ван-Хайзом
была создана теория метаморфизма.
Как видно из изложенного выше, в России в целом ряде отраслей
геологии в дореволюционный период были выполнены важные исследо-
вания. Палеонтология беспозвоночных и позвоночных, стратиграфия и
тектоника платформенных областей, теоретическая кристаллография,
минералогия, петрография, геологическая съемка таких сложных и
практически важных районов, как Донбасс, Апшеронский полуостров,
центральные районы Урала — все эти направления геологических ис-
следований получили развитие, и отечественная наука приобрела ряд
важных, в некоторых случаях классических, работ. Однако многие об-
ширные районы страны представляли собой белые пятна на карте.
Геология после Великой Октябрьской социалистической революции.
Настоящее свое развитие геология в России получила после Великой
Октябрьской социалистической революции. Обширное строительство,
развернувшееся в период предвоенных пятилеток, потребовало совсем
иных темпов и высокого качества геологических работ. Значительно
расширился список необходимых государству полезных ископаемых,
возникла новая география промышленности, была усилена работа па
разведке полезных ископаемых, открыты и пущены в эксплуатацию
новые месторождения железа, угля, нефти и множества других иско-
паемых, разрабатывались новые методы геологоразведочных работ,
прокладывались новые пути геологических исследований. Сотни учреж-
дений, тысячи геологоразведочных поисковых, съемочных и геофизиче-
ских партий исследовали все части нашей территории, особенно отда-
ленные районы Сибири, Средней Азии, Арктики, Приморья.
Огромная ответственность в связи с этим легла на учреждения,
призванные разрабатывать теоретические основы геологической нау-
ки— на геологические учреждения Академии наук СССР и академий
наук республик, специализированные геологические высшие учебные
заведения и геологические факультеты университетов, производственно-
научные учреждения, лаборатории, институты министерств.
Ряд важных научных работ выполнили в это время институты Ака-
демии наук СССР, Всесоюзного геологического института (Ленинград),
Нефтяного института, Горного института, Московского, Ленинградского,
Львовского, Средне-Азиатского и других университетов, Московского
геологоразведочного института, Всесоюзного Аэрогеологического треста
и др. Особенно следует подчеркнуть роль ряда крупных периферийных
учреждений, в частности в республиках: Грузии, Армении, Азербайд-
жане, Узбекистане, Казахстане, Украине и др. Здесь выросли местные
кадры специалистов во всех областях геологии, особенно в тех, которые
связаны с местными минеральными ресурсами. Одной из главных и
очередных задач явилось составление геологических карт различного
масштаба для всей территории страны, что диктовалось необходимостью
поиска минерального сырья для развивающегося народного хозяйства
молодого Советского государства. Внимание Советского правительства
и предоставленные возможности для геологических исследований быст-
ро сказались в больших достижениях, что видно из сравнительных дан-
ных по геологической съемке. Ко времени Великой Октябрьской социа-
листической революции геологической съемкой (преимущественно
мелкомасштабной) было покрыто около 10% общей площади России,
и она была сосредоточена, главным образом, в ее европейской части,
а более детальной съемкой — всего около 2,4%. В первые же 15—20 лет
советской власти геологической съемкой было покрыто уже около 50%
568
территории СССР, ак1945г. — около66%,при этом около 23% в мас-
штабе 1 :200 000 и более крупном. В настоящее время для всей терри-
тории СССР имеются опубликованные сводные геологические карты
масштабов 1 : 7 500 000, 1 -.5 000 000, 1 : 2 500 000. Издаются серии карт
более крупного масштаба, с объяснительными записками к ним, в кото-
рых приводится не только характеристика геологического строения того
или иного района, но и закономерностей образования и размещения
полезных ископаемых.
В научном редактировании обобщающих карт участвовали
Д. В. Наливкин, И. И. Горский, В. П. Ренгартен, Л. С. Либрович,
Е. Т. Шаталов, А. П. Марковский и многие другие, а в создании их —
большие коллективы геологов, изучающие различные районы.
В советское время значительные успехи достигнуты в изучении
геологии рудных ископаемых в СССР. Небывалые тем-
пы и объемы геологоразведочных работ и самоотверженный труд мно-
готысячной армии геологов значительно расширили минерально-сырье-
вую базу советской индустрии. В результате Советский Союз по
запасам многих видов полезных ископаемых вышел на первое место.
Такие успехи могут быть достигнуты только при условии развития тео-
ретических исследований в области геологии, изучения закономерностей
рудообразования, распределения месторождений по площади и др.
Развитие теории образования рудных месторождений связано с
именами В. А. Обручева, А. Н. Заварицкого, С. С. Смирнова.
Статьи В. А. Обручева, посвященные полезным ископаемым, нача-
ли появляться еще в конце прошлого столетия, но важнейшие обоб-
щающие теоретические работы падают на советский период. Большое
значение имели статьи «Геологические предпосылки распространения
важнейших полезных ископаемых» и «Закономерности распределения
полезных ископаемых в главных районах СССР», опубликованные
в 1932—1933 гг. Большую роль сыграл учебник В. А. Обручева «Рудные
месторождения», выпущенный в 1928—1929 гг., где была разработана
генетическая классификация рудных месторождений и применительно
к этому описаны многие месторождения Советского Союза.
А. Н. Заварицкий много внимания в своей работе уделял процессам
магматизма, контактного метаморфизма и связанного с ними рудообра-
зования, а также магматическим рудным месторождениям и закономер-
ностям их формирования.
Важнейшее значение имели работы С. С. Смирнова, в которых бы-
ли даны первые металлогенические схемы, отражающие закономерности
пространственного распределения месторождений полезных ископаемых
Восточного Забайкалья и северо-востока Советской Азии. В свои
последние годы С. С. Смирнов дал широкие обобщения по размещению
рудных месторождений в зависимости от геологических структур и ис-
тории их развития. Особенно важным было установление закономер-
ности распределения эндогенных полезных ископаемых в складчатых
зонах в связи с историей геологического развития подвижных зон зем-
ной коры и природы гидротермальных рудных месторождений.
Начатые С. С. Смирновым работы в области теории металлогении
нашли свое дальнейшее развитие в трудах многих советских ученых —
Ю. А. Билибина, В. И. Смирнова, В. И. Серпухова, П. М. Татаринова,
Ю. А. Абдулаева и др. Особенно следует отметить крупные обобщаю-
щие работы по геологии рудных полезных ископаемых В. И. Смирнова,
опубликованные за последние годы и имеющие большое научное и
практическое значение и удостоенные Ленинской премии. Сложные
вопросы генезиса пегматитовых месторождений рассматриваются в
569
работах А. Е. Ферсмана, К- А. Власова, А. И. Гинзбурга и др.
Известный советский исследователь Д. С. Коркинский и его школа
уделяют большое внимание в своих исследованиях процессам метасо-
матоза и особенностям формирования скарновых месторождений на
контактах гранитных пород с известняками. Важное значение для ра-
ционального направления поисков полезных ископаемых имело создание
теоретических и методических основ для составления металлогенических
карт как для всей территории СССР, так и ее отдельных регионов.
Такие прогнозные карты составлены для многих районов страны.
В области геотектоники большое значение имеют труды советских
ученых А. Д. Архангельского, В. А. Обручева, Д. И. Мушкетова,
Н. С. Шатского, А. В. Пейве, В. В. Белоусова, М. В. Муратова,
В. Е. Хайна, А. А. Богданова, А. Л. Яншина и др. Составлены крупные
сводки по тектонике и истории развития отдельных регионов и по всей
территории СССР (серия монографий «Тектоника СССР»),
Огромную роль в развитии геологической науки в СССР сыграли
работы Н. С. Шатского. Уделяя в своих исследованиях большое внима-
ние литологическим проблемам, он создал учение о геологических
формациях, под которыми он понимал естественные комплексы (сооб-
щества, ассоциации) горных пород, отдельные члены которых (породы,
пачки пород, свиты, отложения) парагенетически связаны друг с другом.
Идеи о геологических формациях нашли широкий отклик в СССР и за
рубежом. Н. С. Шатский развил теорию геосинклиналей и платформ,
при этом обращал главное внимание на направленность процесса
развития. Важнейшим достижением исследований Н. С. Шатского
является установленный им принцип унаследованное™ в развитии зем-
ной коры. Он рассматривал палеозойскую, мезозойскую и кайнозой-
скую историю Земли как единый, неразрывный, поступательно разви-
вающийся процесс. Эти представления сыграли крупную роль
в изучении развития структурных форм земной коры.
Под руководством Н. С. Шатского, с участием большого коллекти-
ва геологов, составлена тектоническая карта Советского Союза мас-
штаба 1 :5 000 000, удостоенная Ленинской премии и высоко оцененная
на международной выставке в Брюсселе.
До 1960 г. Н. С. Шатский являлся председателем международной
комиссии по тектонической карте; под его руководством, а также
А. А. Богданова и других составлена тектоническая карта Европы мас-
штаба 1 : 2 500 000, с успехом демонстрировавшаяся на XXI сессии Меж-
дународного геологического конгресса I960 г. в Копенгагене. Большим
коллективом геологов во главе с академиком А. Л. Яншиным создана
«Тектоническая карта Евразии» в масштабе 1 : 5 000 000, а в настоящее
время советскими и зарубежными учеными завершается составление
новой тектонической карты Европы масштаба 1 : 2 500 000; эти карты
являются синтезом новейших достижений в области тектонической и ре-
гиональной тектоники.
Крупным вкладом в советскую геотектонику явились работы
В. В. Белоусова, особенно монография «Основные вопросы геотектони-
ки», выдержавшая несколько' изданий. Эта оригинальная научная ра-
бота охватила широкий круг вопросов от определения геотектоники как
науки и ее методов исследования до обзора геотектонических гипотез о
развитии земной коры. В своих исследованиях В. В. Белоусов большое
внимание уделяет вопросам механизма формирования складчатости
различного типа. Под его руководством проводятся экспериментальные
исследования в тектонофизической лаборатории на геологическом
факультете МГУ. Будучи президентом геофизического междуна-
570
родного союза, В. В. Белоусов последнее десятилетие особенно боль-
шое внимание уделял изучению глубинных процессов, происходящих
в верхней мантии, и их влиянию на формирование земной коры и рудо-
образование, что нашло отражение в монографиях «Земная кора и верх-
няя мантия материков» и «Земная кора и верхняя мантия океанов».
Следует отметить значение обобщающих работ В. Е. Хайна «Общая
геотектоника», уже выдержавшей два издания, и «Региональная геотек-
тоника», где синтезирован огромный материал по различным регионам
Мира и рассмотрен под единым углом зрения.
В СССР успешно развивается учение о новейших тектонических
движениях — неотектоника. Инициаторами этого учения явились
В. А. Обручев, Н. И. Николаев, С. С. Шульц. Уже к i960 г. весь мате-
риал по неотектонике СССР был синтезирован и издана «Карта новей-
шей тектоники СССР» в масштабе 1 : 5 000 000 (под редакцией Н. И. Ни-
колаева и С. С. Шульца). В настоящее время проводится работа
в содружестве с учеными других стран по созданию карты новейшей
тектоники Мира. Быстро развивается связанная с неотектоникой сей-
смология и сейсмогеология, особенно после разрушитель-
ного Ашхабадского землетрясения 1948 г. (С. А. Гамбурцев, Б. А. Пет-
рушевский, Г. П. Горшков, Е. Ф. Саваренский, С. В. Медведев и мно-
гие другие). Для координации всех сейсмологических исследований
в 1949 г. был создан Совет по сейсмологии, действующий и поныне.
Сейсмологические и сейсмогеологические исследования в АН СССР
сосредоточены в Институте физики Земли, а также во многих других
геофизических учреждениях.
Дальнейшее развитие получают минералогия, петрография магма-
тических пород (в трудах Ф. Ю. Левинсон-Лессинга, А. Н. Заварицко-
го, А. А. Полканова, Е. А. Кузнецова, А. Г. Бетехтина, Г. П. Барсанова,
Д. С. Коржинского и многих других) и вулканология (В. И. Влодавец,
А. А. Меняйлов, Б. П. Пийп, Г. С. Горшков). В области кристаллогра-
фии и кристаллохимии большое значение имеют работы Н. В. Белова
и А. В. Шубникова.
В советское время быстро развивается геохимия — до 1945 г.
под руководством В. И. Вернадского и А. Е. Ферсмана, позже —
А. П. Виноградова, Д. И. Щербакова, А. А. Саукова, Н. И. Хитарова,
А. И. Тугаринова и др. Многое сделано в области региональной геохи-
мии, начало которой было заложено А. Е. Ферсманом в 1922 г. в работе
«Геохимия в России», и в области геохимии отдельных элементов.
С советским периодом связано возникновение и оформление новой
науки — биогеохимии, стоявшей на стыке трех наук — биологии,
геологии и химии. В. И. Вернадский придавал огромное значение био-
логическому фактору в геохимических процессах. Это доказано, в част-
ности, работами А. П. Виноградова, установившего, что в состав живых
организмов входят почти все известные химические элементы.
Требования практики вызвали необходимость дальнейшей диффе-
ренциации наук. Оформляются новые ветви геологии, новые пути прило-
жения ее к практике социалистического строительства.
Большое развитие получает отечественная гидрогеология. Пло-
дотворное влияние на развитие гидрогеологии оказали созданные
специальные научно-исследовательские организации по водным пробле-
мам в Министерстве геологии и Академии наук. Советскими гидрогео-
логами разработано учение о динамике подземных вод, учение о зональ-
ности подземных вод, учение о минеральных водах. Успешно разраба-
тывается проблема происхождения и формирования подземных вод и
определения общего баланса запасов и возобновляемых ресурсов под-
571
земных вод и др. Много важных исследований в области гидрогеологии
принадлежит Н. Ф. Погребову, В. С. Ильину, Г. Н. Каменскому,
О. К. Ланге, Н. И. Толстихину, Н. Н. Славянову, Б. И. Куделину,
А. И. Силину-Бекчурину, Б. Л. Личкову, А. М. Овчинникову, В. Н. Ку-
нину, Ф. А. Макаренко и др. Важным достижением советских гидрогео-
логов является издание многотомной серии монографий «Гидрогеоло-
гия СССР» и различных гидрогеологических карт.
На опыте грандиозных строек Советской страны создавалась и раз-
вивалась новая отрасль науки — инженерная геология.
Крупную роль в становлении и развитии гидрогеологии и инженер-
ной геологии сыграли Ф. П. Саваренский, руководивший Лабораторией
гидрогеологических проблем АН СССР, созданной по его инициативе
в 1944 г. Ф. П. Саваренским были составлены первые учебники по этим
отраслям науки. В настоящее время инженерная геология успешно
развивается в трудах И. В. Попова, Г. С. Золотарева, Н. В. Коломен-
ского, Л. Д. Белого, Г. А. Голодковской и многих инженеров-геологов,
непосредственно участвующих в строительстве различных сооружений.
В трудах В. А. Приклонского, Е. М. Сергеева, С. С. Морозова,
Н. А. Цытовича и др. отражается развитие другой ветви геологии —
грунтоведения, создателями которой являются советские исследо-
ватели П. А. Земятченский, М. М. Филатов и В. В. Охотин.
Важное значение для нашей страны имеют исследования и в об-
ласти мерзлотоведения, или геокриологии, в связи с откры-
тием богатейших месторождений нефти, газа, и других полез-
ных ископаемых, развернувшегося гидротехнического, промышленного-
и других видов строительства на обширных пространствах развития
многолетнемерзлых горных пород, учитывая необходимость разработки
теории и удовлетворения возросших запросов практики. В 1939 году
был организован Институт мерзлотоведения АН СССР во главе
с В. А. Обручевым и ряд мерзлотных станций. Вторым важным собы-
тием явилось создание в 1953 г. на геологическом факультете Москов-
ского университета единственной в СССР кафедры мерзлотоведения,
возглавляемой В. А. Кудрявцевым, которая готовит молодые кадры
специалистов-мерзлотоведов и кандидатов наук и проводит важные
научно-исследовательские работы. В 1960 г. в г. Якутске был создан
Институт мерзлотоведения Сибирского отделения АН СССР во главе
с И. И. Мельниковым. Основные результаты исследований многолетне-
мерзлых горных пород изложены в ряде обобщающих работ и сборни-
ках, в создании которых принимали участие М. И. Сумгин, Н. И. Тол-
стихин, С. П. Качурин, В. Ф. Тумель, А. И. Попов, П. А. Шумский,
Н. А. Цытович, П. Ф. Швецов, В. А. Кудрявцев, Б. Н. Достовалов и
многие другие. Важное значение имеет публикация методического руко-
водства по мерзлотной съемке, составленного коллективом кафедры
мерзлотоведения геологического факультета МГУ.
В годы Советской власти окончательно сформировалась как само-
стоятельная отрасль геологической науки геология нефти и
газа, основоположником которой является выдающийся советский
исследователь И. М. Губкин. С его именем связано развитие гипотезы
смешанного растительно-животного происхождения нефти, которая те-
перь принимается большинством советских геологов, а также открытие
крупных нефтяных месторождений на Кавказе и прогноз промышленной
нефтеносности «Второго Баку». Теоретические исследования И. М. Губ-
кина изложены в его капитальном труде «Учение о нефти». Он является
организатором подготовки новых высококвалифицированных кадров
специалистов в области геологии нефти и газа. Идеи И. М. Губкина
572
развиваются рядом советских исследователей — С. И. Мироновым,
М. И. Варенцовым, И. О. Бродом, А. А. Бакировым, М. Ф. Мирчинком,
Н. Б. Вассоевичем и многими другими.
После Октябрьской революции оформляется как самостоятельная
научная дисциплина геология угля. Становление этой отрасли гео-
логии связано с именем замечательного исследователя Донецкого бас-
сейна Л. И. Лутугина и его учеников. Большое значение имели работы
П. И. Степанова по теории угленакопления и закономерностям распре-
деления угленосных бассейнов на Земле и многих других геологов я
горных инженеров, участников бурного промышленного развития Дон-
басса, Кузбасса и других угольных бассейнов.
Широко развернувшиеся работы по поискам и разведкам полезных
ископаемых, связанных с осадочными породами,— нефти, железных
руд, угля, фосфоритов, бокситов, — выдвинули на первый план необ-
ходимость внимательного изучения именно осадочных пород. Создание
теории осадочного процесса являлось необходимым условием успешного
познания закономерностей накопления и распределения в природе по-
лезных ископаемых. В результате создаются новые отрасли геологиче-
ской науки — петрография осадочных пород, или лито-
логия. Основы этого направления науки в нашей стране заложил
А. Д. Архангельский, а дальнейшее развитие его связано с именами
Н. М. Страхова, Д. В. Наливкина, В. П. Батурина, Л. В. Пустовалова,
М. С. Швецова, Г. И. Бушинского, Г. Ф. Крашенинникова, М. В. Кле-
новой, Ю. А. Жемчужникова, Л. Б. Рухина, Д. Г. Сапожникова и др.
Все более важное значение приобретает палеонтология. Здесь
нужно отметить капитальные труды А. А. Борисяка, Н. Н. Яковлева,
Ю. А. Орлова, Л. Ш. Давиташвили, В. В. Меннера и др.
Особое значение в нынешних условиях получает геофизика и ее
применение в геологических целях. Ведущее значение в развитии гео-
физики принадлежит исследованиям П. М. Никифорова, Г. А. Гамбур-
цева, В. В. Федынского, В. А. Магницкого, Е. Ф. Саваренского,
А. И. Заборовского, Ю. В. Ризниченко, А. Н. Тихонова, М. К. Полшко-
ва, В. Н. Дахнова и других советских геофизиков.
Советские геологи, вооруженные передовой теорией, выполняют
геологические работы огромного объема. Неисчерпаемы минеральные
ресурсы нашей обширной Родины. Об этом свидетельствует тот факт,
что по разведанным запасам важнейших полезных ископаемых за срав-
нительно короткий срок СССР занял ведущее место в мире.
Самые последние годы ознаменовались открытиями новых крупных
месторождений. Велико значение открытия месторождений высокока-
чественных железных руд на Украине, в Тургайском прогибе, на Даль-
нем Востоке, угля, новых уникальных месторождений нефти и газа в
Западно-Сибирской низменности и многих других полезных ископае-
мых.
Трудами геологов ежегодно решаются сложнейшие задачи инженер-
ной геологии, грунтоведения, мерзлотоведения на крупнейших стройках
страны. Гидрогеологами оцениваются ресурсы подземных вод с целью
рационального использования их. Грандиозная программа развития на-
родного хозяйства СССР, намеченная XXIV съездом КПСС, поставила
перед геологами чрезвычайно важные задачи в деле дальнейшего рас-
ширения и укрепления минерально-сырьевой базы, имеющей огромное
значение для обеспечения высоких темпов строительства коммунизма.
И нет сомнения в том, что многотысячная армия советских геологов,
вооруженная передовой научной теорией, приложит все силы для вы-
полнения директив исторического XXIV съезда КПСС.
ГЛАВА 21
БЛИЖАЙШИЕ ЗАДАЧИ ГЕОЛОГИИ
XXIV съезд Коммунистической партии Советского Союза принял
решения, предусматривающие дальнейший быстрый рост народного
хозяйства страны в предстоящем пятилетии 1971—1975 гг., рост, на-
правленный на все более полное удовлетворение потребностей совет-
ских людей. «Главная задача пятилетки состоит в том, чтобы обеспе-
чить значительный подъем материального и культурного уровня жизни
народа на основе высоких темпов развития социалистического произ-
водства, повышения его эффективности, научно-технического прогресса
и ускорения роста производительности труда» *. Вдохновляющая про-
грамма развития советского общества, советского социалистического
хозяйства, программа, опирающаяся на великие достижения советского
народа за послевоенные годы, встречает единодушное одобрение совет-
ских людей и огромный резонанс среди трудящихся других стран.
Съезд уделил большое внимание вопросам научно-технического
прогресса и в том числе вопросам развития геологической науки и прак-
тики. Решения съезда предусматривают всемерное развитие фундамен-
тальных и прикладных научных исследований и быстрое внедрение их
результатов в народное хозяйство, в том числе «проведение исследова-
ний в области геологии, геофизики и геохимии для выявления законо-
мерностей размещения полезных ископаемых, повышения эффективности
методов их поиска, добычи и обогащения»1 2. Съезд поставил задачу
довести в 1975 г. добычу нефти до 480—500 млн. тонн, газа — до 300—
320 млрд. куб. метров, каменного угля — до 685—695 млн. тонн, вы-
плавку стали — до 142—150 млн. тонн и производство готового
проката — до 101—105 млн. тонн; в цветной металлургии — увеличить
выпуск продукции в 1,4 раза, ускорить развитие сырьевой базы для
производства алюминия, меди, свинца, вольфрама, молибдена, сурьмы,
олова, ртути; развивать опережающими темпами производство мине-
ральных удобрений; довести производство электроэнергии до 1030—
1070 млрд, киловатт-часов. Съезд указал на необходимость «расширить
работы по геологическому изучению земных недр и разведке минераль-
но-сырьевых ресурсов прежде всего в районах действующих горных
предприятий, а также в районах, наиболее экономически выгодных для
промышленного их освоения. Усилить разведку на нефть и газ, особен-
но в европейской части страны, коксующиеся и энергетические угли,
1 Директивы XXIV съезда КПСС по пятилетнему плану развития народного хозяй-
ства СССР на 1971—1975 годы. «Материалы XXIV съезда КПСС». М., Политиздат,
1972, стр. 239.
2 Там же, стр. 244.
574
высокосортные бокситы, важнейшие цветные, редкие и драгоценные
металлы, алмазы, сырье для производства минеральных удобрений, осо-
бенно фосфатных, разведку подземных вод, а также усилить поисково-
разведочные работы по выявлению месторождений богатых железных
руд в районах Сибири и Урала. Развернуть поисково-разведочные ра-
боты в прибрежных шельфовых зонах морей и океанов с целью выяв-
ления перспективных подводных месторождений нефти и газа. Расши-
рить исследования прибрежных россыпных месторождений золота, оло-
ва и других рудных полезных ископаемых. Повысить экономическую
эффективность геологоразведочных работ» *.
Самоотверженный героический труд советских геологов обеспечип
народное хозяйство страны всеми видами необходимого ей минераль-
ного сырья. Министр геологии СССР А. В. Сидоренко еще в 1967 г.
имел основание сказать, что «по разведанным запасам большинства,
полезных ископаемых Советский Союз занимает ведущее положение
в мире. Это относится к железным и марганцевым рудам, хромитам,
титану, углю, асбесту, никелю, свинцу, молибдену, вольфраму, ртути,
сурьме, нефти, природному газу, фосфорным рудам, калийной соли и
другим видами минерального сырья»1 2. За прошедшие с того времени
шесть лет было открыто много новых богатейших месторождений —
в том числе нефти, газа. Можно сказать, что «ни в ближайшие
годы, ни в обозримом будущем голода в тех или других минеральных
ресурсах не будет, промышленность будет полностью обеспечена всеми
необходимыми видами минерального сырья»3.
Однако, как говорил в 1763 г. наш великий соотечественник, осно-
ватель Московского университета М. В. Ломоносов, «металлы и мине-
ралы сами на двор не придут, — требуют глаз и рук к своему приис-
ку»4. Сами они не придут и сейчас. Нужен труд, труд геолога, воору-
женного современной теорией, труд разведчика недр, вооруженного
современной техникой, труд экономиста, чтобы обеспечить, как требо-
вал В. И. Ленин, «рациональное размещение промышленности в Рос-
сии с точки зрения близости сырья и возможности наименьшей потери
труда при переходе от обработки сырья ко всем последовательным
стадиям обработки полуфабрикатов вплоть до получения готового
продукта»5 — и тогда, в условиях планового, построенного на научной
основе, хозяйства мы получшм наибольший эффект, наилучшие резуль-
таты, направленные на полное удовлетворение нужд советского че-
ловека.
Современная геология, призванная обеспечить бурно развиваю-
щееся социалистическое производство всеми материалами минерально-
го происхождения — сложная, разветвленная отрасль знания, исполь-
зующая разнообразные методы научного исследования, не только свои,
традиционные, но и методы смежных наук, физики, химии, биологии,
математики.
Какие же задачи предстоит решать геологии в ближайшем бу-
дущем?
1 Директивы XXIV съезда КПСС по пятилетнему плану развития народного хозяйства
СССР на 1971—1975 годы. «Материалы XXIV съезда КПСС». М„ Политиздат, 1972,
стр 252.
2 А. В. Сидоренко. Геология сегодня и завтра. «Правда», № 157, 6 июня 1967.
3 А. В. Сидоренко. Геология в 2000 году. «Наука и жизнь», 1971,'№ 2, стр. 28.
4 М. В. Ломоносов. Первые основания металлургии или рудных дел. Поли. собр.
соч. М. — Л., Изд-во АН СССР, т. 5, 1954, стр. 621.
5 В. И. Л ев ин. Поли. собр. соч., т. 36, стр. 228.
575
Прежде всего, необходима разработка разнообразных и сложных
вопросов теоретической геологии, определяющей перспективы
поисков тех или иных полезных ископаемых. Уже сейчас карты прогно-
за нефтеносности, угленосности и т. п. дают возможность целенаправ-
ленно вести поиски месторождений. В истории геологии есть много
блестящих примеров того, как теоретические соображения привели к
успеху, к открытию заранее ожидавшихся месторождений; достаточно
напомнить об открытии месторождений апатита на Кольском полуост-
рове или алмазов в Сибири. Изучение истории Земли и основных зако-
номерностей, определяющих ее развитие за 5 миллиардов лет, количе-
ственная оценка роли различных эндогенных источников энергии, строе-
ние земной коры, а также строение верхней мантии, пути миграции и
условия накопления полезных ископаемых, взаимоотношение материков
и океанических впадин, история геосинклиналей, складчатых зон и
платформ, геологический смысл геофизических полей, история жизни
на нашей планете и роль организмов в строении осадочной оболочки,
ход процессов магматизма и метаморфизма — можно назвать множе-
ство проблем, которые ждут дальнейшей разработки и изучение кото-
рых в конце концов приведет к созданию единой теории Земли,
ее происхождения, истории и строения. Теория должна опережать прак-
тику. Советская геология, построенная на базе тщательного полевого
изучения огромных пространств, запечатлевших в себе все этапы исто-
рии Земли, и вооруженная диалектическим методом познания, должна
решать и успешно решает новые все более сложные задачи.
Все возрастающее значение будет принадлежать физическим
методам исследования земных недр. Уже сейчас почти все новые место-
рождения нефти и газа выявляются с помощью геофизической развед-
ки. Усовершенствование аппаратуры и методов интерпретации наблю-
дений, удешевление производства геофизических исследований и
уточнение результатов, квалифицированное использование результатов
геофизических работ геологами — таковы пути все более глубокого
проникновения геофизики в геологическую практику, которая уже сей-
час немыслима без данных геофизики.
Столь же перспективны и многообещающи геохимические ме-
тоды исследования. Уже сейчас становится ясной исключительная роль
химических процессов, протекающих в Земле, в развитии мантии, фор-
мировании земной коры, распределении химических элементов, осадков,
горных- пород, минералов, полезных ископаемых. Теория хода химиче-
ских процессов в Земле за все время ее существования, с одной сторо-
ны, и геохимические поиски месторождений полезных ископаемых,
с другой — две составные части современной геохимии, науки, основы
которой были заложены В. И. Вернадским и А. Е. Ферсманом и кото-
рая успешно развивается в наше время.
Развитие физических и химических методов, а также бурения, по-
зволит проникнуть взгляду геолога в глубины земной коры —
те глубины, которые для непосредственного использования пока еще
недоступны, но которые неизбежно будут все шире вовлекаться в прак-
тическую деятельность человека. Многие месторождения, лежащие у по-
верхности земли, давно открыты, давно используются, а некоторые
даже выработаны. Это не значит, что уже все такие месторождения
обнаружены. Просторы нашей страны так обширны, что есть еще мно-
жество мест мало исследованных, где геолога ждут новые открытия.
Недра хранят богатства почти неисчерпаемые. Это касается и таких
районов, где коренные породы обнажаются на поверхности, и таких,
где они закрыты более или менее мощным чехлом новейших отложений.
576
Давно ли бескрайние пространства Западно-Сибирской низменности,
с ее тайгой и болотами казались бесплодными. Но именно здесь в ре-
зультате широко поставленных целенаправленных геологоразведочных,
особенно геофизических, работ были обнаружены совершенно фанта-
стические по запасам месторождения нефти и газа, которые волею со-
ветского человека быстро осваиваются, образуя новую крупнейшую базу
ценнейшего сырья. Здесь в 1980 г. будет добываться более 250 млн. тонн
нефти. Столь же важной представляется задача изучения кристалличе-
ского фундамента, подстилающего осадочные породы Русской платфор-
мы. Архейские и протерозойские метаморфические и изверженные поро-
ды фундамента местами выходят на поверхность — на Балтийском щите
(Карелия, Кольский п-ов), в Воронежском и Украинском кристалличе-
ских массивах — и здесь они содержат богатые залежи апатита, же-
лезной руды и других ископаемых. Можно себе представить, сколько
еще неизвестных месторождений расположено в породах фундамента
под чехлом осадочных пород палеозойского возраста. Первая же по-
пытка изучить строение фундамента под равнинами Центрально-Чер-
ноземного района привела к открытию многочисленных перспективных
скоплений руд никеля.
Таким образом, проникая разведкой во все более глубокие гори-
зонты, советские геологи будут обнаруживать новые запасы минераль-
ного сырья, притом не только в местах, еще не освоенных промышлен-
ностью, но и в районах развитой промышленности, как того требуют
директивы XXIV съезда КПСС.
Далее, перед советской геологией стоят увлекательные задачи по
изучению дна морей и океанов — в первую очередь в зоне
шельфа, т. е. в прибрежной мелководной части. Площадь шельфа,
окружающего территорию СССР, очень велика, достигает нескольких
миллионов квадратных километров. Здесь уже разведаны и эксплуати-
руются месторождения нефти, газа (например, близ Апшеронского по-
луострова), определены новые перспективные на нефть структуры, из-
вестны скопления марганцевых руд, минералов, содержащих медь,
никель, кобальт, алюминий, железо. В близкого будущем шельф должен
стать поставщиком разнообразных минеральных ископаемых, в которых
нуждается бурно развивающееся народное хозяйство. Только нужно не
забывать, что эксплуатация минеральных богатств в зоне шельфа потре-
бует особого внимания к вопросам обеспечения чистоты морских вод.
Жизнь поставит перед геологией задачу по обеспечению промыш-
ленности новыми видами минерального сырья. Потребуется добы-
вать во все возрастающих масштабах руды ванадия, тантала, ниобия,
цезия, лития, рубидия, бериллия, циркония, иттрия, европия, не говоря
уже о новых требованиях к таким рудам, как руды алюминия, молиб-
дена, цинка и т. д. Потребуется разработать новые поисковые критерии,
новые способы разведки, новые технические приемы, чтобы успешно
искать месторождения таких минералов, с которыми до настоящего
времени геологи были мало знакомы.
Станет важнейшшм полезньнм ископаемым и вода, обыкновенная
пресная вода, запасы которой отнюдь не безграничны. Еще
А. П. Карпинский писал, что нет более драгоценного ископаемого, чем
вода. Во многих странах водный голод уже стал проблемой государст-
венного значения. У нас пресной воды много. Ее возобновляемые еже-
годно запасы исчисляются в 4000 км3. Но уже сейчас наше народное
хозяйство расходует в год около 350 км3 пресной воды, а в дальнейшем
потребуется значительно больше. Геологам и географам предстоит
решать здесь несколько задач: разработать рациональную схему ис-
37 Общая геология
577
пользования, перераспределения и охраны поверхностных вод, рек и
озер, изучить, оценить и ввести в хозяйственный обиход подземные воды
и совместно с химиками разработать методы опреснения соленых вод
морей с одновременным извлечением из них полезных составных мине-
ральных частей — магния, золота и других элементов.
Возникнет — впрочем возникла уже давно — еще одна задача —
использование практически неограниченных запасов подземного
Рис. 20 1. Строится Токтогульская гидроэлектрическая станция
тепла. Как известно, с глубиной температура недр Земли повышается»
и на глубине в 4—5 км, а в некоторых местах и ближе, доходит до 100°.
Отсюда открываются увлекательные возможности использования этого
природного тепла — ив промышленности, и в сельском хозяйстве»
и в качестве еще одного источника энергии. Успешные опыты такого
рода имеются и за границей и у нас. На природном паре или горячих
водах работают электростанции (в Италии, на Камчатке), отапливают-
ся жилые здания и парники (в Исландии, Новой Зеландии). Чтобы
найти природную горячую воду, совсем не обязательно отправляться
в районы действующих вулканов. Она есть всюду и дело лишь за тех-
ническими средствами, которые позволят превратить подземное тепло-
в экономически выгодный источник энергии.
Все большее значение будет приобретать инженерная геоло-
гия. При том размахе строительства, которое характеризует развитие
социалистического народного хозяйства, инженерная геология и грунто-
ведение становятся важнейшей отраслью не только теоретической, но и
прикладной геологии. Причем дело нс только в масштабах строитель-
ства. Дело еще также н в том, что мы возводим все более и более
технически сложные сооружения: крупнейшие, оснащенные совершен-
нейшей техникой заводы, мосты, туннели, уникальные гидроэлектро-
станции (рис. 20.1), целые города и промышленные районы. Многие из
них возводятся в сложных условиях геологической и гидрогсологиче-
578
ской обстановки, рельефа, мерзлотных явлений, сейсмичности. Насущ-
ная задача состоит в том, чтобы обеспечить долговременное функцио-
нирование всех сооружений и — в том случае, если сооружения
размещаются в сейсмических районах — их полную сохранность и без-
опасность. Уже сейчас инженерно-геологические изыскания ведутся
в весьма широких масштабах, а в будущем роль такого рода изысканий
будет все возрастать. , •
Совершенно новая глава открывается в естествознании — в том
числе и геологии — в связи с необыкновенными достижениями техники
космических исследований. Изучение космического простран-
ства, Луны, планет открывает перед геологией новые перспективы в ре-
шении сложнейших теоретических задач. С другой стороны, изучение
самой Земли при взгляде на нее из космоса, т. е. с помощью искусст-
венных спутников, позволяет наметить совсем новые пути рассуждений,
новые методы исследования и поверхности Земли, и ее внутреннего
строения. Планетарная геология будет энергично развиваться
в ближайшие годы, что даст в руки геологов новые возможности, при-
несет новые результаты.
И, наконец, еще одна задача, мимо которой не может пройти совре-
менная геология — это задача охраны природы, охраны мине-
ральных ресурсов, о чем также говорится в решениях XXIV съезда
КПСС. Деятельность человека стала фактором геологического значе-
ния. Человек преобразует природу в своих интересах, улучшая условия
существования, исправляя «ошибки» природы, мобилизуя все ее возмож-
ности и ресурсы для удовлетворения своих потребностей. Но при неосто-
рожном обращении с природой можно спровоцировать такие процессы,
которые приведут к нежелательным, а порою и опасным следствиям.
Уничтожение лесов приводит к понижению уровня грунтовых вод и об-
мелению рек. Неумеренное распахивание почвы возбуждает процессы
эрозии и рост оврагов. Загрязнение рек и озер уничтожает запасы рыбы.
Прогрессирующее загрязнение морей и океанов заметно ухудшает усло-
вия жизни всех обитателей морской среды. За последние полвека
бесследно исчезло более тысячи видов обитателей моря. «Если океан
умрет, — писал известный французский акванавт Жан-Ив Кусто, — не
выживет и человек». Пленка нефти, все шире разливающаяся по поверх-
ности морей и океанов, препятствует испарению воды и нарушает есте-
ственный ход кругооборота влаги. Иссушение климата благоприятст-
вует развитию пустынь, быстро наступающих на культурные земли.
Сжигание минерального топлива в двигателях автомобилей, в топках
заводов, в котлах электростанций нагревает воздух и обогащает его
углекислотой, что сопровождается заметным повышением температуры
приповерхностной части атмосферы и в свою очередь ухудшает климат.
За год во всех странах сжигается сейчас столько нефти, газа и угля,
сколько природа создала за миллион лет, и через 30 лет средняя тем-
пература на Земле повысится на 1—2°. Загрязнение воздуха твердыми
частицами и различными газами вредно отражается на растительности
и провоцирует болезни легких. Все вместе взятое приводит к такому
изменению условий существования жизни на Земле, которое в ряде
стран уже привело к катастрофическим последствиям. Бороться с та
ким ходом событий в условиях капиталистического общества невозмож-
но. В обществе, где господствует закон наживы, где война становится
главным источником наживы, где ни во что ставится жизнь человека —
в таком обществе не до забот об охране природы. В обществе социа-
листическом охрана природы становится делом государственной важ-
ности. Действенный контроль за состоянием жизненной среды — в па-
371
579
ших силах. В Советском Союзе, в других социалистических странах
действуют законы об охране природы, об охране природных, в том чис-
ле минеральных, ресурсов. XXIV съезд Коммунистической партии Со
ветского Союза с новой силой подчеркнул жизненное значение забот
об охране природы. Многое уже сделано, но еще более обширные зада
чи в этом отношении придется решать советским ученым в предстоящие
годы. Возникла новая отрасль геологии — геогигиена, в развития
которой и практическом применении решающая роль принадлежит
советским геологам. «Сейчас, — писал акад. В. И. Вернадский, — мы
переживаем новое геологическое эволюционное изменение биосферы
Мы входим в ноосферу (греч. v6og — ум, мысль)... Но важен для нас
факт, что идеалы нашей демократии идут в унисон со стихийным гео-
логическим процессом, с законами природы, отвечают ноосфере. Можно
смотреть поэтому на наше будущее уверенно. Оно в наших руках. Мы
его ие выпустим».
Почетна роль геологии в нашей стране. Тысячи и тысячи молодых
геологов нужны нашему государству. «Геологическая служба и наука,—
говорил академик А. В. Сидоренко в своем «Слове к молодым
геологам», — ждут творчески мыслящих, смелых, высококультурных
специалистов — геологов, геофизиков, буровиков, разведчиков... Счаст-
ливого пути, молодые друзья, в большую очень интересную, но трудную
геологическую жизнь!»
ЛИТЕРАТУРА
Ленин В. И. Набросок плана научно-технических работ. Поли. собр. соч., т. 36.
Директивы XXIV съезда КПСС по пятилетнему плану развития народного хозяйства
СССР на 1971—1975 годы М., Политиздат, 1971.
Граиик Г. И., Мазакова М. Б. Вопросы размещения производительных сил. М,
«Знание», 1969.
Котлов Ф. В., Братнина И. А., Снпягнна И. К. Город и геологические про-
цессы. М., «Наука», 1967.
Кузнецов Н. Г. Сокровища наших рек. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Ломоносов М. В. Первые основания металлургии или рудных дел, прибавление
второе — О слоях земных, § 170 Поли, собр соч., т. 5. ДА—Л., Изд-во АН СССР,
1954.
Мельников Н. В. Проблемы использования природных ресурсов. М., Изд-во АН
СССР, 1967.
Некрасов И. Н. Научные основы размещения производительных сил прн социа-
лизме. «Плановое хозяйство», 1966, № 2.
Обручев В А. Счастливого пути вам, путешественники в третье тысячелетие! «Зна-
ние — сила», 1954, № 3.
Проблемы геогпгпены (материалы симпозиума). Азербайджанский институт усовер-
шенствования врачей. Баку, 1968
Сидоренко А. В. Геология в 2000 году. «Наука н жизнь», 1971, № 2.
Сидоренко А. В. Европейская часть страны раскрывает недра. «Коммунист», 1970,
№ 18.
Сидоренко А. В. Слово к молодым геологам. М., «Недра», 1964
Сидоренко А. В. Человек — техника — Земля. М., «Недра», 1967.
Тихомиров В. В. Ведущие элементы прогресса геологии за последние 200 лет. «Тр.
Межлунар симпозиума по истории геологических наук». Ереван, 1970.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Абиссальная область 338
Абиссальные осадки 347
Абляция 232
Абразионная поверхность 166
Абразионная терраса 321
Абразия 321
Абсолютная влажность воздуха 78
Абсолютный возраст 60
Абсолютная геохронология 60
Агломерат 512
Агрегатное состояние 28
Айсберг 226
Айсберговые осадки 346
Аккумуляция 111, 158
Актуализм 66
Аласы 274
Алеврит 372
Алевролит 372
Аллитная стадия выветривания 98
Аллохтон 419
Аллювий (аллювиальные отложения)
158, 162
Аллювий горный рек 165
Аллювий констративный 165
Аллювий перстративный 164
Аллювий пойменный 163
Аллювий русловой 162
Аллювий старичный 163
Аллювиально-дельтовая равнина 171
Аллювиальная россыпь 169
Альпийская складчатость 546
Альпийские движения 449
Альпийский ледник 223
Аммонит 58
Аммоноидеи 57
Амплитуда разрыва 414
Амфибии 57
Ангидрит 374
Антеклиза 404
Антиклиналь 397
Антиклинорий 403
Антипассат 76
Антициклон 77, 121
Антрацит 376
Антропогеновый период 251
Апофиз 519
Аргиллит 372
Аргоновый метод 62
Аркозовые пески (песчаники) 371
Артезианская вода 192
Артезианский бассейн 192
Археозойская эра 50
Археозойская группа 50
Археоциаты 57
Ассимиляция 517
Асфальт 381
Астеносфера 23
Атмосфера 7, 71
Атмосферные осадки 72
Атолл 342
Атомный вес 62
Аутохтон 419
Аэрация (зона) 188
Базальтовая оболочка 20
Базис эрозии 154
Байджерах 273
Баланс ледника 232
Баланс подземных вод 194
Бандайсанский тип (вулканы) 494
Бар 331
Бараний лоб 237
Барранкосы 491
Бархан 124
Барханная цепь, гряда 125
Барханные пески 124
Барьерный риф 342
Батиальная область 338
Батиальные осадки 334
Батолит 517
Бесчелюстные 57
Белемниты 58
Бентос 312
Берег абразионный 325
Берег аккумулятивный 325
Берег бухтовый 326
Берег ингрессивный 326
Берег лагунный 333
Берег приглубый 320
Берег отмелый 325
Береговой бар 333
Береговой риф 342
Биогеохимия 568
Биосфера 7
Биоценоз 312
Бисмалит 517
Бифуркация 171
Бластоидеи 57
Бластическая структура 539
Блюдце (просадочное) 273
Богхед 377
Боковая эрозия 153
Болота верховые 294
Болота низинные 292
Болота переходные 294
Болота приморских низин 295
Болотная известь 295
Болотная руда 295
581
Брахиоподы 57
Брекчия 371
Брекчия трения (тектоническая) 413
Бриз 77
Бровка террасы 167
Брюхоногие моллюски 58
Бугристые пески 129
Бугры пучения 276
Бугры торфяные крупные 276
Булгуннях 278
Бурый уголь 376
Бурые почвы 108
Бурун 316
Валдайское оледенение 252
Валуны 237
Ванна выпахивания 238
Веерообразная складка 398
Век (геохрон.) 50
Вертикальная амплитуда (разрыва) 414
Верхородка 186
Вечная мерзлота 265
Взброс 419
Вивианит 295
Виргация 403
Висячая долина 240
Висячее крыло (разрыва) 414
Влагоемкость 181
Внутреннее строение Земли 9
Водно-ледниковые отложения 246
Водоносный слой 187
Водопад 155
Водопроницаемые породы 180
Водораздел 177
Водоросли 59
Водосборный бассейн 146, 175
Водоупорные породы 180
Возраст Земли 64
Возраст Солнца 64
Волнистая лава 511
Волнистое погасание 388
Волноприбойная ниша 321
Воронки карстовые н термокарстовые
200
Воронка просадочная 201
Восходящий источник 193
Впадина глубоководная 303
Временные горные потоки 145
Вселенная 36
Всестороннее давление 29, 391
Вулкан 489
Вулканизм 489
Вулканическая бомба 512
Вулканический пепел 512
Вулканический песок 512
Вулканический туф 512
Вулканогенные осадки 335, 350
Выветривание 84
Выветривание физическое 85
Выветривание химическое 90
Выдувание (дефляция) 111
Высота складки 396
Выщелачивание 198
Вюрмское оледенение 252
Гавайский тип (вулканов) 494
Гайоты 302
Галактика 37
Галит 291
Глинистые породы 372
Гейзер 514
Гейзерит 516
Гексакораллы 58
География землетрясений 458
Геокриология 9, 265
Геоид 16
Геология 7
Геология землетрясений 476
Геология нефти и газа 574
Геология рудных ископаемых 570
Геология угля 574
Геосинклиналь 537, 547
Геотектоника 8
Геотермия 9, 26
Геотермическая ступень 26
Геотермический градиент 26
Геофизика 574
Геохимия 8, 568
Геохронологическая таблица 51
Геохронологическая шкала 49
Герцинская складчатость 546
Гигроскопическая вода 182
Гидратация 93
Гидрогеология 9, 180, 573
Гидрографическая сеть 179
Гидродинамическое давление 215
Гидроидные 57
Гидролакколит 278
Гидролиз 92
Гидрология 9
Гидростатический напор 191
Гидростатическое давление 191
Гидростатическое равновесие 14
Гидросфера 7
Гидротермальная жила 520
Гидротермальный метаморфизм 535
Гидротермальная стадия (минер.) 522
Гннкговые 59
Гипергенез 360
Гипотеза И. Канта 38
Гипотеза Л. Лапласа 39
Гипотеза Г. Фесенкова 42
Гипотеза О. Шмидта 40
Гипергенпая стадия (минер.) 522
Гипс 374
Гипсовая пустыня 138
Гипсографическая кривая 300, 544
Глауконит 371
Глауконитовый ил (песок) 371
Глетчерный лед 222
Глинистый карст 209
Глинистые породы 372
Глинистые пустыни 137
Глины осадочные 372
Глины остаточные 372
Глобигериновый ил 347
Глобигерины 347
Глубина очага землетрясения 474
Глубинная (донная) эрозия 153
Глубинный разлом 429
Глыбовая лава 511
Глыбовая структура 550
Гляциодислокации 258
Гляциология 9, 222
Гнейс 540
Головоногие моллюски 57
Голосеменные 59
Гольцы 276
Гондвана 259
582
Гоииатиты 57
Горизонтальная амплитуда разрыва 414
Горный компас 396
Горные ледники 223
Горные породы 7
Горный удар 388
Горнодолинный ветер 77
Горст 416
Горючий сланец 378
Грабен 415
Грабен-синклиналь 415
Гравиметрический метод (изуч. стр. Зем-
ли) 19
Гравиметрия 9
Гравитационная вода 182
Гравитационная аномалия 19
Гравитационная дифференциация 35
Гравитационный сброс 416
Градационная слоистость 353
Гранитизация 518
Гранитная оболочка 20
Граувакковые песчаники 371
График «напряжение—деформация» 387
Гребневидная складка 398
Грейзен 535
Грот 204
Грунтовые воды 187
Группа (стратигр.) 49
Грядово-лунковые пески 129
Грядово-ячеистые пески 129
Грязевой вулкан 516
Губки 57
Гуминовые вещества 104
Гумификация 296
Гумус 104, 375
Гумусовые кислоты 95
Гюнцское оледенение 252
Давление внутри Земли 25
Дайка 520
Двустворчатые моллюски 59
Девонский период 50
Девонская система 50
.Дельта 170
Дельта древняя 173
Дельтовые отложения 171
Делювий 142
Деляпсивные оползни 212
Дендритовые ледники 224
Денудация 65
Денудационная поверхность 451
Дерново-подзолистые почвы 106
Десквамация 85
Детрузивные оползни 212
Дефляция 111, 112
Деятельный слой 270
Диагенез 355, 387
Диалектика 66
Диапировые структуры 407
Диастрофизм 546
Диатомит 373
Диатомовые водоросли 312
Диатомовый ил 348
Диатрема 492
Диафторез 537
Дивергенция 318
Динамическая геология 8, 10
Динамические параметры очага земле-
трясения 479
Динамометаморфизм 535
Динозавры 58
Дисгармоничная складчатость 401
Дифференциация 520
Диффузия 356
Дихотомирующие складки 403
Длина дуги меридиана 16
Длина дуги одного градуса 16
Длина экватора 16
Днепровское оледенение 252
Долгота (географ.) 15
Долины рек 159
Долины V-образного типа 159
Доломит 373
Доломитизация 373
Доломитовая мука 207
Древние оледенения 251
Дренирование (разгрузка) 191
Друмлин 244
Дюны 132
Дюнные пески 132
Дюны параболические 134
Единство эндогенных и экзогенных про-
цессов 66
Желваки 375
Железная шляпа 92
Железное ядро Земли 33
Желтозем 109
Жеода 357
Жерло вулкана 490
Жесткость воды 195
Живая сила реки 153
Жильный лед 267
Журавчик 120
Зандры 247
Зандровые равнины 247
Закон Гука 388
Закон скалывающих напряжений 392
Закрытые складки 398
Замок складки 396
Зеленый ил (песок) 345
Землетрясение 456
Земная кора 20, 30, 543
Земноводные 57
Зеркало грунтовых вод 187
Зеркало скольжения 211
Зеркало трения 413
Знаки ряби 339
Зона аэрации 188
Известняк 373
Изгиб 393
Излучина реки 161
Изоклинальные складки 398, 400
Изосейсты 468
Изостазия 557
Изотепмы 306
Изотопы 62
Иллювиальный почвенный горизонт 105
Ингрессия 326
Инженерная геология 10, 573
Инсоляция 86
Интенсивность землетрясений 467
Интрузивные породы 528
Интрузия 517
Инфильтрационная вода 184
583
Инфильтрация 184
Исполинские котлы 156
Истинная амплитуда (разрыва) 414
Историческая геология 8, 9
Источники восходящие 193
Источники нисходящие 193
Источники подземных вод 193
Исчезающие озера 202
Исчезающие реки 202
Ихтиозавры 58
Кайнозойская группа 50
Кайнозойская эра 59
Каледонская складчатость 546
Калий 62
Калининское оледенение 252
Кальдера 491
Каменистая пустыня 137
Каменная соль 374
Каменноугольный период 54
Каменный полигон 279
Каменный поток 276
Каменные развалки 88
Каменный уголь 376
Кам 248
Камовые террасы 249
Каньон 159
Каолин 93
Капиллярная вода 182
Капиллярная кайма 187
Кар 238
Карбонатизация 93, 535
Карры 198
Карст 198
Карст средиземноморский 208
Карст среднеевропейский 208
Карстовые воды 200
Карстовая воронка 200
Катагенез 360
Катазона 537
Катакластический динамометаморфизм
536
Катастрофизм 562
Каустобиолиты 375
Каштановые почвы 108
Кварцит 541
Кембрий (кембрийский период) 57
Кембрийская система 50
Кеннели-богхеды 377
Киммерийская складчатость 546
Кислородный потенциал 92
Кислая сиаллитная стадия выветрива-
ния 98
Кислые породы (хим.) 531
Кишечнополостные 57
Кливаж 400, 425
Кливаж разлома 425
Кливаж течения 427
Климат 82
Клифф 321
Коагуляция 173
Кокколитофориды 312
Колебательные движения 411, 432
Коллекторы нефти 379
Коллювий 88
Колонка отложений 50
Конвенционные течения 555
Конвергенция 318
Конгломерат 371
Конденсационная вода 184
Конденсационная теория 184
Конечная морена 243
Конечноморенные гряды 243
Конкреция 551
Контактовый ареал 534
Континентальный склон 302
Контракция 562
Конус выноса 146
Кора выветривания 95
Кора каолинитовая 96
Кора латеритная 96
Кораллы 340
Коралловый риф 340
Корни (шарьяжа) 419
Корразия 111, 116
Коррозия 204
Коса 330
Косая складка 398
Космические лучи 63
Космогония 36
Котловина карстовая 201
Краевая ледниковая трещина 236
Красная глубоководная глина 349
Краснозем 109
Красный ил 345
Кратер 490
Кремневая конкреция 374
Кремнистые породы 374
Кривая эрозии 154
Кристаллизационная вода 183
Кристаллизационная дифференциация
521
Кристаллизационная сланцеватость 536
Кристаллобластовая структура 539
Кристаллография 562
Кровля 393
Кручение 393
Крылья (складки) 396
Кулиса 403
Купол 403
Курум 276
Курчавые скалы 237
Кучевые пески 129
Лава 489, 510
Лагуна 331
Лагунные осадки 354
Лакколит 519
Ламинарное движение жидкости 152, 187
Лапилли 512
Латерит 96, 363
Латеритное выветривание 96
Лед-цемент 267
Лед сингенетический 269
Лед эпигенетический 269
Ледник 220
Ледник висячий 225
Ледник горный (долинный) 223
Ледник каровый 225
Ледник материковый 225
Ледник переметный (горный) 225
Ледник высокогорный (скандинавский)
230
Ледник предгорный 231
Ледниковая аккумуляция 236
Ледниковая долина (трог) 239
Ледниковое выпахивание 236
584
Ледниковые дислокации (гляцнодисло-
кации) 258
Ледниковые отложения 61, 246
Ледниковый цирк 238
Лежачая складка 398, 419
Лежачее крыло (разрыва) 414
Лейкократовые породы 531
Ленточные глины 61, 250
Лёсс 134, 146
Лёссовые пустыни 137
Ликвация 521
Лиман 169, 330
Лимно-гляциальные отложения 249
Лимнология 283
Лимнические угли 377
Линейная сланцеватость 409, 536
Линейные складки 403
Линзовидная сланцеватость 536
Линия падения 395
Линия простирания 395
Литогенез 358
Литология 574
Литологические признаки 60
Литоральная зона 337
Литоральные осадки 338
Литосфера 7
Лихвинское оледенение 252
Ловушки нефти 380
Ложе Мирового океана 302
Лопастная линия 57
Лополит 519
Маар 492
Магма 489, 520
Магматизм 9, 489
Магматическая дифференциация 521
Магматическая стадия (минер.) 522
Магнитометрия 9
Магматические породы 528
Магнитуда землетрясений 464
Магнитное поле 35
Маляспина, ледник 231
Мантия 21
Мангровый лес 338
Массивная текстура 540
Материковая отмель 339
Материковые дюны 132
Материнская порода 105
Меандры 161
Медуза 57
Межень 150
Межледниковье 251
Межмерзлотные воды 271
Межморенные отложения 251
Межоползневые гребни 212
Межпластовые безнапорные воды 189
Межпластовая интрузия 520
Межпластовые напорные воды 190
Мезозойская складчатость 546
Мезозойская группа (эра) 58
Мезозона 537
Мезосфера 74
Мезотрофиая растительность 294
Мел 373
Меланократовые породы 531
Мелкозернистая структура 529
Меловой период 50
Мергель 373
Мерзлая зона литосферы 265
Мерзлотоведение 265
Мерзлые породы 264
Мертвый лед 249
Метагенез 360
Металлическая фаза 34
Метаморфизм 533
Метаморфические горные породы 539
Метаморфические фации 538
Метасоматоз 357, 535
Метеориты 31, 35
Метод мощностей 444
Метод объемов 445
Методы изучения новейших движений
452
Механическое двойникование 390
Миграция нефти 379
Милонит 536
Миндалекаменная текстура 531
Миндельское оледенение (миндель) 252
Минерал 7
Минерализация воды 194
Минералогия 561, 567
Минеральные воды 196
Минеральные источники 196
Мирабилит 291
Мировой океан 298
Млекопитающие 59
Многогранник 119
Многолетнемерзлые горные породы 265
Многоярусные оползни 217
Модуль Юнга 388
Моноклиналь 397
Мономинеральные породы 85
Морена 57, 240
Морена абляционная 244
Морена внутренняя 242
Морена движущаяся 241
Морена донная 242
Морена напора 257
Морена отложенная 243
Морена отложенная конечная 243
Морена отложенная основная 243
Морена поверхностная боковая 241
Морена поверхностная срединная 241
Моретрясение 475
Морозное выветривание 88
Морозные породы 267
Морозобойные трещины 268
Морская терраса 321
Морские лилии 57
Морское течение 317
Моря котловинные 305
Моря окраинные 299
Моря средиземные (внутри копти пента ль
ные) 300
Моря эпиконтинентальные 305
Московское оледенение 252
Мофетта 513
Мощность отложений 60
Мрамор 541
Мур 148
Муссон 77
Мутьевые потоки 352
Мшанки 57
Нагорная терраса 276
Надвиг 417
Надмерзлотные воды 270
Надоползнсвой уступ 212
585
Надпойменная терраса 166
Наледь подземная 278
Наледь подземных вод 277
Наледь речная 277
Напор 190
Напорная вода 190
Напорный градиент 187
Наступление ледника 235
Наутилоидеи 57
Нектон 313
Неогеновая система 50
Неогеновый период 50
Неотектоника 432, 448
Нептунизм 559
Неритовая область (шельф) 338
Неритовые осадки 339
Несогласное прилегание 410
Нефть 378
Ниша волноприбойная 321
Ниша дефляционная 112
Ниша карстовая 200
Новейшие движения 451
Новейшие опускания 438
Новейшие поднятия 437
Ноосфера 7
Нуммулит 59
Нунатак 226
Обвалы 457
Обезглавливание рек 177
Область разгрузки (дренирования) 187
Обломочная стадия выветривания 98
Обломочные породы 367
Овраги 142, 143
Озера бессточные 286
Озера вулканические 284
Озера дельтовые 284
Озера ледниковые 284
Озера обвального происхождения 285
Озера пойменные 284
Озера плотинные 285
Озера проточные 286
Озера провальные (карстовые) 285
Озера тектонические 284
Озерная руда 289
Озерные отложения 288
Озероведение 283
Оз 247
Озокерит 380
Окварцевание 535
Океаническая впадина 550
Океанография 9
Океанология 9
Окисление 91
Окраинные моря 299
Окское оледенение 252
Оледенение (древнее) 251
Олигомиктовый песок 371
Олиготрофная растительность 294
Оолит 373
Оолитовый железняк 374
Оплывина 211
Опока 373
Оползень 211
Оползневое тело 212
Оползневая терраса 212
Оползневой цирк 212
Оползни глетчерного типа 218
Оползни двухъярусные 217
Оползни-обвалы 211
Оползни одноярусные 217
Опрокинутая складка 398
Органогенные горные породы 367
Органогенные осадки 334, 340
Ордовикский период 57
Ордовикская система 57
Орогенез 546
Орогеническая фаза 411
Орографическая снеговая граница 221
Ортоцерас 57
Осадочные породы 367
Осевая линия (ось складки) 396
Осевая плоскость (складки) 396
Основные породы (хим.) 20, 531
Остаточные деформации 388
Осташковское оледенение 252
Остракоды 57
Остроугольная складка 398
Осыпь 88
Оталькование 535
Отдел (страт.) 50
Отдельность 88, 427
Отдельность матрацевидная, шаровая
88
Отдельность столбчатая 88
Отлив моря 316
Относительная геохронология 48
Открытые складки 398
Относительная влажность воздуха 78
Отступание ледника 236
Отторженцы 257
Очковая текстура 540
Паводок 150
Палеогеографическая карта 448
Палеогеографическая кривая 441
Палеогеография 9
Палеозойская группа 50
Палеозойская эра 57
Палеонтологический метод 49
Палеонтология 9
Параболические дюны 134
Паразитический вулкан 490
Паралические угли 377
Параллельное несогласие 410
Параллельное прилегание 410
Пассат 77
Пегматит 522
Пелейский тип (вулкан.) 493
Пелит 339
Пенеплен 166, 451
Перегнойно-аккумулятивный почвенный
горизонт 105
Пересыпь 330
Период (геохрон.) 50
Пермский период 52
Пермская система 57
Пески 371
Песчаная пустыня 137
Песчаник 371
Петрография 8
Петрография осадочных пород 574
Петростатичсское давление 24
Пещерный лед 207, 269
Пирамидальные пески 127
Планктон 312
Пласт 393
Пластическая деформация 29, 389
586
Платформа 545
Плауновые 59
Пленочная вода 182
Плечеиогие 57
Плита 544
Плоскостной смыв 141
Плоскостная сланцеватость 536
Плотность 24, 34, 313
Площадь поверхности Земли 16
Плутонизм 489, 516
Пляж 321
Побочный вулкан 490
Поверхностная волна 465
Поверхность Мохоровичича 21
Поверхность напластования 393
Поверхность раздела I рода 21
Поверхность скольжения 211
Повторножильные льды 267
Погода 82
Погребенные льды 269
Подземные воды поровые 182
Подземные воды трещинные 182
Подземные воды трещинно-карстовые
182
Подземные льды 267
Подзолистые почвы 106
Подледннковая вода 246
Подмерзлотные воды 271
Подошва оползня 212
Подошва слоя 393
Пойма (пойменная терраса) 161
Покров (вулк.) 495
Покровные структуры 419
Покрытосеменные 59
Полигениые осадки 335, 349
Полигонально-валиковые образования
279
Полиминеральная порода 85
Полнокристаллическая структура 528
Половодье 150
Полосчатая структура 531, 539
Полярная ось 15
Полье 201
Поиора 200
Поперечная волна 465
Пористая текстура 531
Пористость пород 181
Порог 154
Порфировая структура 529
Постоянная всемирного тяготения 14
Почва 103
Почвообразовательный процесс 103
Правило Леукса 417
Практическая геология 9
Предел ползучести 391
Прерывистые складки 403
Пресмыкающиеся 58
Пресная вода 194
Прилив 316
Прирусловая (береговая) отмель 161
Причина землетрясений 476
Причина магматизма 524
Провальная воронка 201, 209
Прогноз землетрясения 486
Продольные барханные гряды 126
Продольногрядовые пески 127
Продольная волна 18
Продуктус 57
Продукты выветривания 95
Происхождение Земли 36
Пролювий 146
Промежуточная оболочка 22
Промилли 307
Простой сдвиг 393
Протерозой 50
Профиль равновесия реки 154
Профиль равновесия дна моря 328
Прямая складка 397
Псаммит 371
Псевдоморфоза 357
Псефит 370
Псилофит 59
Птероподовый ил 347
Птероподы 312
Пульсационная гипотеза 552
Пустынный загар 137
Пучение 276
Пуццолана 512
Пьезометрический уровень 191
Пьяный лес 213
Пятна-медальоны 279
Пятящаяся эрозия 154
Радиоактивная вода 197
Радиоактивные элементы 26, 62
Радиоляриевый ил 349
Радиолярии 312
Разрывные нарушения 412
Ракушечные осадки 340
Рассол 286, 291
Растяжение 392
Рапа 291
Регрессивная эрозия 144, 154
Регрессия моря 366
Режим ледников 232
Режим подземных вод 187
Режим рек 149
Речная система 175
Речная терраса 166
Рефракция 326
Ригель 240
Рисское оледенение 252
Риф 340
Рифообразующие организмы 340
Рифтовая долина 305
Роговики 534
Родник (источник) 193
Ротационные силы 65
Руководящие ископаемые 49
Русло реки 161
Рытвина 142
Рябь 339
Самосадки 290
Самосадочное соляное озеро 290
Сапропелит 290, 377
Сапропель 290
Сбрасыватель 414
Сброс 415
Свинец 63
Свободная поверхность грунтовых вод
190
Сдвиг 421
Седиментация 334, 358
Седиментогенные воды 185
Сезонная мерзлота 264
Сейсмическая тень 22
587
Сейсмическая шкала 467
Сейсмический метод 18, 452
Сейсмическое микрорайонирование 485
Сейсмическое районирование 483
Сейсмограмма 471
Сейсмограф 471
Сейсмология 9, 572
Сейсмическое строительство 485
Сель 148
Серая лесная почва 107
Серицитизация 535
Серозем 109
Сероводородные воды 197
Серпентинизация 535
Сжатие 392
Сиаллитная стадия выветривания 98
Сиаль 20
Сигмоида 403
Сидерит 375
Сила притяжения 14
Сила тяжести 14, 24
Силурийская система 57
Силь (сель) 148
Сингенетический 269, 358
Синеклиза 404
Синий ил 345
Синклиналь 397
Синклинорий 403
Система (страт.) 50
Скарны 535
Складка 395
Складка волочения 400
Складка основания 550
Складчатая зона 545
Складчатость 546
Складчатые нарушения 387, 393
Скольжение 390
Скорость распространения упругих воли
22
Скрытое несогласие 410
Сланцевая текстура 539
Сланцеватость 409
Слоистость 367
Слоистый вулкан 493
Слой 368, 393
Слой Голицына 23
Слойчатость 368
Слюдяной сланец 540
Сместитель 413
Смещение меандр реки 161, 162
Снеговая граница (линия) 220
Снеговая граница орографическая 221
Современные движения 451
Сода 290
Содовые озера 287, 290
Солевой метод 61
Соленая вода 194
Соленость воды 286, 307
Солифлюкционная терраса 275
Солифлюкция 275
Сольфатара 513
Солнечная система 36
Солонцы 109
Солончаки 109
Староречье 162
Сталагмит 206
Сталактит 206
Стекловатая структура 529
Стеногалинные организмы 311
Стратиграфическая амплитуда 4Г41-
Стратиграфическая шкала 49
Стратиграфический метод 48
Стратиграфия 48
Стратосфера 73
Стрежень 152
Стресс 422, 536
Стромболианский тип (вулкана) 494'
Структура (горных пород) 528
Ступенчатый сброс 416
Сублимация 222
Субмаринный источник 193
Сульфатное минеральное озеро 291
Сундучная складка 398
Суффозия 208
Сфероид 14
Схема развития животных и растений 56
Табуляты 57
Такыр 137
Тальковый сланец 540
Текстура 529
Тектонит 536
Тектонические движения 60
Тектонические нарушения 387, 39<
Тектонические озера 284
Тектоническое окно 419
Тектопограмма 546
Тектонофизика 572
Температура Земли 25
Температурное выветривание 85
Термокарст 272
Термокарстовые озера 285
Термосфера 75
Террасы рек 167
Террасы эрозионные 167
Террасы аккумулятивные 167
Террасы цокольные 167
Терригенные осадки (илы) 345
Теснина 159
Тетракораллы 58
Термоклинный слой 307
Тиксотропия 353
Тиксотропные илы 353
Тиллит 258
Тихоокеанская складчатость 546
Томболо 331
Торий 62
Торф 295, 375
Торфяной бугор 2/6
Трансгрессивное залегание 367
Трансгрессия 366
Трансляция 390
Трасс 512
Трепел 373
Трехгранники 119
Трещина на поверхности ледника 236
Трещина напластования 88
Трещина отдельности 88
Трещиноватость 88
Трещинно-полигональные образования
279
Трещинные вулканы 490
Трещинные излияния 495
Трещинные интрузии 519
Триасовая система 57
Трог 239
Тропосфера 73
Трубка взрыва 492
588
Турбулентное движение жидкости 152
Туфобрекчия 512
Тыловой шов террасы 167
Углекислые воды 197
Углерод 63
Углеродный метод 63
Угловая скорость 14
Угловое несогласие 410
Угол падения (скол) 395
Угол складки 396
Ультраосновные породы 21, 531
Ундуляция 403.
Упругие деформации 388
Урай (эл.) 62
Ускорение силы тяжести 24
Уступ террасы 167
Учение о полезных ископаемых 9
Ущелье 159
Фазовый переход 34
Факолит 519
Фауна 59
Фании 364
Фация абиссальная (весьма глубоковод-
ная) 365
Фация батиальная (глубоководная) 365
Фацня континентальная 364
Фация лагунная 364
Фация литоральная 365
Фация морская 364
Фацня неритовая 365
Филлит 540
Фирн 222
Флексура 398
Флора 60
Флювиогляциальные отложения 247
Флюидальиая текстура 531
Форамиииферовый ил 346
•Фораминиферы 312
Формация 367
Фосфоритовые породы 375
Фронт шарьяжа 419
Фумарола 513
Хететиды 57
Химические осадки 288, 334
Химические реакции в Земле 65
Химический состав Земли 30
Хионосфера 221
Хлоритизация 535
Хлоритовый сланец 540
Хонолит 519
«Храм» Сераписа 433
Хрупкие деформации 391
Центральный вулкан 490
Центробежная сила 14
Цератиты 57
Циклон 77
Цистоидеи 57
Цунами 319, 475
Частота землетрясений 471
Человек 251
Черви 57
Чернозем 102
Четвертичный период 50
Четырехлучевые кораллы 57
Шарнир складки 396
Шаровая текстура 531
Шарьяж 419
Шези (формула) 152
Шельф 301
Ширина складки 396
Широта (географ.) 15
Шлаковая текстура 531
Шток 518
Щелочность подземных вод 195
Щит 544
Эвригалинные организмы 312
Эвтектика 522
Экватор 15
Экваториальная ось 15
Экзогенные процессы 9, 65
Экзосфера 75
Экзотическая скала 419
Электпометрия 9
Элементы залегания слоя 395
Элементы складки 395
Эллипсоид вращения 14
Элювиальный горизонт почвы 105
Элювий 95
Эндогенные процессы 65
Энергия землетрясений 461
Эоловая аккумуляция 112
Эоловые отложения 112
Эоловые пески 119
Эоловый лёсс 119
Эпейрогенические движения 432
Эпейрофорез 553
Эпигенез 361
Эпигенетический лед 269
Эпизона 537
Эпиконтинентальные моря 305
Эпицентр 479
Эпоха (геохрон.) 50
Эра (геохрон.) 50
Эрозионный надвиг 421
Эрозия 142
Эрозия боковая 156
Эрозия донная 153
Эрратический валуи 251
Эскарп 424, 451
Эстуарий 170, 174
Этмодискусовые илы 348
Этмолит 517
Этно-везувнанский тип вулкана 493
Эффузивные породы 529
Ювенильные воды 185
Юрская система 50
Юрский период 50
Ядро (складки) 396
Ядро земного шара 22, 33
Ядро протыкания (в диапире) 407
Яньшаньская складчатость 546
Ярданг 119
Ярус (страт.) 50
Ячеистая поверхность 118
Ящикообразный тип долины 161
589
ОГЛАВЛЕНИЕ
От авторов..................................................................... &
Введение ...................................................................... 7
Часть I. Общие вопросы
Глава 1. ФИГУРА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ........................................13.
Глава 2. СТРОЕНИЕ, СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ ... 18
§ 1. Методы исследований................................................18
§ 2. Оболочки земного шара............................................. 20
§ 3. Плотность и давление внутри Земли..................................24
§ 4. Температура внутри Земли...........................................25
§ 5. Агрегатное состояние вещества внутри Земли.........................28
§ 6. Химический состав Земли................................' . . . 30
§ 7. Вопрос о природе ядра Земли .......................................33
§ 8. О происхождении Земли..............................................35
Глава 3. ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ ............................................... 43
§ 1. Относительная геохронология............................ . . 48
§ 2. Абсолютная геохронология...........................................60
§ 3. Изучение радиоактивности минералов как метод определения возраста
горных пород .......................................................... 62
§ 4. О геологических процессах.........................................66-
Часть II. Процессы внешней динамики (экзодинамика)
Глава 4. ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ ОБ АТМОСФЕРЕ..................................71 \
Глава 5. ПРОЦЕССЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ..........................................84
§ 1. Общее понятие о процессах выветривания.............................84
§ 2. Физическое выветривание . ...................................85
§ 3. Химическое выветривание............................................90
§ 4. Роль организмов в процессах химического выветривания...............94
§ 5. Кора выветривания.......................................... .... 95
§ 6. Почвы и почвообразовательный процесс..............................103
Глава 6. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА...............................111 ’
§ 1. Общие понятия о работе ветра...................................111
§ 2. Дефляция..........................................................112
§ 3. Перенос...........................................................115
§ 4. Корразия..........................................................116
§ 5. Эоловая аккумуляция и особенности эоловых отложений...............119
§ 6. Формы эолового песчаного и лёссового рельефа......................122
§ 7. Типы пустынь............................................ 137
Глава 7. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕ-
КУЧИХ ВОД...............................................................141
§ 1. Плоскостной смыв и работа временных потоков...................141
§ 2. Общие сведения о реках.............................................149
§ 3. Работа рек.........................................................153
§ 4. Речные долины, их форма и развитие.................................159
§ 5. Направленность и цикличность развития речных долин.................165
§ 6. Устьевыё части рек.......................... ....................179
§ 7. Речные системы и их развитие.......................................175
Глава 8. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД . . 180
§ 1. Водопроницаемость горных пород.......................................180
§ 2. Виды воды в горных породах ..... .... 182
§ 3. Происхождение подземных вод . . .................184
§ 4. Классификация подземных вод .................. . . . . 186
§ 5. Источники.......................................................... 193
§ 6. Химический состав подземных вод....................................194
§ 7. Минеральные воды...................................................196
§ 8. Карст . . . . ....................................198
§ 9. Оползни...........................................................211
Глава 9. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ . . . . 5йО
§ 1. Понятие о снеговой границе...................................220
§ 2. Образование ледников..................... .... 222
§ 3. Географическое распространение современных ледников и их типы . . 222
§ 4. Режим ледников.................................. . . 232
590
§ 5. Разрушительная работа ледников.......................................236
§ 6. Транспортная и аккумулятивная работа ледников........................240
§ 7. Водио-ледииковые потоки и их отложения...............................246
§ 8. Древние оледенения................................................251
§ 9. О причинах оледенения................................................259
Глава 10. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В МЕРЗЛОЙ ЗОНЕ ЛИТО-
СФЕРЫ ................................................................ 264
§ 1. Основные понятия и данные о мерзлых горных породах...................264
§ 2. Географическое распространение и мощность многолетиемерзлых горных
пород..................................................................265
§ 3. Подземные льды.................................................267
§ 4. Подземные воды области многолетней мерзлоты....................270
§ 5. Физико-геологические явления в районах развития многолетней мерзлоты 272
§ 6. Практическое значение изучения многолетнемерзлой зоны литосферы . 281
Глава 11. ОЗЕРА И БОЛОТА И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ ... 283
§ 1. Геологическая деятельность озер .................................... 283
§ 2. Болота и их геологическая роль.................................292
4-Глава 12. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ
§ 1. Геологическое значение морских водоемов .
§ 2. Общие сведения о Мировом океане ....
§ 3. Рельеф дна Мирового океана .....
§ 4. Температура морской воды............................................. ,
§ 5. Соленость и химический состав вод океанов и морей...................307
§ 6. Газы в морской воде.................................................309
§ 7. Органический мир морей..............................................311
§ 8. Давление и плотность морской воды...................................313
§ 9. Движение морской воды...............................................314
§ 10. Разрушительная работа моря..........................................320
§11. Поперечное и продольное перемещение обломочного материала и обра-
зование прибрежных аккумулятивных форм..................................328
§ 12. Накопление осадков в различных зонах моря...........................334
§ 13. Влияние различных процессов на распределение морских осадков . . 352
§ 14. Диагенез морских осадков............................................355
§ 15. Последиагенстические изменения осадочных горных пород .... 359
297
298
300
Глава 13. ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ И ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ 363
§ 1. Понятие о фациях.............................................................................................................363
§ 2. Осадочные горные породы......................................................................................................367
§ 3. Полезные ископаемые, связанные с осадочными горными породами . 381
Часть III. Процессы внутренней динамики
(эндодииамика)
Глава 14. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ.................................................................................................387
§ 1. Деформация твердых тел.......................................................................................................387
§ 2. Складчатые нарушения.........................................................................................................393
§ 3. Разрывные нарушения..........................................................................................................412
Глава 15. КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ И НЕОТЕКТОНИКА . . 432
§ 1. Современные колебательные движения...........................................................................................432
§ 2. Колебательные движения прошедших геологических периодов . . . 439
§ 3. Некоторые общие свойства колебательных движений........................................442
§ 4. О неотектонике...............................................................................................................448
§ 5. Методы изучения новейших движений...........................................................................................452-
Глава 16. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ...........................................................................................................455
§ 1. Ашхабадское землетрясение 5 октября 1948 г...........................................455
§ 2. Географическое распределение землетрясений.457
§ 3. Магнитуда и энергия землетрясения.......................................................... 460
§ 4. Сейсмические волны. Динамические параметры очага землетрясения 463
§ 5. Интенсивность землетрясения . . ...................... 466
§ 6. Частота землетрясений. 470
§ 7. Глубина очага.. 473
§ 8. Моретрясения и цунами......................... 474,
§ 9. Геологические условия возникновения землетрясений......................... 475'
§ 10. Сейсмическое районирование и строительство сейсмостойких зданий и
сооружений.............................................................482
§11. Вопрос о прогнозе землетрясений.................................................................... 485
591
Глава 17. МАГМАТИЗМ....................................................
§ 1. Эффузивный магматизм, или вулканизм......................... . .
§ 2. Типы вулканов.................................................
§ 3. Географическое распространение вулканов .... . . .
§ 4. Вулканы на территории СССР.......................................
§ 5. О некоторых вулканах Европы и Азии . ........
§ 6. Продукты вулканической деятельности..............................
§ 7. Поствулканические явления........................................
§ 8. Интрузивный магматизм, или плутонизм.............................
§ 9. Понятие о дифференциации магмы...................................
§ 10. Причины магматизма...............................................
§ 11. О магматических породах..........................................
488
487
491
495
497
504
509
513
514
519
523
527
Глава 18. МЕТАМОРФИЗМ . ................................532
§ 1. Типы метаморфизма ... .......................533
§ 2. Метаморфические породы.....................................538
Глава 19. О НЕКОТОРЫХ ЗАКОНОМЕРНОСТЯХ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ
КОРЫ.........................................................542
§ 1. Строение земной коры.......................................542
§ 2. Платформы, складчатые зоны и геосинклинали.................544
§ 3. Источники энергии тектонических движений . 550
Глава 20. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ИЗ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК 558
Глава 21. БЛИЖАЙШИЕ ЗАДАЧИ ГЕОЛОГИИ............574
П редметный указатель....................................................587
Горшков Георгий Петрович, Якушева Александра Федоровна
ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ
изд. 3
Тематический план 1973 г. № 134
Редактор И. И. Щ е х у р а
Художественный редактор М. Ф. Евстафьева
Переплет художника Е. А. Михельсона
Технический редактор А. П. Николаев
Корректоры А. А. Алексеева, Т. С. Коновалова, Н. П. Стерииа
Сдано в набор 13/XII 1972 г. Подписано к печати 16/VIII 1973 г.
Л-56238 Формат 70X1081/ie Бумага тип. № 1
Физ. печ. л. 37,0 Усл. печ. л. 51,8 Уч.-изд. л. 48,66
Изд. № 1722 Зак. 602 Тираж 23 700 экз. (В переплете № 7—1000 экз. Цена 2 р. 05 к
В переплете № 5—22 700 экз. Цена 1 р. 83 к.)
Издательство Московского университета.
Москва, К-9, ул. Герцена, 5/7.
Типография Изд-ва МГУ. Москва, Ленинские горы
Отпечатано в Московской типографии № 11 «Союзполиграфпрома». Зак. 2358.