Внутренние оболочки и ядро Земли

В результате изучения землетрясений было установлено, что на определенных глубинах происходят скачкообразные изменения скорости распространения продольных и поперечных сейсмических волн. Эти явления связаны с резким изменением плотности веще­ства Земли и его состава. Таким образом, Земля оказывается разде­ленной своеобразными поверхностями на несколько оболочек, ха­рактеризующихся различными свойствами.

Земная кора. Земной корой называется весь комплекс горных по­род между атмосферой и гидросферой сверху и поверхностью Мохо- ровичича снизу (рис. 1).

Поверхность Земли делится на две основные части — континен­тальную и океаническую. Такой характер планетарного рельефа свя­зан с разным строением и составом земной коры. Под материками толщина земной коры достигает 75 км (в среднем 35 км), а под океа­нами 3—12 км (в среднем 4—6 км).

Континентальная кора с поверхности сложена осадочными по­родами, образующими осадочный слой мощностью от 0 до 15 км и более. Нижняя часть осадочного слоя под действием высоких тем­ператур и давлений преобразовалась в метаморфические горные по­роды. В некоторых местах метаморфические и осадочные породы прорезаны магматическими породами. Плотность осадочных пород 2,6—2,65 г/см³, скорость распространения в них продольных волн 2,5—3,5 км/с.

Осадочные и метаморфические породы подстилаются порода­ми типа гранитов. Средняя плотность их 2,7 г/см³; скорость рас-

 

Земная кора Земная кора / Земная кора континентального типа океанского типа / континентального типа

 

Рис. 1. Принципиальный разрез земной коры и подстилающей мантии (по В.П. Гаврилову, 1979 г.)

пространения продольных волн 5,5—6,3 км/с, поперечных 3,4—3,7 км/с. Этот слой пород условно назван гранитным. Под гранитным залегает «базальтовый» слой, представленный породами, близкими по свойствам к базальтам. Поверхность, разделяющая гранитный и «базальтовый» слои, называется поверхностью Конрада. Базальто­вые породы содержат по сравнению с гранитами меньше кремния и алюминия, больше железа и магния, чем объясняется их более вы­сокая плотность (2,8—2,9 г/см³). Скорость распространения продоль­ных волн в них — 6,5—7 км/с, а поперечных — 3,7—4,1 км/с. В отличие от континентальной коры, океаническая кора сложена базальтовыми породами, лишь слегка прикрытыми осадочным чехлом. Иногда меж­ду ними присутствует надбазальтовый слой, который слагается чере­дующимися уплотнениями осадочных горных пород, кремнистыми конкрециями и пористыми базальтовыми лавами.

В химическом составе земной коры преобладают кислород (49,13%), кремний (26%), алюминий (7,45%), железо (4,2%), каль­ций (3,25%), натрий (2,4%), калий и магний (по 2,35%), водород (1%).

Мантия Земли. Между поверхностью Мохоровичича и ядром рас­полагается еще одна оболочка Земли, называемая мантией. Глубина нижней границы мантии 2900 км.

Мантия неоднородна по составу и на глубине около 900 км разде­ляется на две оболочки — верхнюю и нижнюю (см. рис. 2а). Верхняя мантия характеризуется неоднородностью среды, что связано с ее расслоенностью. Она разделяется на три слоя, отличающихся плот­ностью вещества и скоростью распространения сейсмических волн.

Рис. 2. Схемы внутреннего строения (а) и свойств Земли (б)

 

Верхний, твердый слой совместно с земной корой образует литосфе­ру, характеризующуюся большей прочностью вещества. Для верхне­го слоя характерно резкое возрастание с глубиной градиента скоро­стей продольных и поперечных сейсмических волн (рис. 26). Ниже залегает слой пониженных скоростей — волновод. К нему приурочен пояс размягчения, получивший название астеносферы.

В этом слое вещество отдельных линз находится в жидко-твердом состоянии, когда гранулы твердого вещества окружены пленкой расплава.

Астеносфера отличается от смежных слоев пониженной вязко­стью и плотностью (около 3 г/см³) и меньшей скоростью распро­странения сейсмических волн. Средняя глубина астеносферы 100— 200 км, под срединно-океанскими хребтами — 30—50 км. С ней свя­зывают выделение базальтов и другие процессы магматизма, погло­щение энергии вращения, приливные реконструкции фигуры Земли и т.п. Нижний слой верхней мантии (слой Голицына, слой С) счита­ется переходным между верхней и нижней мантией. Характеризует­ся он твердым состоянием вещества, повышенной его плотностью (4,3 г/см³) и вязкостью, а также возрастанием скорости распростра­нения сейсмических волн. Со слоем С связывают тектонические, магматические и метаморфические процессы земной коры и, в част­ности, наиболее глубокофокусные землетрясения, поэтому верх­нюю мантию с земной корой объединяют единым понятием текто- носфера.

О химическом составе верхней мантии нет единого мнения. Часть ученых полагает, что верхняя мантия сложена ультраосновны- ми породами — перидотитом и дунитом, другие считают, что ее по­роды богаче кремнеземом и больше соответствуют базальту.

Нижняя мантия характеризуется более высокой плотностью ве­щества (5,5—6 г/см³), обусловленной содержанием в ее составе на-

 

 

 

ряду с кислородом, кремнием и магнием более тяжелых элементов — железа и никеля.

Ядро Земли. Граница между мантией и ядром Земли отмечается резким уменьшением скорости продольных и поперечных сейсми­ческих волн.

В свою очередь ядро также делят на две части — внешнюю и вну­треннюю (см. рис. 2а). Граница между ними на глубине 5100 км от поверхности Земли фиксируется увеличением скорости продольных сейсмических волн. Судя по скорости сейсмических волн, внешнее ядро образовано размягченным веществом.

По современным данным, внешнее ядро Земли состоит из раз­мягченных сверхплотных силикатов или же окиси железа. Несмотря на размягченное состояние, вещество внешнего ядра характеризует­ся высокой плотностью — 6—12,2 г/см³.

Глубже 5100 км располагается внутреннее ядро Земли, состоя­щее, по всей видимости, из сплава железа с никелем и находящее­ся в твердом состоянии. Плотность вещества в центре Земли дости­гает 13 г/см³.

1.3.3. Гипотеза о возникновении земной коры

Земная кора выделилась из мантии в процессе геологической эволюции Земли. В этот период, как и в процессе догеологической эволюции, верхние части мантии претерпевали радиоактивный ра­зогрев. Значительное количество тепловой энергии поступало от Солнца. При формировании ядра из мантии высвободилась энер­гия, как полагают, соизмеримая с радиогенной. Однако внутренний разогрев Земли происходил неравномерно, отдельными очагами. При подъеме расплавленного материала из очагов плавления про­исходил процесс, названный академиком А.П. Виноградовым зон­ной плавкой и хорошо изученный им и его учениками на материале хондритовых метеоритов.

При зонной плавке оседали и кристаллизовались в первую оче­редь наиболее тугоплавкие компоненты. По мере продвижения вверх за счет запасов тепла в жидком слое расплав обогащался наи­более легкоплавкими компонентами. Он становился более кислым, а мантия, через которую он прошел, более основной. Продукты вы­плавления мантии привели к формированию первичного базальто­вого слоя земной коры. На поверхности планеты появились первич­ные вулкано-плутонические кольцевые структуры, заполненные ба­зальтом. Наряду с метеоритными кратерами они образовали пей­заж, сходный с лунным. Поэтому рассматриваемую стадию форми­рования земной коры называют лунной. Она продолжалась от 4,6 до 4 млрд. лет назад.

Выплавление базальтового слоя сопровождалось дегазацией ма­териала мантии. Выделившиеся газы скапливались в околоземном

 

пространстве благодаря силам земного тяготения. Полагают, что первичная атмосфера состояла преимущественно из метана, аммиа­ка, в меньшей степени — из водорода, паров воды и углекислого газа. В этот же период геологической эволюции Земли происходило фор­мирование первичных водных бассейнов. Поданным А.П. Виногра­дова, количество воды, образовавшейся при конденсации ее паров в процессе зонной плавки, соизмеримо с объемом современных оке­анов и морей.

Таким образом, к концу лунной стадии на Земле сформиро­вались: базальтовый слой земной коры, первичная атмосфера и гидросфера.

Дальнейшая эволюция Земли связана с формированием гранит­ного слоя земной коры. Появившиеся ранее атмосфера и гидрос­фера способствовали разрушению горного рельефа вулканическо­го происхождения. Продукты разрушения осаждались в понижен­ных местах, образовывая первые осадочные породы. Одновременно с ними формировались и эффузивные породы — результат непрекра- щаюшейся вулканической деятельности. Базальтовая кора испыты­вала в этот период преимущественно вертикальные тектонические движения.

Отложения обломочных и эффузивных пород достигали боль­шой мощности. Подвергаясь уплотнению и метаморфизму, они преобразовывались в метаморфические породы (гнейсы, кварциты и т.п.). Под влиянием исходящих из недр Земли газовых и жидких растворов, содержащих щелочи и кремнезем, происходил также процесс метасоматической гранитизации осадков. Первоначально гранитные и гнейсовые комплексы образовывали овальные структу­ры от единиц до сотен километров в поперечнике, называемые ово- идами, или нуклеоидами («нуклеос» — ядро), в связи с чем стадию об­разования гранитного слоя земной коры было предложено называть нуклеарной. Она продолжалась от 4 до 3,5 млрд. лет назад. Постепен­но формирование нуклеарных ядер стало повсеместным. Сливаясь, они образовывали гранитный слой земной коры с более равномер­ной, чем ныне, мощностью — до 35—40 км.

Таким образом, в период лунной и нуклеарной стадий сформи­ровались базальтовый и гранитный слои земной коры. Однако это была первичная кора, не тронутая пока процессами образования ге­осинклиналей, складкообразования и формирования платформ. Эти вопросы будут рассмотрены ниже.

1.4. Физическая жизнь земной коры

1.4.1. Общая характеристика геологических процессов

Процессы, приводящие к изменению внугренней структуры Земли и земной коры, образованию и разрушению минералов и гор­ных пород, изменению условий залегания горных пород, образова-

 

- 24 -

 

нию и изменению рельефа земной поверхности, называются геоло­гическими процессами. Геологические процессы принято делить на экзогенные (внешние) и эндогенные (внутренние).

Экзогенные процессы вызываются энергией, получаемой Землей от Солнца, притяжением Солнца и Луны, врашением Земли вокруг своей оси, действием силы тяжести. Эндогенные процессы обуслов­лены в основном энергией недр Земли. В настоящее время достиже­ния космохимии позволили начать изучение связей эндогенных про­цессов с явлениями, происходящими во Вселенной.

Экзогенные процессы приводят к выравниванию форм релье­фа местности, созданных как эндогенными, так и экзогенными про­цессами, происходившими ранее. Под влиянием колебаний темпе­ратур, под действием ветра, воды, морского прибоя, ледников и т.п. происходит разрушение горных пород и перенос их в пониженные участки земной поверхности, главным образом в моря и океаны.

В результате эндогенных процессов происходят землетрясения и вулканические извержения, возникают разломы в земной коре; сминаются в складки мощные слои земной коры, образуются гор­ные хребты и впадины. При охлаждении и застывании магмы, по­ступающей из недр Земли, образуются магматические горные поро­ды. К эндогенным процессам следует отнести и явления метамор­физма горных пород, происходящие вне зоны выветривания земной коры под влиянием давления, температуры и химически активных веществ и вызывающие коренные изменения горных пород.

С течением времени эндогенные процессы приводят к измене­нию границ водных бассейнов, в связи с чем часть осадочных пород оказывается на поверхности Земли, где она подвергается действию экзогенных процессов. В результате начинается новый цикл, соот­ветствующий новой обстановке.

1.4.2. Экзогенные процессы

Экзогенные процессы происходят на земной поверхности и в верхних частях земной коры в результате ее взаимодействия с атмос­ферой, гидросферой и биосферой. Эти процессы производят разру­шительную и созидательную работу. Разрушительное действие ока­зывают процессы выветривания и денудации. Созидательная работа заключается в образовании горных пород в новых местах, а также в формировании полезных ископаемых.

1.4.3. Выветривание (гипергенез)

Под выветриванием понимается совокупность процессов физи­ческого и химического разрушения горных пород на месте их залега­ния под влиянием колебания температур, химического воздействия воды, циркулирующей в верхних слоях литосферы, и газов, находя­щихся в атмосфере и растворенных в воде, а также в результате дея-

 

 

- 25 -

тельности живых организмов и растений. В соответствии с этим раз­личают выветривание физическое, химическое и органическое, кото­рые проявляются в тесном взаимодействии, однако в зависимости от природных условий влияние одного из видов выветривания на том или ином этапе может быть преобладающим. Зона земной коры, подверженная процессам выветривания, называется зоной выветри­вания. В ней горные породы превращаются в сравнительно рыхлые образования.

Глубина проникновения процессов выветривания в земную кору различна и местами достигает 500 м, однако наиболее интенсивно эти процессы протекают на глубине в несколько десятков метров.

Физическое выветривание — процесс разрушения горных пород под влиянием колебания температур. При нагревании в дневное время горные породы расширяются, а при охлаждении ночью сжи­маются. Это ведет к нарушению взаимного сцепления зерен пород, в результате чего порода растрескивается, а затем и распадается на обломки. Наиболее сильно физическое выветривание проявляется в районах, где суточные колебания температур очень велики.

Процесс разрушения горных пород под влиянием изменения температур в значительной мере усиливает вода, особенно в райо­нах с частым колебанием температур около точки замерзания (мо­розное выветривание).

Химическое выветривание — процесс разрушения горных пород в результате химического воздействия на них воды с растворенными в ней веществами, а также атмосферных газов. Наиболее интенсив­но эти процессы протекают в условиях влажного и теплого климата.

Органическим выветриванием называют процесс разрушения гор­ных пород под действием живых организмов и растений. Различают механическое и химическое разрушение пород живыми организмами и растениями. Землерои, черви, корни растений разрыхляют горные породы. В го же время корни растений выделяют кислоты, также раз­рушающие горные породы. Различные микроорганизмы, находящие­ся в породе, также способствуют накоплению химически активных ве­ществ, разрушающих ее.

Часть продуктов выветривания растворяется или уносится за пределы материнской породы, а другая их часть, более устойчивая в данных условиях, остается на месте разрушения, образуя элювий. Он имеет неровную нижнюю границу, лишен признаков слоистости.

Элювий слагает современную кору выветривания. Посколь­ку выветривание происходило и в прошлые геологические эпохи, кору выветривания тех эпох называют древней или ископаемой. Из­учение коры выветривания имеет большое значение. С ней связаны многие месторождения полезных ископаемых: руды, железа, мар­ганца, алюминия, никеля и др., а также и некоторые месторождения нефти (в Шаимском районе Тюменской области и др.). Мощность

 

- 26 -

коры выветривания изменяется от долей метра до 100 м и более. Са­мый верхний, плодородный слой современной коры выветривания, называется — почвой.

 

1.4.4. Денудация

Денудацией называется совокупность процессов разрушения гор­ных пород на поверхности Земли и переноса продуктов разрушения в пониженные участки, где происходит их накопление.

К денудационным процессам относят: геологическую деятель­ность ветра, поверхностных текучих вод, подземных вод, ледников, мо­рей и озер, перемещение материала под влиянием силы тяжести. Про­цессы денудации удаляют продукты выветривания, тем самым спо­собствуя дальнейшему выветриванию горных пород. Под влиянием совместного действия выветривания и денудации разрушаются одни формы рельефа и создаются другие.

 

1.4.4.1. Геологическая деятельность ветра

Ее еще называют — эоловая деятельность — обусловлена движе­нием воздуха в тропосфере. Она заключается в развеивании (деф­ляции) и обтачивании (коррозии) горных пород. Ветер, подхватывая мелкие продукты выветривания, уносит их на значительные рассто­яния, иногда свыше 2000 км. Дефляция неразрывно связана с меха­ническим разрушением горных пород песчинками, переносимыми ветром, что приводит к обтачиванию этих пород.

Аккумулятивная, созидательная деятельность ветра заключается в образовании континентальных отложений и эоловых форм релье­фа в результате переноса частиц разрушенных горных пород из об­ласти дефляции.

Эоловые формы рельефа наиболее характерны для пустынь и песчаных побережий. В пустынях под действием ветра на равни­не образуются песчаные бугры, называемые барханами. Высота бар­ханов достигает 20—30 м. Сливаясь, они образуют цепи длиной ино­гда до нескольких десятков километров и высотой 50—70 м. Барханы и барханные цепи могут перемещаться и перестраиваться в зависи­мости от силы сезонных ветров со скоростью до 30—40 м/год.

На песчаных побережьях морей и озер, в долинах рек, покрытых редкой растительностью, ветер образует дюны чаше всего овальной формы. Дюны, сливаясь, образуют дюнные валы высотой 10—15 м, которые тянутся вдоль берега. Как и барханы, дюны могут передви­гаться, засыпая песком освоенные земли.

 

1.4.4.2. Геологическая деятельность поверхностных текущих вод

Поверхностные текущие воды выполняют разрушительную и со­зидательную работу при своем движении в пониженные места. При этом их разрушительное действие проявляется в более приподнятых

 

- 27 -

местах земной поверхности, а созидательное — аккумуляция, нако­пление осадков — в пониженных.

Различают три формы разрушительного действия поверхностных текучих вод: плоскостной смыв, линейный смыв и сели. Плоскостной смыв, или дождевая денудация, заключается в размывающей деятель­ности дождевых и талых вод по всей поверхности склонов и водоразде­лов. В результате смыва у подножий склонов и возвышенностей про­исходит накопление снесенного материала, называемого делювием.

Линейным смывом или эрозией называется разрушительная дея­тельность русловых потоков воды — рек, ручьев и т.п.

В результате деятельности небольших ручьев, имеющих порой временный характер, в областях развития рыхлых, легко размыва­емых отложений образуются овраги. Образованию оврагов способ­ствуют отсутствие растительности, распашка склонов и т.п. Если овраг пересекает другие рытвины, то со временем они дадут начало росту боковых оврагов. Овраг развивается в глубину, и, когда он до­стигает уровня грунтовых вод, на дне его возникает родник.

Родниковые воды, стекая вниз по оврагу, вбирают в себя все больше грунтовых вод, превращаясь в речку. Сливаясь, речки фор­мируют более крупные русловые потоки — реки. Речки и реки могут образоваться также в результате таяния ледников, некоторые реки вытекают из озер.

В результате геологической деятельности рек происходит раз­мыв дна (донная эрозия) и берегов (боковая эрозия), перенос облом­ков вниз по течению и их отложение.

Донная эрозия наблюдается на участках наиболее быстрого тече­ния. Степень углубления зависит от состава пород, слагающих дно реки. Там, где развиты более твердые породы, донная эрозия замед­ляется, способствуя образованию порогов, перекатов и поперечных уступов. Крупные поперечные уступы называются водопадами. Об­разование уступов может быть также связано с крупными разрывны­ми нарушениями. Падая с высоты, вода создает водоворот и размы­вает снизу основание водопада, образуя углубление в несколько ме­тров — эрозионный котел. Подмыв основания ведет к обрушению пород сверху и постепенному отступанию водопада вверх по реке.

Углубление русла реки начинается от устья в сторону истока. Уровень реки в устье, ниже которого она не может углубить свое ложе, называется базисом эрозии.

Он соответствует уровню моря или озера, в которые впадает река. Углубление русла в сторону ее верховьев происходит вплоть до обра­зования продольного профиля равновесия, при котором между эро­зией и аккумуляцией существует равновесие. Продольный профиль равновесия представляет собой плавную вогнутую кривую, полого поднимающуюся вверх от базиса эрозии и достигающую максималь­ной крутизны у истоков реки.

 

 

- 28 -

Боковая эрозия приводит к общему расширению речной доли­ны. Наиболее легко размываются берега, сложенные рыхлыми по­родами. В твердых породах вода прорезает глубокие ущелья с отвес­ными берегами, называемые каньонами. Боковой эрозии наиболее подвержены те участки реки, где скорость ее мала.

Долина реки расширяется благодаря образованию меандр (излу­чин), а также вследствие весеннего паводка. Возникновение излучин обусловлено наличием у берегов реки различных препятствий (обва­лов, оползней, выносов боковых притоков), вынуждающих реку от­клониться к противоположному берегу. Река начинает подмывать этот берег, образуя изгиб. Вогнутый, подмываемый берег этого изги­ба становится круче, а выпуклый положе. Около этого берега отлага­ется аллювий, что ведет к образованию отмели. Отражаясь от вогну­того берега, струи воды направляются к противоположному берегу и, подмывая его, начинают формировать новую излучину. Так, река поочередно подмывает свои берега, увеличивая размеры меандр, и тем самым расширяет свою долину. Меандры перемещаются не только в стороны, но и вниз по течению. При этом коренные породы внутри долины размываются и она заполняется речными отложени­ями. Так образуются речные террасы. В период половодья часть реч­ной долины, называемая поймой, заполняется водой. Вода выравни­вает рельеф поймы и способствует отложению в ней обломочного ма­териала и возникновению пойменной террасы. В то же время быстро текущие воды могут прорвать узкие перемычки меандр и устремить­ся по новому руслу. После спада воды на месте излучин образуются небольшие серповидные озера — старицы, в которых также форми­руется аллювий.

Наибольшее количество аллювия откладывается в устье реки, образуя дельту, которая многочисленными речными рукавами раз­делена на множество островов.

Дельтовые отложения древних рек представляют большой инте­рес, поскольку с ними иногда могут быть связаны крупные скопле­ния нефти и газа.

В жизни каждой реки обнаруживается своеобразная циклич­ность. Каждый цикл эрозии состоит из трех стадий: юности, ког­да преобладает донная эрозия, зрелости, которой соответствует ин­тенсивное развитие боковой эрозии, и старости, когда эрозия реки замирает. В результате понижения базиса эрозии, увеличения коли­чества осадков в бассейне реки или при повышении какой-либо ча­сти ее бассейна может произойти омоложение реки, ведущее к по­вторению цикла. Тогда река начинает интенсивно размывать соб­ственный аллювий, углубляя русло и оставляя от прежней поймы площадки различной ширины. Долина начинает постепенно запол­няться новым аллювием, а над образующейся новой поймой выде­лится надпойменная терраса. В горных районах большую разруши-

 

 

- 29 -

тельную работу производят сели — бурные потоки воды, перемешан­ные с грязью и камнями. Сели возникают после проливных дождей и активного таяния снегов и несутся по руслам небольших, иногда пересохших речек. Отложения селевых потоков называются пролю­вием. Пролювий образует конусы выноса (сухую дельту).

Селевые потоки представляют собой большую опасность для го­родов и селений. В настоящее время борьба с ними ведется весьма эффективно путем создания дамб, направленных взрывов и т.п.

1.4.4.3. Геологическая деятельность подземных вод

Подземными водами называются все воды, находящиеся ниже поверхности земли и дна поверхностных водоемов и потоков. Они могут иметь атмосферное и глубинное (магматическое) происхожде­ние, а также могут образоваться вследствие обезвоживания горных пород (дегидратациинпые).

Воды атмосферного происхождения называются вадозными или «блуждающими». Считают, что большая часть вадозных вод образо­валась в результате просачивания в воду и горные породы поверх­ностных вод (инфильтрационная теория). В меньшей мере образо­вание вадозных вод может быть связано с процессом конденсации водяных паров атмосферного воздуха в порах, трещинах и других пу­стотах горных пород (конденсационная теория).

Воды глубинного, магматического происхождения называют ювенильными. Они возникают из кислорода и водорода, выделив­шихся из магмы. Считают, что в чистом виде ювенильные воды не могут быть встречены, так как они смешиваются с вадозными.

Дегидратационные воды играют весьма небольшую роль в пита­нии подземных вод.

По условиям залегания подземные воды подразделяются на по­чвенные, грунтовые и пластовые.

Почвенные воды располагаются в почвенном слое у самой по­верхности Земли. С гидродинамической точки зрения они явля­ются подвешенными, поскольку породы, образующие почвен­ный слой, воздушно-сухие. Зона между почвенным слоем и уров­нем грунтовых вод называется зоной аэрации (рис. 3). Подзем­ные воды могут накапливаться и в зоне аэрации над локальны­ми линзами слабопроницаемых пород во время обильных осадков и таяния снегов. Такие сезонные воды называются верховодками. Грунтовые воды залегают на первом от поверхности Земли реги­ональном водоупорном слое. Пластовые воды заполняют прони­цаемые пласты, расположенные ниже горизонта грунтовых вод, и, в отличие от последних, они подстилаются и перекрываются не­проницаемыми горными породами. Пласты, насыщенные водой, называются водоносными. Они в основном напорные, или артези­анские. Область распространения одного или нескольких напор-

 

- 30 -

ных горизонтов называется артезианским бассейном. В артезиан­ских бассейнах различают области питания, напора и дренирования, или разгрузки (рис. 4).

Рис. 3. Схема залегания подземных вод (по Г.М. Сухареву): / — зона аэрации; 2 — грунтовые воды; 3 — первый водоупорный непроницаемый слой; 4 — капиллярная вода в плохо проницаемых породах; 5 - верховодка (скопление воды над плохо проницаемом слое); 6 — русловые воды, озера; 7 — пластовые воды.

 

В зависимости от напора вод любая точка артезианского бассей­на характеризуется гидростатическим давлением и пьезометрическим уровнем. Пьезометрическим уровнем называется уровень, до которо­го поднимаются напорные воды в буровой скважине, а гидростати­ческое давление характеризует высоту столба воды между пьезоме­трическим уровнем и кровлей водоносного горизонта.

Рис. 4. Схема строения артезианского бассейна: 1 — область питания артезианского бассейна; 2 — водонапорный уровень; 3 — область разгрузки проницаемого пласта; 4 — уровень моря; ВНК — уровень вода нефтяного контакта; Уровни жидкости в скважинах 1,2,3 — с артезианским фонтанированием; остальные с уровнями ниже устья.

 

 

- 31 -

Разрушительная деятельность подземных вод заключается в рас­творении и механическом размыве горных пород. С ней связаны карстовые явления, суффозия и оползни.

Карстовые явления — это совокупность процессов, выражаю­щихся в растворении, выщелачивании горных пород и образовании в них пустот в результате деятельности подземных вод. Наиболее подвержены карстовым явлениям известняки, доломиты, гипсы, ан­гидриты. Если кровля подземных пустот, образованных карстом, об- рушается, то на поверхности возникают карстовые воронки.

Суффозия (подкапывание) — это механическое вымывание пыле­вых частиц в рыхлых горных породах подземными водами, вызыва­ющее оседание вышележащей толщи с образованием на поверхно­сти небольших воронок, западин, блюдец. Наиболее широко суффо­зия развита в лессах.

Оползни — это отрыв масс горных пород (оползневых тел) от основного массива и перемещение их под действием силы тяжести по склону. Оползневое тело, как правило, движется по скользкой поверхности водоупорного слоя, сложенного глинами, набухшими под воздействием осадков, сточных вод и т.п., которые проникли в толщу рыхлых пород, залегающих на склоне. Оползневые явления наносят большой ущерб народному хозяйству.

Созидательная деятельность подземных вод связана с отложени­ем растворимых веществ, выделившихся при благоприятных усло­виях из подземных вод.

С деятельностью подземных вод связано образование некоторых месторождений полезных ископаемых. Это возможно, когда подзем­ная вода поступаете больших глубин, имея высокую температуру. При охлаждении в более высоких частях земной коры часть растворенного в ней вещества выпадает в осадок, образуя в трещинах и пустотах гор­ных пород минеральные жилы. Так образуются рудные гидротермаль­ные месторождения (серебра, золота, свинца, меди, цинка и др.).

Некоторые месторождения связаны с деятельностью источни­ков — естественных выходов подземных вод на поверхность. Источ­ники отлагают известковые и кремнистые туфы, бурый железняк, соединения меди и др. Источники, содержащие лечебные вещества, называются минеральными. На базе многих таких источников у нас в стране построены известные на весь мир здравницы.

Горячие термальные воды глубоко залегающих горизонтов начи­нают использоваться в промышленных целях. У нас в стране уже есть первые опыты работ строительства электростанций на тепле термаль­ных вод. Оно используется для отоплений помещений, теплиц и т.п.

1.4.4.4. Геологическая деятельность ледников

Ледники образуются в районах с отрицательной среднегодовой температурой. Нижней границей образования ледников служит сне-

 

- 32 -

 

говая линия. Формируются они за счет накопления снега, не стаива­ющего даже летом. Почти 98,5% всей площади современного оледе­нения приходится на полярные районы, где снеговая линия лежит на уровне океана, и только 1,5% — на долю ледников на вершинах гор. Мощность ледниковых покровов достигает, например, в Антар­ктиде 3—4 км.

Выпавшие снежинки под действием солнечных лучей оплавля­ются и превращаются в крупинки, называемые фирном, которые при уплотнении преобразуются в белый фирновый лед. Дальнейшее уплот­нение фирнового льда приводит к образованию глубокого глетчер­ного льда.

Ледники бывают трех типов: горные (альпийский тип), плоскогор­ные (скандинавский тип) и покровные (гренландский тип).

Разрушительная деятельность ледников называется ледниковым выпахиванием или экзарацией. Благодаря большой мощности и вы­сокой плотности ледники при своем движении производят большую разрушительную работу. Рельеф, подвергшийся воздействию ледни­ков, приобретает округлые очертания. Спускаясь по речным доли­нам, ледники превращают их в ледниковые долины корытообразной формы, называемые трогами.

Лед, наряду с водой и снегом, делает значительную геологиче­скую работу. Вода, замерзающая в трещинах горных пород, разру­шает их. Происходит процесс морозного выветривания, который вместе с другими факторами выветривания интенсивно разруша­ет горные породы и минералы. Большая геологическая работа льда связана с движением ледника. Ледник, так же, как и проточные по­верхностные воды, совершает работу по разрушению, переносу, пе- реотложению горных пород и созданию особых форм ледниково­го рельефа.

В процессе движения ледник переносит и отлагает обломочный материал, называемый мореной. Различают перемещаемые и отло­женные морены.

Перемещаемые морены в свою очередь разделяются на поверх­ностные (боковые и срединные), внутренние и донные.

Горные породы, как рыхлые, так и достаточно крепкие, разру­шаются и перемещаются вместе с ледником. Обломочный материал, вмерзший в лед, помогает еще более интенсивному истиранию гор­ных пород, встречающихся на пути движения ледника. Чем больше каменного материала заключено в леднике, тем быстрее его движе­ние и истирающая работа.

Моренные отложения образуются в результате переноса рыхло­го и обломочного материала движущимися ледниками и накопле­ния его в местах таяния льда, а также в местах выступов коренных скальных пород. Наличие моренных толщ свидетельствует об оледе­нениях. Каждому древнему оледенению отвечает свой моренный го-

 

- 33 -

 

ризонт. Моренные толщи разделяются межледниковыми отложени­ями — флювиогляциальными, озерными и другими с остатками фло­ры и фауны. В ледниковых отложениях, как правило, отсутствуют такие остатки. Моренные толщи используются учеными для опреде­ления границ и количества оледенений, для изучения палеогеогра­фической среды формирования ледниковых отложений, для подраз­деления четвертичных (антропогеновых) отложений.

Морена состоит из разнообразного обломочного материала: тон­ких глин, суглинков, глинистых песков, гравия, гальки и валунов. Размеры валунов колеблются от 10—15 см до нескольких метров. Со­отношение между составляющими частями в морене может быть са­мым различным и зависит от ряда факторов: от близости к центрам оледенений, от длины пути, пройденного ледником, от его мощности.

Морену характеризуют присущие только ей признаки: неодно­родность состава, отсутствие сортировки обломочного материала, отсутствие слоистости, наличие в составе валунов горных пород, не­свойственных данной территории.

Морена подразделяется по гранулометрическому составу (без учета обломков крупнее 1 см) на несколько видов: гравелистая, пес­чаная, супесчаная, суглинистая, глинистая (табл. 1).

Некоторые исследователи выделяют также галечную и глыбовую морену. На территории нашей страны преобладает суглинистая и су­песчаная морена. Необходимо заметить, что соотношение глини­стого, песчаного и обломочного материалов морены различно даже в пределах одной толщи. Однако наблюдается такая закономер­ность: чем дальше осуществлен перенос ледником обломочного ма­териала, тем мельче обломочная часть морены.

Отличительным свойством морены является ее цвет. Он зависит от окраски коренных пород, но в большей степени определяется характе­ром и интенсивностью изменения морены после ее образования. Та­ким образом, окраска морены в большинстве случаев вторична. В Ев­ропейской части нашей страны в большинстве районов, где наблю-

Таблица 1 Классификация морен по гранулометрическому составу Морена Состав, % гравий песок мелкий песок пыль глина Гравелистая Песчаная Супесчаная Суглинистая Глинистая

 

- 34 -

дались древние оледенения, развиты красно-бурые морены. Цвет та­ких морен обусловлен гидратацией и окислением железосодержащих минералов, входящих в состав моренной толщи. Встречаются море­ны, цвет которых целиком определяется окраской коренных горных пород. Примером могут служить голубые морены, наблюдаемые под Санкт-Петербургом. Они сформировались на синих глинах кембрий­ского возраста.

Мощность моренных отложений колеблется от нескольких ме­тров до нескольких десятков метров. В понижениях рельефа мощ­ность морен увеличивается, на возвышенностях — уменьшается. Наиболее мощные моренные отложения наблюдаются в Белорус­сии, где на месте доледниковых низменностей накопились мощные моренные толщи в несколько сотен метров (до 350 м). Под Москвой мощность моренных отложений составляет 5— 15 м.

Наиболее интенсивно ледниковая аккумуляция проявляется в пе­риод отступания ледника, когда последний тает. При полном стаива- нии ледника возникают отложенные морены, которые обычно под­разделяют на конечные и основные. Конечные морены возникают у края ледникового языка. В формировании конечных морен прини­мают участие поверхностные, внутренние и донные морены. Основ­ные морены образуются из всех видов морен при полном стаивании ледника. Конечные морены имеют своеобразные формы в виде гряд, валов и холмов. Основные морены слагают моренно-равнинный или моренно-холмистый рельеф. Наряду с беспорядочно разбросанны­ми холмами разной высоты встречаются среди моренных отложений ориентированные по направлению движения ледника продолговатые валы, называемые друмлинами. Они имеют длину от нескольких сотен метров до 1—2 км и высоту от нескольких метров до 10—20 м. В осно­вании друмлинов обычно залегают скальные крепкие породы, сильно сглаженные ледником при его движении и послужившие упором для накопления за ними моренных отложений. В областях распростране­ния ледников материкового типа наблюдаются целые друминные поля.

В результате таяния ледника возникают водные потоки, протека­ющие по дну ложа ледника и вытекающие из-под него. Эти водные потоки перерабатывают моренные отложения, преобразуя неслои­стую массу в хорошо отсортированные толщи песков, галечников, су­глинков и глин, отлагающихся подо льдом и впереди ледника. Такие отложения, создаваемые водно-ледниковыми потоками, носят назва­ние флювиогляциалъных. В результате значительного выноса флюви- огляциальных отложений за пределы ледника возникают зандровые поля — пологоволнистые равнины, сложенные песками с четко выра­женной слоистостью, гравием и галькой.

Флювиогляциальные отложения слагают и другие своеобразные формы рельефа: озы — вытянутые до нескольких километров гря­ды, камы — изолированные возвышенности, состоящие из песчано­галечного материала.

 

 

- 35 -

Древние оледенения и причины их возникновения

Чтобы представить себе характер и масштабы геологической ра­боты ледников, обратимся к прошлому Земли. Последнее крупное оледенение в геологической истории Земли произошло в четвертич­ный период, когда значительная часть суши Земли была занята лед­никами покровного типа. Ледяная пустыня возникла на громадных пространствах Европы, Азии и Северной Америки. Толщина ледя­ного покрова достигала 2 км. Льды наступали с Полярного Урала, Скандинавии, Альп и других горных массивов. Ледником покровно­го типа были заняты огромные территории. Ледник доходил до ши­роты Лондона, Берлина, Киева, Великих северо-американских озер.

Обшая площадь, занятая ледниками, составляла 45 млн. км². На­ступающие льды покрывали все новые и новые территории, оттес­няя обитавших там животных к югу, уничтожая девственные леса, разрушая и перетирая горные породы.

По мнению различных ученых, в четвертичный период было от четырех до шести ледниковых эпох, разделенных периодами поте­пления климата (межледниковыми эпохами). Главными центрами оледенения в Европе являлись Скандинавский п-ов, Новая Земля и Полярный Урал.

На территории нашей страны выделяют несколько оледенений. Наиболее четко проявились пять оледенений: окское (в Европе ему соответствуетминдельское), днепровское (называемое такжерисским), московское, калининское и осташковское (вюрмское). Некоторые уче­ные калининское и осташковское оледенения объединяют под на­званием валдайского. Максимальным было днепровское оледенение.

В результате оледенений, разделенных межледниковыми эпоха­ми потепления, в Европейской части нашей страны наблюдается ряд ледниковых образований: моренные и флювиогляциальные отложе­ния, валуны и крупные окатанные и исштрихованные глыбы, так на­зываемые бараньи лбы и курчавые скалы, а также характерные фор­мы ледникового ландшафта: холмы и гряды конечных морен, озы, камы, друмлины, ледниковые озера и др.

Великое оледенение четвертичного периода было важнейшим событием в истории Земли. Ученые полагают, что мы сейчас живем в конце Великого оледенения Земли. Современные льды Гренлан­дии и Антарктиды являются остатками оледенения. Обширные оле­денения свойственны и другим, более древним периодам в истории нашей планеты. Имеются данные об оледенениях в каменноуголь­ном, пермском и других более древних периодах.

По данным ученых, сейчас на Земле происходит потепление климата. Так, в Санкт-Петербурге среднегодовая температура по­высилась за последние 100 лет более чем на 1 °С. Это равносильно перемещению города на 600—700 км к югу, т.е. на широту Москвы. Французские исследователи утверждают, что в Гренландии ледни­ки убывают на 100 км³ в год.

 

- 36 -

Потепление идет неравномерно, сменяясь иногда периодами по­холодания. Память людей хранит сведения о колебаниях климата. Известно, что норманны, приплывшие примерно 1000 лет тому на­зад к берегам Гренландии, увидели там цветущие луга на местах, где теперь лед и скалы.

Чем же вызвано современное потепление климата на Земле? По этому вопросу нет единого мнения ученых. Одни связывают поте­пление с увеличением углекислоты в атмосфере, другие — с ядерны- ми и термоядерными взрывами, третьи — с концентрацией метеорит­ной пыли вблизи нашей планеты. Как показали исследования меж­дународного геофизического года, современное потепление климата сопряжено в основном с колебанием солнечной активности.

Каковы же причины древних оледенений? Как отмечалось, по­мимо оледенения четвертичного периода, известны и более древние оледенения. В качестве доказательств оледенений ученые исполь­зуют толщи так называемых шиллингов — древних уплотненных мо­рен и ленточные глины озерно-ледникового происхождения, обнару­живаемые в разных по возрасту отложениях. По вопросу о причи­нах древних оледенений существует несколько гипотез как астроно­мического (космического), так и геологического порядка. Единого мнения не существует.

К числу причин космического характера относятся возможное уменьшение солнечной радиации, прохождение Солнца с семьей планет сквозь туманность. Некоторые ученые связывают похоло­дание климата с изменением угла наклона земной оси к плоскости эклиптики (угол, составленный плоскостью экватора с плоскостью земной орбиты) и периодическими изменениями эксцентриситета земной орбиты (расстояния между центром эллипса и его фокусом, т.е. точкой, в которой находится Солнце).

К возможным причинам похолодания климата, связанным с Зем­лей и ее развитием, относятся, например, тектонические преобразо­вания, происходящие в земной коре. Во время горообразовательных процессов значительные территории континентов поднимались, вследствие чего они подвергались охлаждению. В высоких горах соз­давались благоприятные условия для возникновения ледников, на­рушалась циркуляция атмосферы и воды в земных бассейнах. Все это вело к похолоданию климата — происходило снижение среднего­довой температуры за счет увеличения суши и уменьшения площа­ди морских бассейнов — коллекторов теплоты. Оледенения хорошо увязываются с горообразованием: после герцинского орогенеза проис­ходят крупные каменноугольное и пермское оледенения, после аль­пийской складчатости — четвертичное оледенение.

Другие ученые в качестве возможной причины похолодания кли­мата указывают на изменение интенсивности вулканической дея­тельности Земли. Причем одни из них говорят, что усиление вулка­нической деятельности ведет к повышению содержания в атмосфере

 

- 37 –

пылеватых частиц и уменьшению солнечной радиации, а другие от­мечают, что уменьшение вулканической деятельности ведет к по­холоданию в связи с меньшим выделением диоксида углерода в ат­мосферу. И наоборот, усиление вулканической деятельности ведет к значительному увеличению диоксида углерода, вызывающего по­тепление климата.

Таким образом, в настоящее время нет единого мнения о при­чинах похолодания климата и оледенений в истории Земли. По- видимому, наиболее благоприятные условия для оледенения возни­кают при сочетании ряда космических и геологических факторов.

1.4.4.5. Многолетняя (вечная) мерзлота

Многолетней, или вечной мерзлотой называют слой горных пород, находящийся в поверхностных частях земной коры и характеризу­ющийся отрицательной температурой. Этот слой сохраняет отрица­тельную температуру в течение длительного отрезка времени — от не­скольких лет до нескольких тысячелетий.

Среднегодовая температура толщ горных пород в области много­летней мерзлоты колеблется отОдо -10°С. Мощность мерзлой зоны измеряется десятками метров, достигая максимальных значений в северных районах (до 700—1500 м). Области земной поверхности, занятые многолетней мерзлотой, составляют 25% всей суши. В Рос­сии область многолетней мерзлоты занимает 10 млн. км², или более 50% всей площади страны.

Многолетняя мерзлота получила распространение в тех районах, где среднегодовая температура ниже 0°С и мало атмосферных осад­ков в виде снега. В России основная площадь, занятая многолетней мерзлотой, приходится на азиатскую часть страны. Южная грани­ца многолетней мерзлоты прослеживается от Архангельска к устью реки Усы (приток Печоры) — в Европейской части страны, далее идет в Азию, пересекает Западно-Сибирскую низменность пример­но вдоль 65° с.ш. до долины Енисея. Здесь граница мерзлоты резко поворачивает на юг, проходит вдоль Енисея и уходит в Монголию. Затем она появляется в бассейне Амура и прослеживается к берегу Охотского моря.

Многолетняя мерзлота изучается специальной наукой — мерз­лотоведением, или геокриологией. Сеть научно-исследовательских мерзлотных станций охватывает всю область распространения мерз­лоты на территории России.

Основоположник научного мерзлотоведения М.И. Сумгин под­разделил область развития многолетней мерзлоты на территории России на три зоны.

Зона сплошной многолетней мерзлоты. Располагается целиком в пределах азиатской части страны, большая часть ее — за Поляр­ным кругом. Южная граница проходит через Игарку, Туруханск

 

 

- 38 -

 

и Вилюйск. Мощность м ноголетне мерзлых толщ в этой зоне дости­гает 700 м и более.

Зона таликовой мерзлоты. Опоясывает зону сплошной мерзло­ты и располагается как в азиатской части России, так и в северо- восточной части Европейской России, в том числе и на Новой Зем­ле. В этой зоне на фоне мерзлоты выделяются острова талой почвы.

Зона островной мерзлоты. Охватывает горные районы Дальнего Востока и Восточной Сибири, северные районы Западно-Сибирской низменности и Европейской части России. Здесь среди талой почвы выделяются острова многолетней мерзлоты.

Кроме выделенных зон, отмечаются также области с многолет­ней мерзлотой в высокогорных районах.

В зоне многолетнемерзлых пород по температурному режиму при­нято выделять три слоя: надмерзлотный, мерзлый и подмерзлотный.

Надмерзлотный слой иначе называют сезонно-талым, или дея­тельным слоем. В летний период этот слой оттаивает. Температура его меняется от положительной до отрицательной в зависимости от времени года. Мощность деятельного слоя зависит от климата, ре­льефа и других факторов и может колебаться от 0,5 до 2,5 м и более.

Мерзлый слойхарактеризуется постоянными отрицательными температурами и имеет мощность в несколько десятков и сотен ме­тров, достигая максимального значения в зоне сплошной мерзлоты (до 1500 м). Такова мощность многолетнемерзлых пород, обнару­женная в буровой скважине близ Полярного круга в верховьях Мар- хи, левого притока Вилюя.

Подмерзлотный слой залегает ниже мерзлого и всегда имеет поло­жительные температуры вследствие притока теплоты из недр Земли.

Температурный режим многолетней мерзлоты зависит от многих причин: климата, рельефа, количества атмосферных осадков, хозяй­ственной деятельности людей и др. В связи с этим мощность дея­тельного и мерзлого слоев может меняться. Наибольшее значение для сельскохозяйственного использования представляет сезонно­талый слой, так как только при его наличии возможно земледелие в районах распространения многолетней мерзлоты.

В чем выражается геологическая роль мерзлоты? Промерзшие толщи горных пород тормозят развитие экзогенных процессов, в том числе процесса выветривания. Многолетнемерзлые толщи во­донепроницаемы. В связи с этим в летний период на участках мест­ности, где оттаивание произошло на небольшую величину, возника­ют заболоченные участки. В областях с многолетней мерзлотой не­редки оползни морозного происхождения, замерзший грунт в летний период оттаивает и сползает по крутым склонам, образуя оползни. В зоне многолетней мерзлоты распространено пучение грунта вслед­ствие замерзания воды подслоем почвы и горных пород. Среди мерз­лых фунтов встречаются большие линзы льда мощностью до 10 м

 

- 39 -

и более, залегающие в виде гидролакколитов. Над гидролакколитами образуются своеобразные бугры пучения высотою до 10—15 м. Такие бугры с заключенными в них линзами льда — гидролакколитами — в Якутии называют булгунняхами.

В районах с многолетней мерзлотой на крутых склонах можно наблюдать образование солифлюкционных террас. А в рыхлых отло­жениях в зоне периодического оттаивания грунта нередко возника­ют пластические деформации горных пород в виде мелких складо­чек, гофрировки и т.д. Такие явления получили название мерзлот­ных деформаций, или криотурбаций.

Какова роль многолетней мерзлоты в народном хозяйстве? В целом — отрицательная. В связи с развитием многолетней мерзло­ты на значительных пространствах нашей страны народное хозяй­ство испытывает ряд затруднений в сельскохозяйственном произ­водстве, в промышленном и гражданском строительстве, при про­кладке шоссейных и железных дорог, при возведении плотин и ги­дроэлектростанций. В областях развития многолетней мерзлоты по­садка плодово-ягодных и зерновых культур зависит от мощности сезонно-талого слоя и возможна лишь при наличии благоприятных климатических условий. Сложной проблемой является инженерно- техническое строительство в этих районах. Нарушение режима мно­голетней мерзлоты крайне отрицательно сказывается на различных сооружениях, вызывая ряд неблагоприятных явлений: пучение грун­та, перекашивание и растрескивание зданий и даже их разрушение. Поэтому в зоне многолетней мерзлоты применяют специальные ме­тоды строительства, основывающиеся на сохранении или уничтоже­нии многолетней мерзлоты в пределах сооружаемого объекта с уче­том местных условий. При возведении и эксплуатации различных сооружений, как правило, в области распространения многолетней мерзлоты наблюдается изменение температурного режима и строи­тельных свойств грунтов основания, поэтому характер этого измене­ния определяет выбор метода строительства.

Изучением мерзлотных явлений при строительстве и разработ­кой мер борьбы с ними занимается особый раздел инженерной гео­логии — инженерное мерзлотоведение.

За последние годы наблюдается, как уже отмечалось, общее поте­пление климата и отступление многолетней мерзлоты на южных ру­бежах. Человек в состоянии воздействовать на многолетнюю мерз­лоту на значительных площадях. Так, инженером А.М. Шумилиным предложен проект сооружения плотины — моста через Берингов пролив длиной 85 км с мощными насосами и атомной электростан­цией для перекачки из Тихого океана в Северный Ледовитый океан 400 тыс. км³ теплой воды. Это смягчит климат Арктики и прилегаю­щих к ней районов, исчезнет многолетняя мерзлота и будут ликви­дированы условия, благоприятные для возникновения масс холод­ного арктического воздуха.

 

 

- 40 -

Многолетняя мерзлота, наряду с отрицательным воздействием на народное хозяйство, играет и некоторую положительную роль. В летний период она способствует увлажнению почвы, а, следо­вательно, и произрастанию сельскохозяйственных культур. Кро­ме того, мерзлота позволяет изучать давно вымерших представите­лей далекого прошлого: мамонтов, шерстистых носорогов и других представителей фауны, найденных в толще многолетнемерзлых по­род. Так, в феврале I960 г. далеко за Полярным кругом на о. Айон (Восточно-Сибирское море, губа Чаунская) геологическая партия на глубине 25 м в промерзшей горной породе обнаружила скелет ма­монта. Хорошо сохранились не только бивни, череп, позвонки и ре­бра, но сухожилия и шерсть. Значительно раньше на ri-ове Таймыр и на р. Березовке в Якутии были найдены целые трупы мамонтов. У одного из них, раскопанного в 1901 г. на Березовке (приток Колы­мы), сохранились кожа, шерсть, мясо и растительность, служившая пишей мамонту и застрявшая у него в зубах. А на Урале, в Березо­ве при раскопке могилы А. Меньшикова, ближайшего сподвижни­ка Петра 1, был обнаружен промерзший, совершенно неразложив- шийся труп.

 

1.4.4.6. Общие сведения о Мировом океане

Воды Мирового океана, или океаносфера, составляют часть ги­дросферы, одной из внешних оболочек Земли. Океаносфера занима­ет приблизительно 71% земной поверхности, или 361 млн. км^;. Объ­ем океаносферы равен примерно 1,4 млрд. км’. Вода морей и оке­анов, или, как мы ее в дальнейшем будем называть, морская вода, представляет собой раствор солей, общая концентрация которых обозначается как соленость морской воды и выражается полной массой в граммах всех солей, содержащихся в килограмме морской воды. Соленость обозначается значком °/₀0 ^и называется промилле.

Средняя соленость морской воды равна 35 г/кг, но она подни­мается до 47 г/кг, т.е. составляет соответственно 35 и 47°/оо — раз­ные моря земного шара имеют различную соленость. Так. соленость Черного моря — от 17 до 22,6 °/₀₀ (углубление приводит к увеличе­нию солености), Азовского моря — 11 —14°/^, Балтийского моря в разных его районах колеблется в широких пределах: 20—30°/_оо ^— Датские проливы, 6-8°/₀₀ - центральная часть, 4—5⁰/_О0 — западная часть Финского залива, 2°/_сю — вблизи Невы. Каспийское море име­ет соленость 5 14°/^.

В водах океанов и морей содержится около 22 млн. км³ солей. При выпаривании этой соли из морской воды можно получить слой толщиной 42 м, покрывающий весь земной шар.

Средний состав морской воды: NaCl — 78,32%, MgCl, — 9,44, MgS0₄ - 6,40, CaS0₄ - 3,94, KC1 - 1,6, CaCO, - 0,04, SiO, - 0,009%; кроме того, содержатся Br, J, Mn, Pb, Cu, Au, Ag и другие элементы

 

- 41 -

в виде ничтожных долей процента. Подсчитано, что 1 км³ морской воды содержит 2В • 10⁶ т хлористого натрия, 1,3 • 10⁶ т — магния, 3,1 • 10⁴ т — бора, 79 т — меди и 11 т — урана.

В морской воде преобладают в растворенном виде хлориды, в от­личие от речной воды, которая характеризуется повышенным содер­жанием карбонатов, соединениями фосфора, азота, органическими остатками.

Океаны и моря соединены друг с другом в единую систему, назы­ваемую Мировым океаном, который подразделяется на две главные группы водоемов: океаны и моря.

Океаны составляют 89% объема Мирового океана. На земном шаре четыре океана: Тихий — на него приходится 49% всей водной поверхности океаносферы (179,7 млн. км²), Атлантический — 26% (93,4 млн. км²), Индийский — 21% (74,9 млн. км²), Северный Ледо­витый — 4% (13,1 млн. км²).

Моря представлены окраинными и внутриконтинентальны- ми. Окраинные моря характеризуются свободной связью с океа­ном. К этой группе морей относятся Берингово, Баренцево, Охот­ское, Японское, Южно-Китайское и др. Для окраинных морей при­сущи следующие особенности: сходство в отношении солености и температуры, в составе органического мира, высокие приливы. Внутриконтинентальные моря располагаются внутри суши и отде­ляются от океана подводным порогом. К ним относятся: Черное, Средиземное, Балтийское, Белое и др. К особенностям этих морей следует отнести затруднительную связь с океаном, малые приливы, часто специфический газовый режим (например, Черное море ха­рактеризуется в глубинных частях сероводородным заражением), различную соленость.

Каковы же характерные особенности океанов Земли?

Тихий океан — самый крупный океан мира. Объем его составля­ет 708 млн. км³, средняя глубина 4282 м. Рельеф дна сложный и пока еше недостаточно изучен. Характерно наличие глубоководных впа­дин, или желобов, приуроченных главным образом к западной ча­сти океана, вблизи островных дуг. Здесь наблюдается общее нарас­тание глубин до 4—5 км и более. Самыми глубокими желобами явля­ются Марианский (11 022 м— на эту глубину опустился французский ученый Ж. Пикар в батискафе «Триест» в феврале I960 г.), Тонга (10 882 м), Филиппинский (10 497 м), Курило-Камчатский (9747 м), Японский (8412 м), Алеутский (7822 м) и др. Характерно обилие островов.

Атлантический океан имеет объем 324 млн. км³, среднюю глуби­ну 3926 м, наибольшую — 8428 м (Южные Сандвичевы о-ва в рай­оне Антарктиды). Наиболее характерная особенность — наличие Срединно-Атлантического хребта, прослеживающегося от берегов Исландии на юг до 58 ⁰ ю.ш. Хребет находится на глубине (в сред-

 

 

- 42 -

нем) 2740 м. В некоторых точках он возвышается над уровнем океана в виде островов — Азорские о-ва, Св. Павла, Вознесения, Тристанда- Кунья и др. м. Самый высокий пик хребта — небольшой островок в фуппе Азорских островов — возвышается над дном океана на 9000 м, т. е. превышает высочайшую вершину на земной поверхности — гору Джомолунгму, высота которой 8848 м. Масса воды, вытесненная Ат­лантическим хребтом, составляет более 15 млн. км³. Иными слова­ми, если этот хребет убрать со дна Атлантического океана, то уро­вень Мирового океана понизится на 42 м.

Индийский океан — средняя глубина 3987 м, с прилегающими моря­ми — 3914 м. Самая глубокая часть — Яванская впадина — 7450 м. Осо­бенностью рельефа дна является подводный Аравийско-Индийский хребет, вытянутый почти в меридиональном направлении и деля­щий океан на две части. Высота хребта 2-3 км.

Северный Ледовитый океан по своим размерам значительно мень­ше охарактеризованных выше океанов. Средняя глубина — 1205 м, наибольшая — 5220 м. Характеризуется широкой материковой от­мелью — 1200—1300 км. Особенность океана — наличие подводного хребта Ломоносова, идущего по дну от Новосибирских островов до Гренландии. Хребет располагается на глубине от 950 до 2000 м.

1.4.4.7. Основные черты рельефа дна океана

Рельеф очень сложен: под водой наблюдаются и горные хребты и равнины, аналогичные тем, что мы видим на поверхности Земли, глубоководные желоба и отмели. На дне океана выделяют указанные ниже морфологические элементы или области.

Материковая, или континентальная отмель, называемая также шельфом. Имеет глубины от 0 до 200 м и составляет 7,6% площади Мирового океана. Шельф окаймляет почти все берега материков. Ширина может меняться от нескольких километров до нескольких сотен километров. Шельф узкой полосой окаймляет берега в райо­нах молодых складчатых гор — Северная и Южная Америка, западное и восточное побережье Африки. В районах, прилегающих к равни­нам, шельф достигает нескольких сотен километров. Например, для Северного Ледовитого океана ширина шельфа — 1200—1300 км. Для некоторых морей характерны глубины, не превышающие материко­вую отмель, — Северное, Балтийское моря и др. Такие моря являются опущенными участками суши под водную поверхность. Их называют эпиконтинентальными. Углы наклона шельфа невелики и не превы­шают 1°, такие участки называют континентальным склоном.

Материковый склон уходит на глубину от 200 до 2500 м и занима­ет примерно 15% площади Мирового океана. Он имеет уклон от 3,5 до 7,5°. Нередко континентальный склон характеризуется сложным рельефом: он изрезан глубокими ущельями, которые часто наблюда­ются при близости континентального склона к материку и при нали­чии неширокой материковой отмели.

 

- 43 -

Ложе Мирового океана имеет глубины от 2500 до 6000 м и зани­мает 76% его площади. Оно характеризуется слабыми уклонами — от 0° 20' до 0° 40'. В некоторых местах прерывается подводными хреб­тами.

Глубоководные впадины (желоба) с глубинами свыше 6 км сосре­доточены преимущественно близ островных дуг и материков. Жело­ба занимают приблизительно 1,2% площади дна Мирового океана. Наибольшие площади расположены на глубине более 4 км. На суше наибольшие площади приходятся на долю высот менее 1 км.

Биономические зоны моря. Море — колыбель жизни на Земле. В водной среде возникло 75% всех классов животных, причем более 50% из них — в морской среде. Все организмы, обитающие в море, подразделяются на бентос — обитающих на дне, нектон — активно плавающих и планктон — пассивно переносимые водой.

Бентос(бентонные организмы) — это население дна моря. Среди бентонных организмов выделяют прикрепленные ко дну, лежащие на нем или ползающие по нему. К бентосу относят как растительные (водоросли), так и животные организмы (черви, губки, мшанки, игло­кожие, ракообразные, некоторые моллюски, кораллы и др.).

Нектон (нектонные организмы) — это организмы, свободно пе­редвигающиеся в водной среде. К ним относятся главным образом рыбы, отчасти головоногие моллюски, медузы, морские рептилии и млекопитающие, обитающие в море.

Планктон (планктонные организмы) — группа организмов, не спо­собных самостоятельно передвигаться и перемещаемых морскими течениями и волнами. Среди организмов этой группы выделяют зо­опланктон (это главным образом простейшие одноклеточные мор­ские животные — фораминиферы с известковым скелетом, радиолярии с кремневым скелетом) и фитопланктон — низшие одноклеточные водоросли: диатомовые, перидиниевые и, в меньшей степени, сине- зеленые. К планктону относятся также пассивно плавающие моллю­ски, птероподы, или морские бабочки, с известковой раковиной.

Подразделение организмов на бентос, нектон и планктон не всегда однозначно. Например, в личиночный период развития рыбы и крабы относятся к планктону, а во взрослой стадии развития — к нектону (рыбы) или к бентосу (крабы).

В зависимости от распределения организмов в море выделяют следующие области: неритовую, батиальную и абиссальную.

Неритовая область (греч. «неритес» — морская ракушка) при­урочена к области шельфа. В ней выделяются три зоны: литораль­ная(лат. «литоралис» — берег), располагающаяся между граница­ми максимального отлива и прилива, сублиторальная, начинающа­яся от границы максимального отлива до границы распространения водорослей, псевдоабиссалышя (греч. «абиссос» — бездонный, без­дна), находящаяся глубже нижней границы распространения водо-

 

 

- 44 -

рослей (примерно около 130 м) и достигающая верхнего края кон­тинентального склона (200—500 м). Здесь отсутствует высшая расти­тельность.

Батишьная область (греч. «батис» — глубокий) совпадает с мате­риковым (континентальным) склоном.

Абиссальная область приурочена к ложу океана. Кроме перечис­ленных областей принято выделять также пелагическую зону (область открытого моря), занимающую приповерхностную часть моря в уда­лении от берега.

В морях и океанах мы наблюдаем расселение организмов по определенным сообществам — биоценозам, которые выделяются по преобладанию тех или иных форм организмов. Так, могут быть вы­делены биоценозы моллюсков, кораллов, иглокожих, червей, губок и др. Многие организмы оказывают непосредственное воздействие на дно моря. К их числу относятся донные организмы, среди кото­рых — бродячие по дну (балянусы, морские лилии), сверлящие, спо­собные разрушать твердые горные породы с помощью выделяемой кислоты или механическим путем.

Некоторые животные, живущие на дне, имеют крепкий наруж­ный скелет. Так, тропические тридакны, называемые также кропиль­ницами в связи с тем, что из них делают кропильницы для католиче­ских церквей, достигают массы 200 кг и имеют раковины до 2 м в по­перечнике, толщина их стенок— до 7,5 см. Тридакны представляют б