ПРЕДИСЛОВИЕ

Учебник составлеп для студентов трех специальностей геодези-ческих вузов: аэрофотогеодезической, астрономогеодезической и ин-женерно-геодезической. В соответствии с учебньши планами этих специальностей слушателям преподаются близкие по своєму основ­ному содержанию курси: на азрофотогеодезической специальности — курс «Геоморфология», на астрономогеодезической и инженерно-гео-дезической специальностях — «Геология и геоморфология», идентич-ные по названий), но несколько различные по содержанию программ.

Различия в программах перечисленных выше курсов заклю-чаются в том, что при прохождении курса на аэрофотогеодезической специальности большее внимание уделяется собственно геоморфо-логии, на астрономогеодезической — соответственно усилены раз-дельї геологии и тектоники, а на инженерно-геодезической — инже-нерно-геологические вопросы. Эти различия в программах необ-ходимы ввиду того, что указанные курсы являются единственными во всем плане подготовки специалистов, позволяющими ознакомить будущих инженеров-геодезистов с основами наук о Земле и включить при этом сведения, пеобходимьте геодезистам при их практической деятельности.

При составлении программы учебника автори учли особенности всех трех спецнальностей, но при размещении материала вынуждены были песколько отступить от расположения его в программах курсов, что оказалось особенно необходимо ввиду ограниченности объема учебника.

В значительной своей части учебник является первой попиткой создания такого рода сложного по содержанию и малого по объему руководства для вузов, по частично в него включен материал из ранее опубликованного учебника для картографических факультетов геодезических вузов [38], апробированный в процессе преподавания геоморфологии не только в геодезических вузах, но и в ряде других высших и средних учебных заведеннях нашей страны.

Учитивая сложность задачи составления єдиного учебника для трех специальностей, автори считают, что учебник может визвать

1* _ З

УДК 55 + 551.4

Геоморфология с основами геологии. Ж и -

ваго Н. В., Пиотровский В. В. Изд. 2-е переработ. и доп. М., изд-во «Недра», 1971. Стр. 1—288.

Учебник содержит четыре главы. В главе первой даны общие сведения о Земле, о ее форме, физических полях, оболонках, внутреннем строєнии и развива-ющихся на поверхности планеты процессах, воздей-ствующих на ее рельєф. Рассматриваются условия проведення топографо-геодезических работ и инженер-ных изисканий.

Во второй главе основное внимание уделено веще-ственному составу литосферы, описаны наиболее рас-пространенные на Земле минералы и горные породы. Далее приведены сведения о геологической и рельефо-образующей роли процессов, обусловленных внутрен-ней знергией земного шара.

В третьей главе изложени данные из истории развития Земли. Описаны основные методы, исполь-зуемые в историко-геологических исследованиях. Кратко рассмотрены принципы построения геологи-ческих карт и профильных разрезов.

Четвертая глава содержит краткие сведения о внешних оболочках Земли (атмосфере, гидросфере и биосфере) и более подробные данные о геологической и рельефообразующей роли экзогенных процессов (деятельности ветра, текучих вод, моря, ледников и др.).

Таблиц 12, иллюстраций 68, библиография — 54. названия.

2-9-1 413-69

ряд замечаний и пожеланий по его совершенствованию. Все заме-чания будут принятн с большой благодарностью.

Автори приносят глубокую благодарность коллективу кафедри физической географии МИИГАиК, возглавляемой проф. Н. С. Подо-бедовым, рецензентам доктору географических наук Л. Г. Каманину, доктору географических наук Б. А. Федоровичу, проф. 3. А. Свари-чевской, давшим ряд ценннх указаний, способствовавших улучше-нию содержания учебника. А также крайнє признательны научному редактору проф. С. С. Воскресенскому, внесшему ряд исправлений в рукопись при подготовке ее к изданию.

Автори благодарны А. Л. Берман за просмотр рукописи и ценные указания.

ВВЕДЕНИЕ

Геология и геоморфология входят в комплекс наук, изучающих Землю. Основним объектом изучения геологии и геоморфологии является твердая оболонка Земли — литосфера.

Имея свой объект изучения и владея своими методами работьі, геология и геоморфология тесно связаны с другими науками, изу-чающими оболочки Земли: атмосферу (метеорология и климатология), гидросферу (гидрология и гидрография), биосферу (геоботаника, зоо-география и др.), взаимосвязи этих оболочек (физическая география), размерьт и форму Земли (геодезия) и вопросы изображения ее по-верхности на картах (картография).

Развиваясь в тесных взаимосвязях друг с другом, геология и гео­морфология имеют каждая свои специальные объекти исследования. Геология изучает, главным образом, литосферу (земную кору) и процесом ее развития, а геоморфология — рельєф поверхности литосферы, его происхождение, эволюцию и взаимосвязи с другими оболочками Земли.

Геология имеет глубокие исторические корни и зародилась еще в древности как наука о полезных ископаемых. Развитию геологии способствовали крупнне работьі по постройке различных инженер-ных сооружений (особенно гидротехнических), которне начали проводиться в различньїх странах еще несколько веков тому назад. К настоящему времени геология выделила ряд специальных наук, которые можно объединить в несколько групп или циклов.

Состав литосфери изучают науки геохимического цикла (геохи-мия, минералогия, петрография и др.). Геологические процессы изучают науки динамического цикла, часто объединяемые под общим названием — динамическая геология. Историю развития Земли изучает историческая геология. Месторождения полезннх ископае-мьіх изучаются рядом специальных наук, объединяемых под назва­нием — учение о полезннх ископаемнх (геология нефти и газа, геология угольннх месторождений и т. д.). Изучепие геологического строения местности и геологических процессов для целей строитель-ства различньїх инженерннх сооружений осуществляется инженер-ной геологией.

Основи современной геоморфологии закладнвались в процессе развития геологии и общей физической географии, имеющей еще более древние исторические корни, чем геология в ее современном понимании. Физическая география (общая) развивалась как наука, изучающая строение и жизнь нашей планети в целом, размещение по ее поверхности различных объектов (морей, материков, рек, озер, болот, лесов, степей, городов, селений и т. д.), причини этого размещения, взаимосвязи между этими объектами и процессами их развития. Основи современных наук о Земле (геологии, геоморфоло­гии, геодезии, картографии, геоботаники, зоогеографии и большого ряда других) заложены в глубокой древности общей физической географией.

В качестве самостоятельной науки современная геоморфология выделилась в конце прошлого и начале текущего столетия. Имея свой объект исследования —■ рельєф Земли, геоморфология изучает его с различннх точек зрения (описапие форм рельефа, их происхо-ждение, размещение по земной поверхности, развитие, отношение к тем или иньтм формам рельефа месторождений полезных ископаемых и т. д.), что приводит к выделению ряда направлений дальнейшего развития этой науки, папример, климатическая геоморфология, геоморфология морских берегов, дна и т. д.

Накопленные за очень длительный отрезок времени знання по геологии и основи будущей геоморфологии четкое научное оформле-ние получили в трудах М. В. Ломопосова, опубликованных в период 1757—1763 гг. Профессор Фрейбургской горной академии А. Г. Вер-нер, считающийся на западе родоначальником современной геологии как науки, опубликовал свои труды в 1774, 1787 и 1791 гг.

Большую роль в формировании геологии как науки сыграли труди Ч. Ляйеля (1797-—1875 гг.), особенно его работа «Основи геологии» (1830—1833 гг.), в которой он, подобно М. В. Ломоносову, вьтсказнвал мнение о медленном и постепенном развитии Земли под влиянием природних факторов, действующих и в настоящее время — принцип актуализма.

В начале XIX в. била определена роль органических остатков в установлений возраста заключающих их слоев, т. е. били зало­женьї основи палеонтологического метода, в чем большая заслуга принадлежит В. Смиту (1769—1839 гг.) — Англия, Ж. Кювье (1769— 1832 гг.) и А. Броньяру (1770—1847 гг.) — Франция. На основе характерних органических остатков (окаменелостей) слои, заклю-чающие их, били разделены на характерние формации (системи), заложеньї основи стратиграфии и исторической геологии.

В середине XIX в. создается єдиная геохронологическая шкала с подразделениями геологического зтапа развития Земли на пять эр-групп и более дробным их делением на периоды — системи, зпохи — отделы и т. д., разрабатнваются методи геологической сьемки и выпускаются первьте геологические карти.

Во второй половине XIX и в начале XX вв. происходит бурное развитие всех отраслей геолого-географических наук, разрабаты-

ваются новые методы исследований, возникают новые гипотезы, отдельные отрасли геологии приобретают важное самостоятельное значение. В этот период значение самостоятельной науки приобре­тают: кристаллография, минералогия, петрография, геохимия, геофизика и т. д., дающие возможность в общих чертах определить вещественный состав и внутреннее строение Земли.

В 1852 г. французским ученым Эли де Бомоном была сформули­рована гипотеза контракции — постепенного охлаждения и сжатия Земли, объясняющая вероятный механизм образования различных деформаций земной коры (складок, надвигов и т. п.). Эта гипотеза не утратила своего значения до настоящего времени, хотя против нее и имеется ряд существенных возражений (см. ниже). В 1855 г. англичанин Дж. Эри и позднее И. Пратт разработали гипотезу изостазии (равновесия) — всплывания материков в результате сноса с их поверхности продуктов разрушения, и погружения морского дна под тяжестью накапливающихся осадков. Гипотеза изостазии, несколько более расширенная и углубленная в результате после­дующих исследований, прочно удерживается в науке.

В конце XIX столетия американские геологи Дж. Голл и Дж. Дэна разрабатывают теорию геосинклиналей, плодотворно развитую далее в трудах французского геолога Э. Ога и русских ученых А. А. Борисяка, А. Д. Архангельского, Н. С. Шатского и ныне работающих в этой области В. В. Белоусова, В. Е. Хаина и др.

Планомерное развитие геологической службы в России начи­нается с конца XVIII в. В 1773 г. было открыто Горное училище, позднее переименованное в Горный кадетский корпус, затем в Санкт-Петербургский горный институт, а затем в Ленинградский горный институт. В этот период появляются и первые (после трудов М. В. Ломоносова) руководства по геологии, например, «Курс гео­гнозии» проф. Д. И. Соколова (1839 г.). Но до середины XIX в. ведущая роль в геологии принадлежала ученым западных стран. Положение изменилось во второй половине прошлого столетия, когда в России возникла своя школа геологов, возглавляемая таким крупнейшим ученым, как А. П. Карпинский (1847—1936 гг.), которого справед­ливо называют «отцом русской геологии». Являясь специалистом очень широкого профиля, А. П. Карпинский обогатил науку клас­сическими разносторонними трудами, имеющими не только теорети­ческое, но и большое практическое значение. Его работы в области тектоники, палеонтологии, геологического картирования, составле­ния палеогеографических карт и в других областях геологии и смеж­ных с нею наук легли в основу трудов русских геологов.

Крупнейшим геологом и кристаллографом, к школе которого принадлежит акад. А. Н. Заварицкий, проф. А. К. Болдырев, акад. С. С. Смирнов и многие другие, является акад. Е. С. Федоров (1853— 1919 гг.). В начале XX в. были опубликованы работы В. И. Вернад­ского и А. Е. Ферсмана, заложившие основы геохимии и биогеохимии (В. И. Вернадский), кристаллохимии (А. Е. Ферсман, Н. В. Белов).

Основоположниками геоморфологии в нашей стране явились, главным образом, геологи и географы: П. А. Кропоткин, А. П. Пав­лов, А. А. Борзов, Я. С. Эдельштейн, И. С. Щукин и др.

Несмотря на широко развернутые в дореволюционной России исследования, к 1917 г. огромные пространства страны еще остава­лись «белыми пятнами», о которых имелись лишь самые общие сведе­ния; не только геологическое строение, но и рельеф, даже в общих чертах, был изучен еще очень слабо.

Перед молодым Советским государством встала грандиозная по своему многообразию и сложности задача — выявить и учесть природные ресурсы страны, обеспечить развивающуюся промышлен­ность необходимым минеральным сырьем, народное хозяйство — различными картами.

Для выполнения огромных по своему объему работ требовалось большое количество хорошо подготовленных специалистов: геологов, географов, геоморфологов, геодезистов, картографов и т. д. Это было осуществлено путем организации специальных вузов и факуль­тетов при многих высших учебных заведениях, пересмотра и усовер­шенствования программ и учебных планов, введения в них предметов, обеспечивающих высокую квалификацию подготавливаемых спе­циалистов. В этот период в учебные планы геодезических вузов по настоянию Ф. Н. Красовского, Ю. М. Шокальского и А. А. Бор-зова были введены географические дисциплины: общее землеведение, геология, геоморфология, физическая география Мира и СССР. Возглавить географическую подготовку в старейшем геодезическом вузе страны — Московском институте инженеров геодезии, аэро­фотосъемки и картографии было поручено профессору А. А. Борзову.

Развитие современной геодезии, аэрофотогеодезии и картографии происходит в тесной взаимосвязи с географией, геологией и геомор­фологией.

В настоящее время точно установлено, что распределение масс в земной коре и даже в более глубоких областях земного шара вли­яют на положение отвеса (следовательно, и на установку геодези­ческого инструмента), на уровень Мирового океана, от которого (как от нуля) принято определять высоты и глубины. Распределение масс в недрах планеты влияет и на движение искусственных спутни­ков Земли, которые широко используются для геодезических целей.

Размеры и фигура Земли рассчитываются для тела, поверхность которого приравнена к уровню Мирового океана, и точное знание закономерностей и причин его изменения геодезистам совершенно необходимо. Изменения уровня океана могут возникнуть в резуль­тате очень многих причин и иметь систематический и направленный характер (например, поступление в океан больших масс воды в ре­зультате интенсивного таяния ледников), характер периодический (приливы и отливы, смена течений и ветров, изменение количества приносимой реками воды, изменения плотности воды при колеба­ниях температуры и т. д.) и случайный (например, сгон и нагон воды ветром). Часть причин этих изменений уровня давно известна,

легко поддается учету, другая часть требует еще дальнейшего изу­чения.

Наряду с изменениями самого уровня Мирового океана при наблюдении за ним в различных точках побережий могут быть выявлены кажущиеся изменения, которые сопровождаются насту­плением или отступлением моря, но эти смещения береговой линии будут вызваны не изменением уровня океана, а движениями земной коры. В этих случаях кажущееся изменение уровня моря будет прослеживаться на отдельных (хотя иногда и очень протяженных) участках побережий, будет различно в разных местах, в разных точках берегов может совершаться с разным знаком, с разными скоростями и т. д. Своевременная регистрация, учет и определение причин изменений положения «нуля» (уровня моря) имеет важное научное и практическое значение. Объяснение может быть найдено только при отличном знании законов развития Земли и ее оболочек, геологии, тектоники и новейших тектонических движений.

Движения земной коры и изменения рельефа земной поверхности происходят непрерывно. Во многих местах и в ряде случаев эти движения и изменения могут происходить очень быстро и даже катастрофически. В этом случае их легко заметить и учесть. Но гораздо шире и на огромных территориях происходят медленные движения, осуществляется перестройка геологических структур, переработка рельефа под влиянием многочисленных и разнообразных (природных) геологических факторов. Заметить и учесть эти движе­ния и перестройку рельефа гораздо труднее, хотя их геологическое и рельефообразующее значение, да и общая роль в развитии Земли может быть важнее, чем у движений резких, но кратковременных.

Как резкие, так и медленные изменения, происходящие в земной коре и на ее поверхности, часто выявляются при работе геодезистов, могут быть обнаружены при оценк точности и качества выполненных работ. Например, сравнивая результаты высокоточного нивелиро­вания, выполненного по какой-либо достаточно протяженной линии несколько десятилетий назад, с материалами повторного нивелиро­вания, произведенного по той же линии в настоящее время, можно обнаружить ряд расхождений столь значительных, что возникнет сомнение в качестве самих работ. В отдельных случаях расхождения действительно могут быть обусловлены качеством наблюдений и ошибками в вычислениях, но очень часто устанавливается, что наблюдения и вычисления выполнены исключительно точно, а рас­хождения возникли в результате того, что за время, прошедшее между первым и повторным нивелированием, земная кора испытала значительные деформации, которые и удалось зафиксировать гео­дезическими методами.

Для строгой оценки качества выполненных работ, для правиль­ного учета влияний природных факторов геодезист должен обладать достаточным запасом знаний по геологии и геоморфологии.

Геодезические методы применяются с самыми различными це­лями. От работ планетарного масштаба — вычисления фигуры

и размеров Земли, региональных работ по созданию геодезических сетей и нивелирования на территориях целых государств и конти­нентов, до работ на территории городов, на строительных площадках, при трассировке дорог, каналов и т. д. Проходка шахт, штолен, тон­нелей и других подземных выработок не производится без участия геодезистов. Во всех этих случаях геодезист сталкивается с необ­ходимостью учета влияния природных факторов. Устойчивость соору­жений, условия проходки тоннелей, постройка дорог, каналов, пло­тин, всегда в огромной степени зависит от геологического строения, рельефа и рельефообразующих процессов, характерных для данной местности. Учёт этих особенностей дает нам возможность выбрать наиболее правильное решение, обеспечить надежность возводимого-сооружения.

В своей работе геодезисты постоянно соприкасаются с работни­ками других специальностей (геологами, строителями и др.), в силу чего для успешного выполнения задания должны хорошо предста­влять себе особенности тех требований, которые предъявляются к их участку работы, и специфику тех условий, в которых эти работы надо производить, например: работы в долинах крупных рек, в горах, в районах развития вечной мерзлоты, в сложных по геологическому строению районах и т. д.

В результате геодезических работ создается основа для после­дующих топографических съемок, составления планов и карт. В не­давнем прошлом вс исходные материалы получались путем полевых наземных топографических съемок и роль геодезистов и топографов-в получении всех исходных данных для производства карт была ведущей. При выполнении этих работ геодезист был теснейшим образом связан с природой той местности, на которой он работал. В этом случае хорошее знание строения этой местности, своевремен­ный учет характерных особенностей ее рельефа, природных условий обеспечивали успешное и качественное выполнение топографических работ.

Правильное изображение склонов, выявление и показ террас, оползней, суффозионных блюдец и ложбин, карстовых воронок, промоин, оврагов и других, бесконечно разнообразных и весьма многочисленных природных объектов делали карты, снятые такими специалистами, одним из важнейших материалов к познанию и изу­чению изображенных территорий.

С развитием аэрофотосъемки значение непосредственных полевых геодезических (топографических) работ изменилось. На аэрофото­снимке имеется полное фотографически точное изображение местно­сти, — как бы готовая карта исключительной детальности, но топографической карты в обычном ее понимании еще нет. Имеющиеся на снимках изображения местности еще надо уметь прочесть (рас­познать, дешифрировать) и только тогда можно по этим снимкам создать карту, привязав изображаемые объекты к точной геодези­ческой и математической основе, изобразить на ней все особенности данной территории.

10

Правильное «чтение» аэрофотоснимков и отбор объектов, важных с точки зрения характеристики местности, могут быть выполнены только специалистом (аэрофотогеодезистом, картографом, географом), хорошо знающим законы развития природы, т. е. способным по фотографическому изображению понять и оценить геологию, рельеф, гидрографическую сеть, почвенно-растительный покров и другие природные объекты, которые следует показать на создаваемой карте.

Создание современной топографической карты — сложный про­цесс, в котором участвует большое количество специалистов. Гео­дезисты выполняют работы по созданию сети опорных точек — обес­печивают будущую карту точным высотным и плановым обоснова­нием. Аэрофотогеодезисты для получения аэрофотоснимков высокого качества совершенствуют аэросъемочный материал, аппаратуру, технику получения и обработки аэроснимков, учитывая природные особенности местности, выбирают время залета, наиболее благо­приятное для фотографирования (отсутствие облачности, дымки, условия освещенности, окраска растительности и т. п.), подгота­вливают полученные снимки к дальнейшей их обработке картогра­фами. Картографы, используя камеральные и полевые методы де­шифрирования и современные приемы изучения и обработки сним­ков, составляют и издают карты.

Современные карты должны удовлетворять запросам многих отраслей народного хозяйства и поэтому к качеству карт предъя­вляются высокие требования, указанные в инструкциях и наставле­ниях по составлению и изданию карт. Только хорошее знание и пол­ное понимание особенностей изображаемой на карте местности (геологическое строение, рельеф, растительный покров и т. д.), правильное использование всех возможностей при проведении геодезических, аэрофотогеодезических и картографических работ дают возможность составить карты, отвечающие высоким требо­ваниям народного хозяйства нашей страны.

За 50 лет Советской власти отечественная наука и техника прошла невиданный в истории путь развития. В настоящее время на тер­риторию всей страны имеются точные топографические карты. В этом заслуга огромной армии специалистов — работников ГУГК, многочисленных научно-исследовательских институтов и учре­ждений.

Глава I общие сведения о земле

ЗЕМЛЯ И ЕЕ РАЗВИТИЕ Форма, размеры и движение Земли

Представляя собой космическое тело, планету, Земля обладает рядом свойств, определяющих ее форму, строение, процессы раз­вития, возможность возникновения и существования на ней органи­ческого мира. Эти свойства и особенности планеты находятся в слож­ных взаимосвязях друг с другом, их взаимодействием обусловлено общее направление развития Земли и ее оболочек. Например, форма Земли определяется ее размерами, движением и физическим состоя­нием слагающего ее вещества. Для малых космических тел — асте­роидов, обладающих малыми размерами и слабым гравитационным полем, характерна неправильная — угловатая форма. Для Земли, тела с большой массой и сильным гравитационным полем, при от­сутствии вращения вокруг оси характерна форма шара. У малых тел, вещество которых в любой части остается твердым, даже при быстром вращении вокруг оси не возникает правильной сферичности. У Земли даже твердые вещества, слагающие ее поверхность, на некоторой глубине в условиях высоких давлений и температур приобретают свойства пластичности, что при быстром вращении планеты вокруг оси влияет на ее форму, на ряд процессов, развивающихся в ее обо­лочках.

Впервые сферичность Земли была установлена в VI в. до н. э. ученым-философом Пифагором, наблюдавшим приближающиеся и удаляющиеся корабли в море. Постепенное появление корабля из-за горизонта связывали с шарообразностью Земли — Птоломей (IV в. до н. э.), Аристотель (384—322 гг. до н. э.) и Архимед (287— 212 гг. до н. э.).

Первое числовое значение длины земной окружности было полу­чено за 200 лет до н. э. греческим математиком, астрономом и гео­графом Эратосфеном, определившим также величину радиуса Земли (6311 км).

12

Предположение о том, что Земля не является идеальным шаром, а сплюснута у полюсов, было высказано Исааком Ньютоном и под­твердилось точными измерениями длины меридианов методом триан­гуляции. Градусные измерения, произведенные Парижской академией в 1735 г. в Перу, Лапландии и в Париже, показали, что длина дуги меридиана в 1° на экваторе меньше, чем у полярного круга. Произ­водившиеся в дальнейшем определения величин дуг меридианов, соответствующих одному градусу широты в разных частях Земли, вместе с вычислением длины радиусов в этих местах, утвердили ученых в мысли, что фигура Земли приближается к эллипсоиду вращения — сфероиду.

Вопрос о сфероидичности Земли обсуждался на первом заседании Санкт-Петербургской академии наук, созданной в 1725 г.

В первой половине XIX в. В. Я. Струве были проведены градус­ные измерения по меридиану от устья Дуная до побережья Северного Ледовитого океана. Во второй половине XIX столетия градусные измерения проводились и по дугам параллелей 48 и 52° широты.

В результате многочисленных измерений длины меридианов, обнаружилось их неравенство. На основании этих данных в 1859 г. русский военный геодезист Ф. Ф. Шуберт первым указал на эллип­тичность земного экватора и определил размеры трехосного эллип­соида. Позже было вычислено, что разность и величина радиусов на экваторе достигает 213 м и что большая экваториальная ось пере­секается с меридианом, долгота которого 15° к востоку от Гринвича.

Широкое развитие астрономо-геодезических работ в нашей стране началось с момента организации Высшего Геодезического Управле­ния при научно-техническом отделе ВСНХ, созданного в соответствии с Декретом СНК РСФСР, подписанным В. И. Лениным 15 марта 1919 г. В настоящее время это учреждение носит название Главного управления геодезии и картографии при Совете Министров СССР.

Ведущую роль в организации астрономо-геодезической службы в первые годы ее существования сыграл выдающийся ученый-геоде­зист Ф. Н. Красовский. По разработанному им проекту в Советском Союзе ведутся работы по созданию астрономо-геодезической сети в виде рядов триангуляции I класса, прокладываемых вдоль меридиа­нов и параллелей с интервалом в 200—250 км.

Уже в 30-е годы результаты астрономо-геодезических работ в СССР позволили сделать заключение о необходимости уточнения данных о размерах земного эллипсоида. Эту работу снова возглавил Ф. Н. Красовский, определивший в 1936 г. параметры трехосного эллипсоида, превосходящего по точности параметры эллипсоида Бесселя, принятого в качестве эталона в производстве геодезических работ в СССР.

Работа над исследованием и уточнением размеров Земли была продолжена учениками Ф. Н. Красовского.

Использование трехосного эллипсоида вызывает неудобство в смысле сложности вычислений при производстве геодезических работ и инженерно-технических расчетов. В связи с этим было

признано целесообразным использовать для геодезических и карто­графических работ параметры простого эллипсоида вращения.

Постановлением Совета Министров СССР от 7 апреля 1946 г. в Советском Союзе был принят земной эллипсоид, получивший назва­ние эллипсоида Красовского и имеющий следующие параметры:

радиус экватора = 6 378 245 м.

полярный радиус = 6 356 862 м.

полярное сжатие = 1 : 298, 3.

Эллипсоид Красовского в настоящее время принят также в геоде­зической службе социалистических стран Европы и Азии.

Эллипсоид Красовского близок, но не отражает истинной формы Земли. К последней ближе геоид — фигура, получаемая при мысленном продолжении неподвижной поверхности воды в океанах под материки. Название «геоид» для фигуры Земли было предло-

Рис. 1. Поверхность геоида и эллипсоида вращения

жено немецким физиком И. Б. Листингом в 1873 г. Характерной особенно­стью геоида является то, что любая точка его по­верхности остается перпен­дикулярной к направлению отвеса. Отклонение формы геоида от эллипсоида вызвано неравномерностью

в распределении плотности масс в земной коре, влияющих на напра­вление отвесов и перпендикулярных к ним уровенных поверхностей, а следовательно, и на форму геоида.

Исходным пунктом геодезических работ в СССР служит Пулков­ская обсерватория. Для этого места А. А. Изотов и М. С. Молоден-ский вычислили высоту геоида и составляющие отклонения отвесной линии от нормальной поверхности эллипсоида Красовского. Полу­ченные геодезические координаты служат теперь исходными данными для определения координат пунктов опорной геодезической сети.

Установление величины отклонений эллипсоида от геоида позво­лило уточнить численные характеристики фигуры Земли на терри­тории СССР. Несовпадение геоида с поверхностью эллипсоида дости­гает ±100 м (рис. 1).

Своеобразие формы Земли является производной очень многих составляющих, главнейшими из которых считаются размеры планеты, распределение плотностей и скорость вращения. Современные при­боры перерабатывают информацию, получаемую со спутников, и позволяют производить вычисления параметров Земли с очень высокой точностью.

Форма Земли чрезвычайно сложна и не соответствует ни одной правильной геометрической фигуре. Современные данные позволяют считать ее форму близкой к кардиоидальному трехосному эллипсо­иду, северный полюс которого приподнят на 15 м относительно земного эллипсоида, а южный вдавлен на 20 м (рис. 2).

14

Земля вращается вокруг своей оси, совершая один полный оборот за 23 ч 56 мин 4сек (звездные сутки). Полный оборот вокруг Солнца Земля совершает за 365 суток 5 ч 48 мин 46 сек. За это время она пролетает путь в 934 млн. км. В 1 сек при своем движении по орбите Земля проходит 29,8 км.

Путь движения Земли вокруг Солнца (орбита) имеет форму эллипса. Солнце находится в одном из фокусов этого эллипса. При движении Земли вокруг Солнца она максимально удаляется от него в июле (152 млн. км — афелий) и подходит наиболее близко в январе (147 млн. км — перигелий).

При вращении Земли вокруг оси скорость точек, лежащих на ее поверхности, зависит от широты. На экваторе она равна 464 м/сек, а на широте 60° — 232 м/сек. Угловая скорость вращения Земли изменяется главным образом от векового постепенного замедления, вызванного приливным торможением.

В связи с вращением вокруг оси на Земле осуществляется смена дня и ночи, отклоняются тела, падающие с высоких башен на поверх­ность Земли, и проявляется инерционная сила, отклоняющая все движущиеся вдоль земной поверхности тела в северном полушарии вправо от направления движения и влево — в южном полушарии (эффект Кориолиса). Величина отклоняющей силы (силы К о р и о л и с а) всегда пропорциональна массе тела, скорости его движения и синусу широты.

Основные физические свойства Земли Температура Земли

Температурный режим поверхности Земли зависит от тепла, получаемого от Солнца, и притока внутреннего тепла. Основная часть — 99.5% — всего тепла, получаемого поверхностью планеты, обеспечивается солнечной энергией, 0,5%, падающие на внутреннее

15

тепло, являются средней величиной, значительно увеличивающейся в районах интенсивного проявления вулканизма.

Температура внутренних частей Земли почти не зависит от тепловой энергии Солнца. Прогревание Солнцем на глубину в различ­ных частях земного шара имеет разное значение и зависит от средне­годовой температуры той или иной местности. Нижняя граница влияния солнечной радиации носит название уровня, зоны или пояса постоянной температуры. Максимальные глубины залегания этой зоны равны 30 м. В Москве, например, она располагается на глубине 20 м, где температура, начиная с 1882 г., регулярно замеряется и остается равной +4°,2. В Париже термометр, расположенный на глубине 28 м, более 100 лет показывает +11°,83. Глубже зоны постоянных температур наблюдается постепенное повышение темпе­ратуры, причем в разных по своему геологическому строению районах интенсивность роста температур с увеличением глубины различна. Расстояние по вертикали, на котором температура повышается на 1° С, носит название геотермической ступени. Другой мерой повышения температуры с глубиной является гео­термический градиент, характеризующий величину возрастания температуры на каждые 100 м погружения. Среднее значение геотермического градиента равно 3°, геотермической сту­пени — 32 м.

Наименьшее значение геотермической ступени — 6,7 м отмечено в США, штат Орегон, наибольшее — 137.8 м в США, штат Алабама. В Москве геотермическая ступень равна 38,4 м, в Ленинграде — 19,6 м, в Архангельске — 10 м, в Баку — 26 м и т. д. Изменение геотермической ступени связано не с широтными и климатическими факторами, а зависит от геологического строения района и в первую очередь от теплопроводности слагающих его горных пород.

Предполагают, что геотермический градиент, установленный в поверхностных частях земной коры, не может быть постоянным на глубинах, превышающих 15—20 км. Расположенные более глубоко области земных недр подчиняются более сложным закономерностям, немалое влияние на которые оказывает тепло, выделяемое радио­активными элементами, и тепловое излучение Земли в мировое пространство. По всей вероятности, на тепловой режим Земли ока­зывают влияние и другие источники энергии, такие, как гравита­ционные процессы, химические реакции, приливо-отливные деформа­ции и т. п. Максимальная температура в центре Земли не превышает 3000-5000°.

О температуре глубоких зон земной коры и верхней мантии можно приблизительно судить по температуре лав, извергаемых вулканами, достигающей 1200 (гавайский вулкан Килауэа) — 1300° (Этна). При определении температуры лав на глубине следует внести поправки за ее остывание при прохождении через близкие к поверхности более холодные горные породы и за нагревание, которое неизбежно при падении давления в поверхностных частях. С учетом всех поправок температура вулканических очагов примерно равна 1500°.

16

Гравитационное поле Земли

По закону Ньютона все тела во вселенной взаимно притягиваются независимо от размера, состава и расстояния между ними. Сила притяжения (или сила тяжести) прямо пропорциональна массе тел и обратно пропорциональна квадрату расстояния между ними. Направление силы гравитации всегда перпендикулярно к уровенной поверхности, носящей название эквипотенциальной гра­витационной поверхности, определяющей форму геоида. Величина силы тяжести измеряется ускорением свободно падающего тела (ускорение силы тяжести), выраженным в единицах, носящих назва­ние гал = 0,01 м/сек², миллигал — тысячная доля гала*. Сред­няя величина силы тяжести на земной поверхности исчисляется в 981 гал.

Если бы Земля представляла собой неподвижный однородный по составу и плотности шар, то на всей ее поверхности сила тяжести была бы одинаковой. Если рассматривать Землю как сфероид при тех же условиях неподвижности, состава и плотности, то линии равных значений силы тяжести будут равномерно опоясывать Землю с увеличением их показателей к полюсам, что обусловлено различной величиной полюсных и экваториальных радиусов. Кроме полярного сжатия, влияние на изменение силы тяжести на Земле оказывает центробежная сила, возникающая при вращении Земли и направлен­ная на экваторе в сторону, противоположную силе тяжести. Умень­шение центробежной силы от экватора к полюсам обеспечивает на последних увеличение силы тяжести.

Среднее возрастание ускорения силы тяжести при перемещении от экватора к полюсам равно 0,5 миллигала на каждый километр. На полюсах ускорение силы тяжести больше, чем на экваторе, на 5,2 гала.

На изменение силы тяжести на Земле оказывает влияние и пре­вышение точки наблюдения над уровнем моря. На каждый метр вы­соты сила тяжести уменьшается на 0,308 миллигала. В направлении от поверхности Земли к ее центру сила тяжести возрастает приблизи­тельно на 1 миллигал на каждые 12 м, при условии, что средняя плотность исследуемой толщи земной коры равна 2,7. Расчеты показывают, что максимального своего значения — 10,2 м/сек² ускорение силы тяжести достигает на глубине 2900 км (граница внешнего ядра) и равна нулю в центре Земли.

Кроме перечисленных выше закономерностей общего порядка, влияющих на распределение силы тяжести, в Земле и на ее поверх­ности существуют частные причины, определяющие изменение ее в том или ином месте, в зависимости от состава и различной плотности пород, неравномерного распределения масс в Земле и т. п. Эти изменения получили название аномалий силы тя­жести.

*Единица силы тяжести, названная в честь Галилея.

2 Заказ 2 17

Известно, что не только Земля в целом, но и ее поверхностная оболочка (кора) состоит из пород неодинаковой плотности и струк­туры залегания. Эти различия и оказывают основное влияние на величину силы тяжести в каждом из выбранных мест наблюдений и определяют значение аномалий.

Для того чтобы определить величину аномалий силы тяжести, сначала производят вычисления нормального значения силы тяжести, т. е. приведенного к уровню моря с допуском на равномерное кон­центрическое распределение плотности в земной коре. Далее вводится поправка за изменение силы тяжести при повышении или понижении точки наблюдения относительно уровня моря * (высота h, умножен­ная на 0,308 миллигала). Кроме того, вводится поправка на притяже­ние масс, расположенных в слое, мощность которого равна высоте точки наблюдения над уровнем моря. Введенные поправки опреде­ляют значение аномалии силы тяжести, носящей название анома­лии Буге.

Участки с повышенной плотностью дают положительное значение аномалии Буге, участки с пониженной плотностью — отрицательные. Соответственно изменяются и уровенные поверхности, приобретая выпуклую форму над участками избытка масс и вогнутую над участ­ками недостатка масс. Такую неровную поверхность можно изобра­зить в плане при помощи линий (изоаномал), соединяющих точки с равным значением силы тяжести.

Карты, на которых изображены аномалии силы тяжести, назы­ваются гравиметрическими.

Сила тяжести в значительной мере определяет динамику геологи­ческих процессов, протекающих на поверхности Земли. Изучение аномалий силы тяжести Земли помогает геологам в поисках полезных ископаемых и является одним из основных методов картирования глубинных геологических структур.

Электрическое поле Земли

Электрическое поле Земли сравнивают со сферргческим конденса­тором, положительный заряд которого размещен в верхних слоях атмосферы — в ионосфере, а отрицательный в поверхностных слоях земной коры. Нижние слои атмосферы играют роль изолятора. Благодаря этому в атмосфере над земной поверхностью образуется разность потенциалов, которая достигает максимального значения в умеренных широтах. В экваториальных и полярных областях напряженность поля уменьшается. В средних широтах нормальная напряженность Е равна 130 в/м; у полюсов и на экваторе 70—80 в/м.

Напряженность электрического поля изменяется по временам года. Максимальное напряжение отмечается зимой, а минимальное летом. Систематически меняется напряженность и в течение суток, достигая максимума в 18—19 ч и минимума около 3 ч по гринвич-

*Поправка за свободный воздух.

18

скому времени. На изменение электрического поля атмосферы ока­зывает непрерывное влияние солнечное излучение, вариации магнит­ного поля и различные атмосферные явления (формирование облаков, выпадение осадков, грозы и др.).

Возникновение обособленных электрических полей в земной коре обусловлено протекающими в ней физико-химическими процессами. Происхождение же крупных (региональных) электрических полей в земной коре и интенсивность электрических токов в водах Мирового океана связывают с вариациями магнитного поля Земли и с актив­ностью Солнца.

Магнитное поле Земли

Земля обладает магнитным полем, практически совпадающим с полем стержневого магнита, мысленно помещенного в центре. Северный магнитный полюс располагается на одном из островов Канадского архипелага, южный — в Антарктиде. Положение маг­нитных полюсов не стабильно и меняется в зависимости от вековых и суточных изменений магнитного поля. Координаты географических и магнитных полюсов не совпадают, чем обусловлено расхождение направлений магнитных силовых линий и географических меридиа­нов. Несовпадение измеряется в каждой точке углом (склонением), образованным между направлением магнитной стрелки и географи­ческим меридианом. Магнитное склонение отсчитывается к западу и востоку от линии нулевого склонения, проходящей через оба маг­нитных и оба географических полюса. Линии, соединяющие точки с одинаковым склонением, называются изогонами. Нулевая изогона называется магнитным меридианом.

По отношению к географическим полюсам южный и северный магнитные полюсы расположены несимметрично. Магнитный полюс северного полушария удален от географического северного полюса на 1000 км, а магнитный полюс южный — от южного географического на 800 км.

Магнитная ось, соединяющая магнитные полюсы, смещена при­мерно на 400 км от центра Земли в сторону Тихого океана и накло­нена по отношению к оси вращения Земли на 11—12°.

Изменение угла наклона магнитной стрелки по отношению к го­ризонту носит название магнитного наклонения, а линии, соединяющие точки с равным магнитным наклонением, — изоклин. Наибольшее значение (90°) магнитное наклонение имеет в точках магнитных полюсов, уменьшаясь от них в направлении к экватору. Нулевая изоклина называется магнитным эква­тор о м. В восточном полушарии он проходит севернее географиче­ского примерно на 10°, в западном — южнее экватора на 15°.

Магнитное поле Земли, так же как и любое другое магнитное поле, характеризуется напряженностью, измеряемой в эрсте­дах*. Наибольшая величина напряженности отмечается в областях

*Эрстед — сила, сообщающая в 1сек массе в 1 мг ускорение в 1 м.%.

2* 19

магнитных полюсов и уменьшается в сторону магнитного экватора. Линии, соединяющие точки с одинаковой напряженностью магнит­ного поля, носят название изодинам. Минимальное значение-изодинам определяет положение динамического экватора.

Геомагнитное поле по сравнению с магнитным полем однородно-намагниченного шара, чрезвычайно осложнено наличием магнитных аномалий, возникающих в местах, где на нормальное магнитное поле Земли накладывается местное магнитное поле. Последнее чаще всего обусловлено наличием в глубине Земли намагниченных горных пород. В зависимости от площади распространения аномалий их на­зывают: локальными, региональными и мировыми. Интенсивность аномалий может во много раз превышать не только нормальные, полагающиеся в данном месте значения магнитного поля, но и зна­чения магнитного поля в области магнитных полюсов.

В природе все вещества можно подразделить на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные.

Диамагнитные вещества под действием магнитного поля намагни­чиваются в обратном направлении по отношению к действующему магнитному полю, ослабляют магнитное поле Земли, образуя отрица­тельные магнитные аномалии. Среди минералов к диамагнитным относятся такие металлы, как золото, серебро, медь, свинец. Из оса­дочных горных пород — каменная соль, гипс и др.

Парамагнитные вещества характеризуются положительной вос­приимчивостью и способны создавать незначительные магнитные аномалии.

Ферромагнитные вещества обладают очень высокой восприим­чивостью. Присутствие ферромагнитных веществ усиливает магнит­ное поле в сотни раз, определяя наличие интенсивных магнитных аномалий.

Таким образом, критерием для приведенного подразделения природных образований на диамагнитные, парамагнитные и ферро­магнитные служит способность их к намагничиванию и изменению своей магнитной индукции под влиянием внешнего магнитного поля.

Из пород, слагающих земную кору, наиболее магнитны магмати­ческие. Объясняется это наибольшим содержанием в магматических породах ферромагнитных минералов (магнетита, титаномагнетита, гематита, пирротина и др.). Наличие этих минералов определяет магнитность и осадочных пород, в общем гораздо менее магнитных, чем породы магматические. Вместе с тем следует отметить, что у лю­бых пород величина намагниченности зависит также и от их струк­турных и текстурных особенностей. Метаморфические породы в отно­шении магнитности занимают промежуточное положение между магматическими и осадочными породами.

Изучение магнитных аномалий помогает в решении многих за­дач, стоящих перед геологической наукой, и в первую очередь облегчает поиски и разведку полезных ископаемых. Магнитометри­ческие измерения обеспечивают поиски не только высокомагнитных месторождений железа, но и бокситов и марганцевых руд.

20

Эффективен магнитометрический метод поисков нефтяных струк­тур и алмазных месторождений. Последние выявляются при помощи высокочувствительного магнитометра, установленного на самолете. Алмазсодержащие кимберлитовые трубки, сложенные магматиче­скими породами, хорошо фиксируются с самолета по характерным магнитным аномалиям.

Магнитное поле непостоянно и претерпевает изменения. Причины и время, в течение которого эти изменения происходят, различны. Наиболее длительные периодические изменения геомагнитного поля_г протекающие столетиями, получили название вековых ва­ри а ц и й, или векового хода.

Природа вековых изменений еще не ясна. Вместе с тем имеющиеся данные позволяют предположить связь векового хода с современными тектоническими движениями земной коры. Особенно отчетливо эта связь проявляется при изучении векового хода в районах с повышен­ной сейсмической активностью.

Кроме сравнительно медленных, вековых, изменений геомагнит­ного поля отмечаются ритмичные солнечно-суточные вариации, связанные с действием ультрафиолетового излучения Солнца. Существуют и лунно-суточные вариации геомагнитного поля, выра­жающиеся в виде мелких колебаний — пульсации напряженности.

Интенсивность солнечно-суточных вариаций зависит от широты местности и времени года. Под воздействием солнечно-суточных вариа­ций и магнитных возмущений ежедневно происходит смещение маг­нитных полюсов Земли в среднем на 100 км относительно централь­ных их положений.

Наряду с суточными вариациями геомагнитного поля отмечаются внезапные возмущения, получившие название магнитных бурь. Электрические токи, возникающие в Земле под действием магнитных бурь, иногда настолько велики, что могут нарушить нормальную рабо­ту электроприборов и даже вывести из строя предохранители и транс­форматоры. Магнитные бури нарушают и даже прерывают радиосвязь.

Отмечается прямая зависимость между магнитными бурями и деятельностью Солнца. Они усиливаются в периоды солнечной ак­тивности, отмечаемой появлением на Солнце большого количества пятен. Во время магнитных бурь усиливаются полярные сияния в Арктике и Антарктике.

Магнитное поле Земли оказывает определенное воздействие на минералы и горные породы. Магнитные минералы ориентируются по направлению магнитных силовых линий и, включаясь в состав образующихся горных пород, сохраняют эту ориентировку даже в случае переориентировки магнитного поля. Этим же свойством обладают и керамические изделия, намагнитившиеся в момент об­жига. Изучение намагниченности древних горных пород и старинных предметов позволяет проследить в глубь веков изменения магнитного-поля Земли, миграцию магнитных полюсов, вероятное перемещение блоков земной коры и т. п. Этими вопросами занимается специальный раздел геофизических наук — палеомагннтизм.

21

Общее строение Земли Оболочки Земли

Одной из характерных особенностей нашей планеты является то, что она состоит из нескольких оболочек, резко различающихся между собой по целому ряду признаков, в первую очередь по химическому составу и по физическому состоянию образующего их вещества.

Самой внешней из этих оболочек считают газовую — атмо­сферу. Мощность этой оболочки не может быть установлена точно ввиду того, что по мере удаления от поверхности планеты атмосфера становится все более разреженной и постепенно переходит в межпла­нетное пространство. До последних лет мощность атмосферы условно (по косвенным признакам) определялась в 800—1000 км, но после накопления данных, полученных при помощи спутников и космиче­ских лабораторий, направленных в сторону Луны, Венеры, Марса, мощность земной атмосферы принимают приблизительно равной 3000 км. Нижней границей атмосферы является поверхность подсти­лающих ее оболочек — гидросферы и литосферы, но фактически газы атмосферы проникают в эти оболочки и находятся в сложном физи­ческом и химическом взаимодействии со слагающим их веществом. В свою очередь вещество подстилающих оболочек проникает в атмо­сферу и участвует в развивающихся в ней процессах. Это водяные пары, газы, вулканический пепел, пыль, пыльца, споры и семена растений, различные организмы и т. д.

Гидросфера — водная оболочка имеет самостоятельное значение, образуя поверхностные воды в пределах суши (озера, реки) и огромные водные массы Мирового океана. Кроме того, к гидросфере должны быть отнесены подземные воды и воды, уча­ствующие во внешнем и внутреннем влагооборотах. Внешний влаго-оборот слагается из звеньев: океан — атмосфера — суша — океан (этот влагооборот может быть еще подразделен на малый, большой и внутреннематериковый); внутренний — соответственно из зве­ньев: гидросфера — литосфера — гидросфера. Максимальная мощ­ность водной оболочки, установленная путем промеров, достигает порядка 11 000 м (11 521 м — Марианская впадина в Тихом океане). На водораздельных пространствах материков мощность водной оболочки непостоянна и зависит от количества выпадающих осадков (жидких и твердых). Водные массы играют очень важную роль в ряде геологических процессов и в развитии органической жизни на Земле. В качестве самостоятельной оболочки выделяют биосферу (весь растительный и животный мир Земли), которая хотя и не обра­зует слой, но в развитии планеты играет весьма важную роль, про­низывая всю гидросферу, населяя поверхность литосферы, проникая в высокие слои атмосферы и на большие глубины литосферы.

Литосфера, или каменная оболочка, часто отождествляется с понятием земная кора; состоит из твердых каменных масс (минералов и горных пород), имеющих неорганическое и органиче­ское происхождение. Состав и мощность литосферы в различных ее

22

частях различны. В верхних слоях литосферы осуществляется тес­ное взаимодействие ее с атмосферой, гидросферой и биосферой (внеш­ними оболочками Земли), в нижних — с мантией. Мантия является уже внутренней оболочкой Земли и подробно характери­зуется ниже — в разделе, посвященном вопросу внутреннего стро­ения планеты.

Литосфера располагается как бы между внешними и внутрен­ними оболочками Земли, оказывается под их воздействием, преобра­зуется под их влиянием, фиксирует в себе результаты их взаимо­действия. Описание особенностей строения и развития литосферы приводится ниже.

Внутреннее строение Земли

Непосредственное изучение внутреннего строения Земли в на­стоящее время ограничено возможностями техники. Наиболее глу­бокие скважины проникают внутрь земли на 5—7 км. В ближайшем будущем они углубятся до 12—14 км. Естественные выходы древних горных пород на поверхность земли можно наблюдать на щитах (Балтийский, Канадский и др.) и в горных странах, где в центральных осевых частях горных систем они нередко обнажены. От центральной части гор к периферии древние породы сменяются более молодыми. Современные вулканические извержения позволяют непосредственно наблюдать образование излившихся магматических пород и делать заключение о составе питающего их глубоко расположенного очага. Следует, однако, отметить, что в этом случае получаемая информация должна быть подвергнута многим поправкам и уточнениям.

Изучение более глубоких частей земного шара в настоящее время возможно только при помощи косвенных данных, получаемых физи­кой, химией, геофизикой, геодезией, астрономией и рядом других наук, участвующих в изучении физических свойств вещества внут­ренних оболочек Земли. Практически значительных успехов в изуче­нии земных недр достигла геофизика, исследующая гравитационное поле Земли, ее магнитное поле, температуру, скорость распростране­ния упругих колебаний, вызываемых землетрясениями и взрывами, плотность Земли и другие ее свойства. Сумма знаний, получаемых в результате синтеза всех сведений о Земле, позволяет пока еще только наметить пути к познанию ее внутреннего строения.

Геофизические методы, применяемые при изучении внутреннего строения Земли, основываются на исследовании различных физиче­ских полей, улавливаемых приборами на ее поверхности. На основа­нии полученных данных и сопоставления их со сведениями, собран­ными геологическими методами, делаются выводы о внутреннем строении земной коры и рассчитываются модели внутреннего строения всей планеты.

В большинстве случаев наиболее достоверные результаты дает сейсмический метод. Гравиметрические и магнитометрические методы чаще применяются при рекогносцировочных исследованиях или в ка­честве дополнительных методов. Вместе с тем следует отметить, что

23

магнитометрический метод наряду с электрическим с успехом может применяться при оконтуривании месторождений магнитных руд­ных тел.

Средняя плотность Земли равна 5,52 г'см³. Средняя плотность земной коры равна 2,7 г/см³. То, что средняя плотность Земли в 2 раза больше средней плотности земной коры, говорит о том, что плотность внутренних частей Земли очень высока и возрастает с глу­биной. Увеличение плотности по направлению к центру Земли идет неравномерно, что устанавливается с помощью изучения скоро­сти распространения сейсмических волн, находящейся в функцио­нальной зависимости от плотности и упругости среды, в которой они распространяются. Таким образом, при изучении скоростей распространения упругих колебаний (сейсмических и вызванных искусственно) возникает возможность определения плотности веще­ства внутри Земли. При изучении распространения этих колебаний следует учитывать, что вещество реагирует на воздействующие импульсы двумя видами упругих деформаций — изменением объема и изменением формы.

Элементарные изменения объема распространяются в среде в виде продольных волн, изменения формы в виде попереч­ных волн. Продольные волны представляют собой чередующиеся зоны сжатия и растяжения, обусловленные прямолинейным, поступа-тельно-возвратным движением частиц. Поперечные волны можно сравнить с колебаниями струны, каждая частица которой колеблется перпендикулярно к направлению распространения волны.

От поверхности Земли до глубины 30—80 км средняя скорость прохождения продольных волн равна 6,3 км/сек, поперечных — 3,7 км/сек. В осадочных породах скорость прохождения упругих колебаний непостоянна. Установлено, что скорость продольных волн в граните равна 6,0 км/сек при плотности гранитов 2,7—2,8 г/см³. Скорость 6,5 км/сек соответствует скорости прохождения продольных волн в базальтах, имеющих плотность 2,9—3,0 г/см³. В связи с этим слои с соответствующими скоростями прохождения продольных волн были названы гранитными и базальтовыми. Граница между гранитным и базальтовым слоем, которая часто обнаруживается сейсмическими методами в пределах континентов, названа поверхностью Конрада.

Раздел с резким изменением скоростей и плотностей, располо­женный ниже базальтового слоя (средняя глубина 33 км), был уста­новлен югославским ученым Мохоровичичем и получил его имя. Ниже границы Мохоровичича скорость продольных волн резко возрастает до 8 км/сек и, следовательно, плотность пород увеличи­вается до 3,2—3,3 г/см⁵. Аналогичную плотность имеют железисто-магнезиальные породы — перидотиты.

Лежащая ниже базальтового слоя оболочка получила название мантии. Скорость сейсмических волн в ней возрастает и достигает у ее нижней границы значения 13,6 км/сек для продольных и 7,3 км'сек для поперечных волн. Это свидетельствует об увеличении плотности

24

пород до 6,5 г/см³. На глубине 2900 км от поверхности Земли происхо­дит резкое изменение характера распространения волн. Скорость продольных волн падает до 8,1 км/сек, поперечные волны глубже не проникают. На этой глубине проводят границу между мантией и ядром Земли.

плотностей внутренних частей Земли на основании полученных величин скорости распространения сейсмических волн (табл. 2).

В ядре скорость продольных волн возрастает до 9—10 км/сек, на глубине около 5100 км — до 11,0 км/сек и в самом центре Земли до 10,8—11,3 км/сек, что свидетельствует о плотности вещества на этих глубинах до 11,0—12,5 г/см³. По характеру распространения волн в ядре есть основание предполагать наличие границы раздела на глубине около 5100 км, что позволяет выделить внутри ядра еще ядрышко, имеющее радиус около 1300 км. Поскольку эта граница выделяется не так четко, как граница Мохоровичича и граница ядра (эти границы называют границами раздела первого порядка), ее отно­сят к «второстепенным» границам (граница второго порядка). Такие, менее четко выделяемые границы в ядре и в мантии намечаются на глубинах около 900, 1800, 4500—5000 и и др. Поскольку скорость и характер распространения сейсмических волн в недрах земного шара могут быть прослежены только путем регистрации этих волн при выходе их на поверхность Земли, постольку и решение вопроса о распределении плотностей не может быть однозначно и к настоя­щему времени рядом исследователей выполнено значительное число расчетов, по которым плотность в различных частях радиуса Земли, во внешнем ядре и ядрышке определяется неодинаково. Ниже приво­дится один из вариантов расчета скоростей распространения сейсми­ческих волн по К. Ф. Саваренскому (табл. 1) и вычисление

Определение плотностей внутренних областей земного шара не­обходимо для расчета давления. Если бы плотность Земли была однородна, то давление в ее центре можно было бы определить по формуле

где К — постоянная тяготения, М — масса, К — радиус Земли. Поскольку плотность Земли неоднородна, постольку расчет необхо­димо производить по слоям (оболочкам, зонам), учитывая давление вышележащих слоев. Вероятное давление в недрах Земли приведено

в табл. 3, схема внутрен­него строения — на рис. 3. Ознакомившись в об­щих чертах с методами изучения внутреннего строения Земли, необхо­димо отметить, что совре­менные представления о состоянии вещества и его химическом составе еще в значительной степени разноречивы.

В результате изучения геологии, рельефа и физи­ческих особенностей зем­ной коры установлено, что в разных своих частях она имеет разное строение. Пренебрегая пока деталя­ми, отметим, что крайними типами является кора кон­тинентальная и кора оке­аническая.

Для континентальной коры характерен осадочный чехол боль­шей или меньшей мощности (от 0 до 30 км), состоящий из осадочных пород (рис. 4), лежащий на кристаллическом фундаменте, состоящем в свою очередь из слоя гранитов и подстилающих их базальтов.

Континентальная земная кора имеет среднюю мощность 35— 40 км при минимальной 15—20 км и максимальной 80—100 км.

Таблица 3

Океаническая кора не содержит гранитного слоя. Мощность океанической земной коры не превышает 10—12 км при минимальном значении 5—6 км.

Подстилающая базальтовый слой мантия, как указано выше, имеет, видимо, состав, близкий к перидотитам (см. табл. 4). Про­хождение поперечных волн через мантию позволяет, е целом, считать ее агрегатное состояние твердым. Вместе с тем по своим свойствам мантия неоднородна. Грубо ее можно разделить на две части, граница между которыми проходит на глубине около 900 км. Здесь фикси­руется замедление скорости распространения сейсмических волн, что можно связать с изменением состава, плотности и другими свой­ствами вещества мантии. Часть мантии, расположенная выше этой

границы, характеризуется существенным разнообразием состава и подвижностью вещества. Здесь, по всей вероятности, зарождаются процессы, приводящие к проявлению тектонических движений, вул­канизму и землетрясениям. Эта часть мантии получила название верхней мантии; соответственно ниже расположена ниж­няя мантия, распространяющаяся до границы с ядром.

Учитывая важную роль верхней мантии в развитии земной коры, в сейсмике и вулканизме, советские ученые (член-кор. АН СССР В. В. Белоусов и др.) предложили сосредоточить на ее изучении силы ученых многих стран и провести исследования по общему плану, получившему название «Проект верхней мантии». В соответствии с этим проектом в США осуществлено бурение морского дна для достижения границы Мохоровичича (сокращенно — МОХО). по техническим причинам прекращенное после прохождения первых 200 м, но давшее интересный материал по строению океанического дна. В СССР проектируется бурение сверхглубоких скважин на материке и на островах для достижения верхней мантии (на глубинах 15—20 км). В научно-исследовательских институтах многих стран

27

проводятся наблюдения за поведением вещества в условиях высоких и сверхвысоких давлений и температур, на материках и в океане проводятся геофизические исследования. Полученные материалы поступают для обработки в крупные научные центры.

В настоящее время считается установленным наличие в мантии, на глубинах от 50 до 200 км магматических очагов, часто располо­женных ярусами. На глубине 100—200 км под материками и 50— 100 км под океанами в мантии отмечена зона (слой) замедленного прохождения упругих колебаний, получивший название волно­вод, состояние слагающего его вещества предполагается если не жидким, то размягченным. Имеющиеся в нашем распоряжении све­дения о нижней мантии еще не полные. Только большая скорость распространения упругих колебаний позволяет считать состояние ее вещества твердым до границы с ядром.

Предполагают, что гашение поперечных волн, которые распро­страняются только в твердых телах, и резкое падение скорости про­дольных волн ниже глубины 2900 км обусловлено переходом из твердого, агрегатного, вещества в жидкое. Отсюда делают вывод о расплавленном состоянии внешней зоны ядра. В то же время пере­носить представление о жидком состоянии вещества, наблюдаемом на поверхности Земли, на условия высоких температур и давлений, по-видимому, неверно. Внешнее ядро Земли, по всей вероятности, правильнее назвать квазижидким, понимая под этим термином сход­ство некоторых свойств вещества ядра с жидкостью.

Внутреннее ядро (ядрышко) по имеющимся данным считают твердым телом.

Вопрос о химическом составе ядра является дискуссионным. Господствовавшее многие годы предположение о чисто железном ядре опровергается сейчас данными исследования поведения железа в условиях высоких давлений и температур. При давлении в милли­оны атмосфер, господствующем в ядре, плотность железного ядра должна быть во много раз больше той, которая установлена по гео­физическим данным.

В настоящее время изучается гипотеза о силикатном составе ядра. Опытами и расчетами установлено, что с увеличением давле­ния кристаллическая решетка, характерная для минералов, образо­вавшихся в условиях относительно низких давлений, сначала уплот­няется, затем разрушается. При дальнейшем повышении давления изменения происходят в самих атомах, — электроны с внешних орбит переходят на более глубокие, внутренние, и вещество переходит в металлическую фазу.

Поведение некоторых минералов в условиях высоких и сверхвы­соких давлений в последние годы удается изучать в лабораториях. Для кварца уже изучено его поведение при высоких температурах и давлении до 145 000 ат. Кварц, представляющий собой по хими­ческому составу окись кремния SiO₂, в условиях нормального (для поверхности Земли) давления образует кристаллическую решетку в виде тетраэдров, имея при этом плотность 2,56 г/см³. При высокой

28

температуре и давлении около 25 000 ат, что соответствует глубине примерно 75 км, кварц переходит в свою модификацию — минерал коэсит, имеющий плотность 3 г/см³. Кристаллическая решетка коэ-сита построена в виде тетраэдров, но с более плотной упаковкой. При давлении 115 000 — 145 000 ат и температуре около 1500°, соответствующим глубинам 350—400 км, окись кремния кристалли­зуется уже в виде октаэдров и образуется минерал стишовит, имеющий плотность 4,35 г/см³.

Приведенный пример дает основание предполагать, что многие границы раздела в глубинах Земли, по крайней мере в мантии, об­условлены скачкообразным переходом минералов и их кристалличе­ских решеток из одной модификации в другую. Такое же явление возможно при переходе базальта в эклогит, которым многие исследо­ватели делали попытку объяснить границу Мохоровичича.

Всесторонний анализ поведения вещества в недрах планеты не­обходим для решения ряда теоретических и практических вопросов (например, условий образования месторождений рудных полезных ископаемых), более полного выявления и учета сил и процессов, участвующих в развитии Земли.

Возраст Земли

Возраст пластов, слагающих земную кору, определяется несколь­кими методами: стратиграфическим, палеонтологическим, свинцо­вым, аргоновым, углеродным, путем подсчета слоев ленточных глин и др.

Стратиграфический метод представляет собой описание слоев с точки зрения их литологического состава, заклю­ченных в них органических остатков и порядка напластования, при­чем считают древним тот слой, который лежит ниже. Этот метод с успехом применяется при описании отдельных обнажений и дает удовлетворительные результаты при описании небольших террито­рий — сложенных спокойно залегающими слоями. Для описания геологического строения обширных территорий и тем более для вза­имной увязки обнажений далеко отстоящих друг от друга районов, особенно при сложном (нарушенном) залегании слоев, стратиграфи­ческий метод не может быть применен. В случае применения он дает неудовлетворительные результаты, так как слои на большом расстоя­нии обнаруживают фациальную изменчивость, выклиниваются и замещаются другими слоями (другого состава), а отдельные просто отсутствуют или почти полностью разрушаются.

Наиболее удобным является метод палеонтологи­ческий, в основу которого положено определение возраста пла­стов по заключенным в них органическим остаткам.

Действительно, если породы в одном и том же обнажении могут даже при нарушенном залегании обнаруживать большое сходство, то фауна (органические остатки) в древних и более молодых слоях будет различна.

29

Это видно на рис. 5, на котором даны схематические геологиче­ские разрезы Казахстана и Урала. Сравнивая разрезы Казахстана с разрезами восточного склона Урала и восточной зоной западного склона Урала, можно видеть, что в основании этих разрезов лежат известняки С₁ с брахиоподовой фауной, относящиеся к ранней эпохе каменноугольной системы (прилож. I). На известняках во всех трех разрезах лежат песчано-глинистые осадки, которые можно принять за одновозрастные, если основываться только на их составе и соотно­шении с известняками. Однако наличие в известняках и в покры­вающих их отложениях органических остатков указывает нам на то,

Рис. 5. Схема строения каменноугольных и нижнепермских отложений Казахстана и Урала:

1 — иэвестняки с брахиоподовой фауной, 2 — песчано-глинистые осадки, 1 — конгломера­ты, 4 — гипсоносная толща, 5 — красноцветные слои, 6 — глинистые осадки Стрелки показывают направление сноса обломочного материала и одновременно направление мигра­ции этой фации на запад параллельно нарастанию в том же направлении складок Урало-Сибирской орогенической зоны Зигзагом показана горообразовательная фаза (по Н М Стра­хову)

что песчано-глинистая толща Казахстана гораздо древнее, чем сход­ная с ней по составу толща восточного склона и тем более восточной зоны западного склона Урала. Песчано-глинистая толща Казахстана относится к нижнему карбону С₁ и отлагалась тогда, когда западнее еще продолжалось отложение известняков. Позднее в среднем кар­боне С₂ накопление осадков в Казахстане вообще не происходило, но в это время началось накопление песчано-глинистых осадков в области восточных склонов Урала. В области западных склонов Урала происходило отложение известняков. К началу верхнего карбона С₃ накопление осадков прекратилось в области восточных склонов Урала, и только в это время началось отложение песчано-глинистых осадков в восточной зоне западного склона. Из разобран­ной схемы видно, что, если основываться только на одних литологи-ческих данных и на порядке залегания слоев, можно впасть в грубые ошибки при определении возраста изучаемых отложений. При изу­чении геологических разрезов часто можно встретить два смежных слоя, содержащих резко различные органические остатки. Иногда поверхность напластования между этими слоями неровная и на ниж-

30

нем слое обнаруживаются следы размыва. Следовательно, несмотря на последовательное налегание одного пласта на другой, процесс накопления отложений прерывался на длительные промежутки времени, когда осадки не отлагались и даже происходил их размыв.

Такие перерывы, продолжительность которых невозможно опре­делить при применении только стратиграфического метода, легко установить палеонтологическим методом, так как они подчеркнуты резким различием фауны, заключенной в слоях, между периодами отложения которых наблюдался длительный перерыв. Наличием таких перерывов обусловлена неполнота геологической летописи.

Неполнота геологической летописи, возникающая при изучении какого-либо относительно небольшого участка земной поверхности, обычно восполняется при изучении более обширных территории. Наши современные представления о геологической истории Земли основаны на подробном описании, изучении и сопоставлении огром­ного количества геологических разрезов. Но еще и до настоящего времени в геологической летописи среди древнейших отложений, обычно сильно метаморфизованных и разрушенных, имеются про­белы.

Для определения возраста слоев применимы далеко не все встре­чающиеся в них органические остатки. Для этого используется отно­сительно небольшое число видов, которые называются руково­дящими ископаемыми. Основное требование, предъявля­емое к руководящим ископаемым, — возможно более короткий период существования данного вида, что позволяет точно определять возраст слоев, в которых встречаются остатки этого вида животных. Для увязки далеко отстоящих друг от друга разрезов необходимо, чтобы руководящие организмы во время своего существования поль­зовались широким распространением и чтобы остатки данного вида животных хорошо сохранились в ископаемом состоянии.

Всем перечисленным условиям лучше всего удовлетворяют остатки некоторых морских животных, в меньшей степени остатки наземных сухопутных животных и растений. В силу указанных при­чин в настоящее время деление геологической истории Земли на эры, периоды и т. д. построено, главным образом, на основе изучения раз­вития органического мира моря. Это обусловлено еще и тем, что среди слоев, слагающих земную кору, лучше сохранились слои морского происхождения (море является преимущественно областью накопле­ния, а суша — областью сноса и разрушения ранее отложенных слоев), а отложения, образовавшиеся на суше (континентальные фации), представлены далеко не полно, и развитие наземной фауны до насто­ящего времени изучено хуже, чем развитие жизни в море.

Ввиду важности палеонтологического метода, знание истории развития органического мира, хотя бы в общих чертах, совершенно необходимо (рис. 6, 7 и при лож. I).

Палеонтологический метод применим только к тем слоям, которые содержат остатки (в виде раковин, отпечатков, окаменелостей) достаточно высокоспециализированных организмов, прошедших

31

огромный эволюционный путь от первичной живой клетки. Ниже приводятся таблицы, в которых показано развитие основных групп беспозвоночных и позвоночных животных и распространение групп растений по эрам и периодам (см. рис. 6, 7 и прилож. I).

Широко применимые стратиграфический и палеонтологический методы, давшие возможность составить принятую в настоящее время геохронологическую шкалу, не давали, однако, материала для реше­ния вопроса об абсолютной продолжительности эр и периодов.

Попытки определить продолжительность геологической истории Земли предпринимались давно, но только относительно недавно примененный радиоактивный метод дал удовлетворительные резуль­таты. Сущность его заключается в следующем. Известно, что в при­родных условиях элементы уран (UI) и торий (Т) подвергаются по­степенному распаду, конечными продуктами которого являются устойчивые элементы — гелий (Не) и свинец (РЬ). Путем большого количества анализов удалось установить, что 1 000 000 г урана дает всего 1/7400 г свинца в год. Если путем анализа определим для образца горной породы процентное отношение имеющегося в ней свинца к урану, в результате распада которого образовался свинец, то можем определить и возраст породы. В грубом приближении это выражается формулой

32

В действительности анализ и вычисления усложняются тем, что: 1) в анализируемых образцах присутствует, кроме урана, еще и то­рий, процесс распада которого дает меньшее количество свинца и с другим удельным весом; 2) анализируемая порода могла уже при своем образовании иметь некоторое количество свинца или может потерять часть в результате растворения и выноса его водой; 3) ско­рость процесса распада, которую принимаем постоянной, может изменяться.

В результате единственным пока способом получения более или менее достоверных цифр является выполнение большого коли­чества анализов образцов одних и тех же пород и вывод средних цифр.

Успехи в области химии и атомной физики позволили использо­вать еще ряд элементов для определения возраста горных пород и отложений. В настоящее время стали широко применяться для этой цели аргоновый и углеродный методы.

Аргоновый метод. В природе распространен радиоактив­ный изотоп калия с атомным весом 40. В результате радиоактивного распада К⁴⁰ переходит в газ аргон Аг⁴⁰. Возраст горных пород, со­держащих в своем составе калиевые минералы, определяется по со­отношению-.

Углеродный метод основан на том, что в атмосфере под действием космических лучей образуются нейтроны, вступающие в реакцию с изотопом азота №¹⁴. В результате этой реакции образуется радиоактивный изотоп углерода С¹⁴, который вместе с углекис­лотой, имеющейся в воздухе, поглощается растениями. Соотношение радиоактивного и нерадиоактивного изотопов углерода в живых растениях остается постоянным, но после отмирания растений коли­чество радиоактивного изотопа С¹⁴ уменьшается. Скорость полурас­пада С¹⁴ равна 5568 годам. Изучая растительные остатки и определяя отношение радиоактивного углерода к нерадиоактивному, можно установить время образования тех отложений, из которых эти расти­тельные остатки взяты. Углеродный метод широко используется при определении возраста отложений антропогенового периода, а также нашел применение в археологии и истории. Археологи при его помощи определяют возраст стоянки древних племен, время за­хоронения в курганах, пирамидах и т. п. Точность определения воз­раста углеродным методом составляет ±100—200 лет.

Хорошие результаты при определении возраста отложений дает подсчет годичных слоев в так называемых ленточных глинах. Этот метод разработан Де Геером и применим только при изучении антро­погенового (четвертичного) периода.

В настоящее время путем комбинирования всех перечисленных выше методов составлена сводная геохронологическая шкала, при­веденная в прилож. I.

Из приведенной таблицы видно, что общая продолжительность геологической истории Земли достигает 2,5—3 млрд. лет. За этот

3 Заказ 2 33

отрезок времени поверхностные слои земной коры прошли сложный путь развития, краткая характеристика которого приводится в главе, посвященной исторической геологии.

Геологические процессы, их взаимодействие и рельефообразующее значение

Процессы, изменяющие рельеф и влияющие на внутреннее строе­ние Земли, называют геологическими, а силы, являющиеся причиной этих процессов, — геологическими силами. Исторически в соответ­ствии с развитием наук о Земле эти силы принято делить на внутрен­ние (эндогенные) и внешние (экзогенные), хотя в настоящее время это деление может быть признано в значительной мере условным. Сохранилось оно с того периода, когда в естествознании широким признанием пользовалась гипотеза Лапласа, в соответствии с которой Земля должна была пройти стадию раскаленного огненножидкого те­ла. Предполагали, что эндогенные процессы обусловлены той энерги­ей, которая сохранилась в недрах планеты с ее звездной стадии раз­вития, присуща самому космическому телу и не пополняется извне.

Начиная с конца прошлого столетия гипотеза первозданной энергии, захороненной в глубинах Земли, подверглась строгой критике. Путем расчетов было доказано, что этой энергии явно не хватило бы на то, чтобы обеспечить все процессы, относимые к группе эндогенных, которые развивались на Земле за время ее геологиче­ской истории и продолжаются еще и сейчас.

Открытие радиоактивных элементов, в результате распада кото­рых в Земле выделяется большое количество энергии, способной по произведенным подсчетам обеспечить нормальное развитие всех известных науке эндогенных процессов, позволило, с одной стороны, отказаться от гипотезы раскаленной Земли, с другой — сохранить за этой энергией название — внутренняя, ибо она выделяется в Земле и сохранилась в ней со времени формирования Солнечной системы.

В последние годы в литературе стали появляться сведения о том, что в недра Земли поступает энергия явно не земного происхождения. Это солнечная энергия, накопленная минералами, образующимися на поверхности Земли с поглощением солнечного тепла (например, образование глин), органическое вещество (в виде торфа, каменного угля и т. п.) и энергия приливо-отливных деформаций, обусловлен­ных взаимодействием Земли с другими телами Солнечной системы. Энергетический базис Земли свидетельствует о том, что при совре­менных наших знаниях мы не имеем права считать его отрицатель­ным и вынуждены признать, что прежние представления об эндо­генной энергии, как об энергии, рожденной в недрах земного шара, требуют уточнений. Этот термин следует употреблять с поправками, заключающимися в том, что под внутренней энергией следует пони­мать всю ту энергию, которая накапливается в недрах Земли и обе­спечивает все геологические процессы, протекающие в глубоких оболочках и коре Земли, объединяемые в группу эндогенных.

36

Основным источником внешних — экзогенных — сил является энергия Солнца, поступающая на Землю и приводящая в действие сложные процессы, развивающиеся на поверхности литосферы, в атмосфере, гидросфере и биосфере.

Даже без участия внешних сфер солнечная энергия способна вызвать на поверхности планеты и в верхних зонах литосферы раз­витие ряда геологических и рельефообразующих процессов, отно­симых к группе экзогенных. Такими процессами являются, например, температурное выветривание, представляющее собой механическое разрушение (растрескивание) горных пород и минералов в результате чередующегося и неравномерного нагрева­ния и охлаждения, движение по склонам камен­ных россыпей и осыпей, обусловленное также чере­дующимся нагреванием и охлаждением, и ряд других. Особенно интенсивно эти процессы развиваются при резких колебаниях температуры и исключительно важное значение должны иметь на планете, лишенной газовой и водной оболочек (например, на Луне). Внешние оболочки несколько сглаживают амплитуды температур на поверхности литосферы, но вместе с тем, задерживая часть сол­нечной энергии, сами приходят в движение и начинают участвовать в преобразовании поверхности Земли и геологического строения зем­ной коры.

Под действием внутренних процессов происходят, в частности, медленные, со скоростью несколько миллиметров в год (вековые), поднятия и погружения больших блоков земной коры, сопровожда­ющиеся изменениями очертаний береговых линий морей, перекосом озерных ванн, смещением русел рек, речных долин и т. п. Совершаясь направленно длительные (геологические) отрезки времени, эти дви­жения приводят к перераспределению суши и моря.

Движения земной коры развиваются и в относительно узких поясах, выражаясь в очень длительном погружении, сменяющемся затем длительным и сильным поднятием. Сопровождаются они круп­ными нарушениями форм залегания слоев, проявлением вулканизма, землетрясениями, образованием глубоких впадин и мощных горных сооружений.

Общая направленность эндогенных процессов — усложнение строения земной коры и создание крупнейших форм рельефа: мате­риков, глубоких впадин, высоких горных стран. Этой деятельности противостоит деятельность экзогенных процессов.

Внешние геологические и рельефообразующие агенты совершают сложную работу, слагающуюся из разрушения и захвата материала, переноса и отложения принесенных продуктов. Совершаясь в грави­тационном поле планеты, эта работа приобретает направленность, выражающуюся в том, что разрушению подвергаются выдающиеся над общим уровнем — положительные формы рельефа, а отложение приносимого материала происходит во впадинах — отрицательных формах. В конечном счете направление деятельности внешних сил — сглаживание неровностей, созданных деятельностью внутренних сил.

37

Из сказанного можно сделать вывод, что рельеф поверхности литосферы развивается в результате сложного взаимодействия эндо­генных и экзогенных сил, противоречивых по своей направленности, регулируемых гравитационным полем Земли.

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РЕЛЬЕФЕ ЗЕМЛИ Рельеф. Элементы, формы и типы рельефа

В сокращенной формулировке под термином рельеф обычно понимают совокупность всех форм поверхности литосферы.

Современный рельеф литосферы, образовавшийся в результате длительного и сложного развития Земли и ее оболочек (сфер) в прош­лом, подвергается сложным изменениям и в настоящее время. Как в древних отложениях надолго фиксируются условия, в которых эти отложения образовались, так и в рельефе иногда надолго сохра­няются следы тех событий и явлений, в результате которых он воз­ник. Формы рельефа своими особенностями и размерами отражают весь ход взаимодействий литосферы с атмосферой, гидросферой и био­сферой. Возникая в своих крупнейших чертах и формах под дей­ствием внутренних сил, рельеф вместе с тем является той ареной, на которой разыгрывается борьба этих сил с силами внешними.

Задача геоморфолога — всестороннее изучение рельефа. Это изучение не может слагаться только из общего описания форм рельефа и процессов его образования, но должно включать прежде всего строение форм, историю формирования рельефа, а также еще целый ряд важных для характеристики рельефа вопросов: геологический и геоморфологический возраст, географическое распространение, взаимное расположение (группировка), взаимодействие с окружа­ющей средой, возможности и пути хозяйственного использования рельефа данной территории человеком и т. д.

При изучении и описании рельефа важно знание и применение основных понятий и терминов. При этом следует учитывать, что не все термины уже вполне установились. Например, дискуссионным является вопрос о том, что считать формой и что элементом рельефа. По терминологии, принятой большинством геоморфологов, геодези­стов, картографов, геологов и других специалистов, имеющих по роду своей деятельности то или иное отношение к земной поверхности и ее описанию, формами рельефа считают природные тела, которые можно с большей или меньшей приближенностью сравнить с геометрическими фигурами (конусом, пирамидой, кубом, плоскостью и т. п.). Соответственно элементами рельефа (точнее элементами форм рельефа) считают линии, точки и поверх­ности (грани), ограничивающие формы рельефа (рис. 8).

Следует учитывать, что в ряде работ н пособий применяется тер­минология, по которой (согласно предложению Междуведомствен­ной геоморфологической комиссии) «термин «элемент рельефа» может употребляться по отношению к любой неровности земной поверх­ности» [2]. При этом овраг, балки, промоины, горные хребты и т. п.

38

I

называют то формами, то элементами рельефа, а характерные линии, точки, грани рельефа оказываются вне терминологии.

Четкое и строгое описание рельефа необходимо для таких наук, какими является геодезия, картография, инженерная геология и даже в некоторых своих разделах геоморфология. Оно требует и жесткой терминологии, в силу чего следует придерживаться уже сложившихся представлений и строго различать понятия — рельеф, формы рельефа и элементы рельефа, как это было указано выше.

Рис. 8. Основные элементы рельефа

Предъявляя высокие требования к описанию рельефа, отметим, что такое описание может быть выполнено при хорошей классифи­кации его форм, типов и т. д. До настоящего времени в геоморфологии нет единой общепризнанной классификации рельефа по группе при­знаков. Имеются многочисленные, более или менее удачные, частные классификации, в различной степени используемые при геоморфоло­гическом картировании, при составлении и издании геоморфологиче­ских карт разных масштабов и назначения.

При выполнении ряда работ, например картографических, часто важно иметь описание рельефа по его внешним признакам. Такое описание называют морфографией (описание формы).

По внешним признакам формы делятся на положительные и отри­цательные, с одновременным подразделением их на замкнутые и незамкнутые. В последние годы часто начинают выделять формы плоские (нейтральные). Если форма рельефа образует выпуклость,

39

ее называют положительной; если представляет собой вогнутость — отрицательной; плоская равнина может быть названа нейтральной.

Замкнутыми формами рельефа считаются те, которые ограничены со всех сторон склонами или линиями (подошвенной, бровок, водо­раздельной). Примером замкнутых форм рельефа могут служить гора, имеющая ограничивающие ее склоны и отчетливо выраженную подошвенную замкнутую линию, карстовая воронка, часто отчетливо ограниченная замкнутой линией бровки. Незамкнутые формы рель­ефа обычно лишены склонов с одной или даже двух сторон. Типичной формой такого вида может служить овраг, ограниченный с трех сто­рон склонами, имеющими отчетливо выраженные линии бровок.

Линии, ограничивающие формы рельефа, не всегда отчетливо выявляются на местности, например у многих речных долин, име­ющих пологие склоны коренных берегов, постепенно переходящие в междуречные пространства. Сами склоны являются элементами речной долины, но не имея отчетливо выраженных бровок, они могут быть отделены от междуречных пространств только путем тщатель­ных геоморфологических исследований.

По сложности формы рельефа делятся на простые и с л о ж -н ы е. Простые формы, как правило, отличающиеся небольшими размерами, не включают других форм. Примерами могут служить курганы, промоины и т. д. Сложные формы рельефа могуг быть различных размеров и состоят из разнообразных сочетаний простых форм, имеющих часто различное происхождение. Примером могут служить долины больших рек. Представляя собой отрицательную, незамкнутую, сложную форму рельефа, долина реки включает ряд разнообразных простых форм и их комплексов. Такими формами могут служить прирусловые валы, речные террасы (коренные и аллювиаль­ные), промоины и овраги на склонах и т. д. *

Морфографическая классификация имеет в своей основе характери­стику внешних особенностей форм рельефа, которые изучаются и описываются с возможной полнотой. Изучение форм рельефа с точки зрения их размеров и количественных характеристик назы­вают морфометрией.

В приведенной выше морфографической классификации частично указываются морфометрические данные, но они носят случайный характер и не имеют единой системы. Учитывая необходимость морфо-метрической классификации, в качестве возможного варианта при­водится подразделение форм рельефа по размерам (с попыткой увязать это деление с относительно сложившейся терминологией).

По размерам формы рельефа можно подразделить на следующие:

1. Величайшие (планетарные) формы. Горизон­тальные размеры определяются миллионами квадратных километров. По вертикали средняя разница в отметках между положительными и отрицательными формами рельефа достигает 2 500—6 500 м, а мак-

*Некоторые наиболее распространенные формы рельефа и их отражение на картах представлены в прил.III.

40

симальная — почти 20 000 м. Положительные формы рельефа — материки, отрицательные — впадины океанов. Целесообразно выде­лить переходные формы, которые должны включать материковую отмель (шельф) и материковый склон.

Эти формы рельефа передаются на всех картах и глобусах, осо­бенно отчетливо выделяются при показе глубин изобатами. Отдель­ные крупные детали могут быть переданы на картах масштаба 1 : 50 000 000 и даже более мелких.

2. Крупнейшие (мега) формы. Горизонтальные раз­ меры определяются десятками и сотнями тысяч квадратных кило­ метров. По вертикали разница в отметках между положительными и отрицательными формами рельефа достигает 500—4000 м, макси­ мальная не выходит за пределы 11 000 м. Положительные формы рельефа — нагорья, горные страны, подводные хребты (Срединный Атлантический хребет, Гавайский подводный хребет), обширные возвышенности (Приволжская) и т. д. Отрицательные формы рель­ ефа — обширные впадины (Бразильская, Аргентинская) и котловины на дне океанов, Прикаспийская низменность и др. Целесообразно выделить переходные формы — участки материковой отмели (на­ пример, у северных берегов Азии и Северной Америки). Эти формы передаются на картах масштабов до 1 : 10 000 000, но могут быть выражены и при более мелком масштабе карт. Существенные детали выражаются на картах масштаба 1 : 1 000 000.

3. Крупные (макро) формы. Горизонтальные размеры определяются сотнями и тысячами квадратных километров. По вер­ тикали разница в отметках между положительными и отрицатель­ ными формами рельефа может достигать 200—2000 м. Положитель­ ные формы рельефа — горные хребты (Триалетский, Чаткальский), горные узлы, вершины, отдельные горы и т. д. Отрицательные — большие долины, впадины (типа оз. Байкал), некоторые подводные желоба и т. д. Эти формы рельефа отчетливо изображаются на картах масштабов до 1 :1 000 000; для передачи деталей необходимы масштабы 1 : 100 000 и 1 : 50 000.

4. Средние (мезо) формы. Горизонтальные размеры определяются сотнями и тысячами (реже сотнями тысяч) квадратных метров. Относительная разность высот — до 200—300 м, но обычно измеряется метрами и десятками метров. Положительные формы рельефа — холмы, террасы в долинах крупных рек и нагорные и т. д. Отрицательные формы рельефа — полья и большие карстовые воронки, овраги, балки, котловины небольших озер и т. д. Эти формы рельефа удовлетворительно передаются на картах масштаба 1 : 50 000; детали могут быть переданы только на картах более крупного мас­ штаба.

5. М е л к и е (м и к р о) ф о р мы. Горизонтальные размеры этих форм рельефа определяются квадратными метрами и сотнями квад­ ратных метров. Относительная разница высот измеряется метрами и реже десятками метров. Положительные формы рельефа — не­ большие бугры, прирусловые валы, курганы, дорожные насыпи,

41

конусы выноса и т. д. Отрицательные формы — промоины, мелкие овраги, карстовые воронки малых размеров, дорожные выемки и пр. На картах масштаба 1 : 25 000 эти формы рельефа могут быть пока­заны условными знаками и дополнительными горизонталями. Для точной передачи на картах необходим масштаб 1 : 10 000 и даже 1 : 5 000.

6. Очень мелкие (нано) фор мы. Горизонтальные размеры определяются квадратными дециметрами и метрами. Отно­ сительная высота определяется дециметрами, но может достигать 1—2 м. На картах крупных масштабов передаются условными зна­ ками и только в особых случаях отдельные формы могут быть пере­ даны горизонталями дополнительного сечения (1—0,5—0,25 м). К этим формам рельефа относятся кочки, прикустовые косички, рытвины, мелкие промоины и т. д.

7. Мельчайшие (топографическая шерохо­ ватость) формы. Горизонтальные размеры определяются квадратными сантиметрами и дециметрами, у сильно удлиненных форм могут достигать квадратных метров. Относительное превы­ шение измеряется сантиметрами и иногда дециметрами. На картах не изображаются, но ощутимы при точных геодезических работах. Примером таких форм рельефа может служить песчаная рябь, борозды на полях и т. п.

В случае необходимости дальнейшего более дробного деления приведенную классификацию из семи групп можно подразделить на более дробные части (например, средние формы рельефа первого, второго, третьего и т. д. порядка).

В результате обработки большого морфометрического материала одним из авторов данного учебника был разработан общий морфометрический ряд форм рельефа и тектонических структур, состоящий из восемнадцати порядков, сгруппированных по принципу возрастающих размеров. В первом порядке ряда мы имеем формы рельефа и структуры, характеризующиеся следующими раз­мерами: длина 0,1 м, ширина 0,03 м, высота 0,003 м и площадь 0,003 m², что соответствует размерам песчаной ряби, возникающей на поверхности песка под действием слабых волн или слабого ветра, и микроскладкам в сланцах. В наивысших порядках ряда — семнадцатом и восемнадцатом помещаются структуры и формы рельефа планетарные, имеющие площади порядка милли­онов квадратных километров. Практически все реально существующие на Земле формы рельефа и тектонические структуры находят свое место в порядках ряда (Пиотровский В. В. Морфологический ряд форм рельефа и тектонических струк­тур. Сб. Вопросы географии № 63. Количественные методы в геоморфологии. География, 1963 г. Пиотровский В. В. Использование морфометрии для изуче­ния рельефа Земли. Сб. Земля во вселенной; М., изд-во «Мысль», 1964). Значи­тельная часть порядков общего морфометрического ряда изучена и апробиро­вана инструментальными методами, и ряд признан важным пособием для со­ставления некоторых морфометрических карт специального назначения.

Морфография и морфометрия не могут дать полной характеристики форм рельефа, которая необходима геоморфологу. Пояснить это можно на следующем примере.

Впадины, имеющие одинаковые элементы (глубинную точку и склоны — вогнутые в профиле и в плане) и размеры, могут предста­влять собой и карстовую воронку, и кратер небольшого вулкана.

42

При характеристике впадин только с точки зрения формы можно применить одну и ту же терминологию и при изображении на карте — одни и те же способы изображения. Ясно, что такой подход к описа­нию и изображению карстовой воронки и кратера вулкана совер­шенно неправилен, так как дает возможность передать только форму, но не отражает происхождения, взаимоотношений с окружающей средой, геологического строения, развивающихся на данной террито-рии_геологических процессов, и возможного дальнейшегоразвития

изображенных форм рельефа.

Действительно, если сравним геологическое строение склонов дна карстовой воронки с гранями и дном кратера, обнаружим в них коренные различия. Карстовая воронка образуется в толще_раство-римых пород (известняках, гипсах и т. п.). В строении кратера, на-оборот, наблюдаются породы магматического происхождения, вы­брошенные во время вулканического извержения.

Происхождение карстовой воронки и вулканического кратера также совершенно различно. Карстовая воронка образовалась в ре-зулътате химического действия воды на растворимые породы, а вулка­нический кратер — в результате бурного проявления внутренней энергии земного шара, взрыва паров и газов, имевших высокую тем­пературу, находившихся под огромным давлением и т. д.

С точки зрения соотношения с другими формами между карстовой воронкой и кратером намечаются также определенные различия. Карстовые воронки располагаются обычно группами, совместно с дру­гими карстовыми формами рельефа (польями, понорами, пещерами и т. д.), а вулканические кратеры встречаются совместно с вулкани­ческими формами рельефа (например, лавовыми потоками) и различ­ными проявлениями внутренней энергии Земли (горячие источники, гейзеры и т. д.).

Встретив карстовую воронку, можно сделать предположение, что на данной местновти развиты породы, которые можно использовать в качестве строительных материалов (гипс, известняк). В районе кратера вулкана можно рассчитывать на находки месторождений вулканических туфов, каменных материалов, пригодных для дорож­ного строительства, и некоторых сравнительно ценных материалов (агата, серы, сернистых соединений различных элементов и т. д.).

Почвы и растительность, развитые на известняках и на вулкани­ ческих породах, тоже будут различны. Таким образом, внешне оди- наковые формы рельефа, но имеющие разный генезис,_будут свиде^::~ тельствовать о больших различиях природной обстановки на окру- жающей_их_местности. Такие сравнения можно провести на примере многих форм рельефа, сходных по очертанию, но разных по генезису и внутреннему строению. "

Две террасы в долине реки могут иметь очень сходные внешние

очертания, но _одна_из_них^_может быть структурной, а другая —' аллювиальной. Первая, сложенная коренными породами, развитыми "на данной местности, может служить местом добычи каменных строи­тельных материалов, а вторая может иметь большие запасы

43

песков и галечников или содержать россыпи золота, олова, алмазов.

Столь же велики могут быть различия между холмами останцо-выши и аккумулятивными.

Приведенные сравнения наглядно показывают, что внешняя форма далеко не определяет всех особенностей рельефа. При деши­фрировании рельефа на аэрофотоснимках важно выявить не только сами формы рельефа, но и их характерные особенности (строение, происхождение и т. д.), которые затем должны быть отражены на картах, необходимых в народном хозяйстве.

Таким образом, для полной характеристики рельефа и правиль­ного изображения его форм на карге нужно хорошо знать процессы его образования и развития. Следовательно, дополнительно к уже приведенным выше примерам классификации форм рельефа по внеш­ним признакам (по форме и размерам) необходимо разобрать класси­фикацию форм рельефа по генезису (происхождению).

Классификация по происхождению (морфогенетическая класси­фикация) имеет наиболее важное практическое и научное значение.

По происхождению формы рельефа подразделяются на две большие группы:

1. формы рельефа, обусловленные деятельностью внутренних (эндогенных) сил;

2. формы рельефа, обусловленные деятельностью внешних (экзо­ генных) сил.

"Первые в свою очередь могут быть подразделены на следующие формы:

• рельеф, обусловленный движениями земной коры;

• рельеф, обусловленный процессами магматическими (вулканиче­ скими).

Вторые можно подразделить на формы рельефа, обусловленные: Процессами выветривания; развитием вечной мерзлоты;

деятельностью текучих и подземных вод; моря; снега и льда; ветра; организмов; человека.

Большинству агентов рельефообразования свойственны разруши­тельная, транспортирующая (переносящая) и аккумулятивная дея­тельность. Следовательно, под действием одного и того же геологи­ческого агента могут возникать формы рельефа, обусловленные раз­рушением горных пород и накоплением принесенного вещества.

Осуществляемые всей совокупностью внешних геологических агентов, разрушение и перенос вещества, слагающего поверхность литосферы, обозначают общим термином — денудация, а обу­словленные этим процессом формы рельефа называют денуда­ционными. Эти формы рельефа в дальнейшем подразделяют на формы, обусловленные разрушительной деятельностью водных потоков (рек), и называют эрозионными (см. ниже); формы, обусловленные разрушительной деятельностью моря, — абра­зионными.

44

Формы рельефа, возникшие в результате накопления вещества, называют аккумулятивными и подразделяют на флю-виальные, ледниковые, эоловые и т. д.

Генетическая, морфографическая и морфометрическая класси­фикации могут быть отчасти взаимно увязаны.

Формы рельефа, обусловленные деятель­ностью внутренних сил, а именно — движениями зем­ной коры, в большинстве своем относятся к крупнейшим формам рельефа литосферы. Это материки и океанические впадины, обшир­ные нагорья, горные и равнинные страны. Таким путем могут быть образованы и некоторые крупные и средние формы: горные хребты, валообразные поднятия, большие и незначительные прогибы (пред­горные и межгорные впадины), сбросовые рвы (грабены и подня­тия, (горсты), сбросовые уступы и террасы и т. д.

Формы рельефа, обусловленные магмати­ческими процессами, многообразны. Они могут быть как крупнейшими (вулканические нагорья и обширные лавовые равнины), так и мелкими (неровности на поверхности лавовых потоков и т. д.) с рядом форм крупных и средних (вулканические горы различных размеров и форм, лавовые потоки и т. д.).

Формы рельефа, обусловленные деятель­ностью внешних сил, имеют большое разнообразие и по размерам могут быть крупнейшими и мельчайшими. К крупнейшим формам рельефа, образовавшимся в результате совокупной деятель­ности внешних агентов, можно отнести обширные равнинные страны, возникшие на месте бывших нагорий, разрушенных и выровненных агентами денудации, и аккумулятивные равнины (например, мор­ские, аллювиальные, моренные). Отдельные агенты (конечно, при участии ряда второстепенных) — реки и ледники — в результате своей деятельности способны создать крупные формы рельефа (речные и ледниковые долины и т. п.), формы рельефа от средних до мельчай­ших способны создать любые внешние агенты. Этих форм бесчислен­ное множество, и отличаются они большим разнообразием. Обычно каждая форма рельефа возникает и развивается далее под воздей­ствием эндогенных и экзогенных сил. Так, всякий горный хребет изрезан множеством речных долин; они по существу и создают круто­склонный рельеф, который называется горным. Текучая вода реки не создала бы долины, если бы внутренние силы не подняли данный участок литосферы на некоторую высоту над уровнем моря — базисом эрозии.

Формы рельефа, группируясь на территории в определенных со­четаниях, придают ей своеобразный облик. Если формы повторяются на местности и находятся в закономерных связях одна с другой и с окружающей средой, то имеем не отдельные формы рельефа, а их комплексы, которые можно назвать типами рельефа.

Типы рельефа, как и формы, можно выделять по разным призна­кам: размерам, происхождению и т. д.

45

Так, можно говорить о типе рельефа: дна океанов и материков; горных и равнинных стран; эрозионного, карстового, ледникового, эолового рельефа и т. д., давая при этом дальнейшие, более дробные подразделения (например, ледникового горного рельефа, покровного, экзарационного, аккумулятивного и т. д.).

При выделении и описании рельефа и его типов должен учиты­ваться и возраст. Под возрастом рельефа можно понимать время, когда он сформировался (например, неогеновая первичная равнина, антропогеновая моренная равнина и т. д.), и стадию развития, на которой данные формы или тип рельефа в настоящее время нахо­дится (например, молодые эрозионные формы рельефа, молодой эро­зионный тип рельефа).

Учитывая приведенные выше примеры, можно дать определение типа рельефа.

Тип рельефа — определенные сочетания форм рельефа, законо­мерно повторяющихся на обширных пространствах поверхности лито­сферы и имеющих сходное происхождение, геологическое строение и историю развития.

В ходе исследований и картографирования возникает необходи­мость объединить типы в более крупные единицы, например в группы типов рельефа (группа типов горного, равнин­ного рельефа). Такое объединение можно производить по разным признакам (например, группа типов ледникового рельефа).

Группы типов рельефа можно объединить в единицы более круп­ного порядка (комплекс материкового рельефа, комплекс рельефа дна океанов и т. п.).

Выделяя в особые комплексы рельеф материков и рельеф дна океанов, следует выделить и равнозначный комплекс переходного рельефа, так как рельеф материков и дна океана связан рядом пере­ходов, представленных рельефом берегов, островов, полуостровов, дна морей, расположенных на материковой отмели, рельефом шельфа, материкового склона, дна средиземных морей и т. д. Рельеф переход­ного комплекса образуется в результате сложного взаимодействия процессов, развивающихся на суше, в море и в той зоне, где процессы разрушения, переноса и отложения, господствующие на суше, резко сменяются процессами разрушения, переноса и отложения, господст­вующими в море, и часто сочетаются с интенсивными движениями земной коры.

Выделение переходной группы типов рельефа имеет и более глу­бокий смысл, если учесть различия в строении материков и дна ти­пичного океана. В переходной группе в таком случае происходит как бы стык океанической коры с материковой, что подчеркивается и характерным изгибом гипсографической кривой.

Распределение суши и моря

Наличие высоких гор и глубоких впадин, активный вулканизм, сильные землетрясения дают возможность предположить, что наша планета переживает период обострения борьбы внешних и внутрен-

46

них сил, причем внутренние силы на некоторое время взяли перевес и воздвигли крупнейшие формы рельефа, для разрушения которых внешним силам потребуется длительное время. Продолжительность этого периода трудно установить, так как даже экзогенные процессы нами изучены недостаточно. Особенно это касается тех процессов, которые развиты на дне морей и океанов и к планомерному изуче­нию которых человек приступил всего несколько десятилетий назад. На современном этапе развития Земли моря и океаны занимают около 71%, а суша 29% поверхности земного шара, или соответ­ственно 361 млн. км² и 149 млн. км².

Суша и море распределены на поверхности Земли неравномерно. В северном полушарии суша занимает 39,4% от площади полуша­рия, в южном —19%. В северном полушарии суша преобладает над морем в пределах от 40 до 70° с. ш.; в южном — на тех же широ­тах почти полностью господствует океан. В более высоких широтах наблюдается обратное распределение. В северном полушарии, север­нее 70—71° с. ш., господствует моде_ (Северный Ледовитый океан), а в южном — суша (Антарктида)(рис. 9).

Будучи сосредоточены в северном полушарии, материковые массы умеренных и тропических широт как бы выклиниваются к югу, образуя так называемую континентальную звезду, состоящую из трех лучей. Один луч составляют Северная и Южная Америка, другой— Европа и Африка, третий — Азия и Австралия с Тасма­нией. Большое внимание исследователей привлекает и сравнительно отчетливо выраженная антиподальность в распределении суши и моря. Наиболее отчетливо она выражена в полярных областях, где Северному Ледовитому океану в Арктике противостоит материк Ан-тарктида", но и остальным материкам (Северной Америке, Европе и значительной части Азии) на противоположной стороне Земли

47

соответствуют обширные пространства Тихого океана, что позволяет выделить материковое и океаническое полушария.

Указанные закономерности еще не нашли общепринятого объяс­нения, но они остаются в поле зрения ученых, так как и на дру­гих телах Солнечной системы (Луна, Марс) наблюдаются анало­гичные закономерности в распределении планетарных форм рельефа [23].

Неравномерность распределения планетарных форм рельефа (ма-териков и океанических впадин) оказывает большое влияние на ряд важных планетарных процессов. В южном полушарии, где поверх-ность более однородна, отчетливее выражена общая закономерность циркуляции воздушных масс праще система морских течений, ме­нее разнообразны климатические провинции; в северном — благо­даря сложному сочетанию суши и моря система воздушных и мор­ских течений, разнообразие климатических провинции, распределе­ние растительного и животного мира, условия обитания и развития хозяйственной деятельности человека значительно сложнее и много­образней.

Гипсографическая кривая и ее анализ

Используя гипсометрические и батиметрические карты, т. е. карты, на которых изображен рельеф литосферы путем проведения линий одинаковых высот и глубин, можно определить площади, заня­тые, например, высокими горами, возвышенностями, низменностями суши, мелководьем, средними глубинами и глубокими впадинами Мирового океана. Результаты таких измерений приведены в табл. 4.

Для наглядного представления о распределении глубин и высот, используя табл. 4, в системе прямоугольных координат можно по-

48

Таблица 4

строить кривую, носящую название — гипсографическая (рис. 10).

На горизонтальной оси в миллионах квадратных километров или в процентах от площади земного шара откладываются площади, занятые высокими горами, возвышенностями, низменностями и т. д. По вертикальной оси, разбитой на равные отрезки, соответствующие интервалу высот и глубин в 1 км, где за нуль принят уровень Миро­вого океана, отсчитывают соответствующие принятым при измере­ниях на карте гипсометрические уровни. Положение кривой опре­деляется по месту пересечения перпендикуляров, восстановленных к осям координат в соот­ветствующих точках.

Уже в таком простей­шем виде гипсографиче­ская кривая позволяет на ее основе делать ряд вы­водов: определять средние высоты суши, средние глу­бины океана, сравнивать площади, занятые высо­кими горами и глубокими впадинами, и т. д. Кроме того, на кривой отчетливо выражены два основных уровня литосферы: сред­ний уровень суши и сред­ний уровень ложа Миро­вого океана, — соединен­ных между собой характерным крутым изгибом кривой, отражающим резкий переход от одного основного уровня к другому. Эти уровни подчеркивают качественно различное строение материковой коры и коры океанического типа.

По этой кривой путем сравнительно простых вычислений можно определить объем гор, поднятых над средним уровнем суши, а зная средний удельный вес слагающих их пород, — затраченную на это энергию. Таким же путем может быть рассчитано время, необходимое для выравнивания рельефа континентов, или заполнение глубоких впадин океана.

При расчетах необходимо знать скорость разрушения гор внешними агентами, интенсивность переноса продуктов раз­рушения от положительных форм рельефа к отрицательным и ско­рость накопления осадков во впадинах. Даже такие грубые подсчеты могут дать некоторое представление об энергии рельефообразующих процессов.

Для уточненных расчетов и теоретических выводов гипсографиче­ская кривая может быть расчленена на несколько кривых, харак­теризующих рельеф коры материкового типа, коры переходных зон и коры океанов.

4 Заказ 2 49

Гипсографические кривые могут быть построены для любого участка земной поверхности. Их часто строят при создании крупных картографических произведений, для выявления характерных уров­ней рельефа и обоснования высоты сечения его горизонталями. Точ­ность расчетов, производимых по таким кривым, возрастает по мере уменьшения охваченной измерениями площади, уточнения исходных данных и применения более совершенных методов расчетов. Широ­кое использование гипсографических кривых для практических и тео­ретических целей задерживается большой трудоемкостью работ, свя­занных с их построением и большим объемом вычислений, и еще тем, что количественные и математические методы в геоморфологии и гео­логии стали применяться всего полтора-два десятилетия назад и до сего дня находятся в стадии поисков и гипотез [11 и 12].

Главнейшие особенности рельефа суши и дна океана

Дифференцированный подход к изучению гипсографической кри­вой дает возможность более строго проанализировать общую напра­вленность развития земной коры, тщательнее изучить отдельные звенья сложных цепей геологических процессов, увереннее решать многие практические вопросы (например, условия освоения некоторых территорий, поиски полезных ископаемых и т. д.), отделить лучше изученную материковую часть от менее изученной — океанической.

Анализ гипсографических кривых должен производиться с учетом реальных особенностей рельефа изучаемой территории. Обобщенная кривая, имеющая пики (высокие горы и глубокие впадины) на ее концах, в искаженном виде передает их распределение на поверх­ности Земли. Фактически, высокие горы и глубокие впадины океа­нов часто расположены в непосредственной близости друг к другу, как это наблюдается вдоль Тихоокеанского побережья Северной и Южной Америки и у островных дуг вдоль восточных берегов Азии. Асимметричное расположение гор на материках (смещение к одной из окраин) и смещение глубоких впадин к окраинам океана является одной из характерных особенностей рельефа Земли. Пояса высоких гор и глубоких впадин отличаются большой тектонической и вулка­нической активностью и вместе с тем являются областями, где взаи­модействие внутренних и внешних сил осуществляется с наибольшей напряженностью. Это обусловлено большой разностью высот на близ­ких расстояниях.

Только в редких случаях горы суши расположены вдалеке от моря. Это или горы зон с ослабленной тектонической активностью (напри­мер, Урал), или горы активизированных платформ (Тянь-Шань). Из гор альпийской эпохи складчатости только Памир, Каракорум, Гималаи находятся (уравнительно далеко от моря, но и они по отно-шению к основной площади Азии смещены к окраине материка.

Расположение гор на активизированных платформах по отноше­нию к площади материка отчасти сходно с расположением подвод­ных горных хребтов и валов по отношению к впадинам океанов.

50

Широкий круг исследований, проводимых в океане специаль­ными экспедициями, организуемыми рядом государств, среди кото­рых одно из ведущих мест занимают экспедиции СССР, дают обшир­ный океанографический материал, в том числе по рельефу дна и его строению. Большое внимание привлекли к себе открытые во всех ча­стях Мирового океана мощные подводные горные системы (хребты), простирающиеся на тысячи километров по осевым зонам океанических впадин (Срединный Атлантический, Срединный Индоокеанский хреб­ты). Для большинства этих хребтов характерно наличие в их осевой зоне глубокой продольной тектонической впадины (рифтовая впа-дина). Для этих зон характерны высокая сейсмичность, вулканизм, широкое распространение базальтов, выходы тяжелых ультраоснов­ных пород. Под хребтами океаническая кора несколько утолщена (20—25 км), оставаясь по своему составу базальтовой [4].

Всего несколько десятилетий назад считали, что рельеф дна океа­нов проще рельефа суши, поскольку в океане неровности сглажи-ваются толщей осадков. Новейшие исследования показали ошибоч-ность такого мнения, проистекавшего из недостаточности промерных данных, незнания процессов, развивающихся в океане. На основа­нии новейших работ мы имеем право утверждать, что рельеф дна отличается не меньшей сложностью, чем рельеф суши. На дне океана имеются и равнины, и плато, и горные страны с сильно расчленен­ным рельефом, и глубокие впадины. Значительные площади дна имеют резкий тектонический и вулканический рельеф, практически лишенный осадочного чехла. На больших глубинах, где, казалось бы, должно происходить только отложение осадков, обнаружены участки дна с отчетливо выраженными следами размыва. На пологих склонах широко развито сползание илов и накопление у подножий склонов обширных осадочных шлейфов.

Всесторонний анализ происходящих в море процессов, выявле­ние основных действующих факторов — одна из важных проблем современного естествознания. Без изучения двух третей поверх­ности земного шара, скрытых под водами Мирового океана, не может быть окончательно решен вопрос об истории и общей направленности развития Земли.

Необходимость учета геологических, геоморфологических

и орографических особенностей местности при планировании

и выполнении топографо-геодезических работ

При планировании и проведении полевых топографо-геодезиче­ских работ необходимо учитывать особенности местности.

Среди природных факторов, оказывающих свое влияние на про­ведение исследований и работ (не только геодезических, но геологи­ческих и др.), геологическое строение и рельеф местности занимают далеко не последнее место.

Геологическую историю и геологическое строение местности не­обходимо хорошо знать, потому что ими определяется рельеф и

4* 51

состав горных пород данной местности, что в свою очередь опреде­ляет доступность и проходимость данной территории, применение тех или иных транспортных средств, организацию и размещение баз, конструкцию и надежность геодезических сигналов, реперов, объем, условия выполнения и стоимость земляных (или скальных) работ при закладке центров, геодезических сигналов, реперов и т. д. Геологическое строение и рельеф (в комплексе с другими природными факторами) в значительной степени определяют условия водоснаб­жения геодезических отрядов и партий, доступность водных преград, транспортное значение рек. При сложном геологическом строении, наличии выходов твердых горных пород или скоплении валунов даже реки сравнительно равнинных территорий могут изобиловать порогами и небольшими водопадами, создающими препятствия и приводящие к несчастным случаям при попытке использовать водные пути для целей транспорта. Геологическим строением и релье­фом определяются проходимость склонов, а следовательно, и троп, условия проведения геодезических работ (нивелирования, полигоно-метрии, полевого дешифрирования аэроснимков, трассировки дорог, каналов и т. д.). При внешне одинаковых условиях одни участки склонов могут оказаться более труднодоступными,чем соседние, например, при наличии осыпей в одном случае..сланцеватых пород, в другом— массивных, кристаллических. При изображении этих осыпей на топографических картах различий до настоящего времени не делают, но при попытках пройти по этим осыпям разница стано­вится весьма ощутимой. Осыпи сланцев отличаются высокой подвиж­ностью и при хождении по ним приходят в движение на больших участках, но при принятии соответствующих мер предосторожности вьючные лошади преодолевают их сравнительно легко. Осыпи крупных глыб гранита, кварцитов, известняков и т. п., отличаясь меньшей подвижностью, часто совершенно непроходимы для лоша­дей. Даже узкая полоса такой осыпи может задержать караван на длительное время или вынудить искать обходной путь. Из вьючных животных такие осыпи (также россыпи и каменные реки) преодоле­вают только олени. Осыпи и курумы осложняют постройку шоссей­ных железных дорог, рудников и поселков.

Не меньшее значение в производстве топографо-геодезических работ наряду с рельефом и экзогенными процессами имеют процессы эндогенные, проявляющиеся в форме разного рода движений земной коры, сейсмических толчков и вулканических извержений.

В результате вертикальных движений изменяются абсолютные отметки рельефа местности, что требует проведения работ по повтор­ному нивелированию; при горизонтальных смещениях участков земной поверхности нарушается взаиморасположение пунктов опор­ных геодезических сетей. В случае высокой активности таких дви­жений могут возникать деформации инженерных сооружений (кана­лов, нефтепроводов, больших мостов, дамб и т. п.). В районах, подверженных сильным землетрясениям, всякие нарушения геоде­зических сетей могут происходить очень быстро и достигать боль-

52

ших значений, а различные сооружения могут быть частично или даже полностью разрушены. При вулканических извержениях за очень короткий отрезок времени весь облик местности может так "сильно измениться,что это потребует проведения новых работ по "картированию большого района. Таким образом, природные особенности местности влияют не только на проведение полевых топографо-геодезических работ, но должны обязательно учитываться и при планировании этих работ, при определении сроков проведения работ по обновлению топографических карт, при разработке методов наблюдений за деформациями ответственных сооружений, при раз­работке плана освоения той или иной территории.

Часто ряд изменений рельефа местности может быть выявлен путем сравнения старых и новых карт, результатов повторных триангуляции и нивелирования; специальные геодезические методы используются для наблюдений за деформациями плотин, мостов, тоннелей и других сооружений. Таким образом, взаимосвязи наук, изучающих Землю, оказываются весьма сложными и многообраз­ными. К этим взаимосвязям мы будем обращаться еще много раз в последующих главах.