На головну

Палеогеографічна МЕТОДИ

  1.  I. 2.4. Принципи та методи дослідження сучасної психології
  2.  II. Методи наукового пізнання
  3.  III.1. Методи соціально-психологічного тренінгу професійної компетентності вчителя
  4.  Quot; неделание ". ЗУПИНКА ВНУТРІШНЬОГО ДІАЛОГУ. МЕТОДИ
  5.  Абсорбція оптичні методи. Атомно-абсорбційний аналіз. Молекулярно-абсорбційний аналіз. Фотометрія (колориметрия, фотоколориметрія, спектрофотометрія).
  6.  абстрактні методи
  7.  автоматизовані методи

Морські обстановки. До основних морфологічних елементів
 рельєфу морського дна відносяться: берегова зона (Супралітораль,
 літораль, сублітораль), материкова мілина (шельф), материковий схил, ложе океану і глибоководні западини (рис. 3.2).

За ступенем освітленості розрізняють три зони моря. перша,
евфотіческой, або добре освітлена, простягається від поверхні до глибин 30-80 м, друга, дісфотіческая, або слабоосвещенную, зона розташовується між Ізобати 30-80 і 200 м. Рослинність в цій зоні розвинена слабо. третя, афотіческая, або
 неосвітлена, лежить нижче 200м і абсолютно позбавлена ??рослинності.

У морі за характером умов існування донних організмів і в залежності від глибин розрізняють наступні сфери:

мілководну, або нерітовую, батіальних, абісальну і ультраабіссаль - область глибоководних жолобів. В межах морських
 басейнів виділяють також пелагическую область, яка займає їх відкриту частину.

нерітовую область простягається від поверхні до глибин
 близько 200 м і охоплює частину морського дна, в яку проникає сонячне світло, достатній для життєдіяльності орга


Мал. 3.2. Морфологічні елементи рельєфу дна Світового океаг i

яізмов. Нерітовую область характеризується постійними більш
 -менш сильними рухами води і мінливою температурою. Це найбільш багата життям частина моря. тут мешкають

-організм, що живуть в морському середовищі, і вона характеризується їх
 винятковою різноманітністю.

Нерітовую область поділяється на три зони: Супралітораль,
 літораль і сублітораль.

Супралітораль - зона, розташована вище рівня максимального припливу і епізодично заплесківаемая морським при-

-ооем. У цій зоні стикаються області проживання морських і
 наземних організмів. Перші пристосувалися жити як у воді,
 так і в повітрі, а другі представлені вологолюбними і солнцелюбівих організмами. Тут мешкають водорості і вищі рослини, комахи, хеліцеровиє і ракоподібні, черепахи і морські ссавці, деякі риби. У цій зоні годуються наземні тварини і птахи.

Літоральна зона - це прибережна частина морського дна,
 розташована в межах дії припливів-процесів
 і періодично, під час відливів, осушувана від води. Отже, в цій зоні якийсь час діють континентальні
 умови, зумовлюючи тим самим умови існування багатьох організмів і особливості накопичення опадів. чергування
 морських і континентальних умов вимагає від мешканців літо-


заради невибагливості до факторів середовища і тому багато організми відрізняються амфібіальностью, т. е. здатністю до земноводному способу життя.

Сублітораль - освітлена зона морського дна, закрита водою

навіть при найсильніших відливи. Нижня її межа не опускається глибше 200 м. Поряд з тваринами тут панує водна рослинність. У верхній частині сублиторали різноманітні
 водорості формують підводні луки. В межах сублиторали
 основну масу бентосних організмів становлять рифостроители,
 молюски, голкошкірі, губки, мшанки, ракоподібні і брахіопо-

Ну так.

батіальних область розташовується над материковим схилом

і характеризується різким збільшенням глибини. Вона подразде ^
 ся на дві підзони. Епібатіаль охоплює глибини від Ж)
 до 500 м і розташовується на зовнішній частині шельфу. У ній зустрічаються багато субліторальній види, які опускаються на
 глибину до 500 м, а також деякі глибоководні форми, що піднімаються з батіалі. Для епібатіалі характерні геміпелагіческіе мули - змішані тонкі теригенні і пелагічні
 опади - і збіднений склад донної фауни при повній відсутності залишків рослин. Власне батіальних зона розташовується на глибинах від 500 до 1700 м (деякі 'дослідники
 опускають її до глибин 3000 м). Її ширина визначається шириною
 материкового схилу. Біоценози батіалі представлені тваринами у видовому і кількісному відносинах значно більше
 збідненими, ніж в епібатіалі і тим більше сублиторали і літоралі. Тут мешкають форамініфери, губки, кишковопорожнинні,
 брахіопод, двустворки, гастроподи, черви і голкошкірі. батиаль
 являє собою зону, де опади переміщаються уздовж материкового схилу у вигляді зсувів і розносяться мутьевимі потоками. Температура морської води і її солоність відрізняються сталістю.

абісальна область розташовується на глибині понад 1700 м і
 охоплює підніжжя континентального схилу і ложе океану. В
 ній відсутнє світло, переважають низькі постійні температури і високий тиск. Поширені голкошкірі, черви і ракоподібні. Слабо розвинені брахіопод, губки, кішечнополосгние,
 гастроподи. У зоні материкового підніжжя розвинені теригенні
 опади, а на океанському ложі - пелагічні мули різного складу.

Ультраабіссаль (Хадаль) - зона, приурочена до глибоководних жолобів. Тут мешкають агглютініровалісь форамініфери,
 черви, ракоподібні, голотурії, двустворки, гастроподи і погонофори.

встановлення контурів морськихбасейнів. першочерговим
 завданням палеогеографії є ??встановлення контурів морських
 басейнів. Кордон між ландшафтами суші і моря завжди умовна і відновлюється по взаємному розташуванню морських і
 континентальних відкладень, за деякими особливостями осадоч-


них порід, утворених як на березі моря, так і на підводному
 схилі, за формами рельєфу і результатами діяльності геологічних процесів.

Досить впевнено кордон суші і моря можна визначити
 по відкладеннях пляжу, складовою зазвичай конгломератами, галечниками і грубозернистими пісковиками, що містять змішаний .комплекс морокою і наземної фауни і рясний раковини
 детрит. Рідше опади пляжу містять лінзи глинистих порід з
 тріщинами всихання і зі слідами дощових крапель, а іноді
 включають лінзи пісків, збагачені важкими рудними мінералами.

У процесі вивчення фацій берегової зони велика увага
 приділяється текстурованим і структурними особливостями. для піщаних
 порід, що утворилися в умовах хвилювання, характерна тонка
 коса шаруватість з нахилом косих слойков в сторону моря. У берегових або пляжних конгломератах переважна частина плоскою гальки розташовується таким чином, що довга вісь орієнтована паралельно березі, а нахил гальки звернений в сторону
 моря. Для берегових піщаних відкладень характерна хвильова
 брижі, яка спостерігається на верхній поверхні пласта.

Близькість берега визначають за такими ознаками: появи дельтових відкладень (фації авандельти), зміні фацій активного моря фациями лагун або опріснених вод, появи жолобів, заповнених продуктами розмиву континентальних порід.

Кордон суші і моря є основним елементом палеогеографических карт, незалежно від їх масштабу, і тому до виділення цієї межі слід ставитися дуже серйозно. точність
 проведення цієї межі має як наукове, так і практичне
 значення, оскільки вона обмежує площі можливого поширення багатьох корисних копалин континентального і
 морського походження, а деякі з них, наприклад прибережні розсипи, безпосередньо розташовуються на цій межі.

Визначення рельєфу дна. На дні сучасних морів і океанів виділяють кілька геоморфологічних елементів: 1) підводну окраїну материків, яка складається з материкової мілини,
 материкового схилу і його підніжжя; 2) глибокі улоговини окраїнних морів; 3) острівні дуги; 4) ложе океану з поднятиями
 і улоговинами; 5) серединно-океанські хребти; 6) глибоководні
 жолоби.

Поширення опадів в зазначених найбільших геоморфологічних елементах підпорядковане ціркумконтінентальной зональності, але порушується підводними течіями і 'Мікроформи
 рельєфу дна. Проте за складом осадових товщ і збереженим в них органічних залишках вдається досить точно
 реконструювати рельєф дна.

Більшість великих геоморфологічних елементів і океанського і морського дна (серединно-океанські хребти, острівні дуги,
 глибоководні жолоби, рифтові долини і т. д.) утворилося


внаслідок тектонічних процесів, а більш дрібні форми рельєфу - внаслідок підводних вулканічних виливів.

В області материкової мілини провідна роль в утворенні
 рельєфу належить екзогенних процесів. тут розташовуються
 підводні каньйони (колишні річкові долини) і підводні дельти,
 затоплені морем; поперечні жолоби, вироблені мутьевимі
 потоками; крутостенние коралові і інші біогенні споруди; підводні бари і авандельтовие конуси.

Нерівності дна в прибережній зоні впевнено виділяються при
 вивченні нижньої поверхні трансгресивної серії порід. Грубообло'мочние породи, особливо абразійно-уламкового походження, заповнюючи поглиблення й жолоби на поверхні
 шельфу, надовго зберігають їх контури.

Великі геоморфологические елементи визначаються на підставі фаціальні аналізу, аналізу контакту різних фаціальних комплексів між собою в горизонтальному і вертикальному
 напрямках і аналізу потужностей різних генетичних типів
 порід. Особливо вдало останній метод застосовується при вивченні похованих рифових тіл, коли відновлюється форма рифового тіла.

Газовий режим. В водних басейнах різної солоності в
 розчиненому стані знаходяться гази, що входять до складу атмосфери. З розчинених газів найбільший вплив на життєдіяльність організмів і їх розселення надають кисень, сірководень і вуглекислий газ. Морська вода отримує кисень не
 тільки з повітря, але і шляхом виділення його в результаті діяльності фітопланктону і водоростей. Вміст кисню, необхідного організмам для дихання, залежить від температури і характеру циркуляції вод. Проникнення кисню в глибокі
 частини басейну залежить від вертикального розподілу щільності
 ж солоності-вод і переміщення водних мас.

У водах полярних морів кисню майже в два рази більше,
 'Ніж в тропічних, а в областях з добре вираженою вертикальною циркуляцією на глибинах 1,5-'2 км його менше, ніж у поверхні. У тому випадку, коли солоність поверхневих вод менше
 солоності глибинних, як, наприклад, в Чорному морі, вертикальна циркуляція утруднена, а це викликає недолік кисню
 і збагачення глибинних вод сірководнем, що утворюється при
 -гніеніі органічної речовини.

Знаючи якісний склад газів і їх співвідношення в древньої
 .атмосфере і керуючись парціальним тиском, можна визначити якісний склад і особливість морів і прісноводних
 басейнів давнини. Більш складну задачу представляє виявлення ділянок сірководневого зараження. У ряді випадків пригніченість органічного спільноти і розвиток карликових форм допомагають попередньо визначити райони можливого сірководневого зараження. Однак для більш впевненого висновку необхідно провести літологічеокій і фаціальний аналізи вміщають товщ. В такому випадку вдається встановити, чи не є


скупчення дрібних раковин результатом механічної отсортірованності. Крім того, велике значення має систематичний
 склад карликових форм. Вкрай одноманітний складу співтовариства
 свідчить про ненормальний газовому режимі.

Повна відсутність бентосних форм не може бути вагомим
 доказом сірководневого зараження, так як їх відсутність могло бути викликано якимись іншими причинами, в тому числі
 і умовами збереження.

Надійним критерієм встановлення сірководневого зараження є наявність скупчень планктонних організмів при
 повній відсутності бентосной фауни і одночасно підвищений
 вміст органічної речовини у вміщають опадах. Останнє пов'язано з тим, що в умовах сірководневого зараження
 не відбувається мінералізації органічної речовини, яке
 захороняется в осаді.

На ненормальний газовий режим вказує присутність в
 опадах великої кількості дрібних кристалів піриту або сідеріта, приурочених і площинах нашарування.

Солоність. Солоність визначається кількістю розчинених
 твердих речовин, виражених в грамах на 1000 мл води. Більшість організмів, що мешкають в морях, пристосувалося до життя
 в водах з солоністю 35-36%, званої нормальної. За кордон між прісними і солонуватими приймаються води з вмістом солей близько 0,5%. Кордон між солоноватой і морокою
 водою менш певна.

Велике значення для визначення солоності має аналіз фацій. Для басейнів з підвищеною солоністю характерні евапорітових опади - різні солі (сильвин, галит, мирабилит),
 гіпс і ангідрити. Зміна солоності в ту чи іншу сторону
 призводить до різкого скорочення видового і родового різноманітності, до руйнування біоценозів і появи організмів, пристосованих до перебування в водах з мінливою солоністю. Тому
 одним з надійних показників солоності є аналіз складу біоценозу. Однак палеоекологіческіе дослідження дають
 можливість визначити чисто якісний склад солоності.

Розроблено геохімічні методи визначення солоності
 древніх морів Серед них - вміст хлору і бору в глинистих породах. Серед інших показників солоності іноді застосовується хлор-бромистий коефіцієнт, який в морських нормально-солоних відкладеннях зазвичай становить 70-300, а в прісних
 водах його величина не виходить за межі 4-20.

Н. С. Спіро і І. С. Грамберг теоретично обгрунтували і широко застосували метод поглиненого комплексу, який представлений рядом катіонів - Na ', К', Са ", Mg". Ними розкрито зв'язок
 складу поглиненого комплексу глинистих опадів з природними
 водами, показані основні напрямки діагенетіческой і постдіагенетіческого зміни складу порових вод і поглиненого
 комплексу глинистих порід і розглянуті умови, способствую-


щие їх збереженню. Стосовно кількісного складу поглиненого комплексу добре діагностуються морські водье
 нормальної солоності, морські опріснені водойми, солоноватоводние лагуни, прісні водойми, морські заоолоненние водойми ,.
 басейни з нестійким гідрохімічними режимом.

Р. Ракер і К. Валентайн для визначення палеосоленості застосували метод множинної регресії біохімічних характеристик раковин безхребетних Вони встановили залежність між значеннями відносини Na ??/ (Mg + Sr) і Na / Mn в раковинах і
 величиною солоності. В. А. Захаров і Н. Н. Радісний показали, що
 величина відносини Na ??/ (Mg + Sr + Mn) в раковинах двостулкових молюсків має просту лінійну залежність від солоності.

Температура. Визначення температур приземної частини атмосфери геологічного минулого - одна з найважчих завдань палеогеографії. Відносні значення температур можуть бути визначені виходячи з біоценозів наземних хребетних і за характером рослинних асоціацій, серед яких виділяються спільноти екваторіального, тропічного, субтропічного, помірного і холодного клімату.

Температурний фактор сильно позначається на життєдіяльності літоральних бентосних і планктонних форм '. Він визначає саму можливість існування організмів, викликає зміна розмірів і форми тіла, регулює темп зростання і впливає на
 тривалість життя. Найбільш сприйнятливі до температурного режиму планктонні водорості, серед яких особливо
 важливі кокколітофоріди і діатомові Важливі відомості про температурах морських вод і прилеглих континентів дає аналіз спорово-пилкових комплексів, похованих в прибережних опадах.

Досить часто про температурних умовах судять по товщині
 скелетних утворень гідробіонтів. У теплих морях вапняні
 раковини більш товсті, масивні. Це пов'язано з тим, що розчинність карбонату кальцію вище в холодній воді і збіднення холодних вод СаСОз призводить до розвитку організмів з
 тонкої раковиною з простою скульптурою. Однак висновки про температурних умовах, засновані тільки на товщині раковин, можуть бути далекими від дійсності, так як крім температурного фактора на товщину скелета впливає гідродинаміка басейну, а також кількість розчиненого у водах морів вуглекислого газу, завжди порівнянного з його концентрацією в атмосфері.

Відносні температури морських вод зазвичай встановлюються по поширенню стенотермним і еврітермних організмів стенотермним теплолюбними формами є колоніальні корали, нуммуліти, рудісти і ін.

Температурний режим може бути встановлений за видовим та
 родовому різноманітності. Більш багата і різноманітна фауна
 характерна для морів тропіків. Збіднення видового складу відбувається не тільки зі зниженням температурного режиму, але і з
 збільшенням глибини басейну. Останнє пов'язується не тільки


-з зниженням температурного режиму, а й зі скороченням кількості поживних речовин.

Важливу інформацію про температурних умовах морських басейнів дає речовий склад морських опадів. наприклад,
 присутність великої кількості глауконіту свідчить про наявність порівняно високих температур, так як в сучасних
 водах поширення глауконита не виходить за межі ізотерм
 найхолоднішого місяця 0 ° С і середньорічних температур + 12''С.

Максимальні концентрації каолинита в загальній масі глинистих мінералів відзначаються в екваторіальних і тропічних широтах. До цих же широтах приурочені високі концентрації карбонату кальцію, великим розвитком користуються органогенні високомагнезіальние вапняки.

Найважливішими методами визначення температурних умов
 довкілля різних організмів є методи ізотопної і магнезіальною палеотермометріі. Метод изотопной палеотермометріі заснований на рівноважному розподілі важкого
 ізотопу кисню в воді і органогенного кальциті в залежності
 від температури. Кількісне визначення ізотопів кисню
 s органогенних кальциту здійснюється на високочутливих мас-спектрометрах. Температурні значення визначаються
 за рівнянням

Г = d6,5-4,3 (б ^ О-Л) +0,14 (б ^ О-Л)2,
 де Л - коливання водного фону (солоність);

Для ізотопного аналізу, який має ряд обмежень, використовуються скелетні карбонати кальцію організмів, що мешкали
 в нормально-солоних басейнах. Для аналізу відбираються щільні
 зразки з компактною і не перекристалізованої раковиною.
 Повністю виключаються фосфорітізірованние, пірітізірованних
 і окрвмненние зразки. Чи не 'можуть бути використані зразки з
 зміненою структурою, а також роздроблені, розбиті тріщинами і сточені сверлящими організмами. Для ізотопного аналізу в основному використовувалися ростри белемнітів. Нині доведено можливість використання для палеотемпературних визначень раковин брахіопод, планктонних форамініфер, карбонатного нанопланктона.

Метод магнезіальною палеотермометріі заснований на зміні
 концентрації магнію і величини Ca / Mg в органогенних карбонатах кальцію в залежності від географічної широти і глибини існування організмів. Вітчизняними вченими (Т. С. Берлін,
 А. В. Хабаков, Н. А. Ясаманов, Л. А. Дорофєєва) розроблена
 палеотемпературная шкала, заснована на мінливості відносини кальцію до магнію в раковинах різних груп організмів.
 -Зміст Кальцію і магнію в органогенного кальциті прово-

i64


ся як звичайним хімічним аналізом, так і рентгенометричних.

Магнезійний метод визначення температур застосуємо тільки для раковин кальцитового складу. Для аналізу придатні копалини залишки вапняних водоростей, моховаток, восьмипроменевих коралів, ругоз, табулят, морських і солоноватоводних двостулкових молюсків, белемнитов, брахіопод, криноидей, великих
 і дрібних форамініфер.

глибина морського басейну 'грає важливу роль для життєдіяльності організмів і накопичення опадів. Глибина древніх морів може бути визначена на підставі ряду непрямих ознак: 1) гранулометричного складу опадів; 2) структурнотекстурних особливостей опадів; 3) розподілу органічних
 залишків; 4) утримання аутигенних мінералів, 5) характеру
 фаціальних змін; 6) розподілу потужностей відкладень.
 Особливо треба підкреслити, що за допомогою одного окремо взятого
 з перерахованих ознак не можна визначити дійсну
 глибину морського басейну.

Одним з найважливіших показників глибини морських басейнів
 є залишки бентосних організмів, багато з яких в своєму розвитку поширюються тільки до певних глибин.
 Серед всієї маси морських організмів розрізняються специфічні мілководні форми. До них відносяться ізвестьвиделяющіе
 водорості, колоніальні корали, археоціати, строматопори і
 ряд організмів, які беруть участь в будові органогенних
 будівель. На мілководді розташовувалися зарості морських лілій,
 великі брахіоподовие і устричні банки. Відомі також і
 свідомо глибоководні форми, наприклад світяться риби. Деякі дослідники намагаються визначити глибини зі зміни чисельності органічних форм, враховуючи, що основна маса бентосу зосереджена в області шельфу.

У процесі реконструкції глибин можливі наступні джерела помилок.

1. Залишки організмів можуть захоронятися досить далеко
 від їх місця проживання і на істотно інших глибинах. наприклад,
 в глибоководних жолобах і на схилах серединно-океанських хребтів нерідко зустрічаються залишки раковин мілководних форамініфер, детрит наземних рослин і навіть уламки дерев, занесені сильними придонними течіями.

2. Реконструкція глибин древніх морських басейнів, виходячи
 зі зміни складу опадів і укладених в них асоціацій
 копалин організмів (танатоценози) в поперечному профілі,
 заснована на порівнянні з розподілом сучасних організмів
 і їх біоценозів, т. е. на прямому застосуванні методу актуалізму
 в його крайньому, уніформістських вираженні.

Треба відзначити, що якщо для доказу мілководного генезису існує багато прямих критеріїв (аутігенние мінерали, конкреції, органогенні споруди, біоценози бентосной фауни, структурно-текстурні особливості опадів і т. Д.), То для


глибоководних утворень критерії неоднозначні. До ознак
 глибоководного відносяться: однорідний тонкий склад опадів ,,
 присутність зсувних і турбідітних текстур, розвиток своєрідних фацій, в яких відсутні бентосні організми і поховані тільки планктонні форми. Такими, наприклад, є червоноколірна вапняки з амонітами (фація «аммонітіко
 россо »), радіолярити і т. д

Нині розробляються методи визначення абсолютних глибин. Вони базуються на палеотемпературних даних. Грунтуючись на існуючих градієнтах зміни температур зі збільшенням глибини в різних кліматичних областях сучасних океанів, була зроблена спроба визначити глибини
 древніх морів виходячи з різниці між температурами середовища
 проживання планктонних і бентосних організмів. Різниця між
 температурами, встановленими, з одного боку, по приповерхневим організмам і формам літоралі, а з іншого - по прикріпленим і плазує організмам відкритого моря, разом з
 аналізом фації, мінеральним складом порід, що вміщають і
 складом танатоценози дозволили в першому наближенні оцінити
 абсолютні глибини стародавніх басейнів.

Гідродинаміка. Про гидродинамическом режимі свідчать речовий склад і структурно-текстурні особливості
 опадів. Поширення глинистих горизонтально-шаруватих відкладень без слідів перемиваючи свідчить про формування їх в
 районах спокійного гідродинамічного режиму. Освіта піщаних товщ найчастіше відбувається в прибережній зоні морів або
 в областях розвитку течій.

Найбільш поширена методика встановлення течій заснована на вивченні просторового орієнтування різноманітних включень, гальок і текстурних особливостей гірських порід.
 Як виявилося, знаки брижів і орієнтування різних витягнутих
 залишків органічного та неорганічного походження, розташованих в мілководній зоні поблизу берега, обумовлені рухами водних мас. До них відносяться хвильові, припливно-відливних руху, завихрення і вири. Статистична обробка численних вимірів по всій досліджуваної товщі дозволяє
 визначити переважний напрямок нахилу косих слойков і
 орієнтування витягнутих предметів і тим самим встановити напрямок переважного розносу матеріалу.

Переважний напрямок донних течій, які грають велику роль у формуванні осадового матеріалу, визначається по
 результатами вимірювання нахилу косих слойков і орієнтування
 піщаних зерен Нерідко на напрямок течії вказує орієнтування видовжених органічних залишків, наприклад одиночних коралів, ругоз, тентакулід, рострів белемнитов і т. д.

Досить часто спостерігається розмив ложа морських басейнів
 сильними донними течіями У цьому випадку в розрізі спостерігаються неодноразові розмиви шарів, формуються так звані
 конденсовані шари зі змішаним комплексом фауни, з на-


дами перемиваючи і скочування, з присутністю галечного матеріалу того ж складу, що і вміщають шари.

До групи непрямих методів реконструкції палеотеченій відносяться вивчення фациальной природи опадів, особливо з'ясування закономірностей майданного розвитку різних типів фацій, гранулометрії опадів, ступеня відсортоване ™ і окатанности теригенно матеріалу, аналіз мінерального складу піщаних, алеврітових і карбонатних товщ і їх мінливості на
 площі басейну

Своєрідною модифікацією реконструкції течій по мінеральним особливостям теригенних товщ є метод визначення розносу тонкого теригенно матеріалу, запропонований
 Н. А Ясамановим для істотно карбонатних товщ У різних пунктах виходу одновозрастной карбонатної пачки визначаються середній вміст в ній нерозчинного залишку, кількість важкої фракції і ряду мінералів важкої фракції Отримані значення середніх змістів наносять на карти Характер
 розподілу нерозчинного залишку і мінералів важкої фракції на площі басейну дає можливість судити не тільки про
 переважній знесення і тим самим допомагає встановити області
 знесення серед полів карбонатних порід, а й сприяє визначенню ступеня розносу тонкого уламкового матеріалу.

Поверхневі течії, крім того, встановлюються на підставі фаціальні аналізу, за характером розподілу морської
 стенотермним фауни і рослинності на прилеглих ділянках
 суші і по розподілу на площі басейну абсолютних значень поверхневих і приповерхневих температур.

Континентальні обстановки. Континент зазвичай розглядається як сукупність областей зносу і накопичення опадів. під
 областю знесення розуміється досить тривалий час існуюча область розмиву, яка поставляє в райони акумуляції уламковий і розчинений матеріал. тимчасові області
 знесення приурочені до територій нестійкого тектонічного
 підняття невеликої амплітуди. Стійкі області знесення є складним поєднанням невеликих за площею областей розмиву з протяжними районами формування континентальних відкладень, що існують тривалий час.

Відсутність в будь-якому районі відкладень певного віку - необхідна, але не достатня умова існування в
 цей період області знесення, так як відкладення цього віку могли бути знищені на якомусь етапі подальшої геологічної
 історії. Одним з методичних прийомів з'ясування питання про існування областей знесення в районі відсутності відкладень є аналіз загального плану розташування фаціальних зон на прилеглих територіях. У тому випадку, коли кордони фаціальних
 зон січуть район відсутності відкладень даного віку і тривають по іншу сторону, не може бигь мови про існування
 області знесення. Якщо кордону фаціальних зон в загальних рисах
 повторюють обриси району відсутності відкладень і по мерепріб-

5 * 67


Ліжень до нього спостерігається виразна зміна одних типів відкладень іншими, наприклад збільшується Грубозерниста відкладень, то можна припускати існування області знесення.

При наближенні до області знесення іноді спостерігається закономірна зміна морських фацій лагуновими, а потім континентальними. Але це не є загальним правилом і досить часто до областям знесення безпосередньо примикають прибережно-морські освіти. Просторова зміна генетичних типів відкладень лише свідчить про наближення 'до області знесення. На це
 також вказує і зменшення потужностей відкладень відповідного віку. Поблизу області знесення характерно виклинювання деяких стратиграфических горизонтів, збільшення слідів
 перемиваючи і розмиву всередині осадових товщ.

Будова і склад областей знесення реконструюються на підставі аналізу мінерального складу грубообломочних і песчаноалеврітових порід, органічних залишків і мінеральних включень, що знаходяться в осадових утвореннях, матеріал яких
 принесений з області знесення.

В процесі палеогеографических досліджень не тільки визначається розташування областей знесення, а й реконструюється
 древній рельєф. Прийнято розрізняти два типи стародавнього рельєфу:

похований і реконструйований. Похований рельєф - це
 рельєф, похований під молодшими відкладами і зберігся до наших днів і тому доступний для спостережень.
 Реконструйований рельєф - це рельєф, знищений до теперішнього часу, але його особливості можуть бути з'ясовані і
 обгрунтовані з використанням ряду методичних прийомів.

Надійне свідоцтво похованого рельєфу - прітиканія
 верств щодо молодого віку до поверхонь давніших. Про нетектонічні природі контакту свідчать сліди
 вивітрювання в покрівлі більш древніх порід, наявність в перекривають відкладеннях уламків порід з підстилаючого комплексу та відсутність слідів переміщення уздовж контакту. показником
 похованого рельєфу є первинний нахил шарів, що виник при накопиченні осадового матеріалу на нерівній поверхні. Досить часто поширена так звана наділяти поверхню, яка нагадує косу шаруватість, але відрізняється від неї відсутністю слойков, нахилених в різні боки.

Похований рельєф вивчається методом реперних поверхонь, коли по набору точок спостереження певної поверхні
 складається карта горизонталей, що нагадує гіпсометричним. За реперну поверхню беруть покрівлю певного стратиграфічного горизонту, прийняту за нульову поверхню.
від неї обчислюється відстань до відновлюваної поверхні, т. е. визначається потужність опорного горизонту.

Велику допомогу при вивченні похованого рельєфу надають геофізичні методи. В цьому випадку похований рельєф
 представляється у вигляді ізогипс, для цього будують карти зміни


потужностей між поверхнею рельєфу і певним маркірують горизонтом.

При реконструкції древнього рельєфу по його останцями важливе
 значення має визначення віку рельєфу. Він може бути встановлений виходячи з віку коррелятних відкладень, утворених в прилеглих западинах, і за віком поверхонь вирівнювання. Останні по способам освіти поділяються на
 акумулятивні ^ денудаційні і акумулятивно-денудаційні.
 В процесі палеогеоморфологіческіе картування не тільки встановлюється генезис поверхонь вирівнювання, а й здійснюється їх кореляція з абсолютним позначок і визначається
 вік виходячи з віку покривних іелювіальний відкладень.

Реконструкція ландшафту гляціальних областей в основному
 здійснюється виходячи зі складу і поширеності транспортується древнім льодовиком осадового матеріалу. льодовикові
 відкладення підрозділяються на два основних типи: чи не перероблені водою - гляциальниє або моренні освіти - і
 флювіогляціальние відкладення. Моренні опади складаються з невідсортованих, неокатанного і неслоістимі скупчень різного розміру брил і валунів, занурених в піщано-глинистий
 масу. Літіфіцірованние різниці моренних опадів звуться тиллитов. Склад уламків різної розмірності різноманітний. Їх поверхня часто несе сліди притертости і штрихування.
 Валуни і великі гальки розташовуються таким чином, що їх
 довга вісь виявляється паралельної руху льодовика.

Морени і тілліти володіють специфічним набором текстур,
 які відображають динаміку льодовика. Діагностичними ознаками гляціальних областей можуть служити морфологія льодовикового ложа (штрихування, шрами, борозни, полірування, кучеряве
 скелі), текстури захоплення, валунні мостові, гляціопротрузіі,
 гляціодіслокаціі, певна орієнтування уламків і луската будова моренною товщі.

Флювіогляціальние освіти характерні для зандрова
 рівнин, розташованих у зовнішнього краю льодовиків. Поблизу кінцевих морен зандрові рівнини складаються грубими накопиченнями - галечником і гравієм з валунами, які при видаленні від
 морен змінюються пісками з лінзами галечника і гравію. На значній відстані від льодовика розташовуються рівнини, складені однорідним, але погано відсортованих піщаним матеріалом з грубої косою шаруватість потокового (руслового) типу. це
 пов'язане з перенесенням опадів водою по системам непостійних розгалужених водотоків.

У зонах розвитку льодовиків поширені лімногляціальние
 (Озерно-льодовикові) відкладення. Найбільш характерними відкладеннями пріледникових озер є стрічкові глини, т. Е. Глини
 з тонкої горизонтальної слоистостью. Вони утворені в результаті сезонного надходження уламкового матеріалу.

Льодовик, що спускається в морський басейн, при відтаванні
 вивантажує упаяний в лід різноманітний матеріал, даючи початок


морським моренам (акваморени) і айсбергового накопичень, морським льодовиковим відкладенням і морським стрічковим глинам. Усе
 вони розпізнаються по присутності грубообломочних утворень
 серед тонких морських товщ і наявності уламків з характерною
 льодовиковим штрихуванням.

В областях розвитку карбонатних порід нерідко виникають
 різноманітні форми карстового ландшафту (карри, лійки,
 улоговини, карстові і карстово-ерозійні западини, полья),
 які реконструюються в процесі палеогеографічного аналізу. Закриті карстові форми встановлюються геофізичними методами, зокрема методами електророзвідки і вивчення
 магнітних аномалій. При цьому визначається не тільки морфологія, але і морфо'ме'трія карстового рельєфу. В деяких випадках
 невеликі карстові форми (западини, лійки, карри) видно в
 стінках кар'єрів і оголень, складених карбонатними породами. Поглиблення і ерозійні врізи розташовуються на поверхні незгод і перерв і заповнені рихлим глинистим матеріалом.

Відкладення пустель формуються в специфічних умовах.
 Найважливішим геологічним агентом тут є вітер. Дрібнозернистий матеріал під дією вітру легко видаляється з поверхні і переноситься на значні відстані. наприклад,
 пил з сучасних пустель Африки переноситься сильними пасатними вітрами на відстані близько 3000 км.

За особливостями еолових відкладень вдається виділяти кам'янисті і піщані пустелі. Відкладення скелястих і кам'янистих
 пустель представлені неокатанного грубоуламкові матеріалом, які не мають слідів транспортування, так як тонкозернистий
 матеріал видаляється при вітрової ерозії. На корінних породах
 спостерігається пустельний загар і присутні пустельні багатогранники. Опади насичені уламками стійких порід. Характерні химерні форми вивітрювання.

Відкладення глинистих пустель виникають в знижених ділянках, де в період рідкісних, але рясних атмосферних опадів виникають дрібні і швидко пересихають водойми. Тут утворюються такири, солончаки і соляні блюдця. Присутні паралельно-шаруваті глинисті і алевритові мули з прошарками гіпсоносних мулів і соляних корок. В опадах нерідко зустрічаються
 розсіяні кристали солі.

Серед пустельних опадів в викопному стані нерідко
 зберігаються відкладення пустельних тимчасових потоків (вадей).
 Вони нагадують опади, що переносяться грязьовими потоками. Нерідко між відкладеннями тимчасових потоків присутні пласти
 еолового піску. Склад опадів різноманітний: від галечників з
 погано скататися уламками до перевідкладених еолових пісків
 і глинисто-алеврітових опадів.

Опади піщаних пустель формуються під впливом
 вітру, що переносить піщані зерна з відкладень різного генетичного типу. Характерна особливість еолових пісків - на-


відмінність матовою поверхні і щільною упаковки зерен. найбільш
 важливим критерієм віднесення відкладень до еоловий типу є седиментаційних текстури, за якими виділяються бархани і дюни. Еолові коса 'слойчатость володіє меншою постійністю кутів падіння, викликаним мінливістю напрямки і
 сили вітрів. Знаки хвильової брижі в викопному стані зберігаються значно рідше. Вони формуються на навітряних схилах дюн. Треба враховувати і ту обставину, що знаки мерехтіння в
 більшості випадків формуються під дією слабких вітрів,
 які зазвичай не збігаються з напрямом переважного

вітру.

Сучасні і давні пролювіальние відкладення утворюють

характерні конуси виносу в місцях виходу тимчасових потоків з
 гір на рівнину. Відкладення конусів виносу володіють наступними
 особливостями: внаслідок швидкого перенесення зберігається первісна форма уламків, сортування по гранулометричному
 складом дуже слабка, відбувається змішування всіх фракцій
 осадка - від дуже тонких до дуже грубих, відсутня скільки-виражена шаруватість, різко виражений поліміктових склад опадів.

Опади конусів виносу різноманітні. Це відкладення власне водних і грязекаменних потоків (селів) -'масси відсортованого піщано-глинистого матеріалу з великими уламками. Відкладення конусів виносу в сторону передгір'їв і рівнини
 поступово змінюються товщами менш грубих опадів. Серед них
 великим розвитком користуються опади водних потоків - покривні піски, алеврити і гравій, опади заповнення русла тимчасових потоків, прорізуються раніше утворений конус виносу і

інфільтраційні опади.

Площа поширення відкладень передгір'їв зазвичай неширока, але має велику протяжність, так як опади простягаються уздовж підніжжя гірських ланцюгів. Склад уламків пролювіальних відкладень відображає склад руйнуються височин і гір.

Серед континентальних відкладень широко поширені

алювіальні освіти. Реконструкції давньої гідрографічної мережі тісно пов'язані з вивченням палеорельефа, так як при
 проведенні палеогеоморфологіческіе аналізу в процесі вивчення як похованого, так і реконструйованого рельєфу виділяються лінійно витягнуті долінообразние зниження. У викопному стані добре зберігаються поховані русла, нерідко заповнені відповідними русловими фациями.

Річкові відкладення представлені різноманітними генетичними типами порід, які послідовно заміщають один одного
 в часі і в просторі. Виділяються групи відкладень руслових, заплавних і старічной площ. У складі руслового алювію виділяються перлювій, опади прістрежневой частини, прируслової мілини і опади перекатів. Перлювій - це скупчення
 терригенного, іноді великої розмірності матеріалу у подми71


ваемого берега. До них відносяться перевідкладені продукти розмиву ложа і бортів русла. Вони нарощуються шляхом послідовного притулена нових шарів, налягають збоку на похилу поверхню зростаючої мілини в міру її зміщення в сторону
 увігнутого 'берега. У викопному стані до цього типу опадів
 відносяться внутріформаціонние .брекчіі, що складаються з кутастих
 уламків тих же порід, що і містять їх алювіальні відкладення.

Прістрежневие опади - це грубозернисті, рідше гравелисті піски з галькою і щебенем корінних порід берега річки. при
 видаленні від стрижневі частини вони стають все більш тонкозернистим.

Опади прируслової мілини характеризуються значно
 більшої дрібнозернистістю і однорідністю будови. Саме в
 цих опадах виникає коса шаруватість, генетично пов'язана з
 різним проявом «дюнной» форми волочіння донних опадів. У верхній частині прируслової мілини, де глибини і швидкості
 течії невеликі, а опади дрібнозернисті, виникає серповидная і клиноподібна коса шаруватість.

Опади перекатів в залежності від рівня річки та швидкості
 течії бувають то грубозернистими (галечники, валуни), то подібними з прістрежневимі або відкладеннями прируслової мілини.
 Для опадів перекатів характерні знаки брижів і сліди розмиву.
 Перекати можуть перетворюватися в річкові острова з наземної рослинністю. У відкладеннях кіс зустрічається рослинний матеріал і раковини прісноводних молюсків.

Найбільшою строкатістю характеризуються опади заплавній
 частини. Вони складаються глинисто-алевритового і алевритового матеріалом. Шаруватість тонка і горизонтальна, але іноді зустрічається коса і хвиляста. На поверхнях нашарування є
 відбитки рослинних залишків, а в опадах поховані кістки
 наземних тварин і раковини прісноводних молюсків.

Поряд з тонким теригенними матеріалом в старічной відкладеннях присутній і біогенний. Великим розвитком користуються глини, збагачені вуглисті речовиною і пластами торфу і
 бурого вугілля.

На характер озерних відкладень великий вплив робить клімат, який визначає гідрохімічний режим і склад органічного світу, а також тектонічний режим регіону, від якого залежать форма, розмір і глибина озер, характер берегів і
 водозбірної площі, геологічна будова берегів і характер
 харчування озер рідким і твердим стоком. Найбільш загальною рисою
 озерних опадів є присутність тонкої горизонтальної
 шаруватості і значної кількості прісноводних молюсків з
 тонкої раковиною. Багатьом озерним опадів властиві висока
 ступінь насиченості органічним матеріалом і наявність великої кількості залишків рослинності.

Озерні опади парагенетичних пов'язані з заплавними, дельтовими, льодовиковими (флювіоглаціальними) і рідше пролюві-


альних фациями. Велику роль при діагностиці озерних опадів грають метод побудови рядів фацій, так як озерні освіти через серію перехідних відкладень змінюються алювіальними, лагуновими і інгрессівнимі морськими фациями, і аналізорганіческіх залишків. Однак в ряді випадків відрізнити толькопо органічним залишкам озерні освіти від заплавних
 важко. Лише майданні розподіл прісноводної,
 фауни дозволяє визначити, чи були організми обітателяміречних систем або розвивалися в озерних водоймах.

Озерні відкладення діагностуються за особливостями розподілу бору, літію, фтору, стронцію, по збідненого складу
 ізотопів вуглецю, обогащенности важкими ізотопами кіслородаі сильної мінливості відносини ізотопів сірки.

Болота розрізняються по ряду ознак: 1) геоморфологическому положенню; 2) складу рослинності; 3) ступеня обводнення і хімічним складом вод. Відкладення боліт характеризуються переважанням глинистого матеріалу, різко обогащенногоорганіческім речовиною, великою кількістю залишків рослинності, присутністю пластів вугілля і горизонтальної шаруватості. З огляду на те,
 що опади боліт утворилися в відновлювальних умовах ^
 вони збагачені каолинитом, сидеритом, піритом і вівіаніта.
 Нерідко зустрічаються стяжения і навіть прошарки залізистих сполук.

Обстановки, перехідні від континентальних до морських. До таких »

ситуацій відносяться дельти, лагуни і лимани. різноманітний
 комплекс фацій розвинений в дельтах і викликаний складним поєднанням
 річкових і прибережно-морських умов. Дельти є одним
 з основних ландшафтів морського узбережжя і складаються з надводних і підводних ділянок. Опади формуються в 'результаті
 участі двох протилежних процесів: акумуляції та денудації. В межах дельтовой рівнини, розташованої вище
 рівня моря, головну роль відіграють річкові процеси. Тут розташовуються нижня частина річкової долини і надводна (субаеральна) дельта. Опади представлені косослоістимі (руслових
 фації) і горизонтально-шаруватими пісками, що мають знаки
 ряби, і рідше галечником (опади діючих рукавів) і більш тонкозернистим, але погано відсортованих матеріалом, який відкладається між рукавами під час паводків. В умовах
 вологого клімату на вододільних просторах (між рукавами) розвиваються болота з торфовищами, а в посушливому
 кліматі тут розташовуються солоні озера. В першому випадку
 дельтові опади перемежовуються з торфовищами або збагаченими органічною речовиною алеврито-глинистими шарами, а в посушливому кліматі серед тонкозернистих опадів нерідко зустрічаються прошарки гіпсу і Галіт.

Авандельти розташовується нижче рівня моря у зовнішнього краю
 субаеральної дельти. На формування опадів великий вплив мають морські хвилі і приливи. У авандельти завантажується матеріал, який не встиг відкластися в надводної частини
 73-


дельти, і тут накопичуються тонкозернисті алеврито-глинисті погано відсортовані косослоістую відкладення. руслових
 фації займають-великі площі.

В межах авандельти утворюються бари і берегові коси,
 складені добре відсортованими пісками і алевритами,
 іноді є великі скупчення черепашнику з Евригалінні
 організмами. В сторону відкритої частини моря вони змінюються більше тонкозернистим опадами, в яких переважну роль
 починають грати мули з нормально-солоної фауною. Донний ділянку дельти (похила частина дельти і її глибоководна частина)
 знаходиться під водою, і формування опадів відбувається повністю в морських умовах. Тонкозернисті опади (алеврити,
 глини, карбонатні мули) складають косо- і горизонтально-шаруваті товщі. Ці опади більш витримані по простяганню, ніж
 в інших частинах дельти. З огляду на те що глибина похилої частини
 дельти складає десятки метрів, опади тут накопичуються в
 спокійних гідродинамічних умовах. У ряді випадків у результаті дії сильних донних течій, спрямованих уздовж
 континенту, відбувається частковий розмив опадів. У цій частині
 дельти мешкають евригалінні морські організми.

Глибоководна частина дельти розташовується в районі, де винос матеріалу ріками відбувається періодично під час сильних
 повеней. Поряд з типово морськими опадами з організмами,

-обітавшімі в умовах нормальної солоності, відкладаються продукти річкового виносу, що містять уламки деревини.

Опади естуарієв близькі до опадів підводної частини дельт.
 Речовий склад і структурно-текстурні особливості відкладень лагун тісно пов'язані зі своєрідністю цих ландшафтних
 одиниць, які залежать від клімату і ступеня ізоляції від відкритого Море. Найбільш важливими особливостями лагун є
 їх мелководность і порушена солоність. У вологому кліматі
 лагуни здебільшого опріснені і досить часто перетворюються в приморські болота. Відмітна особливість опадів опріснених лагун від дельтових - не тільки переважання
 тонкою горизонтальною шаруватості, але і просторова роз'єднаність вугленосних товщ від прибережно-морських опадів.

В умовах жаркого арідного клімату солоність в легенях

-сильно підвищується. Цьому сприяє і значна ізоляція
 від відкритого моря. Органічний світ в легенях представлений
 нечисленними сильно пригнобленими формами. Поряд з тонким теригенними матеріалом осідають гіпо, ангідрити і
 . солі. Опади мають тонкою горизонтальною слоистостью і
 тільки в рідкісних випадках, коли сильне хвилювання і шторми
 взмучивают донні опади, виникає хвиляста або лінзовідная
 слоистость. Б деяких басейнах крім біогенних (органюгенно-карбонатних) і евапорітових опадів за певних умов накопичуються залізисті і марганцевоносние опади.

'Органогенні відклади складаються із залишків евригалінних ор


ганизмов (пелеципод, гастропод і мшанок) і різноманітних
 водоростей, в тому числі кременистих і ізвестьв'иделяющіх.

У застійних ділянках лагун розвиваються відновлювальні
 умови. Тут утворюються сапропеліти. Для лагун вологого
 тропічного клімату характерні мангрові болота, в межах

яких формуються торфовища.

Своєрідним будовою відрізняються опади, що складають підводні і надводні в'али-бари і коси, що відокремлюють лагуни від
 відкритого морського басейну. Вони представлені відносно
 більше грубозернистим і досить погано відсортованих матеріалом, що володіє масивною текстурою. Шаруватість коса.

Палеокліматичні реконструкції. Реконструкція кліматичних умов геологічного минулого здійснюється на основі численних геологічних показників. В їх число входять литологические, геохімічні, геоморфологічні, палеонтологічні (палеозоологічні, палеоботанічні і палінологичеськие) дані. Головним критерієм палеоклиматических досліджень, що сприяють об'єктивним і реалістичним реконструкцій, є максимальна? комплексність, при
 якої литологические показники узгоджуються і коригуються з даними геохімії та палеонтології.

Окремі литологические різниці осадових утворень
 самі по собі служать хорошими показниками клімату. Солі, гіпси, ангідриту і седиментаційних доломіт утворилися в умовах арідного клімату, а горючі сланці і вугілля - в гумідного
 кліматі. Основні типи кор вивітрювання (латеритні, каолінітові, каолініт-гідрослюдисті, монтморилонітові, гідрослюдисті і ін.) .могут Розглядатися як ланки одного Тіпоморфним ряду, похідного від балансу тепла і вологи. навіть
 асоціація глинистих .мінералов, а в ряді випадків і мінеральний
 склад піщаних товщ, свідчить про кліматичні умови. Певну інформацію про кліматичні умови минулого можна отримати виходячи з поширеності фосфоритів,
 залізних руд осадового походження, кременистих і карбонатних порід.

Більш обгрунтовано про кліматичні умови минулого можна судити виходячи з асоціацій гірських порід, об'єднаних в
 літогенетіческіе формації. Так, для тропічній та субтропічній зон з арідним кліматом характерні карбонатная і гіпсоносних червоноколірними континентальна, евапорітових, карбонатно-сульфатна і екстракарбонатная формації. У помірно теплої зони арідного клімату червоноколірними континентальна формація втрачає карбонатность і з нею збільшується кількість
 гіпсу. Бореальним аналогом карбонатних і гіпсоносних красноцветов є формація карбонатних сероцветов.

Велика кількість вологи в гумідного кліматі сприяє накопиченню
 різних в Фаціальні щодо опадів. Широко поширена вугленосна формація, а також різноманітні моно- і олігоміктовие теригенні формації (кварцова, кварц-глауконіто75


вая і ін.). Залежно від температурного режиму в рівномірно вологому кліматі формуються кремниста, екстракарбонатная, карбонатно-глиниста формації і формація горючих сланців і бітумінозних глин. Для змінно-вологою області характерні слабокарбонатних і бескарбонатних червоноколірними, пестроцветная глиниста, глиниста гіпсоносних, а також-ряд морських литогенетических формацій: глинисто-карбонатна, слабокарбонатних, екстракарбонатная, глиниста слабоугленосная, олігоміктовие і мономіктовая терригенная. До складу останніх входять каолінітоние і монтморилонітові глини, кварцові піски
 і безліч аутигенних утворень заліза, кременистих, вапняних і фосфорітових конкрецій.

На органічний світ морів і океанів і на мешканців суші
 великий вплив мають температурний режим і вологість,
 Виходячи зі складу органічного світу на основі поширеності стенотермним фауни можлива якісна оцінка стародавнього клімату. Однак в процесі палеоклиматических досліджень необхідно враховувати ступінь пристосовності організмів
 до постійно змінюваних природними умовами. Палеокліматичні побудови, засновані тільки на результатах палеозоологічні ,.
 палеоботанічних або палинологического .ісследованій, можуть
 привести до істотних спотворень, так як в викопне стан часто потрапляють організми з різних ландшафтних
 областей. Для того щоб уникнути помилок при палеоклі'матіческіх дослідженнях, необхідно оперувати не окремо взятими
 організмами, а їх спільнотами (фауністичні комплекси або
 рослинні асоціації), які в цілому досить чутливо реагують на зміни зовнішнього середовища. Крім того, для отримання
 достовірних палеоклиматических висновків необхідно проводити
 угруповання всіх досліджуваних організмів по ландшафтній приналежності.

Сучасна географія суші і зоогеографія морів і
 океанів з усією очевидністю свідчать про те, що кожному термічному поясу відповідають певні флористики-фауністичні зони і області. Отже, палеобіогеографіческіе дослідження поряд з визначенням ареалів і етапності розвитку 'органічного світу дають можливість відновити і існували кліматичні умови.

Велику роль при палеоклиматических реконструкціях грають палеотермометріческіе дослідження. Вище ми вже відзначали принципи визначення температур середовища проживання морських
 безхребетних ізотопним і магнезіальних методами. Температурні умови прісноводних басейнів можна визначити на
 підставі застосування стронцієвого методу. Кількісно співвідношення кальцію і стронцію в арагонитовой раковинах сучасних і викопних двостулкових молюсків відображають температурні умови в басейні їх розвитку.





 ВИДАВНИЦТВО МОСКОВСЬКОГО УНІВЕРСИТЕТУ |  ВСТУП |  ГЛАВА 1. ПРЕДМЕТ І ЗАВДАННЯ ІСТОРИЧНОЇ ГЕОЛОГІЇ |  ГЛАВА 2. СТРАТИГРАФІЯ І геохронологією |  ТИПИ стратиграфічний ОДИНИЦЬ І КРИТЕРІЇ ЇХ ВИДІЛЕННЯ |  Відносна геохронологією |  Абсолютна геохронологією |  МІЖНАРОДНА геохронологічної шкали |  Структура стратиграфической класифікації, прийнята в кодексі МСК |  ГЛАВА 3. ОСНОВНІ МЕТОДИ ІСТОРІКОГЕОЛОГІЧЕСКОГО АНАЛІЗУ |

© um.co.ua - учбові матеріали та реферати