Стратиграфическая шкала

Эонотема Эон	Эратема Эра	Система, Период	Отдел, Эпоха	Начало периода	Складчатость
Фанерозойская	Кайнозойская	Четвертичная (Q) (антропогеновая)	Голоцен	0,0115	Альпийская
Плейстоцен	1,806
Неогеновая (N)	Плиоцен	5,332
Миоцен	23,03
Палеогеновая (P)	Олигоцен	33,9±0,1
Эоцен	55,8±0,2
Палеоцен	65,5±0,3
Мезозойская	Меловая (K)	Верхний	99,6±0,9	Ларамийская
Нижний	145,5±4,0
Юрская (J)	Верхний	161,2±4,0	Киммерийская
Средний	175,6±2.0
Нижний	199,6±0.6
Триасовая (T)	Верхний	228,0±2,0	Мезозойская
Средний	245,0±1,5
Нижний	251,0±0,4
Палеозойская	Пермская (P)	Верхний (Попендинский)	260,4±0,7	Герцинская
Средний (Гваделупский)	270,6±0,7
Нижний (Приуральский)	299,0±0,8
Каменноугольная (C)	Пенсильваний	318,1±1,3
Миссисипий	359,2±2,5
Девонская (D)	Верхний	385,3±2,6	Каледонская
Средний	397,5±2,7
Нижний	416,0±2,8
Силурийская (S)	Лудловский	422,9±2,5
Венлокский	428,2±2,3
Лландоверийский	443,7±1,5
Ордовикская (O)	Верхний	460,9±1,6	Салаирская
Средний	471,8±1,6
Нижний	488,3±1,7
Кембрийская (C)	Фуронгский (верхний)	501,0±2,0	Байкальская
Средний	513,0±2,0
Нижний	542,0±1,0
Протерозой(PR)	Неопротерозой (верхний рифей)	Эдиакарий			Гудзонская Селецкая Беломорская
Криогений
Тоний
Мезопротерозой (средний и нижний рифей)
Стений
Эктазий
Калиммий
Палеопротерозой (карелий)	Статерий
Орозий
Риакий
Сидерий
Архей (АR)	Неоархей
Мезоархей
Палеоархей
Эоархей

Стратиграфическая шкала

шкала, показывающая последовательность и соподчинённость стратиграфических подразделений горных пород, слагающих земную кору; отражает этапы исторического развития земной коры.

Ветер - один из важнейших экзогенных факторов, преобразующих рельеф Земли и формирующих специфические отложения. Наиболее ярко эта деятельность проявляется в пустынях, занимающих около 20% поверхности континентов, где сильные ветры сочетаются с малым количеством выпадающих атмосферных осадков (годовое количество не превышает 100-200 мм/год); резким колебанием температуры, иногда достигающим 50^o и выше, что способствует интенсивным процессам выветривания; отсутствием или разреженностью растительного покрова. Кроме того, активная деятельность ветра проявляется во внепустынных областях - на побережьях океанов, морей и в крупных речных долинах, не покрытых растительностью, а местами в полупустынях и даже в умеренном климате.

Геологическая работа ветра состоит из следующих видов: 1) дефляции (лат. "дефляцио" - выдувание и развевание); 2) корразии (лат. "корразио" - обтачивание, соскабливание); 3) переноса и 4) аккумуляции (лат. "аккумуляцио" - накопление). Все указанные стороны работы ветра в природных условиях тесно связаны друг с другом, проявляются одновременно и представляют единый сложный процесс. Можно говорить лишь о том, что в одних местах преобладают одни виды процесса, в других - иные. Все процессы, обусловленные деятельностью ветра, создаваемые ими формы рельефа и отложения называют эоловыми.

Дефляция - выдувание и развевание ветром рыхлых частиц горных пород (главным образом песчаных и пылеватых). Известный исследователь пустынь Б. А. Федорович выделяет два вида дефляции: площадную и локальную.

Площадная дефляция наблюдается как в пределах коренных скальных пород, подверженных интенсивным процессам выветривания, так и особенно на поверхностях, сложенных речными, морскими, водноледниковыми песками и другими рыхлыми отложениями. В твердых трещиноватых скальных горных породах ветер проникает во все трещины и выдувает из них рыхлые продукты выветривания.

Поверхность пустынь в местах развития разнообразного обломочного материала в результате дефляции постепенно очищается от песчаных и более мелкоземистых частиц (выносимых ветром) и на месте остаются лишь грубые обломки - каменистый и щебнистый материал. Площадная дефляция иногда проявляется в засушливых степных областях различных стран, где периодически возникают сильные иссушающие ветры - "суховеи", которые выдувают распаханные почвы, перенося на далекие расстояния большое количество ее частиц.

Локальная дефляция проявляется в отдельных понижениях рельефа.Локальная дефляция проявляется также в отдельных щелях и бороздах в горных породах (бороздовая дефляция).

Корразия представляет механическую обработку обнаженных горных пород песчаными частицами, переносимыми ветром, выражающуюся в обтачивании, шлифовании, соскабливании, высверливании и т. п. Этот процесс сходен с применяемым в практике методом чистки каменных зданий искусственными песчаными струями. Песчаные частицы поднимаются ветром на различную высоту, но наибольшая их концентрация в нижних приземных частях воздушного потока (до 1,0-2,0 м). Сильные длительно продолжающиеся удары песка о нижние части скальных выступов подтачивают и как бы подрезают их, и они утоняются в сравнении с вышележащими. Этому способствуют также процессы выветривания, нарушающие монолитность породы, что сопровождается быстрым удалением продуктов разрушения. Таким образом, взаимодействие дефляции, переноса песка, корразии и выветривания придают скалам в пустынях своеобразные очертания. Некоторые из них грибообразной формы (при изменяющихся направлениях ветра), другие сходны с подточенными столбами или обелисками. При преобладании ветров одного направления в основании скальных выступов образуются различные корразионно-дефляционные ниши, небольшие пещеры, котлообразные и другие формы.

Под геологической работой ветра понимается изменение поверхности Земли под влиянием движущихся воздушных струй. Ветер может разрушать горные породы, переносить мелкий обломочный материал, сгруживать его в определенных местах или отлагать на поверхности земли ровным слоем. Чем больше скорость ветра, тем сильнее производимая им работа.Геологическая деятельность ветра проявляется во всех климатических зонах, но особенно большую работу ветер производит там, где этого имеются благоприятные условия: 1)аридный климат; 2)бедность растительного покрова, скрепляющего своими корнями почву; 3)интенсивное проявление физического выветривания, дающего богатый материал для выдувания; 4)наличие постоянных ветров и условий для развития их колоссальных скоростей. Также геологическая работа ветра особенно интенсивна там, где породы непосредственно соприкасаются с атмосферой, т.е. где отсутствует растительный покров. Такими благоприятными районами являются пустыни, горные вершины и морские побережья. Весь обломочный материал, попавший в воздушные потоки, рано или поздно осаждается на поверхности Земли, образуя слой эоловых отложений. Таким образом, геологическая работа ветра состоит из следующих процессов:. разрушения горных пород (дефляция и корразия);. переноса, транспортировки разрушенного материала (эоловая транспортировка);. эолового отложения (эоловая аккумуляция).

Процессы физического выветривания проявлены наиболее широко в горных районах. Горы Индюк и Индюшка, на которых мы побывали в одном из маршрутов, сложены вулканогенно-осадочными и субвулканическими интрузивными магматическими породами. Если зимой температуры на вершинах этих гор опускаются ниже 0 С, то вполне возможно предположить здесь морозное выветривание. Вершины гор в основном лишены растительности, но на некоторых скалах растут деревья, которые своими корнями разрушают породы, тем самым, проявляя механическое выветривание. Разрушение корнями деревьев различных пород встречалось нам в маршрутах довольно часто.Влажный теплый климат Туапсинского района способствует протеканию здесь различных процессов химического выветривания. Обилие влажных листопадных лесов вызывает накопление активных органических веществ, разрушающих породы. Однако, эти процессы протекают довольно медленно и на первый взгляд не проявлены.В маршрутах по побережью мы часто наблюдали береговые обрывы (клифы), сложенные флишевыми отложениями алевролитами, аргиллитами и песчаниками, в которых наблюдалось ожелезнение. Это также пример проявления химического выветривания - окисления. Породы, содержащие железосодержащие минералы окисляются атмосферным кислородом с образованием рыжей, бурой окраски. Также ожелезнение мы наблюдали в породах, которые слагают борта ручья Золотой.В заключение главы можно сказать, что процессы выветривания на данной территории распространены не значительно.

ПРОЦЕССЫ ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ — совокупность минерало- и рудообразующих процессов, непосредственно следующих за кристаллизацией магмы и связанных с ней. Различают процессы постинтрузивные и поствулк. В них могут быть выделены пневматолитовый, пневматолито-гидротерм. и гидротерм. этапы.

К этой категории относятся эндогенные геологические процессы, связанные с деятельностью флюидов, которые отделяются от магматических расплавов. При кристаллизации магмы на достаточно больших глубинах флюидная фаза удерживается в составе расплава высоким давлением вплоть до завершения процесса кристаллизации, и лишь после этого начинается самостоятельная геологическая деятельность флюидов, сменяющая магматический процесс во времени. К постмагматическим относятся процессы двух типов: пневматолитовые и гидротермальные.

3.1. Пневматолитовый (от греч. «пневма» - газ, пар) – это процесс минералообразования, происходящий при активном участии газо- и парообразной фазы, состоящей, прежде всего из паров воды. Проявления пневматолитовых процессов в глубинных условиях наиболее характерны при температурах порядка 400-500º С. Ведущую роль в пневматолитовой деятельности играют такие «летучие» компоненты, как H₂O, HF, HCl. В результате взаимодействия этих компонентов с веществом горных пород, в которые они проникают, образуются новые минералы – такие, как флюорит, топаз, турмалин, и другие.

3.2. Гидротермальный - процесс образования минералов из горячих минерализованных растворов (гидротерм). Гидротермальный процесс сменяет пневматолитовый, когда температура опускается ниже критической точки воды (375ºС). С этого момента вода, играющая ведущую роль в составе постмагматических флюидов, переходит в жидкую фазу и начинает циркулировать в виде горячих растворов. Протекают гидротермальные процессы в диапазоне температур 375-50ºС. Чем выше температура гидротермальных растворов, тем выше растворимость в них большинства минеральных веществ. Поэтому самые горячие растворы обычно являются наиболее минерализованными. По мере снижения температуры избыток растворённых веществ выделяется в кристаллической форме. Образуются разнообразные минералы гидротермального происхождения, которые заполняют любые возможные пустоты в горных породах или замещают минеральное вещество, слагавшее их ранее. Так как гидротермальные растворы проникают в окружающие горные породы преимущественно по трещинам, продукты гидротермальной деятельности отлагаются обычно в форме жил или прожилков. Реже они слагают в породах изометричные гнёзда или обособления неправильной формы.

Растворы, отделяющиеся от магматических расплавов, нередко содержат в повышенных концентрациях серу и ряд металлов, более склонных к формированию сернистых, а не силикатных соединений (Cu, Pb, Zn, Hg и др.). Поэтому среди минералов, образующихся гидротермальным путём, широким распространением пользуются сульфиды этих металлов. К числу характерных продуктов гидротермальной деятельности относятся кварц, карбонаты и многие другие минералы. Некоторые химические элементы (в частности, золото) осаждаются из гидротермальных растворов в самородной форме.

Таким образом, пневматолитовый процесс обычно предшествует гидротермальному, они тесно взаимосвязаны и могут дать одинаковые минералы. В тех случаях, когда формирование минерального вещества в этих жилах происходило выше критической точки воды (375^оС), т.е. активную роль в этом процессе играли пар и флюиды, принято говорить о собственно пневматолитовом генезисе. Если формирование минерального вещества происходило ниже критической точки воды, т.е. вода в качестве самостоятельной жидкой фазы играла существенную роль в процессе образования минеральных ассоциаций, говорят о гидротермальном генезисе.

В соответствии с температурой образования гидротермальные образования подразделяются на высокотемпературные (гипотермальные), возникшие при температурах 400-300^оС, среднетемпературные (мезотермальные) с температурами образования минеральных ассоциаций от 300 до 150^оС и низкотемпературные (эпитермальные), формирующиеся при температурах 150-50^оС. Гидротермальные образования, расположенные вблизи магматического очага - обычно высокотемпературные, а расположенные на удалении от магматического очага – низкотемпературные.

Миллиард лет назад Земля уже была покрыта прочной оболочкой, в которой выделялись континентальные выступы и океанические впадины. Тогда площадь океанов была примерно в 2 раза больше площади материков. Но количество материков и океанов с тех пор существенно изменилось, изменилось и их расположение. Примерно 250 млн. лет назад на Земле был один материк – Пангея. Площадь его составляла примерно столько же, сколько площадь всех современных материков и островов вместе взятых. Этот суперконтинент омывался океаном, называемым Панталассой и занимавшим все остальное пространство на Земле.

Однако Пангея оказалась непрочным, недолговечным образованием. Со временем течения мантии внутри планеты поменяли направление, и теперь, поднимаясь из глубин под Пангеей и растекаясь в разные стороны, вещество мантии стало растягивать материк, а не сжимать его, как раньше. Примерно 200 млн. лет назад Пангея раскололась на 2 материка: Лавразию и Гондвану. Между ними появился океан Тетис (ныне это глубоководные части Средиземного, Черного, Каспийского морей и мелководный Персидский залив).

Течения мантии продолжали покрывать Лавразию и Гондвану сетью трещин и разваливать их на множество осколков, которые не оставались на определенном месте, а постепенно расходились в разные стороны. Их двигали течения внутри мантии. Некоторые исследователи считают, что именно эти процессы стали причиной гибели динозавров, но вопрос этот остается пока открытым. Постепенно между расходившимися осколками – материками – пространство заполнялось мантийным веществом, которое поднималось из недр Земли. Остывая, оно образовало дно будущих океанов. Со временем здесь появились три океана: Атлантический, Тихий, Индийский. По мнению многих ученых, Тихий океан – это остаток древнего океана Панталассы.

Позднее новые разломы охватили Гондвану и Лавразию. От Гондваны сначала обособилась суша, составляющая ныне Австралию и Антарктиду. Она начала дрейфовать на юго-восток. Потом и она раскололась на две неравные части. Меньшая – Австралия – устремилась на север, большая – Антарктида – на юг и заняла место внутри Южного полярного круга. Остальная часть Гондваны раскололась на несколько плит, наиболее крупные из них – Африканская и Южно-Американская. Эти плиты расходятся сейчас друг от друга со скоростью 2 см в год (см. Литосферные плиты).

Разломы охватили и Лавразию. Она раскололась на две плиты – Северо-Американскую и Евразиатскую, составляющую большую часть материка Евразия. Возникновение этого материка – величайший катаклизм в жизни нашей планеты. В отличие от всех других материков, в основе которых лежит по одному осколку древнего континента, в состав Евразии входят 3 части: Евразиатская (часть Лавразии), Аравийская (выступ Гондваны) и Индо-станская (часть Гондваны) литосферные плиты. Сближаясь друг с другом, они почти уничтожили древний океан Тетис. В формировании облика Евразии участвует и Африка, литосферная плита которой хоть и медленно, но сближается с Евразиатской. Результатом этого сближения являются горы: Пиренеи, Альпы, Карпаты, Судеты и Рудные горы (см. Литосферные плиты).

Сближение Евразиатской и Африканской литосферных плит происходит до сих пор, об этом напоминает деятельность вулканов Везувий и Этна, нарушающих спокойствие жителей Европы.

Сближение Аравийской и Евразиатской литосферных плит привело к дроблению и смятию в складки горных пород, попавшихся на пути их следования. Это сопровождалось сильнейшими вулканическими извержениями. В результате сближения этих литосферных плит возникло Армянское нагорье и Кавказ.

Сближение Евразиатской и Индостанской литосферных плит заставило содрогнуться весь континент от Индийского океана до Северного Ледовитого, при этом сам Индостан, отколовшийся изначально от Африки, пострадал незначительно. Итогом этого сближения явилось возникновение высочайшего в мире нагорья Тибет, окруженного еще более высокими цепями гор – Гималаев, Памира, Каракорума. Не удивительно, что именно здесь, в месте сильнейшего сжатия земной коры Евразиатской литосферной плиты, расположена самая высокая вершина Земли – Эверест (Джомолунгма), вздымающаяся на высоту 8848 м.

«Шествие» Индостанской литосферной плиты могло бы привести к полному расколу Евразиатской плиты, если бы внутри ее не существовало частей, способных выдержать напор с юга. В качестве достойного «защитника» выступила Восточная Сибирь, но земли, расположенные к югу от нее, сминались в складки, дробились и передвигались.

Итак, борьба между континентами и океанами продолжается уже не одну сотню миллионов лет. Главными участниками в ней выступают континентальные литосферные плиты. Каждый горный хребет, островная дуга, глубочайшая океаническая впадина – результат этой борьбы.

Время от начала зарождения геосинклинали до завершения её развития называется этапом складчатости (тектонической эпохой). В истории формирования земной коры выделяют несколько тектонических эпох:

1. Докембрийская, объединяет несколько эпох, среди которых выделим байкальский этап складчатости, завершившийся в раннем Кембрии.

2. Каледонская складчатость – происходила в раннем палеозое, максимально проявилась в конце силура. Сформировались Скандинавские горы, Западный Саян и др.

3. Герцинская складчатость – происходила в позднем палеозое. К ней относятся складчатые сооружения Западной Европы, Урал, Аппалачи и др.

4. Мезозойская (киммерийская) – охватывает весь MZ. Сформировались Кордильеры, Верхояно-Чукотская складчатые области.

5. Альпийская складчатость – проявилась в Кайнозойскую эру и продолжается сейчас. Сформировались Анды, Альпы, Гималаи, Карпаты и др.

После завершения складчатости участок земной коры может вновь быть вовлечен в следующий геосинклинальный цикл. Но в большинстве случаев, после завершения горообразования наступает эпигеосинклинальная стадия развития складчатой области. Тектонические движения становятся медленными колебательными (огромные участки испытывают медленное опускание или подъем), вследствие чего накапливаются мощные толщи осадочных формаций. Магматическая деятельность приобретает новые формы. В этом случае мы говорим о платформенном этапе развития. А крупные участки земной коры с устойчивым тектоническим режимом развития называются платформы.

Рассматривать геологическую историю Земли мы начинаем обычно с раннего архея, т.е. с того момента, с которого сохранились древнейшие горные породы. Со времени образования Земли как планеты Солнечной системы - 5-6 млрд. лет назад - около 1 млрд. лет прошло до формирования сравнительно тонкой, неустойчивой земной коры, которая легко дробилась, расплавлялась и возникала вновь. Через трещины изливались огромные количества магмы, заполняя большие пространства и образуя "лавовые моря", напоминающие, наверное, таковые на Луне.

В эту же эпоху грандиозной вулканической деятельности Земля подвергалась усиленной метеоритной бомбардировке. Земная кора становилась толще и прочнее, лавы изливались уже более сосредоточенно, вдоль крупных разломов. Возникла первичная атмосфера, отличавшаяся от современной - азотно-кислородной. Основным источником газообразных соединений были вулканические извержения, поставлявшие азот, аммиак, углекислоту, водяные пары, метан, водород, инертные газы, соляную, борную, плавиковую кислоты и многие другие. Сначала атмосфера была бескислородной, она теряла гелий и водород за счет отделения их в мировое пространство. Начало развития органической жизни вызвало появление кислорода, концентрация которого медленно повышалась. Когда земная кора остыла до температуры ниже точки кипения воды, последняя стала занимать определенные пространства на Земле - возникли первые озерные и морские бассейны. Появилась возможность размыва и переотложения материала, т.е. начали формироваться осадочные породы. Таким образом, догеологический этап развития Земли, иногда называемый Лунным, продолжался сравнительно недолго - от образования первой земной коры до появления гидросферы.

В истории Земли выделяют два основных этапа - догеологический и геологический. Началом первого этапа является время возникновения Земли как планеты солнечной системы. Геологический этап начинается с момента появления ее твердой оболочки - литосферы, а также атмосферы и гидросферы.

Существует несколько гипотез о механизме формирования земной коры и других геосфер. Общая идея их заключается в том, что главным процессом в эволюции недр Земли является гравитационная дифференциация, благодаря которой более легкие вещества поднимаются вверх, а более тяжелые опускаются вниз, к центру планеты.

Модель подобного процесса, разработанную на основании экспериментальных данных, предложил А.П. Виноградов. При большой разности температур на границе зоны расплавления возникает механически неустойчивое состояние вещества, что влечет за собой конвекцию. Вследствие конвекции перегретое вещество нижних участков поступает в верхнюю часть зоны, перенося сюда тепло, здесь нагревается и расплавляется. В нижней части зоны в связи с потерей тепла вещество остывает и кристаллизуется. Таким образом, очаг расплавления перемещается по разрезу Земли, что способствует перемещению вверх более легкоплавких компонентов (зонная плавка). В результате зонной плавки происходила дифференциация вещества Прото - земли, которое по своему составу было близким к веществу мантии. Такой вывод можно сделать из сравнения состава мантии и вещества метеоритов. Зонная плавка приводила к постепенному выплавлению из мантийного вещества более легких базальтовых пород, слагавших первичную кору Земли. Этот же процесс сопровождался высвобождением большого количества газообразных компонентов, которые удерживались в околоземном пространстве силами притяжения и вошли в состав атмосферы и гидросферы Земли.

ЛИТИФИКАЦИЯ— процесс превращения рыхлых осадков в твёрдые горные породы. Может происходить в различных стадиях преобразования осадков. Всю совокупность процессов образования осадков (седиментогенез) и осадочных горных пород (диагенез) акад. Н. М. Страхов предложил называть литогенезом.

Образованные в процессе литогенеза осадочные горные породы могут при погружении попасть в еще более жесткие условия высоких температур и давлений. Здесь вновь могут пойти процессы растворения, образование новых вторичных минералов, осаждение растворенных минералов (карбонатов, кремнезема и др.) в порах и трещинах и частичная перекристаллизация вещества. Такой процесс изменения осадочных горных пород, происходящий вне зоны диагенеза и метаморфизма при повышенных температурах и давлениях при наличии минерализованных подземных вод, называется катагенезом.

Стадию изменения горных пород при еще более высоких температурах и давлениях близким к условиям метаморфизма называют метагенезом. Для нее также характерны процессы растворения, перекристаллизации, взаимодействия циркулирующих минерализованных растворов и минералов между собой, при этом процессе происходит привнос и вынос вещества — метасоматоз.

Большинство экзогенных процессов приводят к образованию осадков, представляющих собой рыхлые несцементированные образования. Превращение этих осадков в плотные горные породы (окаменение или литификация) происходит в результате сложного и длительного процесса, называемого диагенезом.

Рыхлая порода представляет собой до диагенеза разнородную смесь реакционно-способных соединений, неуравновешенную и неустойчивую в физико-химическом отношении систему. Поэтому в таком осадке вследствие этого сразу же начинаются следующие процессы:
1) растворение и удаление из осадка малоустойчивых минералов,
2) образование новых минералов в соответствии с новой физико-химической обстановкой,
3) перераспределении отдельных веществ и образовании конкреций,
4) уплотнении и уменьшении его влажности — дегидратация,
5) перекристаллизации.

В процессе диагенеза активное участие принимают бактерии, находящиеся в илах в огромных количествах. Бактерии разлагают углеводороды и органические соединения, создают новые реактивы и тем самым изменяют химизм среды.

При образовании новых минералов в осадке и их перераспределении существенным фактором является степень кислотности среды осадка и содержание в ней свободного кислорода. Увеличение или уменьшение кислорода особенно сказывается на железистых соединениях, которые по мере изменения степени кислотности среды образуют ряд минералов:
в окислительной среде — окислы железа (Fe2O3·nH2O),
в нейтральной или слабо восстановительной среде — сидериты (FeCO3),
в восстановительной обстановке, в осадках богатых органическим веществом — сульфиды железа.

В грубообломочных отложениях прибрежных частей моря, в отложениях пустынь и других континентальных осадках, характеризующихся ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды. Из новообразований здесь встречаются только гидрооксиды железа и марганца. Поэтому процесс диагенеза в однородных песках, состоящих из кварцевых зерен, сводится практически к уплотнению и цементации.

В более глубоких и удаленных от берега частях водоемов, где развиты тонкие илы, богатые органикой, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка в пределах 10–15 см. Ниже располагается восстановительная зона. В этой верхней окислительной зоне образуются бурые стяжения гидрооксидов железа и черно-бурые и черные скопления оксидов марганца. В процессе диагенеза осадка формируются разнообразные конкреции — сростки или стяжения различной формы, строения и величины (от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре). В качестве примера можно указать на бобовые озерные руды, журавчики в лессах, оолитовые известняки, гороховый камень Черского на Байкале. По составу они бывают опаловые, халцедоновые, кварцевые, железистые, фосфатные, пиритовые и гипсовые.

В уплотнении осадка большое значение имеют процессы цементации и перекристаллизации. При этом цементирующие вещества могут образоваться различным способом: сингенетически или одновременно с образованием осадка и эпигенетически, т. е. при последующих изменениях осадка. В качестве цементирующих веществ обычно выступают: кремнезем (кварц, опал, халцедон), оксиды железа, карбонаты, фосфаты и др.

Характер цементирующего вещества часто отражается в названии породы: железистый песчаник, известковый песчаник и т. п.

Перекристаллизации особенно подвержены иловые отложения органогенного и химического происхождения, главным образом, карбонатные и кремнистые, и в меньшей степени, глинистые осадки. Примером быстрой перекристаллизации могут служить коралловые рифы, где органическая основа преобразуется в кристаллический известняк.

В результате единого и сложного взаимосвязанного физического, химического и хемобиогенного процессов разрушения горных пород образуются различные продукты выветривания. Остаточные или несмещенные продукты выветривания, остающиеся на месте разрушения материнских (коренных) горных пород, представляют собой один из важных генетических типов континентальных образований и называют элювием. Кора выветривания объединяет всю совокупность различных элювиальных образований. Такая остаточная кора выветривания называется автоморфной (греч. "аутос" - сам). Помимо первичной автоморфной коры выветривания ряд исследователей выделяют вторичную, или гидроморфную, кору выветривания, образующуюся в результате выноса почвенными и грунтовыми водами химических элементов в виде истинных и коллоидных растворов в ходе формирования первичной автоморфной коры. Эти элементы, выносимые растворами, выпадают в виде минералов в пониженных элементах рельефа. Такую взаимосвязь автоморфной и гидроморфной кор выветривания называют геохимической сопряженностью, что имеет важное значение.

В истории геологического развития земной коры неоднократно возникали благоприятные условия для образования мощных автоморфных кор выветривания, к числу которых относятся: сочетания высоких температур и влажности, относительно выровненный рельеф, обилие растительности и продолжительность периода выветривания. При достаточно длительном времени выветривания и соответствующих условиях образуются хорошо выраженные зоны коры выветривания, имеющие свои текстурно-структурные особенности и сложенные минералами, отражающими последовательные стадии развития. Благодаря присутствию окислов и гидроокислов Аl и Fe элювий верхней части коры выветривания в сухом состоянии напоминает обожженный кирпич, часто образующий панцири и окрашенный в красный цвет. Поэтому такие коры выветривания называются латеритными (лат. "латер" - кирпич). Приведенные данные показывают, что состав полного профиля автоморфной коры выветривания изменяется снизу вверх от свежей исходной породы до продуктов наиболее глубокого гипергенного преобразования.

Были выделены четыре стадии: 1) обломочная, в которой гипергенное преобразование сводится к дроблению, механическому разрушению породы до обломочного материала (обломочный элювий); 2) сиаллитная 7, когда происходит извлечение щелочных и щелочноземельных элементов, главным образом Са и Na, которые образуют пленки и конкреции кальцита. Поэтому эта стадия называется обызвесткованной; 3) кислая сиаллитная, в которой происходят глубокие изменения кристаллохимической структуры силикатов с образованием глинистых минералов (монтмориллонита, нонтронита, каолинита); 4) аллитная, когда кора выветривания обогащается окислами железа, а при наличии определенного состава исходных пород - окислами алюминия.

Конкретные климатические условия и состав горных пород, существовавшие в отдельные этапы геологической истории, могли задерживать или, наоборот, ускорять этот процесс, в результате чего формировались сокращенные и неполные профили вплоть до образования однозонального профиля коры выветривания, как, например, в пустынях и полупустынях элювий состоит преимущественно из различных обломков, щебня, дресвы, образующихся при физическом выветривании, местами с карбонатными пленками. Аналогичный обломочный профиль характерен для тундры.

Кроме того, и в полном профиле коры выветривания вертикальная зональность может быть объяснена не только стадийностью процесса, но и возможностью различия степени химического разложения первичных минералов в верхних и более глубоких зонах профиля. В слоистых, различных по составу породах также в ряде случаев наблюдается избирательное выветривание. Одни слои более подвержены выветриванию, другие менее, в результате местами возникают останцы более устойчивых слоев (в виде столбов, башен) на фоне продуктов выветривания разрушенных слоев.

Среди кор выветривания выделено два основных морфогенетических типа: площадной и линейный. Площадные коры выветривания развиваются в виде покрова или плаща, занимают местами обширные площади до десятков и сотен квадратных километров, представляющие различные выровненные тектонически спокойные поверхности рельефа. Линейные коры выветривания имеют линейное распространение в плане и приурочены к зонам повышенной трещиноватости, к разломам и контактам различных по составу и генезису горных пород. В этих условиях происходит более свободное проникновение воды и связанных с ней химически активных компонентов, что вызывает интенсивный процесс химического выветривания.

Древние коры выветривания формировались в различные этапы геологической истории, совпадающие с крупными перерывами в осадконакоплении, они изучены и изучаются в отложениях разного возраста, начиная с докембрия. Самые древние протерозойские коры выветривания отмечены в Карелии и на Украинском кристаллическом щите Русской платформы. Под Москвой глубокими скважинами встречена допалеозойская кора выветривания, представленная преимущественно дресвянистой, гидрослюдистой, иногда каолинитизированной зоной суммарной мощностью около 30 м. Богатые железные руды Курской магнитной аномалии представляют собой древнюю кору выветривания (дораннекаменноугольную), развивавшуюся на метаморфических протерозойских магнетитсодержащих кварцитах. Как видно из рисунка, на дислоцированных неизмененных магнетитсодержащих кварцитах располагаются мартитизированные кварциты, выше которых - богатые железные гематитовые руды по железистым кварцитам. На том же рисунке хорошо выражен латеритный профиль выветривания на кварц-хлорит-серицитовых сланцах.

Особенно широко развиты древние коры выветривания мезозойского и мезозойско-кайнозойского времени в Казахстане, на Алтае, в ряде районов Сибири, на Урале и в других местах. Классическим развитием этих кор является Южный и Средний Урал, где они характеризуются большой мощностью и хорошо изучены многими исследователями. Полный профиль выветривания на серпентинитах Урала отмечается определенной зональностью. В нем неизмененные серпентиниты сменяются выщелоченными, далее монтмориллонитизированными и нонтронитизированными и, наконец, охрами по серпентинитам. В пределах развития габбро и долеритов также намечается полный профиль коры выветривания - от дезинтегрированных пород через промежуточные минералы к латеритным бокситам и охрам. По данным В.П. Петрова, строение площадной древней коры выветривания на гранитах Урала отличается достаточно четко выраженной зональностью: дресвянистая зона гидрослюдистая каолинитовая, суммарной мощностью около 100 м. Здесь же выражена линейная кора выветривания, соответствующая контакту гранита со сланцами и характеризующаяся мощностью около 200 м и отсутствием дресвянистой зоны.

В профиле выветривания габброидов выделяются четыре минерало-геохимические зоны (снизу вверх): 1) механической дезинтеграции; 2) выщелачивания (гидрохлорит-монтмориллонитовая); 3) каолинито-охристая и 4) гиббсит-каолинито-охристая с латеритным бокситом. Залежи бокситов имеют гнездообразную форму. В центральной части габброидного тела завершает кору выветривания каолинито-охристая зона. Здесь же в профиле коры выветривания серпентинитов выделяются следующие зоны: 1) дезинтегрированных серпентинитов; 2) керолитовых; 3) никельсодержащих нонтронитов; 4) охр. Местами же непосредственно на серпентинитах располагаются никельсодержащие нонтрониты, переходящие в охры.

общий процесс формирования кор выветривания весьма сложен, зависит от сочетания многих факторов и представляет собой несколько взаимосвязанных явлений: 1) разрушение и химическое разложение горных пород с образованием продуктов выветривания; 2) частичный вынос и перераспределение продуктов выветривания; 3) синтез новых минералов в результате взаимодействия продуктов выветривания в ходе их миграции; 4) метасоматическое (греч. "мета" - после, "сома" - тело) замещение минералов материнских пород. В направленности общего процесса выветривания большая роль принадлежит миграционной способности химических элементов.

Изучение строения кор выветривания имеет большое теоретическое значение. Оно позволяет восстанавливать палеогеографическую обстановку времени их формирования. С корами выветривания различного возраста связано много разнообразных и ценных полезных ископаемых - бокситов, железных руд, марганца, руд никеля, кобальта и др.

В элювиальных образованиях нередко заключены некоторые россыпные месторождения, такие, как золото, платина, алмазы, касситерит и др., находящиеся в исходных (материнских) породах в рассеянном состоянии. Во время формирования коры выветривания они как химически и механически стойкие вещества высвобождались и обогащали элювиальные образования.

ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ полезных ископаемых — залежи полезных ископаемых, формирующиеся в процессе осадконакопления на дне водоёмов. По месту образования они разделяются на речные, болотные, озёрные, морские и океанические; среди двух последних различают платформенные (континентальные) и геосинклинальные.

Осадочные месторождения, особенно морские, обычно имеют крупные размеры: отдельные пласты протягиваются на десятки километров, а свиты пластов — на сотни километров и более. По характеру осадконакопления среди них выделяют 4 класса: механические, химические, биохимические, вулканогенные.
Механические осадочные месторождения представлены обломочными фракциями осадков, используемых в основном в качестве строительных материалов (месторождения гравия, песка и глин). К механическим осадочным месторождениям также относятся речные, прибрежно-морские и океанические россыпи золота, платины, алмазов, минералов титана, олова,вольфрама и др. Химические осадочные месторождения включают месторождения солей,гипса, ангидрита, боратов, барита, руд железа, марганца, алюминия (бокситов), а также некоторых цветных и редких металлов (медь, молибден, ванадий, уран), возникших из истинных и коллоидных растворов на дне водоёмов.
К биохимическим осадочным месторождениям относятся месторождения горючих газов, нефти, углей, фосфоритов, карбонатных и кремнистых пород; они осаждались из растворов при химических процессах вследствие жизнедеятельности организмов в водах и на дне водоёмов.
Вулканогенные осадочные месторождения возникли из осадков, питаемых продуктами подводного и прибрежного вулканизма; к ним принадлежат Колчеданные месторождения руд цветных металлов, оксидные месторождения руд железа и марганца, а также яшм и кварцитов.
Формирование осадочных пород и связанных с ними осадочных месторождений проходит через 3 стадии литогенеза:седиментогенез, диагенез и катагенез. В стадию седиментогенеза происходит выпадение осадков на дне водоёмов при сносе их водотоками с континента или питании вулканогенным материалом; перенос осуществляется вследствие механического волочения, в форме механической взвеси, коллоидных растворов. В стадию диагенеза происходит уплотнение осадков и выравнивание их химического состава под воздействием поровых вод. В стадию катагенеза осуществляется окончательное оформление химико-минералогического состава и их окаменение (литификация).
Различные осадочные месторождения свойственны различным климатическим зонам Земли — гумидной, аридной и ледовой. Гумидные условия, наиболее распространённые в прошлые геологические эпохи, характеризуются климатом с преобладанием атмосферных осадков над испарением, при температуре, обеспечивающей наличие жидкой воды в течение тёплого сезона года. Они особенно характерны для образования осадочных месторождений углей, бокситов, железных и марганцевых руд, платформенных фосфоритов и известняков. Аридные условия определяются климатом с преобладанием испарения над массой атмосферных осадков. Такая обстановка создаёт предпосылки для концентрации природных растворов и вовлечения в осадочное породообразование легкорастворимых солей. При этом формируются характерные для аридной обстановки месторождения каменной соли, калийных и магниевых солей, гипса, а также морских фосфоритов и доломитов. Ледовые условия приводят к накоплению плохо сортированных механических осадков, местами используемых для строительных целей.
В истории формирования осадочной оболочки Земли выделяются кратковременные периоды массового накопления осадочных месторождений. Накоплению железных, марганцевых и алюминиевых руд, фосфоритов наиболее соответствует начальная стадия геологического цикла. Их источником являются продукты базальтоидного магматизма или длительно перед этим развивавшейся зрелой коры выветривания. Крупные механические осадки (конгломераты, пески) особенно характерны для начальной стадии осадочного ритма, а глины — для его расцвета. Карбонатные и кремнистые породы, а также сланцы формировались главным образом в стабильную стадию состояния морских бассейнов. Угленосные толщи, соли и гипсы образуются преимущественно на заключительной стадии геологического цикла, в период морской регрессии. Закономерная смена геологических циклов в истории развития земной коры и связанная с этим периодичность крупных ритмов осадкообразования, разделённых регрессиями древних морей, соответствующими главным фазам складчатости, привели к обособлению эпох максимального накопления минерального вещества в месторождениях осадочных полезных ископаемых.

Древнейшие нижнеархейские породы, являющиеся фундаментом для всех более молодых толщ на щитах многих древних платформ - Северо-Американской, Австралийской, Индостанской, Африканской, Восточно-Европейской и Сибирской, представлены комплексом так называемых "серых гнейсов", сильно метаморфизованных магматических пород среднего (андезитового) состава, как вулканических, так и интрузивных, образующих вулканоплутоническую ассоциацию. Эти комплексы слагают реликты наиболее древней протоконтинентальной коры, возраст которой оценивается в 3,9-3,5 млрд. лет. Это - катархей, или древнейший архей.

На этом фундаменте древних платформ залегают мощные и разнообразные комплексы уже собственно архейских пород, сильно метаморфизованных и дислоцированных. Среди них выделяются две важнейшие группы. С одной стороны, это разнообразные натровые и калинатровые граниты и гнейсы, причем среди последних находятся такие породы, как метавулканиты ("мета" значит метаморфизованные) основного и реже кислого состава, метаконгломераты, мета-кварциты, железистые кварциты и мраморы. А с другой - зеленокаменные узкие пояса, сложенные относительно слабометаморфизованными ультраосновными (так называемыми коматиитами), основными и средними вулканитами и реже кремнистыми и песчано-глинистыми отложениями.

Эти вулканические прогибы в позднем архее подверглись складчатости, а их гранитогнейсовый фундамент испытал энергичную гранитизацию. Для архея устанавливается несколько генераций зеленокаменных поясов, отличающихся по своему развитию. Для одних характерен резко контрастный, или бимодальный, вулканизм (ультраосновные, основные и кислые вулканиты), для других, наоборот, последовательно дифференцированные вулканические серии.

Наиболее характерной чертой архейских комплексов всех древних платформ, кроме, пожалуй, пород зеленокаменных поясов, является сильнейший и неоднократный метаморфизм, развивавшийся в условиях высоких температур и давлений при погружении на большие глубины. Наличие повышенного по сравнению с более поздним временем теплового потока привело в конце позднего архея на рубеже около 2,7 млрд. лет к повсеместной гранитизации древнего гнейсового фундамента. Характер деформаций всех этих пород, стиль их структуры указывает на ведущую роль пластического течения масс. Несомненно, проявлялись также вертикальные и горизонтальные тектонические движения, о чем свидетельствуют реликты первично осадочных пород - конгломератов и кварцитов. Благодаря мощному разогреву еще неустойчивая земная кора легко подвергалась растяжению и в разрывы устремлялась ультраосновная и основная магма, формируя зеленокаменные троги вулканических пород. Резко повышенный тепловой поток и гранитизация с привносом ряда элементов должны были вызывать также увеличение объема вещества, что, в свою очередь, приводило к сильным деформациям.

Кроме зеленокаменных поясов в архее развиты и так называемые парагнейсовые пояса, наложенные на раздробленный древнейший фундамент. В прогибах, за счет которых и сформировались эти пояса, накапливались преимущественно обломочные осадки, испытавшие потом неоднократный и очень сильный метаморфизм вплоть до гранулитовой фации и интенсивную складчатость. Зеленокаменные и парагнейсовые, или гранулитовые, пояса - это реликты древнейших подвижных зон Земли.

Характерной особенностью архейских метаморфических толщ являются гнейсовые купола и овалы - в десятки километров в диаметре, замкнутые структуры, с полого залегающими "слоями" в центральной (апикальной) части купола и с очень сложной складчатостью в краевых зонах. В условиях разогрева плотность вещества уменьшалась, и оно всплывало подобно гигантскому пузырю. Таким образом, гранитизированные, высокопластичные гнейсовые массы как бы "перемешивались", поднимаясь и погружаясь, создав к концу архея первичную континентальную кору на значительной поверхности земного шара. В архейское время температуры на поверхности Земли могли превышать 100-250 ^oС. Однако и в этих условиях уже зарождалась жизнь и происходили процессы осадконакопления, которые отличались от современных. Низкое содержание кислорода в архейской атмосфере Земли сказывалось на слабом экранирующем эффекте озонного слоя, и губительные для всего живого наиболее короткие волны ультрафиолетовой части спектра свободно достигали поверхности Земли.

Подводя итог рассмотрению архейской истории Земли, можно констатировать, что нам все-таки еще очень мало известно об этом древнейшем этапе развития. Все породы настолько сильно изменили свой первичный облик, что восстановить его нередко оказывается невыполнимой задачей. К концу раннего архея уже существовал, хотя. возможно и не повсеместно, гранитогнейсовый слой земной коры, который уже 3,0-3,3 млрд. лет назад подвергался раскалыванию с формированием зеленокаменных и гранулитовых поясов. Следы еще более ранней стадии развития практически исчезли.

Естественно, что для архейского времени не приходится говорить о каких-либо типах тектонических структур, напоминавших фанерозойские. Какие-то морские бассейны, по-видимому, могли существовать.

К концу архея огромные пространства были охвачены гранитизацией и складчатостью и образовался гигантский массив с протоконтинентальной корой.

Органический мир архея. Земля - это единственная планета Солнечной системы, на которой сформировались условия, благоприятные для возникновения жизни. Исключительную роль сыграли размеры Земли и земные температуры. В первом случае гравитационное притяжение таково, что обеспечивает удержание атмосферы вблизи поверхности Земли, а во втором - диапазон температур приводит к тому, что подавляющая часть воды способна находиться в жидком состоянии - в наиболее благоприятной форме для жизни. Архейский эон включает тайну возникновения жизни на Земле. Вряд ли мы когда-нибудь получим доказательства эволюции самых ранних этапов жизни хотя бы потому, что клетки разрушаются и наиболее древние из них для нас, по-видимому, навсегда потеряны.

В течение огромного промежутка времени господствовали организмы, которые были лишены внутренней структуры клеток, в них не было ядра, и ДНК не могла группироваться в дискретные хромосомы. Подобные организмы называются прокариотическими в отличие от эукариотических, клетки которых обладают ядром, сложной внутренней структурой и хромосомами.

Архейский эон - это время прокариотов - бактерий и синезеленых водорослей, единственных следов жизни столь далекого прошлого. Наиболее древние организмы, представляющие собой следы жизнедеятельности синезеленых водорослей и называемые строматолитами, обнаружены в Австралии, в районе Пилбара. Их возраст оценивается примерно в 3,5 млрд. лет. В архейских породах присутствует углерод в виде графита, являющийся результатом концентрации его какими-то организмами. Изотопный состав углерода в архее примерно такой же, как и связанный с биологическими объектами сегодняшнего дня.

Таким образом, несмотря на то, что следы органической жизни фиксируются уже в раннем архее, палеонтологический метод для расчленения древнейших отложений практически не играет роли. Необходимо помнить, что в архейской атмосфере уровень кислорода еще далеко не достиг современного, но было много метана, аммиака, углекислоты, паров воды.

В строении земной коры участвуют все описанные типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические, залегающие выше границы Мохо. Как в пределах континентов, так и в пределах океанов выделяются подвижные пояса и относительно устойчивые площади земной коры. На континентах к устойчивым площадям относятся обширные равнинные пространства - платформы (Восточно-Европейская, Сибирская), в пределах которых располагаются наиболее устойчивые участки - щиты (Балтийский, Украинский), представляющие собой выходы древних кристаллических горных пород. К подвижным поясам относятся молодые горные сооружения, такие, как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.

Материковые структуры не ограничиваются только континентами, в ряде случаев они протягиваются в океан, образуя так называемую подводную окраину материков, состоящую из шельфа, глубиной до 200 м, континентального склона с подножьем до глубин 2500-3000 м. В пределах океанов также выделяются стабильные области - океанские платформы - значительные площади ложа океана - обширные абиссальные (греч. "абиссос" - бездна) равнины глубиной 4-6 км, и подвижные пояса, к которым относятся срединно-океанские хребты и активные окраины Тихого океана с развитыми окраинными морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские, Японские и др.) и глубоководными желобами (глубиной 8-10 км и более).

На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа:

1) субконтинентальный и 2) субокеанский.

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков. В области шельфа ее мощность уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне (на глубине около 2,0-2,5 км) выклинивается. Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый - самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй - традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым или гранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) - 5,5-6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.

Однако высказывается предположение, что он сложен основными интрузивными породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, не исключается наличие и ультраосновных пород. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (базит - основная порода). Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с. Граница между гранитометаморфическим и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада. Долгое время господствовало представление о том, что граница Конрада существует в континентальной коре повсеместно. Однако последующие данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада далеко не всюду выражена, а фиксируется лишь в отдельных местах. Естественно возникают новые интерпретации строения континентальной земной коры. Так, Н. И. Павленковой и другими предложена четырехслойная модель. В этой модели выделяется верхний осадочный слой с четкой скоростной границей, обозначенной К_о. Ниже расположенные части земной коры объединены в понятие кристаллический фундамент, или консолидированная кора, внутри которой выделяются три слоя: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами К₁ и К₂. Отмечается достаточная устойчивость границы К₂ - между промежуточным и нижним этажами. Верхний этаж характеризуется вертикально-слоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Для промежуточного этажа отмечается тонкая горизонтальная расслоенность и наличие отдельных пластин с пониженной скоростью сейсмических волн (Vp) - 6 км/с (при общей скорости в слое 6,4-6,7 км/с) и аномальной плотностью.

На основании этого делается вывод, что промежуточный слой может быть отнесен к ослабленному слою, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. В настоящее время и другие исследователи обращают внимание на наличие отдельных линз в континентальной коре с относительно (на 0,1-0,2 км/с) пониженными скоростями сейсмических волн на глубинах 10-20 км, при мощности линз 5-10 км. Предполагают, что эти зоны (или линзы) связаны с сильной трещиноватостью и обводненностью пород.

Данные С. Р. Тейлора указывают также, что в пределах континентальной коры нет единого слоя с пониженной скоростью, а отмечается прерывистая расслоенность. Все сказанное свидетельствует о большой сложности континентальной земной коры и неоднозначности его интерпретации. Достаточно убедительным доказательством этого являются данные, полученные при бурении сверхглубокой Кольской скважины, достигшей уже глубины свыше 12 км. По предварительным сейсмическим данным, в районе заложения скважины граница между "гранитным" и "базальтовым" слоями должна бы быть встречена на глубине около 7 км. В действительности никакого геофизического "базальтового" слоя не оказалось. На этой глубине под мощной метаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей протерозойского возраста были вскрыты плагиоклазовые гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты - породы среднетемпературной стадии метаморфизма, процентное содержание которых увеличивается с глубиной. Что же послужило причиной изменения скорости сейсмических волн (от 6,1 до 6,5-6,6 км/с) на глубине около 7 км, где предполагалось наличие геофизического "базальтового" слоя? Возможно, что это связано с амфиболитами и их ролью в изменении упругих свойств пород. Возможно также, что указанная ранее (до бурения скважины) граница связана не с изменением состава пород, а с увеличением поля напряжения, обусловленного интенсивными деформациями и неоднократными проявлениями метаморфизма.

Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов и временные горные потоки. Начало оврагообразования связано в большинстве случаев со склонами долин рек. Если в пределах склона или его бровки имеются различные естественные или искусственные неровности, понижения, то при выпадении дождя или таянии снега в них происходит слияние отдельных стекающих струй воды, которые разрушают указанные части склона и на их месте образуются различные промоины, рытвины. Так начинается на склонах процесс размыва, или эрозии (лат. "эродо" - размываю). Фактически это первая зародышевая стадия развития оврага. В последующем в таких рытвинах периодически концентрируется еще большее количество воды, и они начинают расти в глубину, ширину, вниз и вверх по склону. Дно такого оврага отличается неровностью. По мере дальнейшего углубления (увеличение донной эрозии) профиль оврага постепенно выравнивается, его устье достигает основания, куда впадает поток. Уровень реки или какого-либо бассейна, куда входит овраг, называется базисом эрозии. В вершине оврага, выдвинувшейся за бровку склона в пределы водораздельного плато, образуется перепад. В результате возникающие водотоки обрушиваются в вершину оврага водопадом или образуют здесь стремнины с быстрым течением, завихрениями. Это способствует интенсивной эрозии в пределах перепада и постепенному продвижению вершины оврага все дальше в глубь водораздельного плато. Такой процесс роста вверх по течению потока называется регрессивной (лат. "регрессус" - движение назад) или попятной эрозией.

По мере продвижения вершины растущего оврага в глубь водораздельного плато на его склонах образуются промоины или рытвины, которые также превращаются в овраги. Такие ответвления, или отвержки, от главного оврага растут попятно, следуя по течению сливающихся струй воды, и по мере развития они также ветвятся. В результате возникает сложная ветвящаяся овражная система, расчленяющая местами не только склоны, но и обширные водораздельные пространства.

Наиболее глубокая и разветвленная сеть оврагов образуется в районах развития легко размываемых горных пород - лёссовидных суглинков, песков, алевролитов, глин. Пример тому Средне-Русская возвышенность, представляющая эрозионно-денудационную плоскую равнину, расчлененную густой сетью оврагов. Аналогичное овражное расчленение отмечается на Приволжской, Волыно-Подольской возвышенностях и возвышенностях Белоруссии, где, по данным Б.Н. Гурского, овражно-балочный рельеф занимает 20-30% площади плодородных земель. К сожалению, следует отметить, что оврагообразованию способствуют не только природные факторы, но и необдуманная деятельность человека (вырубка леса, распахивание, заложение грунтовых дорог и канав в направлении вниз по склону и др.).

Для борьбы с оврагами применяются различные методы, направленные на предотвращение попятной эрозии и укрепление склонов.

Аккумулятивная деятельность временных водотоков проявляется в низовьях оврага и особенно при его выходе в долину реки или в другие водоемы, где местами образуется конус выноса, сложенный различным несортированным обломочным материалом местных пород. На развитии сложной системы оврагов сказываются новейшие тектонические движения (поднятие водоразделов или опускание базиса эрозии).

В результате могут происходить оживление эрозионной работы, формирование молодых врезов (оврагов) в древние и накопление более молодых отложений в конусах выноса. Местами в областях лесостепи и степи наблюдаются оврагоподобные формы с расширенным дном и мягкими пологими склонами, покрытыми плащом делювия и в ряде случаев растительностью. Такие формы называют балками.

Временные горные потоки развиваются несколько отлично от оврагов. Их верховья расположены в верхней части горных склонов и представлены системой сходящихся рытвин и промоин, образующих вместе водосборный бассейн. Ниже по склону вода движется в едином русле. Этот участок горного потока называется каналом стока. В периоды сильных дождей и интенсивного таяния снега временные горные потоки движутся с большой скоростью и захватывают значительное количество различного обломочного материала, который способствует интенсификации эрозионной деятельности. При выходе на предгорную равнину скорость движения уменьшается, горные потоки ветвятся на многочисленные рукава, в результате чего весь принесенный обломочный материал откладывается. Так образуется конус выноса временного горного потока в виде полукруга, поверхность которого имеет наклон от горного склона в сторону предгорной равнины. В конусах выноса временных горных потоков местами наблюдаются дифференциация принесенного материала и зональность его распространения. В относительно крутой вершинной части конуса остается более крупный обломочный материал, который ниже может сменяться песками, супесями, а в краевой части - тонкими пылеватыми лёссовидными отложениями. Но такая последовательность отложений в конусах выноса часто нарушается, что связано с различными величинами периодически возникающих потоков и размерностью переносимого материала. Поэтому в вертикальном разрезе отложений конусов выноса местами имеет место переслаивание мелко- и крупнообломочного несортированного, слабо скатанного материала. Отложения конусов выноса временных горных потоков были впервые выделены А.П. Павловым в особый генетический тип континентальных отложений и названы пролювием (лат. "пролюо" - промываю). Конуса выносов, сливаясь друг с другом, образуют местами широкие подгорные волнистые шлейфы.

В аридных областях ряд постоянных водных потоков, стекающих с гор, разливаются на пустынных предгорных равнинах и образуют значительные по протяженности конуса выноса - "сухие дельты", в которых наблюдается постепенная смена крупнообломочного руслового материала в вершинной зоне песчаным и супесчано-суглинистым ниже. Во фронтальной же, или периферической, части, где периодически возникают разливы полых вод таких рек, образуются временные водоемы, накапливаются осадки застойно-водного типа - озерные осадки, наземные болотно-солончаковые и др.

В некоторых горных долинах периодически возникают мощные грязекаменные потоки, несущиеся с большой скоростью и обладающие огромной разрушительной силой. Они содержат до 70-80% обломочного материала от их общего объема. Грязекаменные потоки, возникающие при быстром таянии снега и льда или при сильных ливнях, называют селями в Средней Азии и на Кавказе, мурами - в Альпах. Нередко они носят катастрофический разрушительный характер.