Специальные карты геологического содержания

составляются на базе собственно геологических карт, но требуют проведения специальных съёмок

Карты четвертичных образований, на них показывается возраст, состав, генетический тип и мощность покрова четвертичных отложений;

Геохимические карты отражают пространственное распределение химических элементов, зоны их аномальных концентраций и т. д.;

Геофизические карты демонстрируют структуру гравитационного, магнитного и др. полей;

На эколого-геологических картах отмечаются районы загрязнения почв и водоемов, участки с неустойчивым ландшафтом, опасные техногенные и другие объекты;

На гидрогеологических картах показывают распределение водоносных и водоупорных горизонтов, типов подземных вод и их химические характеристики, водосборные бассейны и области разгрузки и т.д.

Инженерно-геологические, геокриологические и др.

Карты закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых содержат сведения о полезных ископаемых и рудоносных формациях.

Тектонические карты показывают структуру района – морфологию складок, типы разломов, возраст тектонических деформаций и т.д.

Формационные, фациальные, литологические, петрографические карты отображают состав горных пород и его изменения по площади

Геоморфологические карты отражают характер процессов, формирующих рельеф, а также определяющих его развитие и связь с ними современных отложений

Наиболее высокому уровню обобщения исходных данных отвечают геодинамические, палеотектонические, металлогенические и др. карты, раскрывающие самые общие закономерности строения и истории развития регионов, приуроченности полезных ископаемых к структурным элементам и этапам развития земной коры

Основные элементы геологических карт

Топооснова – рельеф в горизонталях, реки, моря, озера, высотные отметки, автомобильные и железные дороги, населенные пункты и т.д.

Поля раскраски (площадные объекты) – различными цветами отображаются поля распространения на поверхности Земли различных горных пород, выделенных в "картируемые подразделения".

Стратифицированные образования (свиты, толщи слоистых пород)

Интрузивные образования (плутонические комплексы внедрившихся магматических пород и субвулканические образования)

Метаморфические образования (метаморфические комплексы пород, подвергшихся полному или частичному преобразованию).

Линейные объекты – цветными линиями сообразно составу изображаются дайки магматических пород и маркирующие горизонты

Геологические границы – различными линиями изображаются контакты между картируемыми подразделениями

Согласные и несогласные границы свит и толщ (разделяют поля раскраски)

Интрузивные контакты массивов (разделяют поля раскраски)

Фациальные границы внутри подразделений (внутри полей раскраски)

Разрывы

Стратифицированным образованиям (свитам, толщам) цвета присваиваются в соответствии с их возрастом по Международной стратиграфической шкалой, в которой каждой системе определен конкретный цвет

Субвулканические образования красятся в соответствии с составом тем же цветом, что и плутонические, но с белой косой штриховкой.

Крапы – дополнительные знаки, которые используются для отображения различий в составе и структуре пород и наносятся поверх раскраски в соответствующих полях. Могут быть ориентированными и неориентированными.

Штриховки – дополнительные регулярные линии, которые используются для изображения гидротермально-измененных пород и кор выветривания. Наносятся поверх основной раскраски.

Элементы залегания – специальные знаки, показывающие ориентировку в пространстве слоистости, геологических границ, структурных и текстурных элементов горных пород. Эти знаки всегда ориентированы.

Местонахождения ископаемых остатков – специальные знаки, обозначающие места находок ископаемой фауны и флоры различных типов. Неориентированные знаки.

Ледники - это естественные массы кристаллического льда (вверху - фирна), находящиеся на поверхности Земли в результате накопления и последующего преобразования твердых атмосферных осадков (снега). Необходимым условием образования ледников является сочетание низких температур воздуха с большим количеством твердых атмосферных осадков, что имеет место в холодных странах высоких широт и в вершинных частях гор. В преобразовании снега в фирн, а затем в лед большое значение имеют давление и сублимация возгонка), под которой понимается испарение льда и новая кристаллизация водяного пара. При сублимации высвобождается тепло, способствующее сплавлению отдельных кристаллов. С течением времени фирн постепенно превращается в глетчерный лед. Зарождаются ледники выше снеговой границы, где располагаются их области питания (аккумуляции). Но при движении ледники выходят ниже снеговой границы в область абляции (лат. "абляцио" - отнятие, снос), где происходит постепенное уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механического разрушения. Эту зону иногда называют областью стока или областью разгрузки. В зависимости от изменяющихся во времени соотношений аккумуляции и абляции происходит осцилляция (лат. "осцилляцио" - колебание) края ледника. В случае существенного усиления питания и превышения его над таянием, край ледника продвигается вперед - ледник наступает, при обратном соотношении ледник отступает. При длительно сохраняющемся соотношении питания и абляции край ледника занимает стационарное положение. Современные ледники покрывают площадь свыше 16 млн. км, или около 11% суши.

Выделяются три основных типа ледников: 1) материковые, или покровные; 2) горные; 3) промежуточные, или смешанные. Классическими примерами ныне существующих материковых ледников служат покровы Антарктиды и Гренландии.

Важное значение имеет пластическое или вязкопластическое течение льда, которое обычно наблюдается в нижней части ледника. Такое движение возможно при значительной мощности льда, создающей нагрузку на его нижние слои, и достаточной его чистоте. При пластическом течение периодически накапливаются горизонтальные напряжения, превышающие упругость льда, в результате возникают горизонтальные срывы, вдоль которых вышележащие слойки льда проскальзывают по нижележащим. Такие послойно-дифференцированные пластические течения местами сопровождаются скачкообразным изменением скорости движения. На контакте ледника с ложем (неоднородным по рельефу и составу горных пород) возникают глыбовые скольжения. Этому способствует наличие обломочного материала в нижней части движущегося ледника, что увеличивает внутреннее трение льда и приводит к понижению его пластичности. Верхняя хрупкая часть ледника разбита многочисленными трещинами (уходящими иногда на значительную глубину) на глыбы различного размера и пассивно перемещается вместе с подстилающей частью льда.

Скорость движения ледников различна и зависит от времени года и от того, в каком районе находится ледник. Например, горные ледники Альп перемещаются со скоростью от 0,1-0,4 до 1,0 м/сут.

При движении ледников осуществляется ряд взаимосвязанных геологических процессов: 1) разрушение горных пород подледного ложа с образованием различного по форме и размеру обломочного материала (от тонких песчаных частиц до крупных валунов); 2) перенос обломков пород на поверхности и внутри ледников, а также вмерзших в придонные части льда или перемещаемых волочением по дну; 3) аккумуляция обломочного материала, имеющая место, как в процессе движения ледника, так и при дегляциации. Весь комплекс указанных процессов и их результаты можно наблюдать в горных ледниках, особенно там, где ледники ранее протягивались на многие километры далее современных границ. В современных покровных ледниках исследования процессов касаются в большинстве случаев только их краевых частей. Однако о геологической деятельности покровных ледников можно судить по четвертичным (антропогеновым) оледенениям, неоднократно покрывавшим обширные пространства Европы и Северной Америки за последние 800 тыс. лет.

Разрушительная работа ледников называется экзарацией (от лат. "экзарацио" - выпахивание). Особенно интенсивно она проявляется при больших мощностях льда, создающих огромное давление на подледное ложе. Происходит захват и выламывание различных блоков горных пород, их дробление, истачивание.

Ледники, насыщенные обломочным материалом, вмерзшим в придонные части льда, при движении по скальным породам оставляют на их поверхности различные штрихи, царапины, борозды - ледниковые шрамы, которые ориентированы по направлению движения ледника. На дне ледниковых долин, но особенно в пределах прежних четвертичных центров покровных оледенений (скандинавском и др.), встречаются скальные асимметричные выступы, пологий и оглаженный, исштрихованный склон которых расположен с той стороны, откуда двигался ледник, а крутой шероховатый и зазубренный - с противоположной стороны. Такие формы называют "бараньи лбы", а сочетание нескольких выступов - "курчавые скалы". Их формирование связано с выпахивающей деятельностью ледника при неоднородности состава и физико-механических свойств пород.

С деятельностью ледников связано образование цирков в вершинной части гор и специфических форм ледниковых долин-отрогов (нем. "трог" - корыто), развивающихся в большинстве случаев по эрозионным горным долинам. Ледники, двигаясь по этим долинам, производят интенсивную экзарацию их боротовых частей и ложа. В результате долина расширяется, углубляется и принимает U-образную форму с плоским дном. Продольный профиль троговой долины обычно характеризуется значительной неровностью, наличием поперечных скальных выступов, называемых ригелями, и ванн ледникового выпахивания, что связано с различной сопротивляемостью горных пород ледниковой экзарации.

Отложенные морены. Среди отложенных выделяются три типа морен: 1) основная (донная), 2) абляционная, 3) конечная (краевая).

Основные морены - наиболее широко распространенные ледниковые отложения. В центральных частях материковых оледенений преобладают экзарация и насыщение льда обломочным материалом. Лед движется от центра по радиальным направлениям в области абляции, где, помимо экзарации и переноса, создаются условия для подледной аккумуляции и образования основной морены. Обломочный материал, насыщающий лед, уменьшает его пластичность и постепенно отслаивается, образуя основную (донную) морену.

Абляционная морена чаще образуется ближе к периферической части ледника в стадии его деградации. При таянии ледника имеющийся внутри него и на поверхности обломочный материал осаждается, накладываясь на основную морену. Обычно это рыхлые осадки, в которых наблюдается увеличение песчаного и грубообломочного материала, что связано с влиянием движущихся ледниковых вод, перемывающих, захватывающих и уносящих то или иное количество более мелких частиц.

Конечные (краевые) морены. При длительном стационарном положении края ледника наблюдается динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В этих условиях у края ледяного покрова будет накапливаться приносимый ледниками обломочный материал, формируя конечную, или краевую, морену

Среди приледниковых (перигляциальных) отложений выделяют:1) зандры (нем. "зандер"-песок); 2) лимногляциальные (греч. "лимнэ" - озеро), или озерноледниковые; 3) лёсс.

Зандры и создаваемые ими зандровые поля образуются за грядами конечных морен и представляют отложения талых ледниковых вод, растекающихся на большие равнинные пространства. Это было особенно характерно для материковых четвертичных оледенений, когда талые воды в большом количестве могли вытекать как в понижениях рельефа, так и на водораздельных пространствах. При этом в отложениях наблюдается дифференциация материала. Более грубые осадки - разнозернистые пески с гравием и галькой - откладываются обычно близ внешнего края конечных морен, далее на огромных площадях накапливаются более однородные пески, а в их краевых частях местами появляются тонкозернистые пески и супеси, что связано с уменьшающейся силой потока. Примерами крупных зандровых полей являются Мещерское, Припятское, Вятское полесья и участки Западно-Сибирской низменности. В современную эпоху зандровые поля отмечены перед ледниками Исландии и у края ледника Маляспина на Аляске. При локализации талых ледниковых вод в приледниковых ложбинах и речных долинах образуются долинные зандры. Это отложения уже обычных водных русловых потоков, отличающихся от речных лишь тем, что они питаются талыми водами ледника.

Лимногляциальные, или озерноледниковые, отложения образовались в приледниковых озерных бассейнах. В равнинных районах четвертичных материковых оледенений такие озера своим возникновением обязаны подпруживающему действию выходящих подледниковых потоков возвышенностями рельефа или грядами конечных морен, а также подпруживанию стока рек. По мере отступания ледника размеры и глубина озер увеличивались. По данным А. Алиссона, самым крупным на Северо-Американском континенте было оз. Агассиз, возникшее в результате подпруживания стока реки Ред-Ривер и достигавшее при максимальном уровне 1100 км в длину и 400 км в ширину. В краевых частях приледниковых озер накапливаются песчаные осадки, местами с включением гравия и гальки, а в удалении и на большей глубине шире распространены осадки ленточного типа - пески, алевриты и глины. Для них местами характерна четко выраженная сезонная слоистость, проявляющаяся в ритмичном повторении годичных лент, осадков, состоящих из более мощного летнего слоя, преимущественно тонкозернистого песчаного (иногда песчано-алевритового) и маломощного зимнего глинистого слойка. Подсчет таких годичных лент в осадках дает возможность судить об их возрасте (в годах и столетиях), длительности накопления, времени существования озер и скорости отступания ледника. По имеющимся данным, основанным на анализе ленточных глин, средняя скорость отступания последнего ледника в Швеции составляла 325 м/год, в Финляндии - 260 м/год.

Лёссы. Для перигляциальных областей типично широкое развитие лёссов и лёссовидных суглинков, развитых на юге европейской части Союза, в Западно-Сибирской низменности, в Западной Европе и Америке. В этих областях они носят покровный характер, образуют чехол на водоразделах и их склонах, а также на надпойменных речных террасах. Широкое площадное распространение лёссов, их покровный характер привлекают большое внимание исследователей различных специальностей. Но до сих пор нет единства мнений в отношении их генезиса. Многие советские и зарубежные исследователи принимают концепцию эолового происхождения. По их мнению, массы воздуха, спускавшиеся с ледника, нагревались при падении, подходили к поверхности Земли в приледниковых районах теплыми и сухими и развевали ледниковые, водно-ледниковые, речные и другие отложения, унося и откладывая тонкую пыль, скопления которой и образовывали лёсс.

Эндогенные процессы проявляются в движениях блоков литосферы, изменениях характера залегания слоев горных пород, а также в процессах землетрясений, магматизма и метаморфизма. Энергетическим источником эндогенных процессов почти исключительно является внутреннее тепло Земли. В своей совокупности эндогенные процессы ведут к формированию главнейших структур земной коры и литосферы. Наука, изучающая строение земной коры и литосферы, геологические структуры и особенности их развития и распространения называется тектоникой.

Тектонические движения проявляются в механических перемещениях блоков литосферы. По направлению движения их разделяют на вертикальные и горизонтальные; по скорости на медленные и быстрые; по времени протекания на неотектонические (происходили в кайнозое, или даже в мезозое – кайнозое) и собственно тектонические (тектонические движения более древних этапов развития Земли). В свою очередь, среди неотектонических движений выделяют современные, которые происходили в историческое время.

Взаимодействие земной коры с верхней мантией – причина глубинных тектонических движений, возбуждаемых вращением планеты, тепловой конвекцией или гравитационной дифференциацией вещества мантии (медленное опускание более тяжелых элементов вглубь и поднятие более легких кверху), зона их появления до глубины около 700 км получила название тектоносферы.
Существует несколько классификаций тектонических движений, каждая из которых отражает одну из сторон – направленность (вертикальные, горизонтальные), место проявления (поверхностные, глубинные) и т.п.
С географической точки зрения удачным представляется деление тектонических движений на колебательные (эпейрогенические) и складкообразовательные (орогенические).
Сущность эпейрогенических движений сводится к тому, что огромные участки литосферы испытывают медленные поднятия или опускания, являются существенно вертикальными, глубинными, проявление их не сопровождается резким изменением первоначального залегания горных пород. Эпейрогенические движения были повсюду и во все времена геологической истории. Происхождение колебательных движений удовлетворительно объясняется гравитационной дифференциацией вещества в Земле: восходящим токам вещества отвечают поднятия земной коры, нисходящим – опускания. Скорость и знак (поднятие – опускание) колебательных движений меняются и в пространстве, и во времени. В их последовательности наблюдается цикличность с интервалами от многих миллионов лет до нескольких тысяч столетий.
Для становления современных ландшафтов большое значение имели колебательные движения недавнего геологического прошлого – неогена и четвертичного периода. Они получили название новейших или неотектонических. Размах неотектонических движений очень значителен. В горах Тянь-Шаня, например, их амплитуда достигает 12-15 км и без неотектонических движений на месте этой высокой горной страны существовал бы пенеплен – почти равнина, возникшая на месте разрушенных гор. На равнинах амплитуда неотектонических движений намного меньше, но и здесь многие формы рельефа – возвышенности и низменности, положение водоразделов и речных долин – связаны с неотектоникой.
Новейшая тектоника проявляется и в настоящее время. Скорость современных тектонических движений измеряется миллиметрами, реже первыми сантиметрами (в горах). На Русской равнине максимальные скорости поднятия до 10 мм в год установлены для Донбасса и северо-востока Приднепровской возвышенности, максимальные опускания, до 11,8 мм в год – в Печорской низменности.
Следствиями эпейрогенических движений являются:
1. Перераспределение соотношения между площадями суши и моря (регрессия, трансгрессия). Лучше всего изучать колебательные движения, следя за поведением береговой линии, потому что при колебательных движениях граница между сушей и морем смещается вследствие расширения площади моря за счет сокращения площади суши или сокращения площади моря за счет увеличения площади суши. Если суша поднимается, а уровень моря остается неизменным, то ближайшие к береговой линии участки морского дна выступают на дневную поверхность – происходит регрессия, т.е. отступание моря. Опускание суши при неизменном уровне моря, либо повышение уровня моря при стабильном положении суши влечет трансгрессию (наступание) моря и затопление более или менее значительных участков суши. Таким образом, главной причиной трансгрессий и регрессий являются поднятия и опускания твердой земной коры.
Значительное увеличение площади суши или моря не может не сказаться на характере климата, который становится более морским или более континентальным, что с течением времени должно отразится на характере органического мира и почвенного покрова, изменится конфигурация морей и материков. В случае регрессии моря некоторые материки, острова могут соединиться, если разделяющие их проливы были неглубокими. При трансгрессии, наоборот, происходит разъединение масс суши на обособленные материки или отделение от материка новых островов. Наличием колебательных движений в значительной степени объясняется эффект разрушительной деятельности моря. Медленная трансгрессия моря на крутые побережья сопровождается выработкой абразионной (абразия – срезание морем берега) поверхности и ограничивающего ее со стороны суши абразионного уступа.

2. В связи с тем, что колебания земной коры происходят в разных точках либо с разным знаком, либо с разной интенсивностью – меняется сам вид земной поверхности. Чаще всего поднятия или опускания, охватывающие обширные районы, создают на ней крупные волны: при поднятиях – купола огромных размеров, при опусканиях – чаши и огромные депрессии
При колебательных движениях может случиться, что когда один участок поднимается, а соседний с ним опускается, то на границе между такими различно движущимися участками (а также и внутри каждого из них) происходят разрывы, в силу чего отдельные глыбы земной коры приобретают самостоятельное движение. Подобный разрыв, при котором горные породы перемещаются вверх или вниз друг относительно друга вдоль вертикальной или почти вертикальной трещины, называется сбросом. Образование сбросовых трещин есть следствие растяжения земной коры, а растяжение почти всегда связывается с областями поднятия, где литосфера вспучивается, т.е. профиль ее делается выпуклым.
^ Складкообразовательные движения – движения земной коры, в результате которых образуются складки, т.е. различной сложности волнообразный изгиб пластов. Отличаются от колебательных (эпейрогенических) рядом существенных признаков: они эпизодичны во времени, в отличие от колебательных, которые никогда не прекращаются; они не повсеместны и каждый раз приурочены к относительно ограниченным участкам земной коры; охватывая очень большие промежутки времени, складкообразовательные движения тем не менее протекают быстрее, чем колебательные, и сопровождаются высокой магматической активностью. В процессах складкообразования движение вещества земной коры всегда идет по двум направлениям: по горизонтальному и по вертикальному, т.е. тангенциально и радиально. Следствием тангенциального движения и является образование складок, надвигов и т.п. Движение вертикальное приводит к поднятию сминаемого в складки участка литосферы и к его геоморфологическому оформлению в виде высокого вала – горного хребта. Складкообразовательные движение характерны для геосинклинальных областей и слабо представлены или совсем отсутствуют на платформах.
^ Колебательные и складкообразовательные движения – это две крайние формы единого процесса движения земной коры. Колебательные движения первичны, универсальны, временами, при определенных условиях и на определенных территориях они перерастают в движения орогенические: в поднимающихся участках возникает складчатость.
Наиболее характерным внешним выражением сложных процессов движения земной коры является образование гор, горных хребтов и горных стран. Вместе с тем на участках различной «жесткости» оно протекает по-разному. В областях развития мощных толщ осадков, еще не подвергавшихся складкообразованию и, следовательно, не утерявших способность к пластическим деформациям, сперва происходит образование складок, а затем воздымание всего сложного складчатого комплекса. Возникает громадная выпуклость антиклинального типа, которая впоследствии, будучи расчлененной деятельностью рек, превращается в горную страну.
В областях, уже подвергшихся складчатости в прошлые периоды своей истории, поднятие земной коры и образование гор совершается без нового складкообразования, с господствующим развитием сбросовых дислокаций. Эти два случая наиболее характерны и отвечают двум главным типам горных стран: типу складчатых гор (Альпы, Кавказ, Кордильеры, Анды) и типу глыбовых гор (Тянь-Шань, Алтай).
Подобно тому, как горы на Земле свидетельствуют о поднятиях земной коры, равнины свидетельствуют об опусканиях. Чередование выпуклостей и впадин наблюдается и на дне океана, следовательно, и оно затронуто колебательными движениями (подводные плато и котловины говорят о погруженных платформенных структурах, подводные хребты – о затопленных горных странах).

В позднем палеозое выделяются три периода: девонский, каменноугольный и пермский, общей продолжительностью 160 млн. лет, так как граница палеозойской и мезозойской эр приурочена к рубежу 248 млн. лет. Длительность девонского периода 48 млн. лет, каменноугольного - 74 и пермского - 38 млн. лет. Отложения, отвечающие первым двум системам, подразделяются на три, а пермская - на два отдела. Если ярусное подразделение девонской системы является общепринятым, то в каменноугольной системе на территории СССР выделяются ярусы, отличающиеся от Западно-Европейских, где карбон делится на два отдела, отложения которых представлены морскими породами внизу и континентальными вверху.

В Северной Америке каменноугольной системе отвечают по существу две, называемые миссисипий и пенсильваний. Ярусы пермской системы также не являются общими для всех континентов.

В позднем палеозое произошло чрезвычайно важное событие в эволюции органического мира; "выход" на сушу многих представителей животного и растительного царства, ознаменовавшийся развитием специфической позднепалеозойской фауны и псилофитовой, папоротникообразной, плауновой флоры (рис. 21.1). Это событие, т.е. переход от раннепалеозойского к позднепалеозойскому органическому миру, приходится на интервал поздний девон - ранний карбон. В раннем девоне резко сокращается видовое разнообразие трилобитов, исчезают граптолиты, некоторые классы иглокожих. Важная роль принадлежит замковым брахиоподам - продуктидам, спириферидам, ринхонелидам, теребратулидам, среди которых очень много руководящих форм. Широкое распространение с раннего девона получают аммоноидеи (гониатиты), колониальные и одиночные четырехлучевые кораллы, крупные фораминиферы из отряда фузулинид, прикрепленные иглокожие (морские лилии). В пресноводных и слабо соленых бассейнах, хотя и медленно, но эволюционировали двустворчатые и брюхоногие моллюски. Колониальные кораллы вместе с мшанками являлись основными рифообразующими организмами в позднем палеозое. К представителям животного мира океанов и морей в девонском периоде относились позвоночные - разнообразные рыбы: костные, хрящевые и панцирные, причем последние, будучи хищниками, обладали челюстью с острыми, зазубренными костными пластинками. Часть тела и голова этих рыб были покрыты толстым костным панцирем. Панцирные рыбы исчезли в конце девонского периода, а в его середине появились хрящевые акулы и скаты. Широко были распространены костные рыбы, давшие три различные ветви: лучеперые, двоякодышащие и кистеперые. Особенности строения кистеперых рыб - в первую очередь мощные плавники, напоминающие конечности земноводных - первых наземных позвоночных, позволяют считать рыб их прямыми потомками. Разнообразные виды рыб чрезвычайно характерны для девонского периода.

С позднего палеозоя начинается расцвет органического мира на суше. В девоне появляются насекомые, крупные скорпионы и стегоцефалы - одни из первых четвероногих позвоночных земноводных, достигшие расцвета в каменноугольный период и обитавшие в болотистых местах. В среднем карбоне появляются и первые пресмыкающиеся - рептилии, откладывавшие яйца на суше и имевшие роговой покров на теле, способствовавший сохранению влаги в теле. Часть рептилий была травоядными, часть-хищными. Развитие пресмыкающихся особенно характерно для пермского периода, когда существовали крупные хищники иностранцевии, а также растительноядные парейзавры и морские рептилии - мезозавры. Многочисленные находки скелетов рептилий известны в пермских отложениях в долине р. Северная Двина, на севере Русской плиты.

С начала девона появляются псилофиты, занимавшие болотистые места и обладавшие корнями, стеблем и листьями. Псилофиты исчезли в позднем девоне. В среднем девоне начали появляться многие группы высших растений, в том числе членисто-стебельные, плауновидные, папоротники и голосеменные. Особенно характерен для позднего девона папоротник археоптерис, по наименованию которого всю флору этой эпохи называют археоптерисовой. Огромные пространства суши в каменноугольный период были покрыты лесами, состоящими из громадных, до 50 м высотой, древовидных хвощей, плауновых и папоротников, среди которых наиболее типичны лепидодендроны, сигиллярии и каламиты. В середине карбона появляются кордаиты - папоротниковидные голосеменные, гинкговые и хвойные. Колоссальное количество растительности приводило, по мере ее отмирания и захоронения, к накоплению мощных толщ каменного угля.

В раннем карбоне флора отличалась теплолюбивым характером, была приурочена к заболоченным участкам суши, в пределах которых сначала формировались огромные массы торфа, постепенно превращавшиеся в бурые, а затем и в каменные угли. В рассматриваемый период четко проявлялась климатическая зональность, отражавшаяся на характере флоры. Если в раннем карбоне растительность несла в себе признаки влаголюбивой, тропической флоры, то в среднем и позднем карбоне появляется флора более умеренного климата (тунгусская флора), а растительность Гондванского континента представлена кордаитовыми, глоссоптериевыми, хвощевидными формами, отражавшими еще более холодный и сухой климат. В пермский период тропическая флора сменилась голосеменными растениями, преимущественно хвойными, появились первые цикадовые, эволюционировали гинкговые и др. На рубеже палеозоя и мезозоя повсеместно происходит смена растительности, но не везде она была одновременной, растягиваясь от середины перми до середины триаса в разных регионах.

Таким образом, поздний палеозой - это время кардинальных изменений в животном и растительном мире нашей планеты, ознаменовавшееся приспособлением многих организмов и растений к жизни на суше в воздушной среде; появлением огромного количества растительной биомассы, способствовавшей увеличению содержания кислорода в атмосфере и поглощению углекислоты; появлением пресмыкающихся - рептилий. К концу палеозоя многие группы организмов вымирают, другие - резко сокращают количество форм. Исчезают гониатиты, наутилоидеи, замковые брахиоподы - продуктиды, табуляты, четырехлучевые кораллы, трилобиты, фузулиниды, многие виды рыб, некоторые виды морских ежей и морских лилий, позвоночных и большое количество растений.

С девона отчетливо проявлялась наметившаяся в конце раннего палеозоя тенденция замыкания океанских бассейнов, что привело к существенным изменениям в структурном плане основных подвижных (геосинклинальных) поясов. Они значительно усложнились, многие их зоны замкнулись. Другие, наоборот, испытали раздвижение, расширение, процесс формирования разнообразных осадочно-вулканогенных толщ пород не прекращался, и там отсутствуют следы каледонской складчатости.

Поднятия конца силура - начала девона охватили большие пространства на земном шаре, что позволяет называть временной интервал геократическим, т.е. эпохой развития преимущественно континентальных обстановок, которые к тому же способствовали иссушению климата и возникновению аридных условий. Разрушающиеся горные системы поставляли обломочный материал - грубые молассы в межгорные впадины. Знаменитым представителем таких красноцветных моласс является "древний красный песчаник" девонского возраста, распространенный в каледонидах Европы.

тектони́ческая ка́рта карта строения структуры земной коры и её развития на разных этапах геологической истории. Различают структурно-тектонические карты, показывающие морфологию и деформации структурных поверхностей и тел разного возраста и происхождения, и собственно тектонические карты, на которых отражены этапы развития и генезис структур разного ранга, направленность и интенсивность движений земной коры, системы разломов, проявления магматизма и метаморфизма. Конкретное содержание карт полностью определяется принятыми геотектоническими гипотезами, среди которых выделяют две главные. Гипотеза фиксизма опирается на представления о неподвижности континентов и преобладании вертикальных движений земной коры, а гипотеза мобилизма доказывает наличие горизонтальных перемещений крупных литосферных плит. Тектонические карты необходимы для общего познания строения земной коры, поисков полезных ископаемых, выявления сейсмически опасных зон, прогноза землетрясений.

Тектонические карты, карты, изображающие структуру земной коры и отражающие обычно основные этапы её развития в пределах отдельных регионов или Земли в целом. Т. к. составляются на основе геологических карт с использованием геофизических и др. данных. Т. к. принято делить на две основные категории: структурные и собственно тектонические. Структурные карты отображают морфологию тектонических структур, а тектонические, кроме морфологии, раскрывают историю формирования этих структур, стадии и этапы их развития, показывают связь магматизма с тектоникой. Среди собственно Т. к. различают несколько типов: обычные тектонические, палеотектонические, тематические (например, Т. к. фундамента СССР) и специализированные (например, сейсмотектонические) карты. Каждый из указанных типов подразделяется на карты обзорные (в масштабе 1: 2 000 000 и мельче) и региональные (обычно в масштабе от 1: 200 000 до 1:1000000).

Предшественниками Т. к. были мелкомасштабные тектонические схемы. Одной из первых таких схем является тектоническая схема Юрских гор Франции и Швейцарии (А. Гресли, 1838). Большое распространение подобные схемы получили в конце 19 — начале 20 вв. в работах Э. Зюсса, Ф. Космата, М. Бертрана, Э. Аргана, Г. Э. Ога, Х.Штилле, А. П. Карпинского.

Ведущий принцип в составлении Т. к. в 50—70-х гг. — принцип районирования по времени перехода того или иного участка земной коры из геосинклинального (высокоподвижного) состояния в относительно консолидированное складчатое сооружение (по возрасту основной эпохи складчатости). Отдельные стадии развития геосинклиналей и возникающих из них складчатых систем отображаются путём выделения структурных этажей, залегающих в определённой возрастной последовательности, обладающих структурной самостоятельностью и обычно разделённых несогласиями. В пределах платформ ступенчатой раскраской (цвет отвечает возрасту платформы, то есть времени завершения становления её фундамента) показываются изменение глубины залегания их фундамента и, реже, распространение отдельных стратиграфических комплексов осадочного чехла. Складчатые комплексы разного возраста изображаются определённым цветом, а составляющие их структурные ярусы — оттенками этого основного цвета. Др. принцип составления Т. к. — региональный, или историко-генетический, использованный в Т. к. СССР масштаба 1: 2 500 000.

Успехи в изучении геологии океанов и, в частности, сопоставление офиолитовых серий с современной океанической корой открыли путь к составлению Т. к. нового типа, с разделением складчатых геосинклинальных комплексов континентов на образования, отвечающие основным стадиям превращения океанической коры в континентальную.

Т. к. служат основой для выяснения связей месторождений полезных ископаемых с типами тектонических структур; тем самым они способствуют более правильным прогнозным оценкам и рациональным поискам месторождений.

Разрушительная деятельность моря называется абразией. Она связана главным образом с волновыми движениями и в значительно меньшей степени с приливно-отливными. Сильнее всего абразия проявляется у приглубых берегов. Штормовые волны ударяют с большой силой (местами до 30 т/м и более) о крутой берег. Под их воздействием в основании крутого берегового уступа, где сосредоточена наибольшая сила гидравлического удара, возникает так называемая волноприбойная ниша, над которой остается карниз нависающих пород. Разрушительная деятельность волн усиливается захватываемыми ими различными обломками горных пород. При дальнейшем разрастании волноприбойной ниши наступает момент, когда устойчивость карниза нарушается и происходит обрушение пород. После обрушения берег вновь представляет отвесный обрыв, называемый клиффом (нем. "клифф" - обрыв). В дальнейшем процесс может повторяться развитием новых волноприбойных ниш.

Таким образом, берег отступает в сторону суши, оставляя за собой слабо наклонную подводную абразионную террасу, или бенч. Часть обрушившегося обломочного материала выносится на крутой подводный склон за пределы абразионной террасы и откладывается. Так образуются подводные аккумулятивные террасы, сопряженные с абразионными.

На показана схема различных стадий развития приглубого берега. Чем шире абразионно-аккумулятивные террасы, тем меньше энергия волн, подходящих к берегу, поскольку она расходуется на преодоление трения, на перемещение и переработку материала. К тому же между подводной абразионной террасой и клиффом возникает пляж, представляющий гряды или насыпи гальки, гравия, иногда песка, полого спускающиеся в сторону моря. Расширение пляжа способствует уменьшению абразионного воздействия на берег.

Скорость и величина отступания берегов зависят от состава слагающих их пород. Если берег слагается сильно трещиноватыми или рыхлыми породами, то скорость его отступания может достигать нескольких метров в год. Абразионному воздействию подвержены высокие берега в районах Черного моря - Сочи, Сухуми и др. В пределах плоских и отмелых берегов процессы развиваются иначе. Энергия волн на широких мелководьях гасится, и происходит не абразия, а перенос и аккумуляция осадков - образование широкой полосы надводной террасы. Такие берега называются аккумулятивными в отличие от приглубых абразионных.

При поперечном подходе волн к берегу в зоне прибоя в пределах пляжа часто формируются валы из песчано-гравийно-галечного материала, а в мелководной части моря происходит образование подводных валов, представляющих невысокие преимущественно песчаные гряды, параллельные берегу.

К особой категории относятся крупные аккумулятивные формы, называемые барами. Они представляют длинные полосы, поднятые над уровнем моря, протягивающиеся параллельно берегу на десятки и сотни километров и сложенные песчано-гравийно-галечными, местами песчано-ракушечными или ракушечными наносами. Ширина бар порядка 20-30 км, а высота до первых десятков метров. Бары нередко частично или полностью отделяют от моря заливы или лагуны. Крупные бары известны в Мексиканском заливе, Беринговом и Охотском морях.

По данным О.К. Леонтьева, 10% от всей протяженности береговой линии Мирового океана приходится на берега, окаймленные барами. При подходе волн к берегу под некоторым углом возникает продольное перемещение наносов и образуются различные аккумулятивные формы, детально изученные В.П. Зенкевичем. Эти формы определяются углом подхода волн, их силой и контурами берега. Выделяются три аккумулятивные формы: 1) косы, возникающие при изгибе берега от моря; 2) примкнувшая аккумулятивная терраса, образующаяся путем заполнения изгиба берега в сторону моря; 3) томболо, или перейма, нарастающая при блокировке участка берега островом с образованием "волновой тени" между берегом и островом.

Наиболее важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом. Изучение современных осадков, закономерностей их распространения в различных зонах Мирового океана позволяет восстанавливать палеогеографическую обстановку геологического прошлого. Известно, что в ходе геологической истории поверхность континентов неоднократно покрывалась водами морей и океанов. В них протекали интенсивные процессы аккумуляции осадков, затем преобразованных в осадочные горные породы, покрывающие около 75% поверхностной части материков.

Процесс осадкообразования в океанах начинается с подготовки осадочного материала на материках, являющихся областями преимущественной денудации (сноса). Такая подготовка осуществляется в результате выветривания, деятельности рек, ледников, ветра. Вторым этапом является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и моря.

Вся совокупность водных пространств океанов и морей, занимающих 361 млн. км, или 70,8% поверхности Земли, называется Мировым океаном или океаносферой. Мировой океан включает четыре океана: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый, все окраинные (Берингово, Охотское, Японское и др.) и внутриконтинентальные моря (Средиземное, Черное, Балтийское и др.). Особенностью океаносферы является единство и взаимосвязь между отдельными частями - океанами и морями. Окраинные моря, будучи отделены от океанов только отдельными островами или подводными возвышенностями, характеризуются относительно свободным водообменом с океанами. Внутриконтинентальные моря, окруженные материковой сушей, имеют связь с океанами через относительно узкие проливы, что вызывает изменения в динамике, составе вод и в других показателях.

В рельефе дна океанов и морей проявляется взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов в различных структурных зонах. Выделяются следующие планетарные формы рельефа (см. рис. 3.1): подводная окраина материков, ложе океана, глубоководные желоба и срединно-океанические хребты. В состав подводной окраины материков входят: шельф, материковый, или континентальный, склон и материковое подножье. Шельф (материковая отмель) представляет собой подводную слегка наклонную равнину. Со стороны океана шельф ограничивается четко выраженной бровкой, расположенной до глубин 100-130-200 м, но в некоторых случаях погруженной до 300 м и более.

Материковый, или континентальный, склон протягивается от бровки шельфа до глубин 2,0-2,5 км, а местами до 3 км. Уклон его поверхности составляет в среднем 3-5^o, но местами достигает 25 и даже 40^o и более.

Характер рельефа материкового склона в ряде случаев отличается значительной сложностью. В нем наблюдается ступенчатость профиля - чередование уступов с субгоризонтальными ступенями, что, по-видимому, связано с разрывными тектоническими нарушениями. Второй особенностью материкового склона является система рассекающих его поперечных подводных каньонов, заложение части которых, возможно, также связано с тектоническими движениями или с эрозионной деятельностью мутьевых потоков, некоторые же представляют подводное продолжение речных долин (р. Гудзон, Конго и др.).

Материковое подножье выделяется в качестве промежуточного элемента рельефа между материковым склоном и ложем океана и протягивается до глубин 3,5 км и более. Оно представляет собой наклонную холмистую равнину, окаймляющую основание материкового склона и местами характеризующуюся осадками большой мощности за счет выноса материала мутьевыми потоками и периодически возникающими крупными оползнями.

Ложе Мирового океана представлено обычно плоскими или холмистыми равнинами, расположенными на глубине 3500-6000 м. Они осложнены мелкими и крупными отдельными возвышенностями и подводными горами до больших вулканических построек типа Гавайских островов. В Тихом океане особенно много подводных вулканических гор и, в частности, своеобразных плосковершинных гор различной размерности, называемых гайотами. Вершины некоторых гайотов, по данным А. Аллисона, достигают в ширину свыше 60 км и в длину 280 км. Большинство исследователей считают, что гайоты представляют собой вулканические горы, которые в прошлом подвергались интенсивной волновой абразии (лат. "абрадо" - брею, соскабливаю), о чем свидетельствует наличие на их срезанных вершинах скатанной волнами крупной гальки и остатков мелководной фауны. Вершины гайотов располагаются сейчас на глубинах 1000-2000 м, что, по-видимому, связано с тектоническим опусканием океанического дна. Аналогичная картина опускания подтверждается и данными бурения на атоллах, где породы коралловых рифов встречены на глубинах 1200-1400 м при нормальном жизненном развитии кораллов до 50-60 м.

Глубоководные желоба особенно широко развиты в Тихом океане. В его западной части они образуют почти непрерывную цепь, протягивающуюся вдоль островных дуг от Алеутских, Курило-Камчатских до Новой Зеландии и разветвляющуюся в пределах Филиппинско-Марианского расширения. Вдоль восточного побережья располагаются Перуанско-Чилийский и Центрально-Американский глубоководные желоба, сопряженные с Андским поясом молодых кайнозойских горных сооружений. В Индийском океане желоба приурочены главным образом к морям островного Индонезийского архипелага, в Атлантическом - к островным дугам, окаймляющим Карибское море. Глубина желобов от 7000 до 11 000 м. Наибольшая глубина у Марианского желоба 11 034 м.

Срединно-океанские хребты образуют единую глобальную систему общей протяженностью свыше 60 000 км. Вдоль осевой части Срединно-Атлантического и Индийского хребтов протягивается крупная депрессия - долинообразное понижение, ограниченное глубинными разломами и названное рифтовой долиной или рифтом (англ. "рифт" - расселина, ущелье). Дно рифтов опущено до глубин 3,5-4,0 км, а окаймляющие хребты находятся на глубинах 1,5-2,0 км. Срединно-океанские хребты пересечены многочисленными трансформными (поперечными) разломами с вертикальным смещением до 3-5 км. Они смещают в горизонтальном направлении части осевых рифтов иногда на первые сотни километров. Срединно-океанские хребты отличаются интенсивной сейсмичностью, высоким тепловым потоком и вулканизмом.

Среди подводных континентальных окраин по особенностям рельефа и тектонической активности выделяются три типа переходных зон от континента к океанам.

1. Атлантический (пассивный) тип, характерный для северной и южной Атлантики, Северного Ледовитого океана и значительной части Индийского. Здесь четко выражена спокойная переходная подводная окраина: континент шельф континентальный склон континентальное подножье ложе океана.

2. Западно-Тихоокеанский (активный) тип, где наблюдается иной переход: континент впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.) островные дуги (Курильская, Японская и др.) глубоководные желоба ложе океана. Для этого типа характерна высокая тектоническая активность, проявляющаяся в интенсивных вулканических извержениях, землетрясениях и движениях земной коры.

3. Андский (активный) тип, характерный для восточного и юго-восточного побережья Тихого океана, где переход от молодых горных сооружений Анд к ложу океана осуществляется непосредственно через Перуанско-Чилийский желоб. Здесь также проявляются активные эндогенные процессы. В зависимости от того или иного типа переходных зон изменяется строение земной коры.

Среди окраинных и внутриконтинентальных морей выделяют плоские моря, глубины которых близки к глубинам шельфа. Их называют эпиконтинентальными. К ним относятся Баренцево, Карское, Северное, Балтийское и другие моря, представляющие собой опущенные под воду участки суши. Другим типом являются котловинные окраинные и внутриконтинентальные моря (Охотское, Японское, Черное, Средиземное и др.), приуроченные к тектонически активным зонам. В них развиты шельф, континентальный склон и, главное, глубокие котловины-впадины (от 2000 до 4000-4500 м).

Складчатые нарушения вызваны главным образом тангенциальнм напряжением. В большинстве случаев образование их связано с уплотнением или сжатием вещества Земли. В отдельных случаях тангенциальные или косо направленные напряжения тектонических движений могут разложиться на горизонтальные и вертикальные вектора сил и тогда складчатые деформации могут возникнуть непосредственно от влияния вертикальных сил. Вполне возможно, что в основе многих тангенциальных направлений лежат также вертикальные движения, передающие напряжения от глубинных течений.
Складчатые нарушения морфологически подразделяются на два основных типа: выпуклые и вогнутые. В случае горизонтального среза в ядре выпуклой складки располагаются более древние по возрасту пласты, а на крыльях – более молодые. Вогнутые изгибы, наоборот, имеют в ядре более молодые отложения. В складках выпуклые крылья обычно наклонены в стороны от осевой поверхности.

Складкой называется изгиб слоя без разрыва его сплошности. В природе наблюдается большое разнообразие складок. Классифицироватьих можно по разным признакам, но сначала следует остановиться на элементах единичной складки, часть которых может быть определена достаточно строго, а часть носит условный характер. В складке выделяются: крылья-пласты, боковые части складки, располагающиеся по обе стороны перегиба или свода; ядро - внутренняя часть складки, ограниченная каким-либо пластом; угол при вершине складки - угол, образованный продолжением крыльев складки до их пересечения; замок, или свод,- перегиб пластов; осевая поверхность - поверхность, делящая угол при вершине складки пополам; шарнир - точка перегиба в замке, или своде складки; шарнирная линия - линия пересечения осевой поверхности с кровлей или подошвой пласта в замке или своде складки. Осевая линия, или ось - линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. Гребень - высшая точка складки, не совпадающая с шарниром в случае наклонных или лежачих складок.

Выделяются два основных типа складок: антиклинальная, в ядре которой залегают древние породы, и синклинальная, в ядре которой располагаются более молодые породы по сравнению с крыльями. Эти определения не меняются даже в том случае, если складки оказываются перевернутыми или опрокинутыми. Если невозможно определить кровлю или подошву слоев, например, в глубоко метаморфизованных породах, для определения изгиба слоев используют термины: антиформа, если слои изогнуты вверх, и синформа, если они изогнуты вниз.

Размеры линейных складок различны. Простые складки обычно располагаются на поверхности более крупных антиклинальных вздутий и синклинальных прогибов, причем это многократно повторяется. В настоящее время классификация складок по размерам едва намечается. Наиболее крупные складки называют складками первого порядка, сопровождающие и осложняющие их более мелкие — складками второго порядка и т. д. При этом не только разные геологи, но даже один и тот же геолог в разных районах включает в одноименный порядок складки различных размеров, т. е. эта классификация имеет сугубо местное значение. В. Е. Хаин предлагает наиболее крупные антиклинальные вздутия типа Урала, Большого Кавказа и другие называть мегантиклинориями, а синклинальные впадины соответствующих размеров (Куринскую, Терскую, Западно-Туркменскую и др.) — мегасинклинориями. Более мелкие структуры, развивающиеся на поверхности мегаструктур, он назвал просто антиклинориями и синклинориями. Так, мегантиклинорий Большого Кавказа на востоке состоит из антиклинория Главного хребта, Бежитинского синклинория, антиклинория Бокового хребта, синклинория южного склона и Кахетино-Вандамского антиклинория. По отношению к мегантиклинорию все эти структуры являются структурами второго порядка. Антиклинории обычно осложняются более мелкими складками третьего порядка и т. д., вплоть до мелкой плойчатости.

В зависимости от наклона осевых поверхностей складок, осложняющих поверхность, различают следующие:

1) нормальные антиклинории и синклинории;

в первых складки наклонены в стороны от осей, во вторых — наоборотa; в первом случае структура называется расходящейся (веерообразной), во втором — сходящейся (обратновеерообразной); значительно реже встречаются веерообразные синклинории и обратновеерообразные антиклинории;

2) односклонные антиклинории и синклинории характеризуются наклоном осевых плоскостей в одном направлении;

3) антиклинории и синклинории с волнообразным изгибом шарниров называют брахиантиклинориями и брахисинклинориями.

Простые складки, осложняющие антиклинории и синклинории, относительно редко тянутся параллельно друг другу на значительном протяжении. Чаще они соединяются и ветвятся, образуя разные сочетания.

АНТЕКЛИЗА[άντί (анти) — против; ένκλινω (енклино) — отклоняю] — крупное платформенное поднятие, имеющее сотни км в поперечнике (площадь более 60—100 тыс. км²). Форма в плане изометричная или вытянутая. Отл. платформенного чехла, слагающие А., характеризуются периклинальным залеганием, с наклоном слоев на крыльях (часто погружающихся ступенчато) в доли градуса. Мощн. чехла по сравнению с синеклизами значительно сокращена, при этом более широко распространены континентальные и прибрежные осадки. Характерно наличие перерывов. А. часто возникают как результат отставания участка платформы в скорости погружения по сравнению с соседними опускающимися синеклизами. Реже образование А. обусловлено активным поднятием земной коры. В последнем случае возможно раскалывание и образование рифтов. А., как в синеклизы, развиваются длительно (в течение одного, но чаще нескольких тект. циклов) и обычно бывают осложнены сводами, впадинами и др. структурами более низких, чем А., порядков. Типичным примером А. являются Воронежская и Волго-Уральская на Восточно-Европейской платфор ме.

В течение мезозойской эры (240-65 млн лет назад) в наземной биоты господствовали голосеменные, пресмыкающиеся и насекомые. За это время возникли покрытосеменные, птицы и млекопитающие.
Развитие жизни в триасовый период. Первый период мезозойской эры - триасовый - закончился 185 млн лет назад. Его климатические условия напоминали пермский, продолжала существовать Пангея. В морях появились коралловые полипы, близкие по строению к современным; продолжался рост ризноманитностихрящовмх и костных рыб; последние заселили, кроме пресных, и соленые водоемы. В конце триасового периода почти полностью вымерли первичные земноводные; с этого периода уже известны все современные ряды насекомых и несколько ископаемых. Возникло два ряда наземных пресмыкающихся, известных под общим названием динозавры. Это были животные средних и крупных (от одного до 30 м длиной) размеров. Они обитали на суше, передвигаясь на четырех или на двух задних конечностях, направленных вниз в отличие от современных пресмыкающихся. Также были разнообразны звирозуби пресмыкающиеся. С середины триасового периода известны первые крокодилы, которые, в отличие от современных, были очень подвижными наземными хищниками с удлиненными, приспособленными к бегу конечностями.
Развитие жизни в юрский период. Юрский период (185 -130 млн. лет назад) характеризовался преимущественно умеренным климатом; в это время существовало много мелководных морей. В морях очень распространились головоногие моллюски, в целом напоминали кальмаров, однако имели внешнюю прямую раковину - белемниты. Остатки этих ракушек, известные в народе под названием «чертовы пальцы», часто находят в песчаных породах. Наряду с ними известны настоящие кальмары и каракатицы. Интересно, что в водоемах в этот период возникли диатомовые водоросли. Для юрского периода характерно овладение пресмыкающимися воздушного и морского сред Параллельно развилось несколько рядов морских пресмыкающихся, из которых самые известные плезиозавры и ихтиозавры. Обе эти группы возникли еще в триасовый период, но достигли расцвета именно в юрский период.

Птерозавры, или летающие ящеры, также возникли в конце триасового периода, однако достигли наибольшего разнообразия в юрский и меловой периоды. Как и современные птицы, они имели полые кости, киль грудины, облегченный череп; на челюстях были мелкие зубы или роговые чехлы (подобно клюва птиц). Это были насекомоядные и рыбоядные животные. В конце периода они вымерли, уступив место бесхвостым птерозавра - птеродактиля.
Динозавры юрского периода были очень разнообразны.

В течение периода продолжалась эволюция млекопитающих, которых известно уже четыре ряда. Все они были мелкими животными.
Во второй половине периода появились бесхвостые и хвостатые земноводные, близкие к современным. В конце юрского периода произошло резкое повышение уровня Мирового океана, что привело потепление климата и биоценотических кризис, вследствие которого сформировались экосистемы следующего мелового периода. Развитие жизни в меловом периоде. Меловой период назван так потому, что в морях, кроме бентосных, распространились и достигли высокой численности планктонные фораминиферы.

В середине мелового периода произошла биосферная кризис, обусловлено не изменениями климата, а биогенным фактором - появлением покр-тонасинихрослин. Первые покрытосеменные возникли, как полагают, от каких голосеменных, остатки которых сохранились. Основными ароморфозами, что дали им возможность потеснить голосеменные, были двойное оплодотворение и опыления насекомыми.
В течение геологической истории Земли отдельные биогеоценозы всегда погибали от случайных причин (например, пожар в результате удара молнии и т.д.). Они восстанавливались благодаря сукцессии.

Во второй половине мелового периода формируются новые биогеоценозы, основу которых составляли комахозапильни покрытосеменные растения (как двудольные, так и однодольные). Происходит бурная когерентная (сопряженная) эволюция цветковых растений и насекомых-опылителей: возникают пчелы, дневные бабочки, настоящие мухи. Со второй половины мелового периода известны как сумчатые, так и плацентарные млекопитающие, последние достигли значительного видового разнообразия и были представлены насекомоядными, рукокрылыми, приматами (полуобезьяны) и несколькими ископаемыми рядами.

Часть динозавров приспособилась к новым условиям и достигла значительного разнообразия. В конце мелового периода произошло еще одно биосферная кризис вследствие сдвига и дальнейшего опускания материков. Климат стал очень влажным, что привело к исчезновению биоценозов засушливых и средне увлажненных ландшафтов. На суше это повлекло вымирание многих групп насекомых, зубастых птиц, динозавров, птерозавров, нескольких рядов млекопитающих. В морях исчезали планктонные фораминиферы, многие виды раковинных головоногих моллюсков, вымерли плезиозавры. Эти изменения подготовили условия для образования кайнозойских биот.
В течение мезозойской эры на суше господствовали голосеменные, пресмыкающиеся и насекомые. Возникли млекопитающие и птицы. В середине мелового периода появились комахозапильни цветковые растения, повлекшее биосферные кризис вследствие разрушения экосистем с преобладанием голосеменных растений. Во второй половине этого периода преобладали биогеоценозы, основными продуцентами в которых были покрытосеменные и, частично, хвойные.
Вследствие сопряженной эволюции с цветочными растениями появляются и насекомые-опылители.

Рассматриваемая система знаний играет важнейшую роль во всей школьной географии. Объясняется это тем, что предметом физической географии является географическая оболочка, и компоненты природно-территориального комплекса. Один из основных компонентов географической оболочки – литосфера (ее вещественный состав и рельеф). Это та основа, на которой начинает формироваться любой природный комплекс.

Известно, что в формировании географической оболочки все ее компоненты играют далеко не равнозначную роль. Географическая наука делит их на опережающие и определяемые. Земная кора (рельеф как форма ее поверхности) и атмосфера являются ведущими компонентами, так как обладают своими источниками энергии и в связи с этим формируются относительно самостоятельно.

Геолого-геоморфологические знания имеют и прикладное значение. Для решения практических задач рельеф часто является тем ведущим звеном, на которое нужно воздействовать в первую очередь, чтобы вызвать перестройку во всем природном комплексе. Литосфера и ее рельеф – это свойство, на котором развивается хозяйственная деятельность человека. Геолого-геоморфологические знания широко используются при строительстве инженерных сооружений, рельеф оказывает прямое или косвенное влияние на расселение людей, на их сельскохозяйственное производство.

Овладевая геолого-геоморфологическими знаниями, школьники осознают роль земной коры, которая отдает человеку металлы, источники энергии, строительные материалы, она же – главный поставщик пресной воды. Земные недра в будущем будут давать человеку огромное количество разнообразного сырья. Недаром перед науками о Земле поставлена задача расширения масштабов изучения земной коры и верхней мантии земли в целях исследования процессов формирования и закономерностей размещения полезных ископаемых.

Значение геолого-геоморфологических знаний в школьной географии определяется еще и тем, что они необходимы для понимания дифференциации природы земной поверхности. Известно, что определяющую роль в развитии географической оболочки и отдельных природных комплексов, ее составляющих, играют климатические и геолого-геоморфологические процессы. Поэтому к вопросу о делении географической оболочки на отдельные комплексы существует два подхода – земледельческий и страноведческий. В основу первого положена зональная распределение солнечной энергии и сложная система воздушной циркуляции, перераспределяющая не только солнечную энергии, но и влагу на поверхности земли. Это обуславливает деление географической оболочки на крупные зональные комплексы – географические пояса и природные зоны. Однако распределение роли климатических процессов для понимания дифференциации географической оболочки недостаточно. Развитие этих процессов в значительной степени зависит от крупных элементов рельефа земли, оказывающих значительное влияние на местные деформации циркуляции атмосферы. Поэтому в основу страноведческого подхода к делению географической оболочки на комплексы положены различия в строении земной коры.

Помимо знаний, в процессе изучения рассматриваемой системы школьники овладевают некоторыми практическими умениями: определять горные породы, читать общегеографические, тектонические и геологические карты, проводить их на наложении и сопоставлении, составлять по картам описание и характеристики рельефа территории, устанавливать зависимость между тектоническим строением, рельефом и полезными ископаемыми по вышеназванным картам.

ТИП МОРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ГЕНЕТИЧЕСКИЙ — образования, возникшие в море в результате проявления какой-либо одной динамической формы аккумуляции (отл. прибойного потока, суспензионного течения, биогерм и т. д.) или ее модиф. (отл. вдольбереговых, стоковых, донных и др течений). Согласно классификации генетических типов морских отложений, разработанной. Фроловым (см. табл.), основной и практически наименьшей единицей является генетический тип, несколько типов объединяются в свою очередь в генетические группы, а последние в ряды, или комплексы.