ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Морские обстановки. К основным морфологическим элементам
рельефа морского дна относятся: береговая зона (супралитораль,
литораль, сублитораль), материковая отмель (шельф), материковый склон, ложе океана и глубоководные впадины (рис. 3.2).

По степени освещенности различают три зоны моря. Первая,
эвфотическая, или хорошо освещенная, простирается от поверхности до глубин 30—80 м, вторая, дисфотическая, или слабоосвещенная, зона располагается между изобатами 30—80 и 200 м. Растительность в этой зоне развита слабо. Третья, афотическая, или
неосвещенная, лежит ниже 200м и совершенно лишена растительности.

В море по характеру условий существования донных организмов и в зависимости от глубин различают следующие области:

мелководную, или неритовую, батиальную, абиссальную и ультраабиссаль — область глубоководных желобов. В пределах морских
бассейнов выделяют также пелагическую область, которая занимает их открытую часть.

Неритовая область простирается от поверхности до глубин
около 200 м и охватывает часть морского дна, в которую проникает солнечный свет, достаточный для жизнедеятельности орга-

Рис. 3.2. Морфологические элементы рельефа дна Мирового океаг i

яизмов. Неритовая область характеризуется постоянными более
или менее сильными движениями воды и изменчивой температурой. Это наиболее богатая жизнью часть моря. Здесь обитают

•организмы, живущие в морской среде, и она характеризуется их
исключительным разнообразием.

Неритовая область разделяется на три зоны: супралитораль,
литораль и сублитораль.

Супралитораль — зона, расположенная выше уровня максимального прилива и эпизодически заплескиваемая морским при-

•ооем. В этой зоне соприкасаются области обитания морских и
наземных организмов. Первые приспособились жить как в воде,
так и в воздухе, а вторые представлены влаголюбивыми и солнцелюбивыми организмами. Здесь обитают водоросли и высшие растения, насекомые, хелицеровые и ракообразные, черепахи и морские млекопитающие, некоторые рыбы. В этой зоне кормятся наземные животные и птицы.

Литоральная зона — это прибрежная часть морского дна,
расположенная в пределах действия приливно-отливных процессов
и периодически, во время отливов, осушаемая от воды. Следовательно, в этой зоне какое-то время действуют континентальные
условия, предопределяя тем самым условия существования многих организмов и особенности осадконакопления. Чередование
морских и континентальных условий требует от обитателей лито-

ради неприхотливости к факторам среды и поэтому многие организмы отличаются амфибиальностью, т. е. способностью к земноводному образу жизни.

Сублитораль — освещенная зона морского дна, закрытая водой

даже при самых сильных отливах. Нижняя ее граница не опускается глубже 200 м. Наряду с животными здесь господствует водная растительность. В верхней части сублиторали разнообразные
водоросли формируют подводные луга. В пределах сублиторали
основную массу бентосных организмов составляют рифостроители,
моллюски, иглокожие, губки, мшанки, ракообразные и брахиопо-

ДЫ.

Батиальная область располагается над материковым склоном

и характеризуется резким увеличением глубины. Она подразде^
ляется на две подзоны. Эпибатиаль охватывает глубины от Ж)
до 500 м и располагается на внешней части шельфа. В ней встречаются многие сублиторальные виды, которые опускаются на
глубину до 500 м, а также некоторые глубоководные формы, поднимающиеся из батиали. Для эпибатиали характерны гемипелагические илы — смешанные тонкие терригенные и пелагические
осадки — и обедненный состав донной фауны при полном отсутствии остатков растений. Собственно батиальная зона располагается на глубинах от 500 до 1700 м (некоторые' исследователи
опускают ее до глубин 3000 м). Ее ширина определяется шириной
материкового склона. Биоценозы батиали представлены животными в видовом и количественном отношениях значительно более
обедненными, чем в эпибатиали и тем более сублиторали и литорали. Здесь обитают фораминиферы, губки, кишечнополостные,
брахиоподы, двустворки, гастроподы, черви и иглокожие. Батиаль
представляет собой зону, где осадки перемещаются вдоль материкового склона в виде оползней и разносятся мутьевыми потоками. Температура морской воды и ее соленость отличаются постоянством.

Абиссальная область располагается на глубине более 1700 м и
охватывает подножие континентального склона и ложе океана. В
ней отсутствует свет, преобладают низкие постоянные температуры и высокие давления. Распространены иглокожие, черви и ракообразные. Слабо развиты брахиоподы, губки, кишечнополосгные,
гастроподы. В зоне материкового подножия развиты терригенные
осадки, а на океанском ложе — пелагические илы разного состава.

Ультраабиссаль (хадаль) — зона, приуроченная к глубоководным желобам. Здесь обитают агглютинированные фораминиферы,
черви, ракообразные, голотурии, двустворки, гастроподы и погонофоры.

Установление контуров морскихбассейнов. Первостепенной
задачей палеогеографии является установление контуров морских
бассейнов. Граница между ландшафтами суши и моря всегда условна и восстанавливается по взаимному расположению морских и
континентальных отложений, по некоторым особенностям осадоч-

ных пород, образованных как на берегу моря, так и на подводном
склоне, по формам рельефа и результатам деятельности геологических процессов.

Достаточно уверенно границу суши и моря можно определить
по отложениям пляжа, слагаемым обычно конгломератами, галечниками и крупнозернистыми песчаниками, содержащими смешанный .комплекс морокой и наземной фауны и обильный раковинный
детрит. Реже осадки пляжа содержат линзы глинистых пород с
трещинами усыхания и со следами дождевых капель, а иногда
включают линзы песков, обогащенные тяжелыми рудными минералами.

В процессе изучения фаций береговой зоны большое внимание
уделяется текстурным и структурным особенностям. Для песчаных
пород, образовавшихся в условиях волнения, характерна тонкая
косая слоистость с наклоном косых слойков в сторону моря. В береговых или пляжных конгломератах преобладающая часть плоской гальки располагается таким образом, что длинная ось ориентирована параллельно берегу, а наклон гальки обращен в сторону
моря. Для береговых песчаных отложений характерна волновая
рябь, наблюдаемая на верхней поверхности пласта.

Близость берега определяют по следующим признакам: появлению дельтовых отложений (фации авандельты), смене фаций активного моря фациями лагун или опресненных вод, появлению желобов, заполненных продуктами размыва континентальных пород.

Граница суши и моря является основным элементом палеогеографических карт, независимо от их масштаба, и поэтому к выделению этой границы следует относиться весьма серьезно. Точность
проведения этой границы имеет как научное, так и практическое
значение, поскольку она ограничивает площади возможного распространения многих полезных ископаемых континентального и
морского происхождения, а некоторые из них, например прибрежные россыпи, непосредственно располагаются на этой границе.

Определение рельефа дна. На дне современных морей и океанов выделяют несколько геоморфологических элементов: 1) подводную окраину материков, которая состоит из материковой отмели,
материкового склона и его подножия; 2) глубокие котловины окраинных морей; 3) островные дуги; 4) ложе океана с поднятиями
и котловинами; 5) срединно-океанские хребты; 6) глубоководные
желоба.

Распространение осадков в указанных крупнейших геоморфологических элементах подчинено циркумконтинентальной зональности, но нарушается подводными течениями и 'микроформами
рельефа дна. Тем не менее по составу осадочных толщ и сохранившимся в них органическим остаткам удается довольно точно
реконструировать рельеф дна.

Большинство крупных геоморфологических элементов и океанского и морского дна (срединно-океанские хребты, островные дуги,
глубоководные желоба, рифтовые долины и т. д.) образовалось

вследствие тектонических процессов, а более мелкие формы рельефа — вследствие подводных вулканических излияний.

В области материковой отмели ведущая роль в образовании
рельефа принадлежит экзогенным процессам. Здесь располагаются
подводные каньоны (бывшие речные долины) и подводные дельты,
затопленные морем; поперечные желоба, выработанные мутьевыми
потоками; крутостенные коралловые и другие органогенные постройки; подводные бары и авандельтовые конусы.

Неровности дна в прибрежной зоне уверенно выделяются при
изучении нижней поверхности трансгрессивной серии пород. Грубообло'мочные породы, особенно абразионно-обломочного происхождения, заполняющие углубления и желоба на поверхности
шельфа, надолго сохраняют их контуры.

Крупные геоморфологические элементы определяются на основании фациального анализа, анализа контакта различных фациальных комплексов между собой в горизонтальном и вертикальном
направлениях и анализа мощностей различных генетических типов
пород. Особенно удачно последний метод применяется при изучении погребенных рифовых тел, когда восстанавливается форма рифового тела.

Газовый режим. В водных бассейнах различной солености в
растворенном состоянии находятся газы, входящие в состав атмосферы. Из растворенных газов наибольшее влияние на жизнедеятельность организмов и их расселение оказывают кислород, сероводород и углекислый газ. Морская вода получает кислород не
только из воздуха, но и путем выделения его в результате деятельности фитопланктона и водорослей. Содержание кислорода, необходимого организмам для дыхания, зависит от температуры и характера циркуляции вод. Проникновение кислорода в глубокие
части бассейна зависит от вертикального распределения плотности
ж солености-вод и перемещения водных масс.

В водах полярных морей кислорода почти в два раза больше,
'чем в тропических, а в областях с хорошо выраженной вертикальной циркуляцией на глубинах 1,5—'2 км его меньше, чем у поверхности. В том случае, когда соленость поверхностных вод меньше
солености глубинных, как, например, в Черном море, вертикальная циркуляция затруднена, а это вызывает недостаток кислорода
и обогащение глубинных вод сероводородом, образующимся при
•гниении органического вещества.

Зная качественный состав газов и их соотношение в древней
.атмосфере и руководствуясь парциальным давлением, можно определить качественный состав и особенность морей и пресноводных
бассейнов древности. Более сложную задачу представляет выявление участков сероводородного заражения. В ряде случаев угнетенность органического сообщества и развитие карликовых форм помогают предварительно определить районы возможного сероводородного заражения. Однако для более уверенного вывода необходимо провести литологичеокий и фациальный анализы вмещающих толщ. В таком случае удается установить, не является ли

скопление мелких раковин результатом механической отсортированности. Кроме того, большое значение имеет систематический
состав карликовых форм. Крайне однообразный состав сообщества
свидетельствует о ненормальном газовом режиме.

Полное отсутствие бентосных форм не может служить веским
доказательством сероводородного заражения, так как их отсутствие могло быть вызвано какими-то иными причинами, в том числе
и условиями сохранности.

Надежным критерием установления сероводородного заражения являются наличие скоплений планктонных организмов при
полном отсутствии бентосной фауны и одновременно повышенное
содержание органического вещества во вмещающих осадках. Последнее связано с тем, что в условиях сероводородного заражения
не происходит минерализации органического вещества, которое
захороняется в осадке.

На ненормальный газовый режим указывает присутствие в
осадках большого количества мелких кристаллов пирита или сидерита, приуроченных и плоскостям напластования.

Соленость. Соленость определяется количеством растворенных
твердых веществ, выраженных в граммах на 1000 мл воды. Большинство организмов, обитающих в морях, приспособилось к жизни
в водах с соленостью 35—36%, называемой нормальной. За границу между пресными и солоноватыми принимаются воды с содержанием солей около 0,5%. Граница между солоноватой и морокой
водой менее определенна.

Большое значение для определения солености имеет анализ фаций. Для бассейнов с повышенной соленостью характерны эвапоритовые осадки — различные соли (сильвин, галит, мирабилит),
гипс и ангидриты. Изменение солености в ту или иную сторону
приводит к резкому сокращению видового и родового разнообразия, к разрушению биоценозов и появлению организмов, приспособленных к обитанию в водах с изменчивой соленостью. Поэтому
одним из надежных показателей солености является анализ состава биоценоза. Однако палеоэкологические исследования дают
возможность определить чисто качественный состав солености.

Разработаны геохимические методы определения солености
древних морей Среди них — содержание хлора и бора в глинистых породах. Среди других показателей солености иногда применяется хлор-бромный коэффициент, который в морских нормально-соленых отложениях обычно составляет 70—300, а в пресных
водах его величина не выходит за пределы 4—20.

Н. С. Спиро и И. С. Грамберг теоретически обосновали и широко применили метод поглощенного комплекса, который представлен рядом катионов — Na', К', Са", Mg". Ими раскрыта связь
состава поглощенного комплекса глинистых осадков с природными
водами, показаны основные направления диагенетического и постдиагенетического изменения состава поровых вод и поглощенного
комплекса глинистых пород и рассмотрены условия, способствую-

щие их сохранению. По отношению количественного состава поглощенного комплекса хорошо диагностируются морские водье
нормальной солености, морские опресненные водоемы, солоноватоводные лагуны, пресные водоемы, морские заоолоненные водоемы,.
бассейны с неустойчивым гидрохимическим режимом.

Р. Ракер и К. Валентайн для определения палеосолености применили метод множественной регрессии биохимических характеристик раковин беспозвоночных Они установили зависимость между значениями отношения Na/(Mg+Sr) и Na/Mn в раковинах и
величиной солености. В. А. Захаров и Н. Н. Радостен показали, что
величина отношения Na/(Mg+Sr+Mn) в раковинах двустворчатых моллюсков имеет простую линейную зависимость от солености.

Температура. Определение температур приземной части атмосферы геологического прошлого — одна из труднейших задач палеогеографии. Относительные значения температур могут быть определены исходя из биоценозов наземных позвоночных и по характеру растительных ассоциаций, среди которых выделяются сообщества экваториального, тропического, субтропического, умеренного и холодного климата.

Температурный фактор сильно сказывается на жизнедеятельности литоральных бентосных и планктонных форм'. Он определяет саму возможность существования организмов, вызывает изменение размеров и формы тела, регулирует темп роста и влияет на
продолжительность жизни. Наиболее восприимчивы к температурному режиму планктонные водоросли, среди которых особенно
важны кокколитофориды и диатомовые Важные сведения о температурах морских вод и прилегающих континентов дает анализ спорово-пыльцевых комплексов, захороненных в прибрежных осадках.

Довольно часто о температурных условиях судят по толщине
скелетных образований гидробионтов. В теплых морях известковые
раковины более толстые, массивные. Это связано с тем, что растворимость карбоната кальция выше в холодной воде и обедненность холодных вод СаСОз приводит к развитию организмов с
тонкой раковиной с простой скульптурой. Однако выводы о температурных условиях, основанные только на толщине раковин, могут быть далекими от действительности, так как кроме температурного фактора на толщину скелета влияет гидродинамика бассейна, а также количество растворенного в водах морей углекислого газа, всегда соизмеримого с его концентрацией в атмосфере.

Относительные температуры морских вод обычно устанавливаются по распространению стенотермных и эвритермных организмов Стенотермными теплолюбивыми формами являются колониальные кораллы, нуммулиты, рудисты и др.

Температурный режим может быть установлен по видовому и
родовому разнообразию. Более богатая и разнообразная фауна
характерна для морей тропиков. Обеднение видового состава происходит не только со снижением температурного режима, но и с
увеличением глубины бассейна. Последнее связывается не только

•со снижением температурного режима, но и с сокращением количества питательных веществ.

Важную информацию о температурных условиях морских бассейнов дает вещественный состав морских осадков. Например,
присутствие большого количества глауконита свидетельствует о наличии сравнительно высоких температур, так как в современных
водах распространение глауконита не выходит за пределы изотерм
самого холодного месяца 0°С и среднегодовых температур +12''С.

Максимальные концентрации каолинита в общей массе глинистых минералов отмечаются в экваториальных и тропических широтах. К этим же широтам приурочены высокие концентрации карбоната кальция, большим развитием пользуются органогенные высокомагнезиальные известняки.

Важнейшими методами определения температурных условий
среды обитания различных организмов являются методы изотопной и магнезиальной палеотермометрии. Метод изотопной палеотермометрии основан на равновесном распределении тяжелого
изотопа кислорода в воде и органогенном кальците в зависимости
от температуры. Количественное определение изотопов кислорода
s органогенных кальцитах осуществляется на высокочувствительных масс-спектрометрах. Температурные значения определяются
по уравнению

Г =d6,5—4,3 (б^О—Л) +0,14 (б^О—Л)²,
где Л — колебания водного фона (соленость);

Для изотопного анализа, который имеет ряд ограничений, используются скелетные карбонаты кальция организмов, обитавших
в нормально-соленых бассейнах. Для анализа отбираются плотные
образцы с компактной и не перекристаллизованной раковиной.
Полностью исключаются фосфоритизированные, пиритизированные
и окрвмненные образцы. Не 'могут быть использованы образцы с
измененной структурой, а также раздробленные, разбитые трещинами и источенные сверлящими организмами. Для изотопного анализа в основном использовались ростры белемнитов. Ныне доказана возможность использования для палеотемпературных определений раковин брахиопод, планктонных фораминифер, карбонатного нанопланктона.

Метод магнезиальной палеотермометрии основан на изменении
концентрации магния и величины Ca/Mg в органогенных карбонатах кальция в зависимости от географической широты и глубины обитания организмов. Отечественными учеными (Т. С. Берлин,
А. В. Хабаков, Н. А. Ясаманов, Л. А. Дорофеева) разработана
палеотемпературная шкала, основанная на изменчивости отношения кальция к магнию в раковинах различных групп организмов.
•Содержание кальция и магния в органогенном кальците проводит-

i64

ся как обычным химическим анализом, так и рентгенометрическим.

Магнезиальный метод определения температур применим только для раковин кальцитового состава. Для анализа пригодны ископаемые остатки известковых водорослей, мшанок, восьмилучевых кораллов, ругоз, табулят, морских и солоноватоводных двустворчатых моллюсков, белемнитов, брахиопод, криноидей, крупных
и мелких фораминифер.

Глубина морского бассейна 'играет важную роль для жизнедеятельности организмов и накопления осадков. Глубина древних морей может быть определена на основании ряда косвенных признаков: 1) гранулометрического состава осадков; 2) структурнотекстурных особенностей осадков; 3) распределения органических
остатков; 4) содержания аутигенных минералов, 5) характера
фациальных изменений; 6) распределения мощностей отложений.
Особо надо подчеркнуть, что с помощью одного отдельно взятого
из перечисленных признаков нельзя определить действительную
глубину морского бассейна.

Одним из важнейших показателей глубины морских бассейнов
являются остатки бентосных организмов, многие из которых в своем развитии распространяются только до определённых глубин.
Среди всей массы морских организмов различаются специфические мелководные формы. К ним относятся известьвыделяющие
водоросли, колониальные кораллы, археоциаты, строматопоры и
ряд организмов, принимающих участие в строении органогенных
построек. На мелководье располагались заросли морских лилий,
обширные брахиоподовые и устричные банки. Известны также и
заведомо глубоководные формы, например светящиеся рыбы. Некоторые исследователи пытаются определить глубины по изменению численности органических форм, учитывая, что основная масса бентоса сосредоточена в области шельфа.

В процессе реконструкции глубин возможны следующие источники ошибок.

1. Остатки организмов могут захороняться достаточно далеко
от их места обитания и на существенно иных глубинах. Например,
в глубоководных желобах и на склонах срединно-океанских хребтов нередко встречаются остатки раковин мелководных фораминифер, детрит наземных растений и даже обломки деревьев, занесенные сильными придонными течениями.

2. Реконструкция глубин древних морских бассейнов, исходя
из изменения состава осадков и заключенных в них ассоциаций
ископаемых организмов (танатоценозов) в поперечном профиле,
основана на сравнении с распределением современных организмов
и их биоценозов, т. е. на прямом применении метода актуализма
в его крайнем, униформистском выражении.

Надо отметить, что если для доказательства мелководного генезиса существует много прямых критериев (аутигенные минералы, конкреции, органогенные постройки, биоценозы бентосной фауны, структурно-текстурные особенности осадков и т. д.), то для

глубоководных образований критерии неоднозначны. К признакам
глубоководности относятся: однородный тонкий состав осадков,,
присутствие оползневых и турбидитных текстур, развитие своеобразных фаций, в которых отсутствуют бентосные организмы и захоронены только планктонные формы. Такими, например, являются красноцветные известняки с аммонитами (фация «аммонитико
россо»), радиоляриты и т. д

Ныне разрабатываются методы определения абсолютных глубин. Они базируются на палеотемпературных данных. Основываясь на существующих градиентах изменения температур с увеличением глубины в различных климатических областях современных океанов, была предпринята попытка определить глубины
древних морей исходя из разности между температурами среды
обитания планктонных и бентосных организмов. Разница между
температурами, установленными, с одной стороны, по приповерхностным организмам и формам литорали, а с другой — по прикрепленным и ползающим организмам открытого моря, вместе с
анализом фации, минеральным составом вмещающих пород и
составом танатоценоза позволили в первом приближении оценить
абсолютные глубины древних бассейнов.

Гидродинамика. О гидродинамическом режиме свидетельствуют вещественный состав и структурно-текстурные особенности
осадков. Распространение глинистых горизонтально-слоистых отложений без следов перемыва свидетельствует о формировании их в
районах спокойного гидродинамического режима. Образование песчаных толщ чаще всего происходит в прибрежной зоне морей или
в областях развития течений.

Наиболее распространенная методика установления течений основана на изучении пространственной ориентировки разнообразных включений, галек и текстурных особенностей горных пород.
Как оказалось, знаки ряби и ориентировка различных вытянутых
остатков органического и неорганического происхождения, расположенных в мелководной зоне вблизи берега, обусловлены движениями водных масс. К ним относятся волновые, приливно-отливные движения, завихрения и водовороты. Статистическая обработка многочисленных замеров по всей изучаемой толще позволяет
определить преобладающее направление наклона косых слойков и
ориентировки вытянутых предметов и тем самым установить направление преобладающего разноса материала.

Преобладающее направление донных течений, играющих большую роль в формировании осадочного материала, определяется по
результатам измерения наклона косых слойков и ориентировки
песчаных зерен Нередко на направление течения указывает ориентировка удлиненных органических остатков, например одиночных кораллов, ругоз, тентакулид, ростров белемнитов и т. д.

Довольно часто наблюдается размыв ложа морских бассейнов
сильными донными течениями В этом случае в разрезе наблюдаются неоднократные размывы слоев, формируются так называемые
конденсированные слои со смешанным комплексом фауны, со сле-

дами перемыва и скатывания, с присутствием галечного материала того же состава, что и вмещающие слои.

К группе косвенных методов реконструкции палеотечений относятся изучение фациальной природы осадков, особенно выяснение закономерностей площадного развития различных типов фаций, гранулометрии осадков, степени отсортированное™ и окатанности терригенного материала, анализ минерального состава песчаных, алевритовых и карбонатных толщ и их изменчивости на
площади бассейна

Своеобразной модификацией реконструкции течений по минеральным особенностям терригенных толщ является метод определения разноса тонкого терригенного материала, предложенный
Н. А Ясамановым для существенно карбонатных толщ В различных пунктах выхода одновозрастной карбонатной пачки определяются среднее содержание в ней нерастворимого остатка, количество тяжелой фракции и ряда минералов тяжелой фракции Полученные значения средних содержаний наносят на карты Характер
распределения нерастворимого остатка и минералов тяжелой фракции на площади бассейна дает возможность судить не только о
преобладающем сносе и тем самым помогает установить области
сноса среди полей карбонатных пород, но и способствует определению степени разноса тонкого обломочного материала.

Поверхностные течения, кроме того, устанавливаются на основании фациального анализа, по характеру распределения морской
стенотермной фауны и растительности на прилегающих участках
суши и по распределению на площади бассейна абсолютных значений поверхностных и приповерхностных температур.

Континентальные обстановки. Континент обычно рассматривается как совокупность областей сноса и осадконакопления. Под
областью сноса понимается достаточно длительное время существующая область размыва, которая поставляет в районы аккумуляции обломочный и растворенный материал. Временные области
сноса приурочены к территориям неустойчивого тектонического
поднятия небольшой амплитуды. Устойчивые области сноса представляют собой сложное сочетание небольших по площади областей размыва с протяженными районами формирования континентальных отложений, существующих длительное время.

Отсутствие в каком-либо районе отложений определенного возраста — необходимое, но не достаточное условие существования в
этот период области сноса, так как отложения этого возраста могли быть уничтожены на каком-то этапе последующей геологической
истории. Одним из методических приемов выяснения вопроса о существовании областей сноса в районе отсутствия отложений является анализ общего плана расположения фациальных зон на прилегающих территориях. В том случае, когда границы фациальных
зон секут район отсутствия отложений данного возраста и продолжаются по другую сторону, не может быгь речи о существовании
области сноса. Если границы фациальных зон в общих чертах
повторяют очертания района отсутствия отложений и по мереприб-

5* 67

лижения к нему наблюдается отчетливая смена одних типов отложений другими, например увеличивается грубозернистость отложений, то можно предполагать существование области сноса.

При приближении к области сноса иногда наблюдается закономерная смена морских фаций лагунными, а затем континентальными. Но это не является общим правилом и довольно часто к областям сноса непосредственно примыкают прибрежно-морские образования. Пространственная смена генетических типов отложений лишь свидетельствует о приближении 'к области сноса. На это
также указывает и уменьшение мощностей отложений соответствующего возраста. Вблизи области сноса характерно выклинивание некоторых стратиграфических горизонтов, увеличение следов
перемыва и размыва внутри осадочных толщ.

Строение и состав областей сноса реконструируются на основании анализа минерального состава грубообломочных и песчаноалевритовых пород, органических остатков и минеральных включений, находящихся в осадочных образованиях, материал которых
принесен из области сноса.

В процессе палеогеографических исследований не только определяется местоположение областей сноса, но и реконструируется
древний рельеф. Принято различать два типа древнего рельефа:

погребенный и реконструированный. Погребенный рельеф — это
рельеф, захороненный под более молодыми отложениями и сохранившийся до наших дней и поэтому доступный для наблюдений.
Реконструированный рельеф — это рельеф, уничтоженный к настоящему времени, но его особенности могут быть выяснены и
обоснованы с использованием ряда методических приемов.

Надежное свидетельство погребенного рельефа — притыкание
слоев относительно молодого возраста к поверхностям более древних. О нетектонической природе контакта свидетельствуют следы
выветривания в кровле более древних пород, наличие в перекрывающих отложениях обломков пород из подстилающего комплекса и отсутствие следов перемещения вдоль контакта. Показателем
погребенного рельефа является первичный наклон слоев, возникший при накоплении осадочного материала на неровной поверхности. Довольно часто распространена так называемая облекающая поверхность, которая напоминает косую слоистость, но отличается от нее отсутствием слойков, наклоненных в разные стороны.

Погребенный рельеф изучается методом реперных поверхностей, когда по набору точек наблюдения определенной поверхности
составляется карта горизонталей, напоминающая гипсометрическую. За реперную поверхность берут кровлю определенного стратиграфического горизонта, принимаемую за нулевую поверхность.
От нее вычисляется расстояние до восстанавливаемой поверхности, т. е. определяется мощность опорного горизонта.

Большую помощь при изучении погребенного рельефа оказывают геофизические методы. В этом случае погребенный рельеф
представляется в виде изогипс, для этого строят карты изменения

мощностей между поверхностью рельефа и определенным маркирующим горизонтом.

При реконструкции древнего рельефа по его останцам важное
значение имеет определение возраста рельефа. Он может быть установлен исходя из возраста коррелятных отложений, образованных в прилегающих впадинах, и по возрасту поверхностей выравнивания. Последние по способам образования подразделяются на
аккумулятивные^ денудационные и аккумулятивно-денудационные.
В процессе палеогеоморфологического картирования не только устанавливается генезис поверхностей выравнивания, но и осуществляется их корреляция по абсолютным отметкам и определяется
возраст исходя из возраста покровных и элювиальных отложений.

Реконструкция ландшафта гляциальных областей в основном
осуществляется исходя из состава и распространенности транспортируемого древним ледником осадочного материала. Ледниковые
отложения подразделяются на два основных типа: не переработанные водой — гляциальные или моренные образования — и
флювиогляциальные отложения. Моренные осадки состоят из неотсортированных, неокатанных и неслоистых скоплений различного размера глыб и валунов, погруженных в песчано-глинистую
массу. Литифицированные разности моренных осадков носят название тиллитов. Состав обломков разной размерности разнообразен. Их поверхность часто несет следы притертости и штриховки.
Валуны и крупные гальки располагаются таким образом, что их
длинная ось оказывается параллельной движению ледника.

Морены и тиллиты обладают специфическим набором текстур,
которые отражают динамику ледника. Диагностическими признаками гляциальных областей могут служить морфология ледникового ложа (штриховка, шрамы, борозды, полировка, курчавые
скалы), текстуры захвата, валунные мостовые, гляциопротрузии,
гляциодислокации, определенная ориентировка обломков и чешуйчатое строение моренной толщи.

Флювиогляциальные образования характерны для зандровых
равнин, располагавшихся у внешнего края ледников. Вблизи конечных морен зандровые равнины слагаются грубыми накоплениями — галечниками и гравием с валунами, которые при удалении от
морен сменяются песками с линзами галечника и гравия. На значительном удалении от ледника располагаются равнины, сложенные однородным, но плохо отсортированным песчаным материалом с грубой косой слоистостью потокового (руслового) типа. Это
связано с переносом осадков водой по системам непостоянных ветвящихся водотоков.

В зонах развития ледников распространены лимногляциальные
(озерно-ледниковые) отложения. Наиболее характерными отложениями приледниковых озер являются ленточные глины, т. е. глины
с тонкой горизонтальной слоистостью. Они образованы в результате сезонного поступления обломочного материала.

Ледник, спускающийся в морской бассейн, при оттаивании
сгружает впаянный в лед разнообразный материал, давая начало

морским моренам (акваморены) и айсберговым накоплениям, морским ледниковым отложениям и морским ленточным глинам. Все
они распознаются по присутствию грубообломочных образований
среди тонких морских толщ и наличию обломков с характерной
ледниковой штриховкой.

В областях развития карбонатных пород нередко возникают
разнообразные формы карстового ландшафта (карры, воронки,
котловины, карстовые и карстово-эрозионные впадины, полья),
которые реконструируются в процессе палеогеографического анализа. Закрытые карстовые формы устанавливаются геофизическими методами, в частности методами электроразведки и изучения
магнитных аномалий. При этом определяется не только морфология, но и морфо'ме'трия карстового рельефа. В некоторых случаях
небольшие карстовые формы (западины, воронки, карры) видны в
стенках карьеров и обнажений, сложенных карбонатными породами. Углубления и эрозионные врезы располагаются на поверхности несогласий и перерывов и заполнены рыхлым глинистым материалом.

Отложения пустынь формируются в специфических условиях.
Важнейшим геологическим агентом здесь является ветер. Мелкозернистый материал под действием ветра легко удаляется с поверхности и переносится на значительные расстояния. Например,
пыль из современных пустынь Африки переносится сильными пассатными ветрами на расстояния около 3000 км.

По особенностям эоловых отложений удается выделять каменистые и песчаные пустыни. Отложения скалистых и каменистых
пустынь представлены неокатанным грубообломочным материалом, не имеющим следов транспортировки, так как тонкозернистый
материал удаляется