Меню

Геологическая деятельность реки моря ледники

Основы общей и инженерной геологии. Лекции

Автор: Пользователь скрыл имя, 26 Декабря 2010 в 13:20, лекция

Описание работы
Работа содержит 8 файлов

1.1.doc

2.1.doc

3.1.doc

4.1.doc

5.1.doc

6.1.doc

Тема 6. Геологическая деятельность рек, морей, океанов, озер и водохранилищ. Сезонная и вечная мерзлота. Геологическая деятельность снега, льда и ледников.

6.1. Геологическая деятельность рек, аллювиальные отложения.

6.2. Геологическая деятельность морей и океанов. Морские отложения. Берегоукрепительные сооружения.

6.3. Геологическая деятельность озер и водохранилищ. Озерные отложения.

6.4. Сезонная и вечная мерзлота. Явления, связанные с промерзанием и оттаиванием грунтов.

6.5. Геологическая деятельность снега, льда и ледников.

6.1. Геологическая деятельность рек, аллювиальные отложения

Реками называются естественные и постоянные, значительные потоки воды. Главное для рек – наличие постоянного источника воды, которое может быть:

1) ледниковым (реки в пустынях, окаймляющих высокие горы – Амударья и др.),

3) снеговым – смешанным (большинство равнинных рек России),

4) подземным (питание грунтовыми водами, наша Ташла).

Роль каждого источника зависит от сезона (зимой увеличивается роль подземного питания, весной – паводки за счет таяния снега).

Работа рек состоит: 1) в разрушении (водной эрозии) горных пород, 2) переносе продуктов разрушения, 3) отложении (аккумуляции) этих продуктов в виде осадков, называемых аллювием (a, all).

Реки подобно оврагам растут вершиной, пока не достигнут водораздела. Продольный профиль реки имеет три участка: 1) в верхней части имеет место в основном донная эрозия, 2) в средней части происходит разрушение берегов и перенос материала, 3) в нижней части – выпадение (аккумуляция осадков). Реки последовательно вырабатывают т.н. профиль равновесия, когда практически прекращается донная и боковая эрозия реки. Живая сила реки определяется формулой F=mV 2 /2, т.е. уклоном (скоростью) и массой воды. Наибольшее разрушение происходит в средней части реки, где m и V значительны. Область размыва постепенно перемещается от устья к истоку. Размыв происходит до установления профиля равновесия. В устьях рек образуются дельты – площади аккумуляции речных наносов.

В продольном профиле реки могут быть изломы – у водопадов и порогов. Ниагарский водопад Н=50 м имеет в верхней части доломит, а в нижней – слабые сланцы и песчаники. Прочные породы создают нависающую консоль, которая периодически обрушивается в реку. На Днепре пороги у г. Запорожья образованы выходами на поверхность гранитов и гнейсов. Реки в горах могут образовать узкие ущелья – каньоны.

Геологическая история (жизнь) реки выражается в строении речных долин. Их поперечный профиль в среднем течении имеет следующие элементы: 1) русло, 2) пойма (пойменная терраса), 3) надпойменные террасы (№№ снизу вверх), 5) коренные породы под речными отложениями, могут выходить по берегам и склонам. Террасы характеризуются шириной и высотой, они шире в нижней части. Каждая терраса когда-то была поймой. Количество террас может быть до 10-15 шт. Река Кубань у г. Черкесска имеет до 14 террас. Террасы могут быть 3-х типов: 1) аккумулятивные, 2) эрозионные, 3) эрозионно-аккумулятивные («цокольные»).

Причины образования террас: 1) изменение климата (потепление в межледниковье в Q-ом периоде приводили к бурному таянию ледников и «оживлению» рек, 2) неотектоника (колебательные движения земной коры в Q-ом периоде, которые ломали продольный профиль рек), 3) колебание количества и крупности материала, переносимого рекой.

Различают два вида эрозии реки – донную (главным образом в верхней части) и боковую (в средней и нижней части). Боковая эрозия вызывает подмыв и переработку берегов, зависит от горных пород. С боковой эрозией и аккумуляцией связана асимметрия долин, когда террасы могут быть только с одной стороны. Асимметрия долин объясняется также законом Бэра (1857), согласно которому силы Кориолиса создают подмыв правых берегов рек, текущих в северном полушарии. Скорость на экваторе 1666 км/ч (40000км: за 24часа), на 60 о – в 2 раза меньше, на полюсе – 0.

Борьба с эрозией рек. Основная опасность – боковая эрозия, подмыв и обрушение берегов, появление обвалов, оползней (с. Кочубеевское, г. Георгиевск, ст-ца Григорополисская). Скорость размыва лессовых берегов достигает 20 м/год. Методы борьбы: 1) Укрепление берегов (набережные, подпорные стенки, каменная наброска, укладка ж/б плит), 2) Струенаправляющие стенки, дамбы, буны, регулирующие направление течения реки. Весенние (паводковые) воды часто заливают пойму, ее можно защитить земляными дамбами.

Аллювиальные отложения. Основные виды аллювия: 1) русловой, 2) пойменный, 3) старичный, 4) дельтовые осадки (в море). Состав аллювия отражает скорость транспортирующего потока. Выпадение осадка происходит при уменьшении скорости. Русловые осадки самые грубые (галечник, гравий, крупнозернистый песок). Пойменные осадки образуются во время паводков (мелкозернистые пески, суглинки, глины). Старичные – илы, часто с органическими остатками. Аллювиальные отложения очень изменчивы по вещественному составу и свойствам. В челом наблюдается уменьшение крупности по длине долины от истока к устью.

6.2. Геологическая деятельность морей и океанов. Морские отложения. Берегоукрепительные сооружения.

Моря и океаны занимают ⅔ поверхности планеты и являются мощным экзогенным геологическим фактором. В море образуется большинство осадочных пород в виде мощных толщ известняков, мергелей, солей, глин, гравия, гальки, песков. Их образованию предшествовало разрушение других (материнских) пород, перенос морскими течениями и отложение на новом месте. Поэтому геологическую деятельность моря надо рассмотреть с его разрушительной работы. Разрушительная работа моря лучше всего выражена по берегам. Море редко бывает спокойным. Ветер создает морской прибой, который разрушает берег. Этот процесс называется абразией. Сила морских волн создает давление до Р=10 тс/м 2 , а океанических – до Р=30 тс/м 2 . Морская волна может перемещать глыбы весом до 40 т.

В вертикальном разрезе склона океана выделяются следующие участки:

1) зона шельфа (англ. – мель, полка, уступ). Это прибрежная мелководная (до глубины 200 м) зона, которая окаймляет сушу полосой иногда на сотни км,

2) материковый склон (200-2000 м),

3) океаническое ложе (2-6 км),

4) глубоководные впадины (> 6 км).

В зоне шельфа разрушение берега происходит за счет ударов морских волн и за счет морских течений (прибрежных, донных, приливов и отливов). По отвесным берегам высота волн достигает 20м. С глубиной действие волн ослабляется. Эта глубина примерно равна расстоянию между двумя волнами. Устойчивость берега зависит от состава и напластования пород. Быстро разрушаются берега из рыхлых осадочных пород. На глинистых берегах часто образуются оползни (Сочи, Туапсе).

Образование абразионных и аккумулятивных террас объясняется вертикальными тектоническими движениями с остановками. Террасы выше пляжа свидетельствуют о поднятии берега, а подводные террасы – о его опускании. Пляж – это берег, перекрываемый морской волной или приливом. Каждый берег приспосабливается к действию морских волн и течений.

Транспортирующая деятельность морских волн и течений. Постоянные течения (теплые и холодные) имеют V о , галька – 10-20 о , крупнозернистый песок – 5-7 о , мелкозернистый песок 2-5 о .

Берегоукрепительные сооружения могут быть пассивными и активными. Пассивные – волноотбойные стенки из монолитного железобетона вдоль берега, но они испытывают сильное истирание песчано-гравийным материалом. Активные – буны и волноломы. Буны – поперечные ж/б стенки, опирающиеся на сваи, которые задерживают наносы, переносимые вдоль берега. Они могут быть в виде ж/б ящиков-понтонов, заполненных бетоном или бутобетоном. Волноломы создают вдоль берега из ж/б коробов или монолитного бетона, притопленных у поверхности моря на 0,3-0,5 м на глубине 3-4 м. Чтобы мягко гасить волны со стороны моря волнолом имеет пологую грань.

Тетраподы — бетонные фигуры с 4-мя усеченными конусами. Они хорошо закрепляются в грунте или каменной наброске (как армирующий элемент).

Морские отложения – обломочные, химические (хемогенные), органогенные (биогенные), смешанные, вулканогенные. В шельфовой зоне: у берегов, на пляже и мелководье накапливается грубообломочный материал – галечник, гравий, крупнозернистый песок. Дальше от берега на мелководье (20-40 м) живут кораллы – кишечнополостные животные с известковым скелетом. Их около 6 тыс. видов. Кораллы требуют чистой и теплой воды. Наибольшая мощность коралловых рифов образуется при постепенном опускании дна моря, где скорость их роста достигает 1 см/год (до 800 м атолл Бикини, Маршальские о-ва, но на них нет пресной воды). В прошлые геологические эпохи кораллы были широко распространены. Теплое море карбона оставило мощные толщи кораллов в р-не Москвы. На глубине 20-40 м в теплом сарматском море накопился фортштадский песок Ставрополя и химически осажденные, опесчаненные карабиновские и холоднородниковские известняки с ракушками. В мелководных закрытых морских бассейнах типа лагун (участках моря, отделенных от него барьером) осаждаются соли согласно закона их растворимости – CaCO3, CaSO4, NaCl, Na2SO4, MgSO4. Если имеется привнос глинистого материала реками, то в зоне шельфа отлагаются глинистые осадки, иногда с прослоями песка (мощные толщи майкопских и сарматских глин Ставрополя). Совместное осаждение карбонатов и глин частиц дает мергель (КМВ, Ставрополь).

Континентальный, материковый склон (200-2000 м), где свет проникает только в верхнюю часть, имеет постоянную, стабильную соленость, его фауна бедна и однообразна, в нижней части наблюдается обилие фосфоресцирующих животных. Среди отложений преобладают илы – синие, красные, зеленые, серые, вулканогенные, известковистые, кремнистые.

Океаническое ложе (2-6 км) имеет абсолютную темноту, слабое движение воды, температуру около 4 о С, высокое давление. Органический мир своеобразен, много бактерий. Осадки – красная океаническая глина (смесь вулканического пепла, космической пыли), кремнистые скелеты инфузорий, остатки скелетов глобигерин (мел, СаСО3), диатомеи и радиолярии (SiO2).

Дно океана покрывает в основном синий ил, который содержит до 97 % глинистых минералов. Есть красный ил за счет окислов железа, зеленый ил за счет глауконита – зеленого Fe минерала-силиката.

6.3. Геологическая деятельность озер и водохранилищ. Озерные отложения.

Озера – замкнутые углубления суши, заполненные водой и не имеющие связи с Мировым океаном. Они могут быть весьма крупными – Каспий (Н=945 м), Байкал (Н=1741 м), Ладожское, Сенгилеевское. Происхождение озер различное: 1) тектонические впадины-сбросы в земной коре (Байкал, Иссык-Куль), 2) вековые опускания суши (Каспий), 3) ледниковые и речные озера с плотинами-запрудами, образованные в результате обвалов, 4) карстовые. По условиям питания могут быть: 1) атмосферными, 2) за счет стока поверхностных вод, 3) за счет подземного питания.

По химическому составу озера могут быть хлоридными, сульфатными, содовыми. По содержанию солей: 1) пресные — до 1 г/л, 2) солоноватые — 1-3,5 г/л, 3) соленые – более 3,5 г/л.

Разрушение берегов озер менее значительное, чем морей, т.к. меньше волны. Борьба с разрушением берегов – та же, что и на морских побережьях (подпорные и волноотбойные стенки, волноломы, буны и другие сооружения, но меньшего размера). Созидательная деятельность озер состоит в накоплении озерных осадков – обломочных, химических и биогенных. В пресноводных озерах по мере удаления от берега образуются галечники, пески, глины, озерный мергель. Органические породы в виде торфа образуются у берегов, а в центре мелководных озер идет осаждение органического (гнилостного) ила – сапропеля. Сапропель – это вязкая студнеобразная масса темно-серого цвета, насыщенная микроорганизмами. Есть гипотеза образования нефти из сапропели.

Мелководные озера обычно заиливаются, заторфовываются, и затем переходят в болота (пример Кравцова озера). Заболачивание начинается с берегов озера в результате разрастания болотной растительности – осоки, тростника, кувшинки, водяного хвоща. Отмирая, растения падают на дно водоема, но не сгнивают, а скапливаются и образуют торф. Водоем (зеро) постепенно мелеет, его водная поверхность сокращается и полностью заторфовывается. Под торфом обычно находится сапропель. Иногда на поверхности озер образуется сплавина – растительный покров из мха, осоки, кустарников (Кравцово озеро). Так образуются низинные болота. Но есть и верховые болота, которые образуются за счет избытка атмосферных осадков и талых вод. Кроме этого, могут быть и мелиоративное, техногенное заболачивание территорий, когда грунтовые воды выходят на поверхность (Ставропольский край).

Источник

2.16. Геологическая деятельность ветра, поверхностных и подземных вод, ледников

На поверхности Земли протекают тесно связанные между собой процессы денудации, транспортировки и осадконакопления. Они протекают благодаря действию различных агентов— поверхностных и подземных вод, движущегося льда, ветра, силы тяжести, и в разнообразных природных обстановках. Поэтому как сами рассматриваемые процессы, так и их результаты тоже весьма разнообразны.

Геологическая деятельность ветра

Одним из ведущих агентов, обеспечивающих денудацию, транспортировку и седиментацию рыхлых продуктов выветривания, является ветер. Это, в частности, ведущий агент, удаляющий мелкообломочные продукты выветривания в местах отсутствия растительного покрова (пустыни, полупустыни, открытые берега крупных водоёмов). Ветер способен переносить большие массы этих продуктов на значительные расстояния и отлагать вдали от мест их образования. Геологические процессы, связанные с деятельностью ветра, называются эоловыми(по имени греческого бога Эола – бога ветра)

Геологическая деятельность ветра прежде всего приводит к развеиванию, выдуванию образовавшихся в результате выветривания продуктов разрушения коренных пород. Эта работа по выдуванию называется дефляцией. Одновременно с выдуванием ветер производит и разрушительную работу –корразию, которая заключается в обтачивании горных пород переносимыми ветром частицами.

Рис. 2.71 Скала «Сфинск» — результат корразии гранитов

Совокупное проявление дефляции и корразии создает оригинальные формы рельефа земной поверхности. Эти формы бывают положительными и отрицательными. Крупные положительные формы рельефа – гребни, вершины и отроги, а отрицательные – долины, ущелья, котловины выдувания. Из мелких форм рельефа, образованных работой ветра различают: положительные – башни, столбы, иглы, грибы и др.; отрицательные – ниши, карманы, трубы, соты, ячеи и др. (рис. 2.71).

Эоловые отложения

Продукты разрушения горных пород переносятся ветром нередко на значительные расстояния. При этом размеры частиц, переносимых ветром, определяются его скоростью. Чем выше скорость ветра, тем крупность обломочного материла, переносимого ветром, больше, а расстояние – дальше.

С ослаблением силы ветра, а также в зависимости от рельефа местности, наличия растительности и других факторов происходит отложение обломочного материала. Образующиеся песчано-алеврито-глинистые породы называются эоловыми отложениями.

К положительным формам эоловой (ветровой) деятельности относятся барханы и дюны.

Барханаминазываются распространенные в пустынях песчаные холмы серповидной формы, заканчивающиеся по бокам остроугольными «рогами», вытянутыми в направлении движения ветра (рис. 2.72).

Рис. 2.72 Бархан

а – вид сбоку, б – вид сверху

Бархан образуется следующим образом. После сильного ветра в пустыне на поверхости возникают небольшие скопления песка высотой 35 – 40 см. ветер уже не в состоянии его плавно огибать, и на подветренной стороне начинается завихрение. Они приводит к образованию полуворонки. Этот момент и является временем зарождения бархана. Бархан разрастается до 4 – 5 м в высоту и до 40 – 70 м в поперечнике. Когда развивается сложная групповая цепь барханов, то высота песчаных возвышенностей достигает 70 – 100 м.

Цепи барханов передвигаются со скоростью до 12 м в месяц. Ветер гонит песок вдоль пологого наветренного склона, наращивая крутой подветренный склон. Причина образования барханов – появление на пути движения ветра препятствия, вызывающего его торможение и завихренеие.

Дюнами называются песчаные холмы на берегах морей, озер и рек, принесенные ветром, дующим по направлению к берегу. «Рога» дюн обычно направлены не вперед, как у барханов, а назад по отношению к движению дюн. Это связано с тем, что на окраинах дюны песок снизу пропитан водой, поэтому сухая высокая центральная часть дюны легче перемещается ветром. Дюны, как и барханы, имеют пологий наветренный и крутой подветренный склоны. На морских берегах дюны имеют высоту 20 – 30 м, а иногда и 100 м. скорость движения дюн от 1 до 20 м в год в зависимости от режима ветра, рельефа и т.д.

Дюны хорошо развиты на берегах Балтийского моря, озерные дюны – на берегаз Аральского, Ладожского и др. озер, ресные – по берегам Волги, Днепра, Дона, Припяти и др.

В образовании барханов и дюн, основным материалом, а в случае корразии действующей силой, является песок. Но кроме песка, ветер переносит и более тонкий материал разрушения – пыль. Благодаря своей легкости пыль переносится на большие расстояния, но в конце концов оседает на поверхность земли с дождем и снегом.

Основными поставщиками песка и пыли являются пустыни, где из-за отсутствия растительного покрова и резких колебаний температур интенсивно развивается физическое выветривание. К тому же в пустынях дуют частые ветры. Они в пустынях обычно направлены из центра к окраинам, вынося продукты выветривания. На окраинах пустынь накапливаются песчаные, более грубые пролукты выветривания, а дальше, за пределами пустынь, где имеется растительность, и выпадают дожди,

осаждаются пыль, образуя лёсс, или желтозём. Лёссы широко распространены в Средней Азии, Украине, Китае.

Геологическая деятельность поверхностных вод

Геологическая деятельность поверхностных текучих вод выражается в разрушении горных пород (эрозия), переносе осадочного материала (транспортировка) и его накопление (аккумуляция).

Среди текучих вод следует различать: 1) дождевые и талые воды; 2) врѐменные потоки и 3) реки.

Плоскостной смыв и делювий

Дождевые и талые воды производят плоскостной смыв рыхлого осадочного материала, образовавшегося в результате выветривания. Причиной такого смыва является поверхностный сток атмосферных осадков тонкими переплетающимися струйками, густой сетью стекающими со склонов. Дождевые и талые воды распределеяются по поверхности склона более или менее равномерно. Сила воды тонких струек невелика, поэтому происходит смыв самых тонких, мелких частиц продуктов выветривания. У основания склона, вследствие выполаживания наклона его поверхности и соответственно уменьшения скорости течения, эти частицы оседают. Таким образом, у подножий склонов накапливается покров осадков, который называется делювием.

Делювиальные отложения залегают в виде шлейфа с наибольшей мощностью у основания склона. Иногда мощность делювия достигает 15 – 20 м. делювиальный шлейф не является однородным. В его вершине отлагается относительно грубый материал – песчаный, ниже все более и более мелкий, и в конец шлейфа – тонкие пылеватые частицы.

Временные водотоки и пролювий

Не менее часто поверхностный сток атмосферных осадков осуществляется в форме линейно-направленных потоков в рытвинах, оврагах и речных долинах. Из-за неровности склонов отдельные тонкие струйки сливаются друг с другом, образуя более мощные струи, обладающие большей силой. Такие струи быстро разрушают склон в результате чего образуются промоины или рытвины. Во время дождя или таяния снега в таких рытвинах накапливаются атмосферные осадки, и она начинает расти в глубину, ширину и вверх по уклону. Этот процесс разрушения называется эрозией. Со временем рытвины растут и превращаются в овраги.

Если но оврага достигает уровня грунтовых вод, то в русле возникает постоянный водоток – ручей, что приводит к дальнейшему углублению, расширению и удлинению оврага и превращению его в речную долину.

При обильных дождях или массовом таянии снега рытвины, вымоины заполняются водой, бурно несущейся вниз по склону. Эти временные потоки несут много песка, щебня, а порой валуны и глыбы. При выходе в предгорную равнину от резкого падения скорости движения воды временный водный поток разливается по равнине в виде веера и откладывает весь принесенный материал. Так образуется конус выноса.

В конусах выноса часто наблюдается закономерная сортировка материала по крупности обломков (рис. 2.73)

Отложения конусов выноса выделяются в самостоятельный генетический тип континентальных отложений – пролювий.

Мощность пролювиальных отложений достигает сотен и первых тысяч метров. В них наряду с грубообломочным материалом в местах выходов потоков из гор встречаются тонкозернистые лёссовые отложения, торфяные залежи, а в засушливых районах – солончаки.

Пролювиальные отложения широко развиты среди древних континентальных образований. Каждый раз, когда поднимались горные цепи, на предгорных равнинах накапливались мощные толщи продуктов размыва этих гор, которые называются молассами. Например, мощность моллас Ферганской долины достигает 15 м.

Геологическая работа рек

Постоянные водотоки, или реки, совершают огромную работу по разрушению горных пород, транспортировке продуктов разрушения и их аккумуляции.

Разрушительная деятельность рек выражается в глубинной(донной) ибоковойэрозии.

Глубинная эрозия преобладает в начальную стадию развития реки. Водный поток в этот период времени стремится выработать профиль дна применительно к уровню озера или моря, в который впадает река. Этот уровень называется базисом эрозии. Глубинная эрозия особенно велика в горных района, где реки нередко прорезают глубокие долины с отвесными склонами, которые называются ущельями или каньонами. На следующей стадии река уже имеет более выработанное ложе. В результате боковой эрозии долина реки расширяется и заполняется речными отложениями.

Эрозионная деятельность реки прекращается тогда, когда устанавливается равновесие между эрозией и прочностью пород. Кривая дна реки, на всем протяжении которой установилось такое равновесие, называется продольным профилем равновесия (рис. 2.74)

В заключительную стадию развития реки продольный профиль ее русла достигает предельного профиля равновесия и скорость течения уменьшается. Долина реки становится широкой с многочисленными меандрами и старицами, склоны долины пологими, дно реки плоским, заполненным аллювиальными– обломочными речными отложениями. При понижении базиса эрозии происходит омоложение реки – усиливается глубинная эрозионная деятельность, русло спрямляется. Аллювиальные отложения, слагавшие пойму реки, оказываются выше новых пойменных осадков при новом базисе эрозии. Неразмытые остатки древних пойм образуют ступенчатые уступы, называемые надпойменными террасами (рис. 2.75).

Аллювиальные отложения, или аллювий, отличаются от других продуктов разрушения (элювия, пролювия) своей сортированностью и окатанностью. В аллювиальных отложениях часто концентрируются вымытые из коренных пород ценные минералы. Такие скопления минералов в речных отложениях называются аллювиальными россыпями, или россыпными месторождениями полезных ископаемых – золота, алмазов, рубинов, касситерита, ильменита, рутила и др.

Геологическая деятельность подземных вод

Атмосферные осадки, попадая на земную поверхность, разделяются обычно на три неравные части. Одна часть стекает прямо на поверхности и образует ручьи, реки и озера; другая – испаряется, возвращается снова в атмосферу и отчасти расходуется организмами; третья – поглощается почвой, проникает на разную глубину внутрь земной коры и служит источником питания подземных вод.

Происхождение подземных вод

Процесс проникновения поверхностной воды в земную кору называется инфильтрацией. Часть подземных вод образуется путем конденсации паров воды, проникающих в рыхлые породы. Первые называютсяинфильтрационными, вторые –конденсационнымиводами. Так как эти воды принимают участие в широком круговороте воды между земной корой, атмосферой и гидросферой, они называютсяблуждающими, иливадозовыми.

Кроме того, часть подземный вод образуется за счет ювенильныхвод – поднимающихся из недр Земли.

Водопроницаемость горных пород

Водопроницаемостьюназывается способность горных пород пропускать через себя (фильтровать) воду. Породы, легко пропускающие воду, называютсяводопроницаемые; трудно пропускающие воду – водонепроницаемым, или водоупорными.

Под влагоемкостьюпонимается способность пород вмещать в себя то или иное количество влаги.

Например, глины типичные водонепроницаемые породы. Однако, это не говорит о том, что глинах нет воды. Капиллярная пористость глин достигает 60%, так что глины очень влагоемки. Капиллярная связь воды в глинах и делает их неспособными пропускать через себя воду.

Читайте также:  Есть такая река плес

Типы подземных вод

По условиям залегания выделяются следующие типы подземных вод: почвенные, верховодка, грунтовые, межпластовые, карстовые и трещинные (рис. 2.76).

Почвенные водырасполагаются у поверхности и заполняют пустоты в почве.

Верховодказалегает на небольшой глубине в зоне свободного проникновения воздуха, образуя скопления над линзами водонепроницаемых пород.

Грунтовые водызалегают в виде постоянного водоносного горизонта на первом от поверхности, более или менее выдержанном водонепроницаемом слое. Грунтовые воды обладают свободной поверхностью, которая называетсязеркалом, илиуровнем грунтовых вод.

Межпластовые водызаключены между водоупорными слоями (пластами), межпластовые воды, находящиеся под напором, называютнапорными, илиартезианскими.

Карстовые водызалегают в карстовых пустотах, образовавшихся за счет растворения и выщелачивания горных пород.

Трещинные водызаполняют трещины горных пород и могут быть как напорными, так и безнапорными.

По содержанию растворенных солей подземные воды подразделяются на следующие виды:

1) пресные, содержащие до 1 г/л растворенных веществ;

2) солоноватые, содержащие 1 – 10 г/л солей;

3) соленые(10-50 г/л);

4) рассолы(свыше 50 г/л).

По температуре подземные воды подразделяются на четыре типа:

1) холодныес температурой ниже 20°С;

2) теплые (20 – 37°С);

3) горячие(37 – 42°С);

4) очень горячие(термы) с температурой свыше 42°С.

В зависимости от преобладания растворенных солей в воде различают воды гидрокарбонатные,сульфатныеихлоридные.

Подземные воды, обладающие теми или иными лечебными свойствами, называют бальнеологическими. В этой связи различают углекислые, сероводородные, радоновые и другие виды подземных вод.

Геологическая работа подземных вод

Подземные воды играют существенную роль в геологическом развитии земной коры. Их чрезвычайно широкое распространение и подвижность приводят к постоянному взаимодействию с горными породами и перераспределению вещества в земной коре, образованию месторождений полезных ископаемых.

Геологическая работа подземных вод сводится к химическому взаимодействию с горными породами: растворению, гидратации, гидролизу, карбонатизации, окислению, выщелачиванию, а также переносу и переотложению вещества.

Суффозия– механический вынос подземными водами мелких минеральных частиц из горных пород. Процессы суффозии приводят, в частности, к возникновению оползней.Оползняминазываются передвижения масс горных пород вниз по склону под влиянием силы тяжести (рис. 2.78).

В обычное время вода стоит ниже водопроницаемого (песчаного) горизонта (рис. 2.78, 1). Во время паводка вода поднимается выше горизонта песков (рис. 2.78, 2). Сток подземных вод прекращается. В песках накапливается много воды. Когда паводок спадает, вода устремляется к выходу, увлекая за собой песчаные частицы, вынося в реки тысячи тонн песка. Связь с подстилающим водоупорным слоем ослабляется, и вышележащая толща пород вместе с пластом песка сползает вниз.

Карстовые явлениясвязаны с выщелачиванием подземными водами карбонатных и других растворимых пород. Выщелачивание обычно начинается с поверхности. Образуется воронка, затем глубокие борозды, или карры. В дальнейшем выщелачивание проникает вглубь. В результате на дне карра образуется нечто вроде природного колодца, в который устремляется вода. Такие колодцы называютсяпонорами. В конечном итоге в горных породах образуются многочисленные канали и пещеры, часто поглощающие целые ручьи и реки (рис. 2.79).

Классическим примером развития карста считается плато Карст в Югославии. Плато представляет собой каменную пустыню, поверхность которой покрыта трещинами, ямами, рытвинами, воронками. Реки текут под землей в закрытых руслах.

Подземные воды не только выщелачивают горные породы, но и при благоприятных условиях облагают растворенные вещества, образуя разнообразные натечные образования: сталактиты и сталагмиты. Сталактитыпредставляют собой удлиненные, растущие вниз от кровли пещеры сосульки, состоящие чаще всего из кальцита или гипса. Сталагмиты, наоборот, растут снизу вверх, образуя более толстые натечные формы (рис. 2.79).

Кроме натечных форм, подземные воды отлагают минеральные вещества в пустотах рыхлых пород, цементируя их. В результате цементации образуются новые породы: песчаники, конгломераты, брекчии и др.

Геологическая деятельность ледников

В природе наблюдаются различные формы существования льда. Зимой лед образуется в водоемах и почве – это сезонный лед. Многолетние льды развиты в областях распространения вечной мерзлоты, а также слагают ледники. Глубина распространения многолетней мерзлоты колеблется от первых десятков метров до 500 – 600 м.

Типы ледников

На Земле ледники занимают значительное место. Они покрывают примерно 11% суши (около 16 млн. км 2 ). Общий объем льда, содержащийся в ледниках, оценивается в 30 млн. км 3 .

Ледники образуются в местах, расположенных выше снеговой линии (границы). Снеговая граница– это поверхность, лежащая определенной для каждой точки земного шара высоте, на уровне которой существует равенство между количеством выпадающих и стаивающих твердых осадков в течение года.

Существует две снеговых границы: нижняя – определяемая появлением снежников и расположенная выше современных гор; верхняя – (верхняя граница хионосферы), определяемая исчезновением льда и снега вследствие уменьшения с высотой количества осадков.

Между верхней и нижней снеговыми границами располагается хионосфера, в пределах которой происходит накопление снега, образование фирна и ледников.

Различают три основных типа ледников: горные, покровные и промежуточного типа.

Горными,или альпийскими, называют сравнительно маломощные ледники высокогорных районов, приуроченные к различного рода углублениям в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям и т.п. Ледники такого типа развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавказе. На долю горных ледников приходится 0,5% площади ледников Земли.

Покровные ледники обычно образуются в полярных районах (Антарктика, Гренландия, о. Новая Земля и др.) и располагаются почти на уровне моря. Как правило, эти ледники достигают значительных размеров.

К ледникам промежуточноготипа относятся плоскогорные ледники, которые образуются на горах с плоской (столообразной) или плоско-выпуклой вершиной. Такие ледники развиты в Скандинавии, поэтому их иногда называют ледникамискандинавского типа.

Геологическая работа ледников

Передвигаясь, ледники производят огромную работу по разрушению горных пород, обработке (вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движется, и переносу разнообразного обломочного материала.

Работа ледника по разрушению и истиранию пород ложа называется экзарацией. При движении льда образуются выровненные, выположенные формы рельефа. Округлые асимметричные скалы со следами полировки, штриховки называютсябараньими лбами, а их скопления образуют ландшафткурчавых скал. Долина, по которой движется ледник с вмершими в лед обломками пород, приобретает корытооразную форму с плоским дном и отвесными боковыми стенками. Такая долина называетсятрогом.

Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, получил название морены.

По своему составу морены подразделяются на:

движущиеся, передвигающиеся совместно с ледником;

неподвижные, оставшиеся на месте после таяния ледника.

Среди неподвижных морен выделяют конечные, срединные и основные (рис. 2.80).

Конечная морена– неподвижная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка.

Основная морена– это отложения, оставшиеся после таяния ледника на всем протяжении троговой долины.

С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальныеотложения, которые возникают в результате деятельности временных водных потоков, образующихся при таянии ледников. Такие водные потоки размывают морену и выносят рыхло-обломочный материал за ее пределы. При этом вблизи границы ледника откладывается более грубообломочный материал, далее – мелкий песчаный и затем тонкий, глинистый. Флювиогляциальные отложения являются частью перемытой морены и переносятся водным потоком на незначительные расстояния.

Рис. 2.80 Ледниковая морена

Геологическая деятельность озер и болот

Озерами называются замкнутые впадины поверхности суши, заполненные водой.

Болотами называются избыточно увлажненные участки суши, на которых происходит накопление неразложившегося органического вещества, переходящего в дальнейшем в торф.

Озера и их геологическая деятельность

По ставу воды озёра делятся на: 1) пресные; 2) соленые.

По химическому составу соленые озера подразделяются на: а) карбонатные или содовые; б) сульфатные; в) хлоридные.

Геологическая деятельность озер сходна с геологической деятельностью морей, но масштабы ее значительно меньше. Для крупных озер характерно проявление абразии с образованием береговых обрывов, абразионных террас.

На разнообразие, характер и состав озерных осадков влияют климат, размер и форма озера, его глубина, способ питания осадочным материалом, характер берегов и рельеф водосборной площади, состав пород на этой площади.

Отложения пресных озер.Во влажном климате озера получают много воды, мало испаряют, поэтому они, как правило, пресные. Растворенные вещества в таких озерах не накапливаются, а выносятся. Отложения пресных озер представлены терригенными, органогенными и хемогенными фациями.

Образование терригенных породопределяется климатическими особенностями, типами берегов, размерами озера. В их распределении наблюдается отчетливая зональность. В прибрежных частях накапливается грубый материал, который сменяется глинами и илами. Глинистые и суглинистые породы отличаются ритмической слоистостью, обусловленной сезонными колебаниями режима озера.

Органогенныеозерные отложения – это диатомиты, известковые илы и сапропели.Сапропель – это озерный органический ил, образуется в водоемах, богатых микроскопическими простейшими животными и растительными организмами. Все органические остатки, падающие на дно озера, разлагаются без доступа кислорода воздуха. В результате деятельности микроорганизмов возникают углеводороды, происходит частичная битуминизация органического вещества. Во влажном состоянии сапропель – темная серо-зеленая или коричневая студенистая масса. В ходе дальнейшего накопления сапропелевые осадки уплотняются, твердеют и превращаются в разновидность угля, называемуюсапропелитом.

Хемогенныеосадки представлены известковыми конкрециями, скоплениями оолитовых железных руд, бокситов.

В некоторых озерах вода обладает большой жесткостью вследствие привноса грунтовыми водами карбонатов кальция. Жесткость воды может увеличиваться до концентраций, приводящих к химическому осаждению тонкозернистого карбоната. Известковые конкреции образуются в глинистых илах в стадию диагенеза. Лишь в отдельных небольших озерах, питающимися подземными водами, накапливаются светло-серые глинисто-карбонатные осадки – озерные мергели.

Речными водами в пресноводные озера поступает нередко большое количество коллоидных веществ, образующихся в процессе выветривания и почвообразования. Такими коллоидами являются гидроокислы железа, марганца, алюминия, которые осаждаются на дно.

Озерные железные руды образуются за счет принесенных коллоидных гидроксидов железа и алюминия. Выпадению коллоидов в осадок с образованием бобовин и желваков оолитов способствуют бактерии.

В тропических и субтропических областях с мощной корой латеритного выветривания в озерных впадинах накапливаются наряду с железными рудами окислы алюминия – бокситы. Они распространены среди отложений палеозоя и мезозоя и в ряде случаев образуют месторождения (например, Тихвинское в Ленинградской обл.).

Отложения соленых озер.

Характер озерных осадков в засушливых зонах (жаркий аридный климат) существенно отличается от отложений, формирующихся во влажном климате. Озера получают воды меньше, чем ее испаряется, поэтому озера часто бессточные и, как правило, соленые. Соленость составляет 28 — 30‰ (Эльтон, Баскунчак). Соли накапливаются по сезонам, при этом скорость осадконакопления может достигать 30 см/год. В соленых озерах отлагаются гипс, сода, каменная соль, мирабилит, которые переслаиваются карбонатными породами.

Таким образом, с геологической деятельностью озер связано формирование кирпично-черепичных глин, сапропелитов, озерных углей (богхедов), солей, руд железа и алюминия. Важным полезным ископаемым являются озерные мергели.

Геологическая деятельность болот

Болота – это избыточно увлажненные участки, в пределах которых постоянно происходит накопление органического вещества.

В результате геологической деятельности болот формируются органогенные и хемогенные осадки. Наиболее типичная порода болот – торф. Он представляет собой скопления неразложившихся остатков высших растений – мхов, трав, кустарников, деревьев. Благодаря тому, что остатки растений в болоте насыщены или покрыты водой, они разлагаются без доступа кислорода. Под воздействием сложных биохимических процессов, в которых существенная роль принадлежит бактериям, растительные остатки теряют значительную часть кислорода, водорода и азота и обогащаются углеродом. За счет разложения органических веществ образуется гумус, что является основным признаком торфообразования. В условиях жаркого климата органическое вещество разлагается быстро, мощные торфяники при этом не образуются.

В зависимости от состава преобладающих растительных осадков выделяется несколько типов торфа. Для низинных болот, покрывающихся травянистыми растениями и осоками характерен осоковый торф, для верховых – сфагновый. Мощность торфа может достигать 10-15 м.

В процессе дальнейших преобразований в толще осадков торф превращается в различные виды ископаемых углей. Большой интерес вызывает изучение ископаемых торфяников, формировавшихся ы межледниковые эпохи. Такие разрезы известны в Беларуси в районах Гродно, Шклова, Борисова и других местах.

Хемогенные осадки болот представлены луговыми или болотными мергелями и болотными железными рудами.

Мергели образуются в тех болотах, где имеются выходы подземных вод, богатых углекислым кальцием. Накоплению карбоната кальция способствует испарение воды с поверхности торфяника, что влечет за собой поступление все новых порций грунтовых вод по капиллярам почвы. В результате этого нижние части почвенного горизонта обогащаются тонкозернистым кальцитом, который в смеси с глинистым материалом дает серую рыхлую массу.

Болотные железные руды накапливаются в грунтовых водах. В восстановительной среде торфяника железо выпадает в осадок в виде карбоната (сидерита), который, окисляясь кислородом воздуха, переходит в окислы и гидроокислы. Болотные железистые руды скапливаются, образуя оолиты, конкреции, порой линзовидные залежи мощностью до 1 – 1,5 м. вместе с оксидами в болотах иногда образуется фосфат железа – белый минерал вивианит, который при окислении переходит в ярко-синий керченит, используемый как удобрение вместе с торфом.

Источник



Геологическая деятельность реки моря ледники

Тульский государственный педагогический университет им Л.Н. Толстого
Кафедра экологии
Голынская Ф.А.

Геологическая деятельность подземных вод, ледников, моря

1.Геологическая деятельность подземных вод.

К подземным относятся воды, находящиеся в недрах Земли в жидком, парообразном и твердом состоянии и заполняющие поры, пустоты и трещины в горных породах. По происхождению различают воды:

инфильтрационные, образованные в результате проникновения атмосферных осадков в толщу горных пород;

конденсационные, образованные из влаги атмосферного влажного воздуха, проникающего в почву или выходящие на дневную поверхность породы, обычно в засушливых областях;

седиментогенные, образованные в результате захоронения вод морского происхождения, высокоминерализованные и сильно измененные под влиянием давления и температуры;

межаморфогенные, образованные в результате дегидратации под действием температуры и давления минералов, содержащих в своем составе воду.

Вода в горных породах может находиться в парообразном, жидком и твердом состоянии, в связном (кристаллизационная, конституционная, гигроскопическая, пленочная и капиллярная вода) и свободном (гравитационная) виде.

Гравитационная вода содержится в порах пород, может перемещаться и выполнять механическую и химическую работу, поэтому собственно эта вода и является подземной.

Водноколлекторские свойства горных пород определяются:

пористостью, выражаемой отношением объема всех пор к объему всей породы: n = &#110 p / &#110 &#215 100%; водопроницаемостью, зависящей от пористости, с наибольшей у галечников, гравия, крупных песков, закарстованных известняков и сильвио трещинных пород. Водоупорными являются глины, тяжелые суглинки, сцементированные и массивные породы.

Различают подземные воды принадлежащие к зонам аэрации и насыщения.

В зоне аэрации различают воды:

  1. почвенные, связанные с инфильтрацией атмосферных осадков и различных поверхностных вод;
  2. верховодку – воды, образующиеся на небольшой глубине, задерживающиеся линзами и прослоями водоупорных пород.

В зоне насыщения различают воды:

  1. грунтовые, залегающие на первом водоупорном горизонте, из – за отсутствия водоупорной кровли подпитывающиеся атмосферной влагой;
  2. межпластовые воды (ненапорные) – залегают между двумя водоупорными толщами с областями питания, значительно удаленными от водоносного горизонта и выходят на поверхность. Режим грунтовых вод из-за сезонных колебаний подвержен значительным колебаниям. В сельской местности — источник водоснабжения. Верхняя граница грунтовых вод – уровень или зеркало грунтовых вод. Порода, насыщенная водой, называется водоносным горизонтом. По направлению уклона местности подземные воды движутся под действием собственного веса по порам и трещинам. Разгрузка происходит в пониженных участках в виде исходящих источников (родников).
  3. напорные подземные воды (артезианские) залегают между двумя водоупорными толщами, насыщают весь водоносный горизонт и обладают гидростатическим напором. Большие скопления напорных вод – артезианские бассейны, находятся обычно в прогибах. При снятии напора вода поднимается выше уровня грунтовых вод. Артезианские воды способны образовывать восходящие источники, «бьющие ключи». Не загрязнены. Область питания находится на значительном расстоянии от области распространения.
  1. пояс сезонных колебаний температур подземных вод;
  2. ниже – пояс постоянных температур неизменных в течении всего года;
  3. еще ниже – температура повышается с глубиной: холодные – до 20 ° С; теплые – 20 – 42 ° С; горячие (или термальные) > 42 ° С (Пятигорск > 27 ° С).

По степени минерализации различают (В. И. Вернадский): пресные (сухой остаток до 1 г/л), солоноватые (1 – 10 г/л), соленые (10 – 50 г/л) и рассолы (50 – 550 г/л).

Жесткость подземных вод определяется наличием солей

CaSO4, MgSO2, NaCl и т.д.; щелочность – Ca(HCO3)2, Mg(HCO3)2, NaHCO3. Нейтральные воды – поровну Н+ и О Н-.

Разрушительная деятельность подземных вод проявляется главным образом в химическом разрушении и выщелачивании горных пород, что связано с содержанием в них кислорода, углекислоты, различных органических и неорганических веществ.

Совокупность геологических явлений, сопровождающихся растворением и размывом горных пород с образованием крупных полостей, называется карстом. Карстующиеся породы – известняки, доломиты, гипсы и ангидриты.

Формы карстового рельефа:

карры – углубления в виде борозд, канавок, образующие карровые поля. Карстовые воронки, колодцы наиболее распространены. В карстовых областях исчезают реки (в Башкирии река Янан – яма 40 км. под землей и 17 км. на поверхности). Воды образуют горизонтальные ходы и пещеры (самая крупная – Мамонтова, в США, штат Кентукки, до 100 км., в России – Четырдаг, Кунгурская пещера).

В результате наполнения поверхностными водами рыхлых пород образуются такие формы как:

оплывины — мелкие смещения, захвакывающие только верхнюю выветренную часть склонов. Происходит смещение – суглинки и супеси по глинам и специальным суглинкам. оползни – смещение горных пород более крупных масштабов по берегам рек, озер и морей, сложенных рыхлыми породами. Слои имеют наклон в сторону откоса. Образованию оползней способствуют дожди, землетрясения, подмывы рекой или прибоем и т. д. (берега Волги, Черного моря и т. д.).

Созидательная деятельность подземных вод.

Насыщение минеральными солями подземных вод приводит к выпадению их из раствора и образованию, например, из Са(НСО3)2 минерала арагонита. В пещерах образуются на стенах натечные корки, посреди – сталактиты и сталагмиты. Полости могут постепенно заполняться ими из вод, насыщенных кремниевой кислотой, образуя кремниевые туфы (гейзериты). В местах выхода на земную поверхность насыщенных углекислотой подземных вод откладывается углекислая известь в виде известкового туфа – травертина, а с Fе – массы бурого железняка.

2.Геологическая деятельность ледников.

Условиями образования ледника являются: обилие атмосферных осадков, выпадающих при температуре ниже 0° С, накапливающихся выше так называемой снеговой линии (полосы, в пред. которой среднегодовое количество твердых осадков равно их убыли). Отрицательная температура сохраняет в пределах Северного и Южного полюсов, на Западном Кавказе (>2700 м.), в Гималаях (> 5500 м. ). При похолодании и увеличении влажности граница этой температуры перемещается вниз, при потеплении и уменьшении влажности – вверх.

Накапливающийся в течении многих тысяч лет лед превращается в зернистый – фирн, затем под давлением – в голубой прозрачный или глетчерный лед.

Характерной особенностью ледника является способность его перемещаться, что связано с пластичностью льда.

Наибольшая пластичность льда в нижней части ледника, который может как – бы выползать из – под вышележащей толщи и течь подобно пластичному веществу, независимо от рельефа местности. Скорость движения ледников от нескольких см. до 20 м. в сутки (ледники Гренландии – V = 5–20 м. в сутки). Средняя часть поверхности ледника перемещается быстрее, чем краевая. При расширении долины ледник, как река, стремится растечься по ней. Поэтому в нем появляются продольные трещины, а при увеличении уклона ложа и поперечные.

Различают 3 типа ледников: горный (альпийский), плоскогорный (скандинавский) и покровный (гренландский). Площадь под ледниками – 16 млн. км 2 (10 %).

Ледники выполняют большую разрушительную, переносную и созидательную работу. Двигаясь по земной поверхности они дробят, крошат встречающиеся на пути обломки скал, истирают, бороздят и полируют поверхности горных пород, выпахивают рыхлые отложения, оставляя после себя вытянутые в направлении движения волны выпахивания. Захваченные ледниками обломки усиливают их разрушительную деятельность. Обработанные ледниками скалы – бараные лбы, а группа бараных лбов – курчавые скалы (Кольский полуостров, Финляндия).

Спускающиеся с гор ледники преобразуют эрозийные горные долины в ледниковые или троговые («троги» — от лат. «корыто») с крутыми отполированными склонами и плоским дном. Троги широко развиты в районах древнего и современного оледенения. Дно их – волнисто – бугристое, глассенные выступы твердых пород – ричели. Отложения ледника называются мореной. Морены движущиеся, разделяются на долины – внутренние, срединные и боковые, а отложенные – на конечные и основные (см.рис.).

А- ледниковые в плане;
Б- то же, в разрезе;
В- поперечный разрез конечной морены ледникового языка.
М- срединная морена;
F- боковые морены;
T- донная морена;
MA— боковые.

Донные – состоят из продуктов постледникового выветривания и обломков пород ложа основания и состоят из крупных обломков, пылеватых и глинистых частиц.

Внутренние – слагаются из обломков, попавших в ледник извне и при таянии снега проникшего внутрь его.

Боковые – состоят из обломков осыпней, обвалов и бортов долины.

Срединные – образуются при слиянии боковых морен двух ледников. По числу этих морен можно определить число слившихся ледников.

Конечные – это валы обломочного материала (валуны, галька, щебень и т. д.), образовывающихся перед ледником и обращенные крутыми склонами в сторону ледника, пологими – в сторону движения ледника. Валы показывают границы движения ледника. Если ледник, отступая, останавливается несколько раз, то образуется несколько валов. У быстроотступающих ледников срединные, боковые, донные и внутренние морены объединяются в основную морену, образуются боковые валы.

Среди ледниковых отложений наиболее часто встречаются моренные глины и суглинки, а также валунные суглинки с крупными обломками. Морены не слоисты, залегают в виде карманов, валов, холмов и др. Мощность морен четвертичного определения 2 – 35 м., более ранних (PR и MZ) – до 180 м., которые метаморфизированы и называются тиллитами.

Отложения ледниковых водных потоков называют флювиогляциальными. Весь размытый материал выносится за пределы ледника, образуя обширные зандровые поля из песчано – глинистых и песчаных отложений.

Водно – ледниковые потоки образуют также холмообразные гряды, располагаясь рядами, высотой 50 м., ширина у основания 50 – 200 м. Сложены галечником, гравием, песком (Финляндия, Швеция).

Холмы, хаотично разбросанные по долине и приуроченные к краевым частям ледника, называются камами, которые сформировались на последнем этапе существования ледника (из поверхностных котловин озерного типа).

3.Геологическая деятельность моря.

Моря и океаны занимают около 361 млн.км 2 . (70,8% всей земной поверхности). Общий объем воды в 10 раз больше объема суши, возвышающейся над уровнем воды, которая составляет 1370 млн. км 2 . Эта громадная масса воды находится в непрерывном движении и поэтому выполняет большую разрушительную и созидательную работу. На протяжении длительной истории развития земной коры моря и океаны не раз меняли свои границы. Почти вся поверхность современной суши неоднократно заливалась их водами. На дне морей и океанов накапливались мощные толщи осадков. Из этих осадков образовались различные осадочные горные породы. Средняя соленость морской воды составляет 3,5% (в 1 – м литре 35 грамм растворенных солей): NaCl – 78%; MgCl2 – 9; CaSO4 – 4; KCl

Читайте также:  Животные реки кама пермский край

2; CaCO3 – 0,04; SiO2 – 0,008%. В ничтожных количествах в морской воде – I, Br, Mn, Zn, Pb, Cu, Au, а также растворены газы СО2 и О2.

Геологическая деятельность моря главным образом сводится к разрушению горных пород берегов и дна, переносу обломков материала и отложению осадков, из которых впоследствии образуются осадочные горные породы морского происхождения.

Разрушительная деятельность моря заключается в разрушении берегов и дна и называется абразией, которая более всего проявляется у обрывистых берегов при больших прибрежных глубинах. Это обусловлено большой высотой волн и большим их давлением. Усиливает разрушительную деятельность содержащийся в морской воде обломочный материал и пузырьки воздуха, которые лопаются и возникает перепад давлений в десятки раз превышающие абразию. Под действием морских прибоев берег постепенно отодвигается и на его месте (на глубине 0 – 20 м) образуется ровная площадка – волноприбойная или абразионная терраса, ширина которой может быть > 9 км, уклон

Если уровень моря долгое время остается постоянным, то крутой берег постепенно отступает и между ним и абразионной террасой возникает валунно – галечный пляж. Берег из абразионного становится аккумулятивным.

Берега интенсивно разрушаются при трансгрессии (наступлении) моря и превращаются, выходя из – под уровня воды, в морскую террасу при регрессии моря. Примеры: берега Норвегии и Новой Земли. Абразии не происходит при быстрых непрерывных поднятиях и на пологих берегах.

Разрушению берегов способствует также морские приливы и отливы, морские течения (Гольфстрим).

Морская вода переносит вещества в коллоидном, растворенном состоянии и в виде механических взвесей. Более грубый материал она волочит по дну.

Различают 2 вида перемещения рыхлого материала: поперечное (перпендикулярно линии берега) и продольное (параллельно береговой линии).

Поперечное перемещает рыхлый материал вследствие большей энергии волны идущей к берегу, чем уходящей от него. Естественная сортировка обломочного материала выглядит таким образом: крупнообломочный остается у берегов, а песчаный – на отдалении от них. Крупнообломочный материал может сформировать из валунов и гальки береговой вал.

При продольном перемещении обломочного материала скорость зависит от угла подхода волн к берегу: максимум будет при 45°.

По данным В. А. Обручева в Крыму между Алуштой и Феодосией при волнении в 1 балл обломочный материал за сутки перемещается приблизительно на 6 м, при 4 – х баллах – 45 м, при 8 – ми баллах – 100 м.

Перенос ветровыми волнами придонного материала наблюдается до глубины 10 м. Приливы и отливы приводят в движение всю массу воды, поэтому обломочный материал не отлагается (пролив Ла — Манш).

Созидательная деятельность моря. В области шельфа обломочный материал откладывается как у самого берега в волноприбойной полосе, так и вдали от него. Береговые валы сложены на крутых берегах крупнообломочным материалом, на пологих – среднеобломочным. Ширина – до 20 м, высота – 1,5 (на берегах океанов высота до 15 м). Нередко бывают 2 – 3 береговых вала.

При косом подходе волн обломочный материал накапливается у его изломов и выступов в виде мысов и кос. Мысы формируются у самого выступа, косы – сразу за ними. (Длина косы Тендер в Черном море – 90 км).

Терригенные осадки шельфа могут включать органогенные и химические, образующие обособленные. Органогенные: коралловые известняки и известняки – ракушечники. Химческие: образуются в местах слияния морских вод с речными, несущими соединения Fe, Al, Mn и др. Встречаются в них космические и эоловые элементы – продукты извержений вулканов.

Осадки шельфа откладываются вдоль берега шириной 250 – 300 км и расширяются в местах впадин рек до 600 км.

Осадки батиальной области представлены тонким алевритопелитовым материалом – синим, красным, зеленым, серым, обогащенным органическим веществом. В их состав входят также конкреции фосфоритов. Для батиальных осадков характерна однородность на больших площадях. Мощность составляет сотни метров.

Осадки абиссальной области представлены известковыми и кремнистыми илами и красной глубоководной глиной. Илы органогенные: фораминиферовые, птеронодовые и глобигериновые; кремнистые илы – диатомовые и радиоляриевые. Красная глубокая глина откладывается на глубине 3500 – 4000 м. Образование ее связано с продуктами разложения силикатов, попадающих на морское дно в виде вулканической, метеоритной, атмосферной пыли и коллоидных растворов, приносимых морскими течениями.

4.Осадочные горные породы.

Осадочные горные породы образуются в результате разрушения и последующего отложения разнообразных продуктов выветривания магматических и метаморфических (и осадочных) пород. Образование осадочных пород связано с экзогенными процессами, протекающими на поверхности Земли и в гидросфере.

Классификация осадочных пород.

  1. Обломочные;
  2. Хемогенные и органогенные;
  3. Глинистые.

Обломочные образуются из механических осадков (гравий, песок, глины и пр.).

Хемогенные образуются из химических осадков истинных и коллоидных растворов. Выпадение осадка из растворов зависит главным образом от концентрации растворенных солей и температуры раствора. К химическим породам относят галитит, калийные соли, некоторые известняки, доломит, бокситы, кремнистые породы.

Органогенные образуются в результате деятельности организмов, при этом различают фитогенные (из растений: диатомит, уголь) и зоогенные (из животных: мел, известняк, нефть).

Химические осадки часто выпадают при участии организмов; многие органогенные осадки связаны с химизмом среды и зависят от него. Таким образом образование большой группы пород связано с химическими и биогенными процессами (биохимические породы).

По месту образования: морские (прибрежные, мелководные, глубоководные), лагунные и континентальные (пресноводные, ледниковые, пустынные, эоловые и др.).

Химический состав осадочных горных пород более разнообразен, чем исходных магматических и метаморфических пород. Это объясняется очень тонким разделением продуктов разрушения этих пород и переходом в раствор их составных частей.

Минеральный состав осадочных пород характеризуется присутствием тех минералов, которые являются устойчивыми в зоне осадконакопления или образуются при экзогенных процессах. Среди них: кварц, халцедон, опал, минералы группы каолинита (каолинит, монтмариллонит и т. д.), глауконит, силикаты железа, гидроокислы железа, марганца, аллюминия; карбонаты – кальцит, доломит, сидерит, арагонит; галоидные соединения и сульфаты – галит, сильвин, карнамит, гипс, барит, целестин, мирабинит и т. д.

Кроме минерального вещества, осадочные породы часто содержат скелетные остатки организмов в виде окаменелостей.

Источник

Геологическая деятельность ледников

Образование и строение ледников, их классификация. Ледниковая денудация и аккумуляция. Разрушительная деятельность ледников. Особенности рельефа, созданного покровными ледниками. Экзарационный и аккумулятивный рельеф, созданный долинными ледниками.

Рубрика Геология, гидрология и геодезия
Вид реферат
Язык русский
Дата добавления 05.10.2011
  • Оглавление
  • 1. Образование и строение ледников
  • 2. Классификация ледников
  • 3. Геологическая деятельность ледников
  • 4. Ледниковый рельеф
  • Заключение
  • Список литературы

1. Образование и строение ледников

Ледник — масса льда преимущественно атмосферного происхождения, испытывающая вязко-пластическое течение под действием силы тяжести и принявшая форму потока, системы потоков, купола (щита) или плавучей плиты. Образуются ледники в результате накопления и последующего преобразования твёрдых атмосферных осадков (снега) при их положительном многолетнем балансе.

Общим условием образования ледников является сочетание низких температур воздуха с большим количеством твёрдых атмосферных осадков, что имеет место в холодных странах высоких широт и в вершинных частях гор. Однако, чем больше суммы осадков, тем выше могут быть температуры воздуха. Так, годовые суммы твёрдых осадков меняются от 30-50 мм в Центральной Антарктиде до 4500 мм на ледниках Патагонии, а средняя летняя температура от ?40 C в Центральной Антарктиде до +15 C у концов самых длинных ледников Средней Азии, Скандинавии, Новой Зеландии, Патагонии.

Преобразование снега в фирн, а затем в лёд, может идти как при отрицательной температуре, так и при температуре таяния. В первом случае — путём рекристаллизации, вызываемой давлением вышележащей толщи и уменьшением пористости снега. Во втором случае — посредством таяния снега с повторным замерзанием талой воды в толще.

Отступающий ледник и его влияние на окружающий рельеф

На леднике выделяют в верхней части область питания (аккумуляции) и в нижней части область расхода (абляции), то есть области с положительным и отрицательным годовым балансом массы. Эти две области разделяет граница питания, на которой накопление льда равно его убыли. Избыток льда из области питания перетекает вниз в область абляции и восполняет там потери массы, связанные с таянием, испарением и механическим разрушением.

Зона абляции (зона разрушения, таяния) ледника Франца Иосифа (Джозефа)

В зависимости от изменяющихся во времени соотношений аккумуляции и абляции происходят колебания края ледника. В случае существенного усиления питания и превышения его над таянием, край ледника продвигается вперёд — ледник наступает, при обратном соотношении ледник отступает. При длительно сохраняющемся равновесии питания и расхода край ледника занимает стационарное положение.

Кроме таких вынужденных колебаний, прямо связанных с балансом массы, некоторые ледники испытывают быстрые подвижки (пульсации, серджи), которые возникают как результат процессов внутри самого ледника — скачкообразных перестроек условий на ложе и перераспределения вещества между областями аккумуляции и абляции без существенного изменения общей массы льда.

Также в местах перегибов нижележащего рельефа на внешней границе ледника формируются разломы, называемые бергшрундами.

Современные ледники покрывают площадь свыше 16 млн. кмІ, или около 11% суши. В них сосредоточено более 25 млн. кмі льда — почти две трети объёма пресных вод на планете.

2. Классификация ледников

Существуют многообразные классификации ледников. Большинство из них морфологические или морфолого-динамические, использовавшиеся в основном при составлении каталогов ледников. Кроме того, есть геофизические классификации ледников по их термическому режиму и гидротермическому состоянию.

2.1 Морфологическая классификация ледников

· Горные ледники (горное оледенение) — наземные ледники, залегающие в горном рельефе, объединённые по морфологическим признакам. Форма ледников зависит от подстилающего рельефа, их движение определяется в основном силой стока.

· Ледники долин — располагаются в верхних и средних частях горных долин.

· Горнопокровные ледники (горнопокровное или сетчатое оледенение) — переходные от горных к покровным ледникам . Сочетают в себе локальные ледниковые плато и купола с большими долинными и предгорными ледниками в сквозных долинах.

· Покровные ледники (покровное оледенение) — класс ледников, куда объединены морфологические типы, форма которых не зависит от рельефа земной поверхности, а обусловлена распределением питания и расхода льда. Движение льда определяется преимущественно силой растекания и происходит, как правило, от центральной части к периферии.

2.2 Геофизическая классификация ледников

Эта классификация учитывает географическое и климатическое положение ледников, их температурный режим и содержание воды во льду. При этом под тёплым льдом понимается лёд, находящийся при температуре плавления и содержащий в себе некоторое количество жидкой воды, а под холодным льдом — имеющий температуру ниже точки плавления.

· Полярные ледники (холодные ледники);

· Субполярные ледники (переходные ледники);

3. Геологическая деятельность ледников

Наибольшая пластичность льда — в нижней части ледника. Поэтому он может как-бы выползать из-под вышележащей толщи и течь подобно пластичному веществу, независимо от рельефа местности. Скорость движения ледников от нескольких см. до 20 м. в сутки (ледники Гренландии — V = 5-20 м. в сутки). Средняя часть поверхности ледника перемещается быстрее, чем краевая. При расширении долины ледник, как река, стремится растечься по ней. Поэтому в нем появляются продольные трещины, а при увеличении уклона ложа и поперечные.

Ледники выполняют большую разрушительную, переносную и созидательную работу. Двигаясь по земной поверхности, они дробят, крошат встречающиеся на пути обломки скал, истирают, бороздят и полируют поверхности горных пород, выпахивают рыхлые отложения, оставляя после себя вытянутые в направлении движения волны выпахивания. Захваченные ледниками обломки усиливают их разрушительную деятельность.

3.1 Ледниковая денудация и аккумуляция

Движение сопровождается рядом геологических процессов: происходит разрушение или денатурация коренных горных пород подлёдного ложа и боковых частей долины ледника с образованием различных по форме, размерам и составу обломочного материала; перенос обломков породы на поверхности и внутри ледников, а так же вмёрзших в придонные части ледника или перемещаемых волочением крупных и мелких обломков. Ледник производит аккумуляцию обломочного материала, которая осуществляется как во время движения ледника, так и в результате его таяния (дегляциации). Современные ледниковые геологические процессы хорошо изучены и наблюдаются в горных ледниках. В современных покровных ледниках в Гренландии и Антарктиде такие исследования касаются исключительно краевых частей, так как только в редких случаях из-за большой толщины льда до подлёдного ложа пробурены единичные скважины. Однако о масштабной геологической деятельности покровных ледников можно судить по грандиозным четвертичным оледенениям, следы которых хорошо сохранились в Западной и Восточной Европе и в Северной Америке.

3.2 Разрушительная деятельность ледников

Разрушительное воздействие ледников на породы подлёдного ложа называется экзарацией (от латинского «экзарацио» — выпахивание). Особенно интенсивно протекает экзарация при большой толщине льда, создающего огромное давление на подлёдное ложе. В процессе движения происходит выламывание различных блоков и кусков горных пород, их дробление, стачивание. В нижнюю поверхность, в придонную часть ледника, вмерзают обломки, которые своими острыми краями при движении по скальным породам оставляют на их поверхности различные штрихи, царапины или борозды. Это так называемые ледниковые шрамы обладают ориентировкой по направлению движения ледника. Выступы твёрдых скальных горных пород на дне ледникового ложа сглаживаются движущимся ледником, при этом возникают своеобразные удлинённые и овальные формы — бараньи лбы.

Движущийся ледник создаёт сглаженные ассиметричные выступы и углубления, которые называются курчавыми скалами. Иногда они достигают значительных размеров, особенно в областях центров мощных покровных оледенений. При движении ледники срывают крупные выступы или глыбы горных скальных пород и переносят их на большие расстояния. На пути своего движения обломки и глыбы истираются, сглаживаются и покрываются трещинами и царапинами. Такие покрытые штриховкой и сглаженные обломки горных пород называют ледниковыми валунами, или эрратическими валунами. При своём движении ледники не только отрывают и перемещают глыбы скальных пород, но и выпахивают себе ложе.

Это или ванны выпахивания, или глубокие линейные ложбины. Их называют ложбинами ледникового выпахивания. В процессе перемещения и экзарации ледники оказывают воздействие на коренные породы подлёдного ложа и при этом возникают определённые деформации, которые выражены в виде разрывов, отрывов отдельных глыб, изгибов и смятия слоёв в складки. Такие деформации, связанные с деятельностью ледников, называют гляциодислокациями (от латинского «гляциес» — лёд, французского «дислокасион» — перемещение). Характерным примером гляциодислокаций являются крупные глыбы коренных горных пород, сорванные со своего основания и перенесённые ледниками на различные расстояния. Это так называемые ледниковые отторженцы.

С деятельностью горных ледников связано образование ледниковых цирков в вершинной части и специфических ледниковых долин — трогов (от немецкого «трог» — корыто). Ледники, двигаясь по таким долинам, производят интенсивную экзарацию их бортовых частей и ложа. Трогам свойствен U-образный поперечный профиль с пологовогнутым дном.

3.3 Транспортирующая и аккумулятивная работа ледников

Во время своего движения ледники переносят разнообразный обломочный материал от самых тонких глинистых частиц до крупных глыб. Весь разнородный и разнообразный материал, как переносимый ледниками, так и отложенный ими, называют мореной. Различают два типа морен: движущиеся и отложённые. В горных ледниках выделяют поверхностные морены, которые находятся на поверхности движущегося ледника. Среди них по месту нахождения различают боковые и срединные морены. Боковые морены возникают по краям движущегося ледника и состоят из обломочных слабовыветрелых продуктов горных пород, слагающих надледниковые части высоких горных склонов долины, по которой перемещается ледник. Материал в боковую морену может поступать в результате обвалов, обрушения и оползания горного склона. Боковые морены, выражены в виде продольных валов или гряд. Срединная морена располагается в средней части ледникового языка и также представлена обломочным материалом, сгруженным в виде вытянутого вала. Срединная морена образуется во время слияния двух соседних ледников в результате соединения боковых морен. Когда сливается несколько ледников, возникает несколько срединных морен. Внутренние морены образуются как в пределах фирнового поля, так и в области стока. Они состоят из обломков выветрелых горных пород, сброшенных с крутых горных склонов, окаймляющих бассейн питания ледников. Этот обломочный материал захороняется под слоём фирна и постепенно перемещается вглубь фирнового поля и в область стока.

Донные морены — это обломочный материал, вмёрзший в придонную часть ледника, образующийся за счёт ледниковой экзарации и захвата продуктов выветривания.

3.4 Ледниковые отложения

Среди ледниковых выделяются три типа морен: основная (донная); абляционная; конечная (краевая).

Основные морены — самые распространенные ледниковые отложения. Они формируются как горными, так и покровными ледниками, но в основном они относятся к материковым покровным оледенениям. В центральных частях оледенений преобладают экзарация и насыщение льда обломочным материалом. Перемещаясь от центра оледенения к области абляции, где наряду с экзарацией и переносом создаются условия для подлёдной аккумуляции, обломочный материал, насыщающий ледники, постепенно по мере таяния ледника отслаивается и формирует донную морену. Основная морена, формирующаяся под толщей движущегося ледника, характеризуется монолитностью и плотностью материала. Она слагается неслоистыми валунными глинами и суглинками, иногда супесями с погружёнными в них валунами, которые располагаются своей удлинённой частью параллельно направлению движения ледника. Иногда при движении ледника и образовании основных морен происходит выдавливание льдом подстилающих глинистых и супесчаных пород, которые образуют своеобразные купола, называемые диапировыми (от греческого «диапиро» — протыкаю). В целом все деформации самого моренного тела называются гляциодислокациями. К подобному типу относятся и все существующие так называемые отторженцы блоков, глыб и валунов твёрдых горных пород, перенесённых льдом на различные расстояния от их коренного залегания. На равнинах Западной и Восточной Европы разбросано множество глыб и валунов гранитов, которые были перенесены ледниками во время четвертичного оледенения из Скандинавии — центра оледенения, откуда перемещались мощные покровы ледников. Такие глыбы и валуны, перенесённые льдом на значительные расстояния от своего коренного залегания, называют эрратическими (от латинского «эрратикус» — блуждающий). С основными моренами четвертичных оледенений связаны различные формы рельефа. Широко развит холмисто-западинный и холмисто-увалистый моренный рельеф, где холмы различных очертаний и размеров разделяются западинами, которые заболочены или заняты озёрами.

Особый тип мореного рельефа представляют друмлины (от ирландского «друмлин» — холм). Они известны в Ленинградской области и в Прибалтике и представляют собой продолговатые овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Друмлины вытянуты в длину на сотни метров, ширина составляет 100-200 м (иногда 500 м), а высота достигает 15-20 м. Друмлины представляют собой подледниковые образования, которые возникли в условиях значительного динамического воздействия движущегося льда.

Абляционная морена возникает в стадию деградации ледника ближе к периферической части ледника. Во время таяния ледника имеющийся внутри него и находящийся на поверхности обломочный материал оседает, откладываясь на основную морену. Абляционная морена состоит из рыхлых осадков, в которых преобладает песчаный и грубообломочный материал.

Конечные (краевые) морены. При определённой стабильности ледника возникает динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В таких условиях на переднем краю ледника начинает накапливаться обломочный материал, приносимый ледником, который и слагает конечную морену.

Тающий край горного ледника (Тянь-Шань, Терскей Ала-Тоо, верховья р. Барскаон)

Конечные морены в рельефе представляют собой изогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые в плане повторяют очертания края ледникового потока. В Восточной Европе валообразные гряды конечных морен имеют значительную протяжённость. Они достигают в длину десятки, а местами и сотни километров. Таковыми, в частности, являются Клинско-Дмитровская, Рижская и другие гряды в северной половине Восточно-Европейской равнины. В горных ледниках конечные морены формируются поперёк троговой долины и образуют валообразные перемычки, отражающие очертания конца ледникового языка. Иногда они имеют форму серповидных гряд, вогнутая сторона которых обращена вверх по долине. Местами конечные морены подпруживают сток реки и образуют озёра.

3.5 Водно-ледниковые отложения

С деятельностью ледников тесно связана работа талых ледниковых вод. Она состоит из эрозийной, транспортирующей и аккумулятивной деятельности. В результате аккумулятивной деятельности образуются своеобразные водно-ледниковые, или флювиогляциальные (от латинского «флювиос» — река), отложения. В надледниковых, внутриледниковых и подледниковых каналах в результате таяния льда образуются мощные водные потоки, движущиеся с большой скоростью. Они перемывают моренный материал и переоткладывают его по пути своего движения и при выходе из-под ледника. Выделяют два типа флювиогляциальных отложений: интрагляциальный (внутриледниковый) и перигляциальный (приледниковый). Внутриледниковые отложения после таяния ледника образуют на его поверхности специфические формы рельефа — озы, камы и камовые террасы.

Озы — это крутосклонные валообразные гряды, вытянутые по направлению движения ледника и сложенные хорошо промытыми слоистыми песчано-гравийно-галечными отложениями. По своей форме они напоминают железнодорожную насыпь. Высота таких гряд составляет от 10 до 30 м, в редких случаях они достигают 50 м. Протяжённость оз составляет от нескольких сотен метров до десятков километров. Широко озы развиты в Финляндии и Швеции. Часто они встречаются в Прибалтике и Белоруссии. По поводу возникновения оз существуют две гипотезы. Согласно одной, озы возникли при последовательном отступании ледника, когда формировались всё новые и новые конуса выноса обломочного материала. Слияние этих конусов в непрерывную цепочку привело к образованию сплошной озовой гряды. Эта гипотеза носит название дельтовой. Другая, русловая, гипотеза предполагает, что извилистые озовые гряды возникли при движении водно-ледниковых потоков в сочетающихся каналах внутри и подо льдом. Большая масса и высокая скорость этих потоков способствовала перемыву моренного материала и накоплению в ледяных руслах песчано-гравийно-галечного материала. При отступании и таянии ледника сформировались озы в результате оседания обломков на различные элементы рельефа.

Камы и камовые аккумулятивные террасы (от немецкого «камм» — гребень). Камы представляют собой крутосклонные холмы с выположенными вершинами. Высота их достигает 20 м. Камовые холмы, имеющие различные очертания, разделены понижениями иногда в виде замкнутых котловин, которые обычно заболочены или заняты озёрами. Камы слагаются отсортированными отложениями — гравием, песками и супесями с горизонтальной и диагональной слоистостью озёрного типа, в которые погружены валуны и отдельные глыбы моренного материала. Местами в камах имеются так называемые ленточные глины (ритмичное чередование тонких светлых и тёмных слоёв глины и суглинка). Считается, что камы были образованы в условиях неподвижного льда, оторванного от области питания. Наличие в камах слоёв с ленточной ритмичностью свидетельствует о том, что камы образовались в застойных зонах над — и приледниковых озёр, заполняющих котловины и ложбины между неподвижными глыбами льда. Помимо холмов на склонах западин формировались террасовидные уступы — камовые террасы. Они располагаются на разных уровнях, что связано с неравномерным таянием льда. Камовый рельеф характерен для Карелии и Прибалтики и встречается на севере Западной Европы.

Читайте также:  Река в польше приток реки одра

Типичный камовый рельеф.

3.6 Отложение приледниковых областей

В приледниковых или перигляциальных областях формируются своеобразные осадки: зандры (от немецкого «зандер» — песок), лимногляциальные (от греческого «лимнэ» — озеро), или озёрно-ледниковые, отложения и лёсс.

Зандры. Зандры и зандровые поля располагаются сразу же за грядами конечных морен и представляют собой отложения растекающихся по равнинам талых ледниковых вод. Они в основном были сформированы после таяния материковых четвертичных оледенений. Большой объём талых вод занимал не только впадины и иные понижения в рельефе, но и заливал водораздельные пространства. Отложения зандр характеризуются определенной дифференциацией обломочного материала. Более грубые осадки — разнозернистые и грубозернистые пески с гравием и галькой — откладываются обычно вблизи внешнего края конечных морен, а далее на огромных равнинных площадях, залитых талыми водами, накапливаются более однородные пески и только в краевых частях, там, где скорости водных потоков снижаются, формируются тонкозернистые пески и супеси. Примерами зандровых полей, которые были сформированы в межледниковые эпохи в четвертичном периоде, являются Мещерское, Припятское и Вятское полесье, и участки Западно-Сибирской низменности. В современную эпоху зандровые поля образуются перед ледниками Исландии и на Аляске.

Лимногляциальные, или озёрно-ледниковые, отложения образовались в приледниковых озёрных бассейнах. На равнинных территориях распространения материковых четвертичных оледенений такие озёра своим образованием обязаны подпруживающему действию выходящих из-под ледников потоков перед возвышенностями рельефа или грядами конечных морен, а также подпруживанию моренным материалом стока рек. По мере отступания ледника во время таяния размеры и глубина озёр увеличивались. Например, на Северо-Американском континенте во время отступания ледника возникло озеро Агасси, длина которого при максимальном уровне составила 1100 км, а ширина-400 км. В краевых частях приледниковых озёр накапливались песчаные осадки, местами с включениями гравия и гальки, а в удалённых от края ледника в спокойных условиях формировались осадки ленточного типа, представленные чередующимися тонкозернистыми песками, алевритами и глинами. Местами для них характерна чётко выраженная сезонная слоистость, проявляющаяся в ритмичном повторении годичных лент осадков. Они состоят из более мощного относительно грубого песчаного, иногда песчано-алевритового слоёв и маломощного зимнего глинистого слойка. Подсчёт годовых слойков даёт возможность судить о длительности осадконакопления, времени возникновения озера и скорости отступания ледника. По имеющимся сведениям, основанным на анализе ленточных глин, скорость отступания последнего ледника в Швеции составила 325 м/год, а в Финляндии-260 м/год.

Лёссы. Характерной чертой для перигляциальных областей является широкое распространение лёссов и лёссовидных суглинков. Они развиты на юге Восточно-Европейской равнины, в Западно-Сибирской низменности, в Западной Европе, Северной Америке. Эти своеобразные отложения плотным чехлом перекрывают не только низменные участки, но и водоразделы, и их склоны. Большое распространение и своеобразие состава лёссов издавна привлекало внимание исследователей. Но в отношении происхождения лёссов нет единого мнения. Многие принимают концепцию эолового происхождения лёссов. По их мнению, массы холодного воздуха, спускавшиеся с ледников, постепенно нагревались и подходили к приледниковым районам тёплым и сухим. Разность в температурах создавали своеобразные атмосферные фронты. Возникали ветры большой силы, которые поднимали и развеивали ледниковые, водно-ледниковые, аллювиальные и иные отложения с земной поверхности, уносили их и откладывали тонкую пыль, которая в последствии была преобразована в лёсс. Другая группа исследователей считает, что пылеватый материал может образовываться и в условиях различных экзогенных процессов, а превращение его в лёсс происходит путём последующего лёссообразования или в результате выветривания и почвообразования или криогенного гипергенеза. В последние десятилетия удалось выявить в мощных толщах лёссовидных отложений Украины и Средней Азии погребённые горизонты ископаемых почв, состав и строение которых свидетельствует о том, что они образовались в условиях межледниковья, климатические условия которого были похожи на современные.

4. Ледниковый рельеф

4.1 Экзарационный рельеф, созданный покровными ледниками

Обладая значительной толщиной и весом, ледники производят мощную экзарационную работу. Во многих местностях они уничтожили весь почвенный покров и частично подстилающие рыхлые отложения и прорезали глубокие ложбины и борозды в коренных породах. В центральном Квебеке эти ложбины заняты многочисленными мелководными озерами вытянутой формы. Ледниковые борозды прослеживаются вдоль Канадской трансконтинентальной автомагистрали и близ города Садбери (пров. Онтарио). Горы штата Нью-Йорк и Новой Англии были выположены и отпрепарированы, а существовавшие там доледниковые долины расширены и углублены потоками льда. Ледники также расширили котловины пяти Великих озер США и Канады, а поверхности скальных пород отполировали и покрыли штриховкой.

4.2 Ледниково-аккумулятивный рельеф, созданный покровными ледниками

Ледниковые покровы, включая Лаврентийский и Скандинавский, занимали площадь не менее 16 млн. км2, и, кроме того, тысячи квадратных километров были покрыты горными ледниками. Во время деградации оледенения весь эродированный и перемещенный в теле ледника обломочный материал откладывался там, где таял лед. Таким образом, обширные территории оказались усеянными валунами и щебнем и покрыты более мелкозернистыми ледниковыми отложениями. Давным-давно на Британских островах были обнаружены рассеянные по поверхности валуны необычного состава. Вначале предполагалось, что они были принесены океаническими течениями. Однако впоследствии было признано их ледниковое происхождение. Ледниковые отложения стали подразделять на морену и сортированные осадки. В состав отложенных морен (которые иногда называют тилл) входят валуны, щебень, песок, супесь, суглинок и глина. Возможно преобладание одного из этих компонентов, но чаще всего морена представляет собой несортированную смесь двух или большего числа составляющих, а иногда встречаются все фракции.

До оледенения в этом районе были холмы с плавными очертаниями и узкие долины. Во время оледенения несущие обломочный материал ледники глубоко врезались в сушу и сильно преобразовали доледниковый рельеф.

Рельеф после оледенения

4.3 Характерные формы рельефа областей покровного оледенения

Основные морены. Слово «морена» впервые было применено для обозначения гряд и холмов, сложенных валунами и мелкоземом и встречающихся у концов ледников во Французских Альпах. В составе основных морен преобладает материал отложенных морен, а их поверхность представляет собой пересеченную равнину с небольшими холмами и грядами разных форм и размеров и с многочисленными небольшими котловинами, заполненными озерами и болотами. Мощность основных морен варьирует в больших пределах в зависимости от объема принесенного льдом материала.

Основные морены занимают обширные площади в США, Канаде, на Британских островах, в Польше, Финляндии, северной Германии и России. Для окрестностей Понтиака (шт. Мичиган) и Уотерлу (шт. Висконсин) характерны ландшафты основной морены. Тысячи небольших озер усеивают поверхность основных морен в Манитобе и Онтарио (Канада), Миннесоте (США), Финляндии и Польше.

Конечные морены образуют мощные широкие пояса вдоль края покровного ледника. Они представлены грядами или более или менее изолированными холмами мощностью до нескольких десятков метров, шириной до нескольких километров и, в большинстве случаев, длиной во много километров. Часто край покровного ледника не был ровным, а разделялся на довольно четко обособленные лопасти. Положение края ледника реконструируется по конечным моренам. Вероятно, во время отложения этих морен край ледника длительное время находился почти в неподвижном (стационарном) состоянии. При этом формировалась не одна гряда, а целый комплекс гряд, холмов и котловин, который заметно возвышается над поверхностью сопредельных основных морен. В большинстве случаев конечные морены, входящие в состав комплекса, свидетельствуют о неоднократных небольших подвижках края ледника. Талые воды отступавших ледников разрушили эти морены во многих местах, что подтверждается наблюдениями в центральной Альберте и севернее города Реджайна в горах Харт в провинции Саскачеван. На территории США такие примеры представлены вдоль южной границы покровного оледенения.

Друмлины — вытянутые холмы, по форме напоминающие ложку, перевернутую выпуклой стороной кверху. Эти формы состоят из материала отложенной морены, а в некоторых (но не во всех) случаях имеют ядро из коренных пород. Друмлины обычно встречаются большими группами — по нескольку десятков или даже сотен. Большинство этих форм рельефа имеет размеры 900-2000 м в длину, 180-460 м в ширину и 15-45 м в высоту. Валуны на их поверхности нередко ориентированы длинными осями по направлению движения льда, которое осуществлялось от крутого склона к пологому. По-видимому, друмлины формировались, когда нижние слои льда утрачивали подвижность из-за перегрузки обломочным материалом и перекрывались движущимися верхними слоями, которые перерабатывали материал отложенной морены и создавали характерные формы друмлинов. Такие формы широко распространены в ландшафтах основных морен областей покровного оледенения.

Сортированные осадки формируются под воздействием талых ледниковых вод и слагают зандровые водно-ледниковые равнины, долинные зандры, камы и озы, а также заполняют котловины озер ледникового происхождения.

Зандровые равнины сложены материалом, принесенным потоками талых ледниковых вод, и обычно примыкают к внешнему краю конечных морен. Эти грубосортированные отложения состоят из песка, гальки, глины и валунов (максимальный размер которых зависел от транспортирующей способности потоков). Зандровые поля обычно широко распространены вдоль внешнего края конечных морен, но бывают и исключения. Наглядные примеры зандров встречаются западнее морены Альтмонт в Центральной Альберте, близ городов Баррингтон (шт. Иллинойс) и Плейнфилд (шт. Нью-Джерси), а также на о. Лонг-Айленд и полуострове Кейп-Код. Зандровые равнины в центральных районах США, особенно вдоль рек Иллинойс и Миссисипи, содержали огромное количество пылеватого материала, который впоследствии был подхвачен и перенесен сильными ветрами и, в конце концов, переотложен в виде лёсса.

Озы — длинные узкие извилистые гряды, сложенные в основном сортированными осадками, протяженностью от нескольких метров до нескольких километров и высотой до 45 м. Озы формировались в результате деятельности подледниковых потоков талых вод, выработавших во льду туннели и откладывавших там наносы. Озы встречаются всюду, где существовали ледниковые покровы. Сотни таких форм находятся как восточнее, так и западнее Гудзонова залива.

Камы — вероятно, образовались разными способами. Некоторые были отложены близ конечных морен потоками, вытекавшими из внутриледниковых трещин или подледниковых туннелей. Эти камы часто сливаются в широкие поля слабосортированных наносов, называемые камовыми террасами. Другие, по-видимому, были сформированы в результате таяния крупных глыб мертвого льда у конца ледника. Возникшие при этом котловины заполнялись отложениями потоков талых вод, и после полного таяния льда там формировались камы, слегка возвышающиеся над поверхностью основной морены. Камы встречаются во всех областях покровного оледенения.

Западины часто встречаются на поверхности основной морены. Это результат вытаивания глыб льда. В настоящее время в гумидных районах они могут быть заняты озерами или болотами, а в семиаридных и даже во многих гумидных районах они сухие. Такие западины встречаются в сочетании с небольшими крутосклонными холмами. Западины и холмы — типичные формы рельефа основной морены. Сотни таких форм встречаются в северном Иллинойсе, Висконсине, Миннесоте и Манитобе.

Озерно-ледниковые равнины занимают днища бывших озер. В плейстоцене возникли многочисленные озера ледникового происхождения, которые затем были спущены. Потоки талых ледниковых вод приносили в эти озера обломочный материал, который там подвергался сортировке. Древнее приледниковое озеро Агасси площадью 285 тыс. кв. км, располагавшееся в Саскачеване и Манитобе, Северной Дакоте и Миннесоте, питалось за счет многочисленных потоков, начинавшихся от края ледникового покрова. В настоящее время обширное дно озера, занимающее площадь в несколько тысяч квадратных километров, представляет собой сухую поверхность, сложенную переслаивающимися песками и глинами.

4.4 Экзарационный рельеф, созданный долинными ледниками

В отличие от ледниковых покровов, которые вырабатывают обтекаемые формы и сглаживают поверхности, через которые они движутся, горные ледники, напротив, преобразуют рельеф гор и плато таким образом, что делают его более контрастным и создают характерные рассмотренные ниже формы рельефа.

Совокупность специфических форм рельефа была создана, когда край ледникового покрова или конец ледника находились в стационарном положении или при разрушении мертвого льда.

Под ледниковым покровом отложилась морена (перенесенный льдом обломочный материал), на поверхности которой созданы разные формы рельефа. Перед краем ледника тоже сформировалась морена, переработанная потоками талых ледниковых вод. Образовавшийся рельеф определяет ландшафт территорий, освободившихся от льдов во время деградации последнего ледникового покрова.

U-образные долины (троги). Крупные ледники, переносящие в своих основаниях и краевых частях большие валуны и песок, являются мощными агентами экзарации. Они расширяют днища и делают более крутыми борта долин, по которым движутся. Так формируется U-образный поперечный профиль долин.

Ледник Франца Иосифа (Джозефа) в троговой долине

Висячие долины. Во многих районах крупные долинные ледники принимали небольшие ледники-притоки. Первые из них углубляли свои долины значительно сильнее, чем мелкие ледники. После таяния льда концы долин ледников-притоков оказались как бы подвешенными над днищами главных долин. Таким образом, возникли висячие долины. Такие типичные долины и живописные водопады образовались в Йосемитской долине (шт. Калифорния) и национальном парке Глейшер (шт. Монтана) в местах соединения боковых долин с главными.

Цирки и кары. Цирки — это чашеобразные углубления или амфитеатры, которые располагаются в верхних частях трогов во всех горах, где когда-либо существовали крупные долинные ледники. Они сформировались в результате расширяющего действия замерзшей в трещинах горных пород воды и выноса образовавшегося крупного обломочного материала движущимися под влиянием силы тяжести ледниками.

Цирки возникают ниже фирновой линии, особенно у бергшрундов, при выходе ледника из фирнового поля. В ходе процессов расширения трещин при замерзании воды и экзарации эти формы растут в глубину и ширину. Их верховья врезаются в склон горы, на котором они расположены. Многие цирки имеют крутые борта высотой в несколько десятков метров. Для днищ цирков также типичны озерные ванны, выработанные ледниками.

В тех случаях, когда подобные формы не имеют прямой связи с нижележащими трогами, они называются карами . Внешне создается впечатление, что кары подвешены на склонах гор.

Каровые лестницы. Расположенные в одной долине не менее двух каров называются каровой лестницей. Обычно кары разделяются крутыми уступами, которые сочленяясь с уплощенными днищами каров, как ступени, формируют циклопические (вложенные) лестницы. На склонах Передового хребта в штате Колорадо представлено много отчетливых каровых лестниц.

Карлинги — островершинные формы, образующиеся в ходе развития трех или более каров по разные стороны от одной горы. Часто карлинги имеют правильную пирамидальную форму. Классический пример — гора Маттерхорн на границе Швейцарии и Италии. Однако живописные карлинги встречаются почти во всех высоких горах, где существовали долинные ледники.

Ареты — это зубчатые гребни, имеющие сходство с полотном пилы или лезвием ножа. Они формируются там, где два кара, растущие на противоположных склонах хребта, близко подходят один к другому. Ареты возникают и там, где два параллельных ледника разрушили разделяющую горную перемычку до такой степени, что от нее остался лишь узкий гребень.

Перевалы — это перемычки в гребнях горных хребтов, образующиеся при отступании задних стенок двух каров, которые развивались на противоположных склонах.

Нунатаки — это скальные останцы, окруженные ледниковым льдом. Они разделяют долинные ледники и лопасти ледниковых шапок или покровов. Четко выраженные нунатаки имеются на леднике Франца-Иосифа и некоторых других ледниках Новой Зеландии, а также в периферических частях Гренландского ледникового покрова.

Фьорды встречаются на всех побережьях горных стран, где долинные ледники некогда спускались в океан. Типичные фьорды — это частично затопленные морем троговые долины с U-образным поперечным профилем. Ледник толщиной ок. 900 м может продвинуться в море и продолжать углублять свою долину, пока не достигнет глубины ок. 800 м. К глубочайшим фьордам относятся залив Согне-фьорд (1308 м) в Норвегии и проливы Месье (1287 м) и Бейкер (1244) на юге Чили.

Верховья фьорда и ледниковая троговая долина в 200 км от моря

Хотя весьма уверенно можно констатировать, что большинство фьордов представляют собой глубоковрезанные троги, которые были затоплены после таяния ледников, происхождение каждого фьорда можно выяснить только с учетом истории оледенения в данной долине, условий залегания коренных пород, наличия разломов и масштабов погружения прибрежной территории. Так, в то время как большинство фьордов представляют собой переуглубленные троги, многие прибрежные районы, подобно побережью Британской Колумбии, в результате движений земной коры испытали опускание, что в некоторых случаях способствовало их затоплению. Живописные фьорды характерны для Британской Колумбии, Норвегии, южного Чили и Южного острова Новой Зеландии.

Экзарационные ванны (ванны выпахивания) выработаны долинными ледниками в коренных породах у основания крутых склонов в местах, где днища долин сложены сильнотрещиноватыми породами. Обычно площадь этих ванн ок. 2,5 кв. км, а глубина — ок. 15 м, хотя многих из них имеют меньшие размеры. Часто экзарационные ванны приурочены к днищам каров.

Бараньи лбы — их склоны асимметричны: склон, обращенный вниз по движению ледника, — немного круче. Часто на поверхности этих форм имеется ледниковая штриховка, причем штрихи ориентированы по направлению движения льда.

4.5 Аккумулятивный рельеф, созданный долинными ледниками

Конечные и боковые морены — самые характерные ледниково-аккумулятивные формы. Как правило, они расположены в устьях трогов, но могут также встречаться в любом месте, которое занимал ледник, как в пределах долины, так и вне ее. Оба типа морен формировались в результате таяния льда с последующим сгружением обломочного материала, переносимого как на поверхности ледника, так и внутри него. Боковые морены обычно представляют длинные узкие гряды. Конечные морены также могут иметь форму гряд, часто это мощные скопления крупных обломков коренных пород, щебня, песка и глины, отложенные у конца ледника в течение длительного времени, когда темпы его наступания и таяния были примерно сбалансированы. Высота морены свидетельствует о мощности образовавшего ее ледника. Часто две боковые морены соединяются в одну конечную морену подковообразной формы, стороны которой простираются вверх по долине. Там, где ледник занимал не все днище долины, боковая морена могла формироваться на некотором расстоянии от ее бортов, но примерно параллельно им, оставляя вторую длинную и узкую долину между моренной грядой и коренным склоном долины. Как боковая, так и конечная морены имеют включения огромных валунов (или глыб) весом до нескольких тонн, выломанных из бортов долины в результате замерзания воды в трещинах горных пород.

Рецессионные морены формировались, когда темпы таяния ледника превышали темпы его наступания. Они образуют мелкобугристый рельеф со множеством небольших западин неправильной формы.

Долинные зандры — это аккумулятивные образования, сложенные грубосортированным обломочным материалом из коренных пород. Они имеют сходство с зандровыми равнинами областей покровного оледенения, так как созданы потоками талых ледниковых вод, однако располагаются в пределах долин ниже конечной или рецессионной морены. Долинные зандры можно наблюдать близ концов ледников Норрис на Аляске и Атабаска в Альберте.

На переднем плане долинный зандр, формирующийся потоками талых вод.

Озера ледникового происхождения иногда занимают экзарационные ванны (например каровые озера, расположенные в карах), но гораздо чаще такие озера находятся позади моренных гряд. Подобными озерами изобилуют все районы горно-долинного оледенения; многие из них придают особую прелесть окружающим их сильнопересеченным горным ландшафтам. Они используются для строительства ГЭС, орошения и городского водоснабжения. Однако они ценятся также за свою живописность и благодаря рекреационной значимости. Многие самые красивые озера мира относятся именно к этому типу.

Горное ледниковое (олиготрофное) озеро Пукаки

Потепление XX столетия особенно четко было выражено в полярных широтах Северного полушария. Колебания ледниковых систем характеризуются долей наступающих, стационарных и отступающих ледников. Так, например, для Альп имеются данные, охватывающие все прошедшее столетие. Если доля наступающих альпийских ледников в 40-50-х годах была близка к нулю, то в середине 60-х здесь наступало около 30%, а в конце 70-х — 65—70% обследованных ледников. Подобное их состояние свидетельствовало о том, что антропогенное увеличение содержания двуокиси углерода, других газов и аэрозолей в атмосфере в XX столетии не повлияло на нормальный ход глобальных атмосферных и ледниковых процессов. Однако в конце прошлого века повсюду в горах ледники перешли к отступанию, что стало реакцией на глобальное потепление, тенденция которого особенно усилилась в 1990-х годах.

Известно, что возросшее ныне количество выбросов в атмосферу аэрозоля антропогенного происхождения способствует уменьшению прихода солнечной радиации. В связи с этим появились голоса о начале ледниковой эпохи, но они затерялись в мощной волне опасений грядущего антропогенного потепления из-за постоянного роста СО2 и других газовых примесей в атмосфере.

Увеличение СО2 ведет к увеличению количества задерживаемого тепла и тем самым повышает температуру. Такое же воздействие оказывают и некоторые малые газовые примеси, попадающие в атмосферу: фреоны, окислы азота, метан, аммиак и так далее. Но, тем не менее, далеко не вся масса образующейся при сгорании двуокиси углерода остается в атмосфере: 50—60% промышленных выбросов СО2 попадают в океан или усваиваются растениями. Многократный рост концентрации СО2 в атмосфере не ведет к такому же многократному росту температуры. Очевидно, существует природный механизм регулирования, резко замедляющий парниковый эффект при концентрациях СО2 превышающих двух- или трехкратные.

Какова перспектива роста содержания СО2 в атмосфере в ближайшие десятилетия и как будет повышаться температура вследствие этого, определенно сказать трудно. Некоторые ученые предполагают ее увеличение в первой четверти XXI века на 1—1,5°С, а в дальнейшем и еще больше. Однако эта позиция не доказана, есть много оснований полагать, что современное потепление представляет собой часть естественного цикла колебаний климата и в недалеком будущем сменится похолоданием. Во всяком случае, голоцен, длящийся уже более 11 тыс. лет, оказывается самым длинным межледниковьем за последние 420 тыс. лет и уже скоро, очевидно, закончится. И мы, заботясь о последствиях текущего потепления, не должны забывать и о возможном грядущем похолодании на Земле.

геологический ледник рельеф

1. Калесник С.В. Очерки гляциологии. М., 1963.

2. Калесник С. В. Общая гляциология. Л., 1939.

3. Дайсон Д.Л. В мире льда. Л., 1966.

4. Тронов М.В. Ледники и климат. Л., 1966.

5. Гляциологический словарь. М., 1984.

6. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Ледники. М., 1989.

7. Котляков В.М. Мир снега и льда. М., 1994.

8. Котляков В. М., Снежный покров Земли и ледники. Л., 1968.

9. Гросвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М., Наука, 1983.

10. Шумский П. А., Основы структурного ледоведения. М., 1955.

11. Шумский П. А., Динамическая гляциология. М., 1969.

12. Патерсон У. С. Б. Физика ледников, пер. с англ., М., 1972.

Источник