Геологическая работа поверхностных вод. Геологическая работа поверхностных вод

• Название: Геологическая работа поверхностных вод
• Дата: 22.12.2021
• Размер: 441 Kb.
• Имя файла: Геологическая работа поверхностных вод.doc
• Тип: Документы; #313163

Геологическая работа поверхностных вод

Текущая вода представляет огромную силу. Живая сила текущей воды пропорциональна массе воды и квадрату её скорости: A=mv²/2. Трудно представить препятствие, которое не мог бы разрушить мощный водный поток, несущийся с гор. Энергия текущей воды - это преобразованная солнечная энергия, которая обеспечивает полный круговорот воды в природе. Вода в водоемах нагревается Солнцем, испаряется, причем на испарение тратится около 40 % всей энергии, получаемой Землей от Солнца. Влажный воздух, облака и тучи ветер переносит на континенты. Здесь они проливаются дождем, выпадают в виде снега и града. Согласно некоторым данным, на поверхность суши ежегодно выпадает 113 тыс. км³ атмосферных осадков, из которых около 79 тыс. км³ испаряется, а 44 тыс. км³ с поверхностным речным и подземным стоком возвращается в систему Мирового океана. При этом поверхностные текучие воды производят огромную работу, формируя рельеф суши и морские осадки.

В процессе стекания атмосферных вод, выпадающих на сушу, происходит плоскостной смыв твердых частиц,, линейный размыв горных пород, перенос продуктов смыва и размыва, их переотложение на суше или вынос за ее пределы. Соответственно выделяют работу плоскостного склонового стока, способствующего выравниванию или денудации рельефа, и геологическую деятельность временных струйных или русловых потоков и рек. Линейный размыв называют эрозией, а переотложение продуктов смыва и размыва - аккумуляцией осадков. Иногда термин эрозия употребляют расширительно и тогда процесс смыва называют плоскостной эрозией, а процесс размыва - линейной эрозией.

1. Плоскостной смыв и делювиальные отложения

Смыв происходит под воздействием ударов дождевых капель и стока тонкой пленки воды, который переносит наиболее мелкие частицы рыхлых продуктов выветривания вниз по склону. Такое перемещение частиц по склонам дождевой и талой снеговой водой получил название плоскостного смыва или делювиального процесса, а образующиеся при этом отложения называются делювием.

Обломки горных пород могут перемещаться вниз и под воздействием собственного веса, особенно на крутых склонах и обрывах. Образованные таким путем отложения называются коллювием. Коллювиальные отложения особенно характерны для горных стран.

Делювиальные отложения залегают в виде наклонного пологого шлейфа, мощность которого возрастает вниз по склону. Максимальные мощности делювия достигают 15—20 м и более.

Типичные делювиальные отложения для высоких гор не характерны.

2. Линейная эрозия. Временные русловые потоки и их отложения

Деятельность временных водотоков в условиях равнин. Эти водотоки, связанные с сезонным выпадением атмосферных осадков, формируют овраги - удлиненные, узкие и крутостенные отрицательные элементы рельефа. В развитии оврага выделяется несколько стадий. Началом оврага служат случайные углубления на поверхности почвы, дорожная колея, глубокая борозда при пахоте вниз по склону и пр. Сливающиеся струи воды образуют неглубокую промоину. В дальнейшем поток дождевых или талых вод концентрируется в этой промоине, и начинается постепенное врезание оврага его вершиной в направлении водораздела - так называемая регрессивная, или «пятящаяся», эрозия. Одновременно углубляется русло, по которому текут временные потоки. Далее происходит расширение оврага. Развитие оврага продолжается до тех пор, пока его дно не достигнет базиса эрозии. Уровень того бассейна, куда впадают воды оврага, определяет глубину врезания оврага и поэтому называется базисом эрозии. Зарастая, овраг постепенно превращается в балку, борта которой вскоре начинают рассекать поперечные овраги. Таким образом, образуется овражно-балочная сеть, очень похожая на речную сеть – реку с её притоками.

Родники, появляющиеся на дне оврагов, пересекающие водоносные горизонты, способствуют дальнейшему их углублению, могут стать истоком реки.

Разветвленная овражно-балочная сеть интенсивно расчленяет Восточно-Европейскую равнину. Линейная эрозия поражает до 20—30% площади этих регионов, создавая серьезную проблему для сельского хозяйства.

Временные горные потоки и их отложения. Русла горных рек большую часть года либо остаются сухими, либо имеют очень небольшой сток. По этим руслам в сезоны выпадения дождей или таяния ледников вода движется с большой скоростью. Как известно, энергия движущейся воды пропорциональна квадрату ее скорости. Поэтому быстро движущиеся горные потоки захватывают обломки твердых горных пород, что еще больше усиливает разрушительную работу потока. При выходе его на предгорную равнину скорость течения резко уменьшается, временный горный поток разливается по рав­нине в виде веера, иссякает и откладывает весь принесенный обломочный материал. При этом образуется конус выноса временного горного потока. Отложения конусов выноса временных горных потоков аридных областей называются пролювием. В Средней Азии и в других горных странах аридной зоны конусы выноса горных потоков, сливаясь друг с другом, образуют широкие пролювиальные шлейфы - наклонные равнины. Пояса пролювиальных шельфов протягиваются на сотни километров, а их мощность составляет сотни метров.

В аридных областях не только временные, но и многие постоянные речные потоки, стекающие с гор, иссякают на пустынных равнинах. В результате весь обломочный материал, переносимый ими, откладывается в виде крупных конусов выноса, называемых сухими дельтами.

В горных районах периодически возникают бурные грязекаменные потоки, низвергающиеся с большой скоростью. Такие потоки содержат огромное количество обломочного материала, часто достигающего 75—80% от их общего объема. Обломки горных пород имеют различные размеры, иногда более метра. Масса отдельных глыб достигает нескольких тонн. Грязекаменные потоки в Средней Азии и на Кавказе называют сели, а в Альпах - муры. Они возникают при быстром таянии снега и льда или же во время сильных ливней. Сели обладают большой разрушительной силой и иногда носят опустошительный характер (например, в Алма-Ате в 1921 г., в Ереване в 1946 г.). Для борьбы с селями разработана сложная система защитных устройств.

3. Геологическая деятельность рек и аллювиальные отложения

Реки представляют собой естественные и постоянные потоки воды, образующиеся на местности даже с незначительным уклоном.

Реки возникают различными путями. Например, если размыв оврага дойдет до водоносного слоя с грунтовыми водами, то последние выйдут на дно оврага и станут питать образованную речку. Или: если овраг своей вершиной достигнет озера или большого болота, то возникшая речка будет питаться водой из этого источника. Причинами возникновения рек моет быть ключ, выходящий из-под земли, тающий ледник, озеро, которое переполнилось водой – все эти случаи могут быть причиной появления рек.

По источнику питания реки подразделяют на 4 типа. 1. Ледниковое питание (половодье совпадает со временем таяния снега в горах). 2.Дождевое питание. 3. Смешанное питание русское (с весенним разливом) и альпийское (с весенним разливом, вызванным таянием снега в горах). 4.Подземное питание.

Площадь земной поверхности, откуда вода стекает в данную реку через ручьи, дождевые и снеговые потоки, называется водосбором, а объем всей толщи грунта, из которого вода поступает в реку, - бассейном реки. Линия, являющаяся границей между двумя соседними бассейнами рек, называется водоразделом. Река со всеми её притоками образует речную систему.

Водный режим рек не постоянный, он может колебаться в широких пределах. Различают три основные фазы режима рек: половодье – ежегодно повторяющееся в один тот же сезон значительное увеличение количества воды, паводки - быстрые кратковременные повышения уровня воды и межень – сезонные периоды низкого стояния уровня воды в реках.

Геологическая деятельность рек складывается из 1) эрозии горных пород, по которым протекает река, 2)переноса продуктов эрозии и 3)их осаждения - аккумуляции.

Эрозионная работа рек. Различают эрозию донную, или глубинную, направленную на врезание потока в породы, слагающие дно русла, и боковую, ведущую к подмыванию берегов и в целом к расширению долины. Соотношение глубинной и боковой эрозий меняется на разных стадиях развития долины. Первоначально преобладает глубинная эрозия, когда водный поток, врезаясь в горные породы, стремится выработать свой продольный профиль. Уровень того бассейна, куда впадает река, определяет глубину врезания реки и поэтому называется базисом эрозии. Базис эрозии является общим для всей речной системы (главной реки со всеми притоками).

Боковая эрозия начинается одновременно с линейной, но на первых стадиях развития речной долины роль ее невелика и основными процессами являются углубления русла и перенос обломочного материала.

Реки никогда не текут идеально прямо – они образуют многочисленные изгибы, излучины, так называемые меандры. Стремясь сохранить прямолинейное движение, по инерции, вода в излучинах прижимается к вогнутому берегу, подмывая его.

Перенос и аккумуляция продуктов эрозии. Обломочные частицы, захваченные речным потоком, переносятся либо во взвешенном состоянии, либо путем перемещения по дну. Масса переносимых рекой на протяжении года твердых частиц называется твердым стоком в отличие от массы растворенных веществ - ионного стока. Об интенсивности геологической деятельности рек можно судить по тому, что общая масса твердых частиц, выносимых всеми реками мира в систему Мирового океана, свыше 20 млрд т в год, растворимых соединений — около 4 млрд т.

Важной частью геологической деятельности рек является аккмуляция продуктов эрозии, захваченных и переносимых водным потоком. Все виды речных отложений называются аллювием.

В речной долине выделяют два главных морфологических элемента: русло, по которому постоянно на протяжении года движется водный поток, и пойма - часть речной долины, ежегодно затапливаемая водой лишь в период паводка.

Быстрый русловой поток переносит во взвешенном состоянии глинистые и мелкообломочные частицы, поэтому в пределах русла в осадок выпадают лишь крупнопесчаные частицы и грубые обломки – это русловый аллювий. При подмывании рекой крутого берега возникают поперечные циркуляционные движения воды, благодаря которым на противоположной стороне русла образуется песчаная отмель. Песчаная отмель разрастается по мере подмывания крутого берега и образует пляж.

Иная ситуация на пойме, в пределах которой из медленно текущей, разлившейся воды постоянно осаждаются лишь мелкопесчаные и илистые частицы, образующие пойменный аллювий.

Для формирования поймы важное значение имеет извилистость реки. Широкие поймы равнинных рек обусловлены процессами подмывания крутых берегов и меандрирования русла. Когда извилины реки приобретают петлеобразную форму, то узкие перешейки в половодье прерываются быстрым потоком и река спрямляет свое русло, а отшнурованная (отделённая) излучина превращается в старицу - пойменное озеро, которое постепенно заиливается и зарастает. На широких поймах равнинных рек имеется большое количество стариц на разных стадиях их отмирания - в виде озер, заболоченных участков и сухих понижений. Отложения стариц состоят из темноокрашенных иловатых суглинков и супесей, богатых органическим веществом – это старичный аллювий.

Таким образом, в строении поймы четко выделяются три типа аллювия: русловой, пойменный и старичный.

Мощность аллювия составляет от 10 до 30 м. Аллювиальные аккумуляции большей мощности связаны с прогибанием земной коры.

Циклы развития речных долин и речные террасы. Как отмечалось выше, в формировании речной долины четко прослеживаются две стадии. На первой стадии, называемой стадией морфологической молодости, речной поток врезается в горные породы, образуя каньон (ущелье) при наличии твердых пород или речную долину с V-образным поперечным профилем при наличии рыхлых отложений. Все дно такой долины практически занято руслом. Во вторую стадию морфологической зрелости происходит расширение долины и образование поймы. Далее начинается «старение» речной долины, выражающееся в перегрузке русла наносами, обмелением и блужданием русла по широкой пойме. Но если водосборная площадь реки окажется вовлеченной в тектоническое поднятие или базис эрозии будет понижен в результате тектонического прогибания, то начнется омоложение реки, водный поток вновь станет энергично врезаться в поверхность широкой поймы, а затем подмыв берегов и извилины реки будут вырабатывать новую пойму. От старой поймы останется лишь небольшой уступ, который называется надпойменной террасой. Если территория испытывала несколько поднятий, то река столько же раз повторит цикл развития долины, а свидетелями этих циклов будут надпойменные террасы, самая молодая из которых будет нижняя, а наиболее древней самая верхняя.

Устьевые части рек и их отложения. Совершенно особое строение имеют устьевые части рек, в которых образуются дельты, эстуарии и лиманы.

Дельта - устьевая часть реки, в которой происходит разгрузка переносимого материала и которая постепенно нарастает в сторону моря. Очертания такого участка напоминают букву «дельта» греческого алфавита. Обширные дельты образуются при определенных условиях: небольшой глубине моря, обилии обломочного материала, переносимого рекой, отсутствии приливов, отливов и сильных вдольбереговых течений. Мощность дельтовых отложений обычно близка к мощности аллювия в речной долине, но в случае медленного прогибания земной коры в районе расположения дельты мощность этих отложений сильно возрастает. Примером может служить толща отложений в дельте Миссисипи, где благодаря прогибанию дна Мексиканского залива мощность дельтовых отложений превышает 600м.

Эстуарии - воронкообразный в плане залив, образующийся при затоплении морем устья крупной реки в условиях высоких приливов и отливов, при небольшом количестве обломочного материала, приносимого рекой. Отложения эстуариев формируются в результате интенсивного выпадения многих веществ, содержащихся в реках в виде истинных и коллоидных растворов, при смешивании пресных и соленых вод. В сибирских реках устья называют губой: Обская губа, Енисейская губа.

Лиманы - затопленные морем устьевые части рек в условиях приливов и отливов и широких побережий. При этом образуются обширные, но неглубокие заливы.

С аллювиальными отложениями связаны россыпные месторождения многих важных полезных ископаемых. Россыпями, или россыпными месторождениями, называются скопления обломочного материала, содержащие ценные устойчивые минералы с большим удельным весом. Разрабатывают россыпи золота, платины, касситерита, вольфрамита, монацита, танталита, колумбита, циркона, алмазов. В нашей стране широко известны россыпные месторождения золота на Южном Урале, в Сибири, на северо-востоке страны, а за границей - на Аляске, в Калифорнии (США), Восточной Австралии и многих других местах. Большая часть россыпей золота приурочена к аллювиальным отложениям.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

1. Образование и типы подземных вод

К подземным относятся все воды, находящиеся в земной коре, независимо от их агрегатного состояния, заполняющие преимущественно поры, пустоты и трещины в горных породах. Они могут передвигаться (подземные потоки) или быть неподвижными (застойные воды).

По происхождению их можно разделить на инфильтрационные, конденсационные, ювенильные и реликтовые, или погребенные. Подземные воды формируются главным образом в результате просачивания атмосферных осадков – это инфильтрационные воды. На формирование подземных вод в аридных областях определенное влияние оказывают конденсационные воды, образованные путем конденсации во­дяного пара, проникающего с воздухом в трещиноватые и пористые горные породы. Кроме того, существуют погребенные, или реликтовые воды, сохранившиеся от древних морских бассейнов и захороненные при накоплении мощных толщ осадков, а также термальные воды, образующиеся на последних стадиях магматических процессов. Ювенильные воды образуются из газов и паров, выделяющихся из расплавленной магмы и поднимающихся вверх по трещинам в земной коре, т.е. имеющие глубинное происхождение. В чистом виде ювенильные воды не встречаются, т.к. образовавшись, смешиваются с парами воды атмосферы (например, при вулканических извержениях).

Вода в горных породах может находиться в твердом, жидком и парообразном состоянии.

Все горные породы обладают пористостью, которая измеряется отношением суммарного объема всех типов пор к общему объему породы, выраженным в процентах. Пористость горных пород колеблется от 20 до 30%.

Важным свойством горных пород является их водопроницаемость - способность пропускать через себя воду. В горных породах наиболее активно может двигаться гравитационная вода, которая перемещается по наиболее крупным порам и трещинам. С учетом возможности ее движения выделяют водопроницаемые и водонепроницаемые породы. К первым относятся пески, галечники, трещиноватые известняки и другие породы, к водонепроницаемым - глины и массивные кристаллические породы. Способность г.п. вмещать и удерживать определенное количество воды называется влагоемкостью.

Водопроницаемая порода, содержащая воду, называется водоносным горизонтом, или коллектором, водонепроницаемая порода - водоупорным горизонтом. Водоупорная порода, перекрывающая водоупорный горизонт сверху, называется кровлей, а подстилающая снизу - его подошвой.

2. Классификация подземных вод

По условиям залегания в зоне аэрации выделяют почвенные воды и верховодку, а в зоне насыщения - грунтовые, межпластовые ненапорные и межпластовые напорные или артезианские.

Почвенные воды приурочены к почвенному слою и являются подвешенными.

Верховодка образуется при наличии в толще почвы прослоев и линз относительно водоупорных пород, на которых во влажные сезоны может задерживаться вода.

Грунтовые воды – это подземные воды, залегающие на первом водоупорном горизонте. Благодаря наличию водоупорной кровли они подпитываются инфильтрующейся атмосферной влагой. Глубина их залегания невелика – 1-50 м. Грунтовые воды, в значительно меньшей степени загрязняются сверху. Водоносный горизонт ограничен сверху поверхностью грунтовых вод. Поверхность грунтовых вод редко бывает горизонтальной, чаще она в сглаженном виде повторяет форму рельефа. Поэтому по направлению уклона местности образуются потоки подземных вод, движущиеся под действием гравитационных сил.

Межпластовые ненапорные залегают между двумя водоупорными толщами, но не заполняют весь водоносный горизонт. Областью питания их служат районы, где водоносный горизонт выходит на дневную поверхность. Эти воды защищены от загрязнения верхним водоупором .

Межпластовые напорные или артезианские. Название получили по названию провинции Артуа на северо-западе Франции, где такая скважина была впервые пробурена. Эти воды насыщают весь водоносный горизонт и обладают определенным гидростатическим напором. Если вскрыть скважинами водоносный горизонт, то вода будет изливаться на поверхность, а при большом напоре даже зафонтанирует.


Артезианские воды образуются в определенных структурных условиях. Большие их скопления приурочены к так называемым артезианским бассейнам, представляющим собой огромные (тысячи километров в поперечнике) мульды или прогибы земной коры. Областью питания артезианских вод является место выхода водопроницаемого слоя на поверхность в наиболее повышенных участках рельефа. Вода, поступая на этих участках, движется по уклону, заполняет весь водоносный слой и приобретает гидростатический напор. Величина напора зависит от высоты области питания. Чем больше высота области питания, тем больше напор. Там, где водоносный слой выходит на поверхность в пониженных участках рельефа, напорные воды разгружаются - это область разгрузки. Площадь между областью питания и областью разгрузки - область напора. Особенностью артезианских вод является их чистота, несовпадения областей питания с областью разгрузки и способность образовывать восходящие источники.

3. Химический состав подземных вод

Подземные воды представляют собой природные растворы различных минеральных солей и некоторых органических соединений. Показателем содержания минеральных веществ служит общая минерализация вод - сумма растворимых веществ, выраженная в миллиграммах на литр (мг/л) или граммах на литр (г/л). Среди растворенных веществ преобладают соли распространенных кислот натрия, кальция, магния. Эти соли определяют главные показатели химизма вод: жесткость, соленость и щелочность.

Жесткость вод определяется главным образом присутствием бикарбонатов кальция СаНСО₃, сульфатов и хлоридов. Мягкие воды содержат до 0,25 г/л солей, жесткие воды - более 0,25 г/л.

Соленость вод связана с содержанием сульфатов и хлоридов кальция, магния, натрия - CaSO₄, MgSO₄, Na₂SO₄ CaCl₂, MgCl₂, NaCl.

Щелочность вод зависит главным образом от бикарбоната натрия NaHCO₃, а иногда даже соды - Na₂CO_3.

Химический состав и температура пластовых подземных вод закономерно меняются по мере возрастания глубины их залегания.

По степени минерализации В.И.Вернадский разделил все воды на ультрапресные (сухой остаток меньше 0,1 г/л), пресные (сухой остаток 0,1-1г/л), солоноватые (1-10г/л), соленые (10-50г/л) и рассолы (более 50 г/л). Особую группу подземных вод составляют так называемые минеральные воды. Они имеют различную минерализацию, но их главное свойство - целебное действие. Среди них наиболее распространены бикарбонатно-кальциево-натриевые с большим количеством растворенного углекислого газа (нарзаны Минеральных Вод и Закавказья), сероводородные воды (источники Мацесты), воды со специфическими растворимыми органическими соединениями (источники Предкарпатья - Трускавец и др.). Существуют радиоактивные воды, содержащие газ радон или же соли радия, они называются радиевыми. Такие источники существуют в Грузии (Цхалтубо) и Белокурихе (Алтайский край). Все эти воды различаются температурной характеристикой и бывают холодные с температурой около и ниже 20°С, теплые - от 20 до 37°С, горячие - от 37 до 42°С и очень горячие - выше 42°С.

4. Оползневые процессы

С подземными водами связано образование оползней.

Оползнями называют скользящее смещение масс горных пород вниз по склону под влиянием силы тяжести. Толчком к началу такого смещения обычно служит выпадение необычно обильных дождей или быстрое таяние снежного покрова, вызывающее избыточное поступление воды в водопроницаемые толщи, а также сейсмические толчки.

В горах оползневые процессы происходят при переувлажнении рыхлых отложений, залегающих на крутых склонах. В частности, оползни на Кавказе обычно приурочены к концу влажного сезона, когда грунты наиболее сильно насыщены водой.

На равнинах образование оползней обусловлено наличием глинистых водоупорных слоев, располагающихся наклонно в сторону речной долины, глубокого оврага или к крутому берегу моря. Поверхность этого слоя при избыточном увлажнении становится скользкой, и под влиянием силы тяжести этой толщи начинается скольжение отдельных блоков грунта по наклонной поверхности водоупора.

В некоторых городах, расположенных по берегам крупных рек (в частности, в районах Среднего и Южного Поволжья), оползни создают сложные ситуации, вызывая разрушение жилых и произ­водственных зданий, коммуникаций.

5. Растворяющая деятельность подземных вод. Карст

Горные породы, сложенные в той или иной мере водорастворимыми минералами, подвергаются растворению фильтрующейся через них водой. При этом на поверхности образуются специфические формы рельефа, а на глубине в толще растворяющихся пород - различной формы и размеров пустоты и полости, пещеры, трубообразные каналы.

Растворяющему воздействию воды подвержены породы карбонатного состава: известняки, доломиты, меловые отложения, а также гипсы, ангидриты, залежи каменной и калийной солей.

Процессы растворения и выщелачивания горных пород с образованием характерных форм рельефа на поверхности и разнообразных полостей на глубине называются процессами карстообразования - по названию известкового плато Карст (Крас), расположенного в западной части Словении. С учетом состава растворяющихся горных пород, говорят об известняковом, меловом, гипсовом или соляном карсте. Наиболее распространен и изучен известковый карст. Процессы карстообразования очень широко распространены, ими охвачено свыше 1/3 площади мировой суши..

Поверхностные формы карста весьма разнообразны. Наиболее часто встречаются следующие.

Карры — система трещин, рассекающих плотную известняковую толщу на глубину от нескольких см до 1—2 м. Образуют карровые поля.

Карстовые воронки - углубления, образовавшиеся путем выщелачивания и частичного обрушения известняков. Они имеют воронкообразную форму.

Многочисленные карстовые воронки встречаются на территории Европейской части России, где коренные породы представлены известняками. На территории республики Марий Эл это явление также широко распространено, особенно в илетском карстовом районе (по течению р.Илети).

Еще более разнообразны формы подземного карста. Среди них имеются крутонаклонные или вертикальные полости, которые подразделяются по глубине на колодцы (глубиной до 10 м) и шахты, имеющие большую, часто весьма значительную глубину. Например, шахта Каскадная в Крыму имеет глубину более 400м, шахта Снежная на Кавказе - 1335м, а самая глубокая карстовая шахта Жан-Бернар, находящаяся во Франции, - 1494м. Столь глубокие вертикальные карстовые полости часто называют карстовыми пропастями.

Горизонтальные или очень полого наклоненные карстовые полости представлены разнообразными по форме и размерам пещерами, часто имеющими сложную структуру, образованную отдельными крупными полостями (гротами), соединяющимися переходами и каналами. Одна из крупнейших в мире Мамонтова пещера в США, имеет суммарную протяженность всех ходов около 360км и состоит из 47 высоких куполов, 23 глубоких шахт и многочисленных туннелей. Разветвленная система горизонтальных полостей часто образует несколько этажей. В частности, крупная карстовая Красная пещера под Симферополем в Крыму имеет пять этажей.

Дно отдельных полостей часто заполнено водой с образованием подземных озер, соединяемых по карстовым каналам подземными потоками. Например, в известной Кунгурской пещере на Урале имеется 36 озер, наибольшее из которых имеет площадь около 700м².

Сильно закарстованные породы способствуют активной инфильтрации атмосферных осадков, поэтому районы распространения глубокого карста характеризуются недостатком воды, и выходы подземных источников являются основным ресурсом для водоснабжения таких мест. Иссякание источников в сухое время года создает серьезные проблемы для водообеспечения карстовых районов, в частности Крыма.

Проделывая разрушительную работу, подземные воды одновременно создают новые минералы. Они осаждающиеся из медленно капающей воды и образуют сталактиты - натечные аккумуляции в форме сосулек с тонким каналом внутри, частью сливающихся в волшебные каменные занавесы. Навстречу им с основания пещеры постепенно нарастают сталагмиты. Сливаясь, сталактиты и сталагмиты образуют колонны – сталагматы. Иногда пещеры полностью заполняются колоннами. В мелких углублениях, где задерживается обогащенная бикарбонатом кальция вода, медленно образуются небольшие округлые конкреции арагонита радиально-концентрической структуры - так называемый пещерный жемчуг. В отдельных местах благодаря высокой влажности воздуха и присутствию в нем дисперсных частиц солей образуются хрупкие ветвящиеся стяжения карбонатов - «пещерные цветы».

Сказочная красота карстовых гротов, проявляющаяся при электрическом, освещении делает их популярными туристическими объектами. Специфический микроклимат пещер и насыщенность воздуха ионами солей широко используется в бальнеологических целях для лечения астматических и других заболеваний дыхательных путей.

Подземные воды образуют залежи бокситов (во Франции, Венгрии, Казахстане и др.), небольшие скопления руд железа и марганца.

Суффозия. Процесс, который по внешним проявлениям похож на карст. Но при суффозии происходит не растворение, а механический вынос фильтрующимися водами мелких обломочных частиц. В условиях равнин суффозия приводит к проседанию грунта и образованию замкнутых форм рельефа. Такие формы рельефа, часто встречающиеся в степной зоне в районах распространения лёссов и лёссовидных отложений, называются степными блюдцами или западинами.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ

Ледники представляют собой многолетние толщи льда, масса которого постоянно пополняется поступлениями снега, его накопления и перекристаллизации. Для образования ледника необходимы большое количество твердых атмосферных осадков и достаточно низкая температура воздуха на протяжении года.

Образующиеся массы льда могут сохраняться лишь выше снеговой линии, где среднегодовая температура отрицательна. Для накопления снега в горах важным условием является рельеф. Наиболее благоприятные формы для накопления снега – котловины в верхних частях гор, куполообразные пологие вершины и выровненные поверхности.

В настоящее время ледники покрывают 11% площади мировой суши. Общий его объем достигает 30млн. км³. Основная масса материковых льдов сосредоточена в Антарктическом ледниковом покрове, площадь которого составляет 13,5 млн. км², а объем – 28 млн.км³. Если все ледники в случае потепления климата растают\. уровень Мирового океана повысится на 63м. В сумме ледники Российской Арктики занимают более 56тыс.км².

Морские льды занимают 7% площади акватории Земли. Несмотря на большую соленость морской воды, морские многолетние льды пресные. Средняя многолетняя площадь устойчивого ледникового покрова Арктического бассейна оценивается в 7 млн. км². За зимний период эта площадь увеличивается почти вдвое — до 11 млн. км².

1. Образование и движение ледников

Выпавший в области питания ледника снег под влиянием многолетнего частичного оттаивания и замерзания приобретает зернистую структуру. Снег превращается в фирн - крупнозернистый снег. Зерна фирна достигают размеров 2—5 см, благодаря чему в его толщу проникает оттаивающая вода и пар, что ускоряет образование однородной массы льда. По мере накопления снега происходит уплотнение фирна, вытеснение воздуха, отдельные зерна сливаются и фирн превращается в мутно-белый фирновый лед, а затем в плотный прозрачный, голубоватый глетчерный лед. Удельный вес свежевыпавшего снега около 0,1, а глетчерного льда - 0,9-0,96 г/см³. При этом из 10-11 м³ снега образуется примерно 1м³ льда. Процесс трансформации снега в глетчерный лед в относительно теплых и влажных условиях обычно занимает несколько десятков лет, а в наиболее холодных и аридных полярных районах - до 1000 лет.

Характерной особенностью такого льда является его пластичность. Степень его пластичности возрастает по мере понижения температуры и увеличения давления. Лёд в нижней части ледника обладает наибольшей пластичностью и может как бы выползать из-под вышележащей толщи. Выползающий из-под фирнового покрова глетчерный лёд течёт, подобно пластическому веществу, независимо от рельефа местности.

Скорость движения ледника прогрессивно возрастает в зависимости от массы; при увеличении массы ледника на 25% скорость его движения возрастает в 10 раз.

В мощных покровных ледниках имеет место пластичное перемещение масс льда от центральной части к периферии, где давление масс уменьшается по причине стаивания льда. Скорость движения льда в ледниковых щитах Антарктиды - от 10 до 30м в год. По крутым склонам горные ледники перемещаются в несколько раз быстрее. Так, скорость движения ледников в Альпах составляет 100—150м в год, а скорость движения отдельных ледников в Гималаях превышает 1000м в год.

В строении ледника выделяют три части: область питания, в пределах которой происходит накопление снега и его дальнейшее преобразование в глетчерный лед, область стока и область абляции. Абляция - процесс уменьшения массы ледника, главным образом за счет таяния, а также испарения и механического разрушения.

По понижениям местности ледник может опускаться ниже снеговой линии. При температуре выше 0⁰С лед начинает таять. Могут наступить такие условия, когда количество притекаемого льда равно количеству растаявшего. Поэтому в данной точке край ледника больше не имеет поступательного движения, хотя движение массы льда в целом не прекращается.

Преобладание абляции влечет за собой сокращение массы ледника и его отступление.

2. Типы ледников

Существуют два главных типа ледников: горные и покровные материковые. Они существенно различаются размерами, морфологией, условиями питания и стока. Выделяют также тип переходных ледников.

Горные ледники. Для них характерны четко выраженные области питания и линейно вытянутая область стока.

Среди ледников этого типа наиболее полно сформированными являются долинные, или альпийские ледники. Они имеют довольно большую область питания, в которой происходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в лед. У альпийских ледников хорошо выражена долина стока. Выходящий из области питания ледниковый язык распространяется по уже выработанному эрозионному ущелью, имеющему V - образный поперечный профиль. В результате воздействия ледника долина приобретает U-образные очертания поперечного профиля, благодаря чему получила название трог (от нем. trog— корыто). Дно трогов очень неровное; наряду с углублениями в местах залегания относительно мягких горных пород (ваннами выпахивания) встречаются выступы более твердых пород, образующие ступени, которые называются ригели.

На крупных вулканах образуются ледниковые шапки, покрывающие вершины вулканических конусов, находящиеся выше снеговой линии, откуда ледник отдельными языками спускается по радиально расходящимся эрозионным ущельям. Таковы ледники Эльбруса, Казбека и Арарата на Кавказе. На Эльбрусе известно свыше 50 ледников, на Арарате - около 30. На высочайшей горе Африканского континента Килиманджаро ледник покрывает кратер потухшего вулкана, и его нижняя граница находится значительно выше, чем на вулканических колоссах Кавказа - на высоте около 5800м.

Ледники переходного типа. В некоторых случаях долинные ледники выходят на предгорную равнину, образуя широкие ледниковые поля. Подобные ледники получили название предгорных и относятся к переходному между горными и покровными типу. Они имеются на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа и Новой Земле. Самый большой предгорный ледник находится на тихоокеанском побережье Аляски, его площадь равна 3800 км² (ледник Маляпсина).

Характерной особенностью нижней части крупных долинных и особенно предгорных ледников являются нунатаки (эскимосское название, принятое в качестве научного термина) - скалистые островершинные выступы плотных пород, возвышающиеся над обтекающим их ледником. Черные нунатаки, эффектно выделяющиеся над белой сияющей под лучами солнца поверхностью ледников, подчеркивают суровую красоту полярных ландшафтов арктических островов.

К переходному типу относятся также плоскогорные ледники, покрывающие выровненные поверхности древних гор на площади в сотни квадратных километров. По окраинам плоскогорий они сползают в долины в форме языков. Их называют также скандинавскими или норвежскими, так как они впервые были изучены в Норвегии в области Скандинавских гор.

Покровные ледники. Они получили свое название потому, что не локализованы в определенных формах рельефа, а покрывают всю поверхность крупных полярных островов и даже одного континента - Антарктиды. Рельеф не оказывает влияние на их распространение. Движение льда радиальное, от центра к периферии.

Особую группу покровных ледников образуют шельфовые ледники, располагающиеся частично на суше, частично в море. Отдельные блоки покровов, обламываясь, превращаются в айсберги. Подобные ледники распространены главным образом на побережьях Антарктиды (максимальная мощность льда до 4000м) и Гренландии (мощность до 3400м).

3. Разрушительная, переносная и аккумулятивная деятельность ледников.

Ледниковые отложения

В условиях образования ледников происходит активное механическое разрушение горных пород.

Суточные и сезонные температурные колебания активизируют неодинаковое линейное расширение минералов, что способствует образованию тонких трещин в плотных породах. В эти трещины, а также в поры более рыхлых пород проникает вода, которая в процессе замерзания - размерзания расклинивает породы и минералы. В результате происходит механическое разрушение и отслаивание поверхностных участков горных пород. Этот процесс получил название десквамации.

Ледник, непрерывно двигаясь, оказывает механическое воздействие на породы. Лед не обладает высокой твердостью, но обломки плотных пород, вмороженные в ледник, играют важную абразионную роль. В результате давления и абразии ледник выламывает куски горных пород и даже очень крупные глыбы, сглаживает их острые выступы и перетирает мелкие обломки.

Сумму процессов механического разрушения горных пород движущимся ледником обозначают термином экзарации. Следы экзарации сохраняются в виде ледниковых шрамов на скальных породах, указывающих направление движение ледника. На стороне, которая была обращена навстречу движению ледника, появляются отшлифованные поверхности. Такие скалы получили название бараньих лбов. Скопления бараньих лбов называют курчавыми скалами.

К результатам геологической деятельности горных ледников также относятся рассмотренные ранее троги и ледниковые цирки.

Механическое разрушение горных пород ледниками неразрывно связано с транспортировкой продуктов разрушения. Обломки пород, переносимые ледником, называются французским термином морена. Этот термин употребляется в нескольких значениях. Во-первых, мореной называется обломочный материал, переносимый ледником. Во-вторых, мореной называют отложения ледника после его полного растаивания. В-третьих, этот термин употребляется для обозначения аккумулятивных форм рельефа ледникового происхождения.

Выделяют морену поверхностную, находящуюся на поверхности ледника; внутреннюю, вмороженную в тело ледника, донную, переносимую основанием ледника. Выделяются также боковая морена, находящаяся в краевых частях долинных ледников и срединная морена, образовавшаяся в результате слияния двух долинных ледников в общий.

Характерной чертой обломочного материала морены является его полная несортированность. В морене присутствуют как грубые обломки, иногда весьма крупные, валуны различных размеров, гравий, песок, и высокодисперсные глинистые частицы.

По отношению к морене как ледниковым отложениям выделяют основную морену и конечную. Основная морена формируется в условиях остановившегося ледника, когда при его таянии обломки постепенно осаждаются на поверхность. Скорость ее накопления составляет от 0,5 до 2,5 см в год.

Конечные (краевые) морены образуются у края ледника при его стационарном положении. По мере стаивания ледника перед ним образуются гряды из выносимых обломков. Эти гряды получили название конечной морены. По конечно-моренным аккумуляциям в горно-ледниковых долинах можно судить о стадиях отступания ледников.

4. Ледниковые периоды

Последний этап геологической истории (1,5-2,0млн лет) знаменовался существенным похолоданием климата Земли. На протяжении последних 700 тыс.лет значительную часть внетропической территории северного полушария охватывали несколько обширных материковых оледенений.

Ледниковые эпохи сменялись межледниковыми периодами. Хотя время существования ледников было в 3—4 раза короче длительности межледниковых периодов, ледники оставили разнообразные отложения, по которым можно судить о распространении ледников.

В результате изучения этих отложений на площади Европы достоверно установлены четыре оледенения. Предполагают, что во время самого первого и самого древнего из этих четырех оледенений ледник соединялся с горными ледниками Альп и других горных массивов Европы. Это было Окское оледенение (от названия р.Ока). Во время второго оледенения ледник имел максимальное распространение на территории Восточно-Европейской равнины и образовывал огромные языки вдоль долин Днепра и Дона – Днепровское оледенение. Граница третьего оледенения проходила южнее Москвы – Московское оледенение. Наиболее низкотемпературной была последняя ледниковая эпоха - Валдайское оледенение, хотя соответствовавший ей ледниковый покров был наименьшим.

Главным центром оледенений в Европе являлась Скандинавия, меньшее значение имел район Северного Урала - Новой Земли. Ледниковые покровы существовали и в Западной Сибири, хотя к востоку их сплошное распространение быстро сокращалось и заменялось локальными, не соединенными между собой ледниками переходного типа.

Столь же широко и с той же периодичностью, как в Европе, возникали и развивались оледенения в западном полушарии. Гренландский ледниковый щит был в 2 раза больше современного, а вся северная половина Североамериканского континента ледниковыми щитами.

В период максимального распространения ледников они занимали более 45 млн км², или 30% площади современной суши, т.е. в 3 раза больше, чем в настоящее время.

Отложения покровных материковых ледников. Наиболее распространенным типом отложений в этой формации является морена. Так же как и в горных ледниках, для моренных отложений покровных ледников характерна несортированность обломочного материала и присутствие обломков самых разных размеров. Типичным компонентом морены служат ледниковые валуны - обломки пород, обработанные и перенесенные ледником. Валуны обычно имеют размеры от нескольких сантиметров до нескольких дециметров в поперечнике. Для них характерна неправильная форма, сглаженные в результате ледниковой обработки острые края и часто обнаруживаемые царапины, указывающие направление движения ледника.

Установлено, что дальность переноса валунов и, возможно, распространения покровного ледника достигает 1000км.

Хотя преобладающая часть валунов имеет небольшие размеры, но нередко в моренных отложениях встречаются очень большие валуны. Как любопытную деталь отметим, что крупный валун красного гранита массой более 1500т был использован для основания памятника Петру Первому в Петербурге - знаменитого «Медного всадника».

С основной мореной связано образование определенных типов ледникового рельефа: моренной равнины, холмистого и холмисто-грядового ледникового рельефа, друмлинных полей Друмлины представляют собой вытянутые по направлению движения ледника холмы высотой до 50м, в основании которых находятся повышенные участки поверхности коренных пород (рис. 104).

Конечные морены образуют крупные протяженные гряды, намечающие контур краевой части ледникового покрова (рис. 104).

Водно-ледниковые (флювиогляциальные) отложения. Особые отложения и формы рельефа связаны с деятельностью ледниковых вод. Талые воды покровного ледника текут по его поверхности, образуя реки в ледяных берегах, текут внутри и под телом ледника, по протяженным полостям и каналам. Быстрые флювиогляциальные (водно-ледниковые) потоки активно перемывают обломочный материал морены. При этом происходит сортировка обломков: валуны остаются на месте, песчаные и глинистые частицы уносятся во взвешенном состоянии. При уменьшении скорости потока, покидающего ледяное русло и разливающегося перед ледником, песчаные частицы осаждаются, а глинистые уносятся дальше. Поэтому перед краем ледника постепенно образуется равнина, сложенная песком с некоторым количеством мелких валунчиков, которая называется зандровой равниной, или просто зандром.

Одновременно с образованием зандров ледяные русла внутри тела ледника также постепенно заполняются осаждающимися песчаными частицами. После таяния ледника эти отложения откладываются на поверхность и образуют узкие песчаные гряды – озы, часто вытянутые на десятки километров и напоминающие в поперечнике железнодорожные насыпи (рис. 104).



Озера на поверхности ледника постепенно заполняются слабо сортированным обломочным материалом морены. После таяния ледника эти скопления, подобно осадкам в руслах, откладываются на поверхность и образуют холмы с крутыми склонами – камы высотой до 10-20м. Камы настолько широко распространены на площади последнего оледенения, что местами формируют облик ландшафта (рис. 104).

Озерно-ледниковые отложения. В условиях деградации покровного ледника между конечно-моренным валом и краем стаивающего ледника образовывались многочисленные озера. Взвешенные частицы, поступавшие в эти водоемы, осаждались в спокойной, нетекучей воде, что способствовало образованию хорошо выраженной слоистости осадков. При этом состав слоев закономерно менялся на протяжении года. В теплый период года усиливалось таяние льда и быстро текущая по поверхности вода сносила в водоемы песчаные частицы, которые быстро выпадали на дно. С наступлением холодного периода таяние замедлялось, количество текущей по поверхности воды, а, следовательно, и ее скорость уменьшались и вода могла смывать только самые мелкие и глинистые частицы. В результате этого на дне приледниковых озер отлагались тонкие ленточки из мелкопесчаных и глинистых частиц. Рассмотренные отложения приледниковых озер из-за своей текстуры получили название ленточных глин. Пара слоев - мелкого песка и глины соответствует одному году. Подсчитав количество слоев в толще ленточных глин, подобно тому, как считают годовые кольца на спиле дерева для определения его возраста, можно точно определить количество лет, на протяжении которых это озеро существовало. Такую кропотливую работу проделали скандинавские ученые для определения возраста приледниковых озер и некоторых форм рельефа и выяснения истории геологических событий в бассейне Балтийского моря.

Общая схема соотношения разных форм рельефа, созданных покровными оледенениями плейстоцена, показана на рис. 104.

5. Причины Великих оледенений

В прошлом столетии считалось, что морены и зандры - следы геологической деятельности неглубокого моря, по которому плавали льды с впаянными в них обломками горных пород; льды переносили их на большие расстояния, таяли, и обломки падали на дно. В конце прошлого века географ П. А. Кропоткин (по политическим убеждениям анархист), обосновал возможность материкового оледенения европейской части России, основываясь на сходстве современных и древних ледниковых отложений с ледниковыми ландшафтами. В начале XX в. было установлено оледенение в Сибири, Канаде, и в дальнейшем все новые и новые данные подтверждали выводы П. А. Кропоткина.

Предположений о том, почему время от времени климат Земли становится настолько холодным, что значительная часть суши покрывается льдом, достаточно много, но ни одно из них не может полностью удовлетворить взыскательного исследователя.

Из внешних причин оледенений называют: 1. Периодическое прохождение Солнечной системы через облака космической пыли, которые уменьшают количество тепла, поступающего на Землю от Солнца. 2. Совпадение наибольшего наклона земной оси к плоскости орбиты с приближением формы орбиты к круговой, когда Земля оказывается в наибольшем удалении от Солнца, и др.

Земными причинами называют: 1. Периодически большую интенсивность вулканических извержений, когда пепел, рассеиваясь в атмосфере, на многие годы закрывает Землю от Солнца. 2. Отсутствие теплого течения, омывающего берега Европы, что приводит к охлаждению огромных площадей и росту материковых ледников. 3. Поднятие земной коры и горообразование, которые вызывают похолодание и оледенение больших площадей, и т. п. Например, не лишена оснований гипотеза, по которой на оледенение Земли влияют увеличение количества углекислого газа в атмосфере и возникновение парникового эффекта, приводящего к потеплению атмосферы. В такие периоды бурно развивается растительность, поглощающая углекислый газ и резко снижающая парниковый эффект. Наступает похолодание, образуются ледники, растительность гибнет, и вновь начинает накапливаться углекислый газ. Для обеспечений этого периодического процесса достаточно изменения количества углекислого газа с 0,03 до 0,015%. Что касается растительности, то скорость ее роста кажется невероятной: например, одна синезеленая водоросль в идеальных условиях может образовать колонию, по массе равную массе Земли, за две недели.

5. Многолетняя мерзлота

Под многолетней («вечной») мерзлотой подразумевают толщи горных пород, постоянно находящиеся в условиях отрицательных температур. Многолетняя мерзлота распространена весьма широко. Она занимает 14,5% поверхности мировой суши, в то время как суммарная площадь всех ледников 11 %. В России многолетняя мерзлота распространена на площади более половины ее территории.

Раздел геологии, изучающий толщу многолетнемерзлых пород, ее свойства, закономерности строения и распространения, называется мерзлотоведением, или геокриологией (от греч. kryos — холод, лед).

Верхняя граница многолетнемерзлой толщи ограничена так называемым деятельным горизонтом - ежегодно оттаивающим в теплое время поверхностным слоем, который вновь замерзает зимой. Слой сезонного оттаивания имеет мощность от 20-30 см до 2-3 м. Нижняя граница мерзлой толщи располагается на разной глубине - от нескольких метров до 500 м и более. Так, мощность многолетней мерзлоты в Якутии и полярных районах Канады достигает 1500 м. Многолетняя мерзлота не везде образует сплошную толщу. По периферии площади распространения мерзлоты происходит уменьшение ее мощности до 25—50м, что сопровождается перемежением мерзлых участков и таликов - участков с температурой выше 0° С.

Географическое распространение многолетней мерзлоты на территории Евразии своеобразно. В пределах европейской части России южная граница мерзлоты примерно совпадает с Северным полярным кругом. За Уралом эта граница спускается до 62-63° с.ш., причем за Полярным кругом существует сплошная мерзлота. Долина Енисея играет роль природного рубежа, вдоль которого граница многолетней мерзлоты спускается к югу и затем уходит за пределы России в Монголию. Таким образом, огромная территория Центральной Сибири, Северо-Востока и северной части Дальнего Востока попадает в область распространения многолетней мерзлоты.

Несовпадение площади распространения многолетней мерзлоты с современными природно-географическими зонами позволяет предполагать, что многолетняя мерзлота - наследие ледниковых эпох, а многолетнемерзлая толща может рассматриваться как подземное оледенение.

Великое похолодание сопровождалось не только несколькими наземными оледенениями, но также подземным льдообразованием. При этом масса льда, содержащегося в мерзлой толще, несмотря на огромную площадь ее распространения, сильно уступает массе воды, которая была связана в материковых наземных ледниках. Таким образом, количество атмосферных осадков является столь же важным фактором формирования наземного оледенения, как и отрицательная температура.

Вместе с тем некоторые современные климатические процессы способствуют сохранению и поддержанию «вечной» мерзлоты. Главные из них – резко континентальный климат, что приводит к господству холодного антициклонального воздуха над областью распространения многолетней мерзлоты, очень длительный морозный период (почти две трети года), небольшое количество осадков в результате существующей циркуляции воздушных масс.