Конспект лекций Геоморфология и геология.doc со... Конспект лекций для студентов специальности 156 02 01 Геодезия В. И. Михайлов Минск 2011 содержание

• Название: Конспект лекций для студентов специальности 156 02 01 Геодезия В. И. Михайлов Минск 2011 содержание
• Анкор: Конспект лекций Геоморфология и геология.doc со...doc
• Дата: 19.03.2017
• Размер: 26.51 Mb.
• Имя файла: Конспект лекций Геоморфология и геология.doc со...doc
• Тип: Конспект лекций; #3958
• страница: 4 из 8

4.2. Эоловые процессы

Геоморфологические процессы и формы рельефа, связанные с деятельностью ветра называются эоловыми. Они происходят чаще в аридных странах, в пустынях и полупустынях умеренных широт. Могут проявляться эоловые формы рельефа и в речных долинах при интенсивном поступлении песчаного аллювиального материала.

Выделяют следующие виды эоловых процессов: дефляция – процесс выдувания или развевания рыхлого грунта; корразия – процесс обтачивания, шлифования, высверливания и разрушения твердых пород обломочным материалом, перемещающимся под действием ветра, перенос эолового материала и его аккумуляция.

Формы дефляционного и корразионного рельефа

В результате корразии образуются своеобразные выработанные формы – эоловые «каменные грибы», «каменные столбы».

Под воздействием ветра образуются дефляционные котловины, вытянутые отрицательные формы рельефа длиной несколько сотен метров.

Вредный процесс дефляции – ветровая эрозия почв. Возникает при небрежной обработке сельскохозяйственных земель.

Эоловые аккумулятивные формы. В результате эоловой аккумуляции образуются разнообразные формы рельефа. В зависимости от их ориентирования относительно направления ветра их разделяют на продольные и поперечные.

Дюны относятся к продольным формам (пустыни, берега морей, рек).

Песчаные гряды – более крупные продольные формы.

Барханы – поперечные формы. Это эоловые формы имеющие в плане очертания полумесяца – различных размеров (высотой до 40 м и шириной 20-30 м).

Выделяются также древние эоловые формы, в настоящее время закрепленные растительностью.

При выраженном преобладании ветров одного направления на берегах морей и рек формируются настоящие продольные дюны.
4.3. Флювиальные процессы и формы

Поверхностные текучие воды – один из важнейших факторов преобразования рельефа Земли.

Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых текучими водами, называются флювиальными.

Под текучими водами понимают все воды, стекающие по поверхности суши: дождевые, талые снеговые, воды временных и постоянных ручьев и речек, малых и больших рек, т.е. воды поверхностного стока. Стекающая по поверхности Земли вода обладает кинетической энергией и способна производить работу. Величина работы тем больше, чем больше масса воды, уклон и скорость течения. Выделяют три составляющих работы текучими водами: разрушение горной породы (гипергенез, эрозия), перенос и переотложение (аккумуляция).

По характеру и результатам деятельности поверхностный сток подразделяется на три вида: плоскостной склоновый сток, сток временных русловых потоков и сток рек.
Плоскостной склоновый сток возникает при сильных дождях на пологих ровных склонах в виде тонкого слоя воды, движущегося по всей поверхности, смывающего рыхлый материал и откладывающего у подножия склона. Отложенный водным потоком материал носит название делювия. Делювиальные образования – шлейфы – выполаживают склоны и изменяют их профиль.

Временные русловые потоки проявляются в равнинных и горных условиях. Результатом их действия являются овраги на равнинах и сели в горах. Образование оврага на склоне, поверхность которого неровно обнажена и имеет общее понижение рельефа в сторону ближайшего водотока, под воздействием атмосферных осадков проявляется в виде линейного размыва (эрозия), называемого промоиной. Продолжение размыва и повышение гидростатического давления на грунт, увеличивающихся массы и скорости воды приводит к образованию «висячего» оврага и дальнейшему развитию его по достижении базиса эрозии (дно ближайшего водостока). Рост оврага будет продолжаться до тех пор, пока гидродинамическая сила атмосферного водного потока будет способна выполнять работу по размыву и транспортировке каменного материала. Продольный профиль потока (дна оврага), при котором достигается относительное равновесие между движущей силой воды и сопротивлением русла называется профилем равновесия. Рост овражной сети в этот период переходит в стадию затухания.

При топографических съемках и изучении овражной эрозии необходимо обращать внимание и отражать на картах и планах: характер выражения бровок оврага в рельефе (резко выраженные, слабо выраженные); характер перехода выраженных перепадов по продольному профилю оврага (быстро отступающие к верховью, медленно, не сохранились); крутизну и обнаженность склонов: наличие гравитационных процессов (осыпей, оползней, вывалов); форму поперечного профиля оврага (резкий V – образный, плавный U – образный), угол схода склонов у дна оврагов, расстояние между подошвами противоположных склонов, наличие овражного аллювия и растительности.

Деятельность временных нерусловых потоков в горах называется селями (бурный поток).

Геологические процессы и явления, вызываемые стоком постоянных водотоков, проявляются как в самой речной системе-реке с ее притоками, так и в речном бассейне – площади речной системы. У большинства холмистых и долинных речных систем можно выделить долину реки – углубление, где течет река. В самой долине выделяют: русло реки – часть долины, заполненная водой при низком (меженном) уровне воды, пойму – часть реки долины, заполняемую при высоком (паводковом) уровне воды и террасы - незатопляемые части долины (рис.11).

11


Кинетическая энергия руслового потока и произведенная им работа, равная половине произведения массы воды на квадрат скорости течения, в основном расходуется на передвижение в русле рыхлого материала и на разрушение горных пород (эрозию). Если кинетическая энергия больше веса поступающего в русло рыхлого материала, то скорость потока при данной массе воды становится размывающей; если кинетическая энергия равна весу отбитого материала, то происходит только перенос этого материала и, наконец, если кинетическая энергия меньше веса отбитого материала, то происходит аккумуляция последнего. Эти зависимости в действительности сложны, т.к. массы воды и скорости течения в реках распределяются неравномерно и постоянно меняются. Здесь сказывается взаимодействие потока с руслом, изменение режима рек в связи с половодьями, паводками и межени, климатом, различиями пород, размываемых реками, тектоническими движениями и прочими.

Воздействие водного потока на русло проявляется в образовании излучин и расширении долины реки и в углублении дна русла до уровня продольного профиля равновесия, соответствующего положению базиса эрозии. Таким образом, в эродирующей работе реки различают боковую и глубинную эрозию.

В эрозионной работе рек выделяются четыре фазы.

1. Фаза глубинной эрозии вызывается нарушением равновесия в связи с понижением базиса эрозии (или повышением бассейна реки относительно базиса эрозии). Фаза продолжается до тех пор, пока река не выработает нормального уклона, нарушенного понижением базиса эрозии. Долина при этом имеет клинообразную или каньонообразную форму.



2. Фаза боковой эрозии частично перекрывает первую фазу и в основном начинается после ее окончания. Происходит расширение вновь углубленной долины до размеров, соответствующих речной многоводности, в пределах которой могут свободно перемещаться извилины русла. Поперечное сечение долины приобретает чаше- или корытообразную форму.

3. Фаза наполнения наносов (заполнение долины аллювием) протекает одновременно со второй фазой, но заканчивается позднее, когда река, вследствие образование излучин, приобретает определенную нормальную для нее длину и уклон, которые могут изменяться только в связи с новыми колебаниями базиса эрозии.

4. Последняя, четвертая фаза покоя или переноса, завершает развитие долины, вызванное изменением базиса эрозии. В этой фазе работа реки заключается в транспортировка рыхлого материала и выноса его за пределы водного бассейна. Водный поток медленно протекает по широкой и плоской долине. Извилистое русло рек возникает вследствие винтообразного распределения скоростей течения в потоке.

Выделяют три стадии переноса донных отложений.

1. При медленном течении происходит перемещение донных мелких зерен с повышенных участков дна в пониженные. Речное дно ровное, иногда с появлением песчаной ряби.

2. При увеличении скорости (скорость водного течения в 2-2,5 раза больше, чем скорость, приводящая частицы рыхлых пород в движение) в русле реки образуются гряды (заструги), которые перемещаются вниз по течению.

3. При скорости течения примерно в четыре раза превышающей скорость движения воды, необходимую для начала переноса наносов данной крупности, происходит массовое движение верхнего слоя отбитых пород.

Одновременно с эрозией и переносом обломочного материала осуществляется его отложения (аккумуляция). Речные отложения, принесенные водным потоком, называются аллювием. По литологическому составу аллювия выделяют три фации: русловая, пойменная, старичная.

Сложные гидродинамические особенности потока и многие другие причины в форме боковой эрозии приводят к выработке извилистого русла и образованию излучин. Последнее приводит к отложению руслового аллювия у берега противоположного подмываемому.

Накопление пойменного аллювия происходит в результате затопления поймы паводковыми водами и, как следствие, отложение рыхлых наносов в виде прируслового вала у кромки русла.

Рельеф поймы связан с неравномерным отложением аллювия, обусловленным различными скоростями водного потока, препятствиями, встречающимися на пути движения воды, в половодье, и другими причинами. Поверхность поймы осложняют старицы – отторжения от главного русла излучины (меандры) затопленные наносами – старичным аллювием.

Речные террасы отражают различные этапы в развитии реки. Различают три этапа террас:

– эрозионные – сложены коренными породами;

– аккумулятивные – сложенные наносами;

– цокольные – (эрозионно-аккумулятивные) – сложены коренными породами и перекрытые наносами.

Распространенным геологическим процессом является перехват и обезглавливание рек. В основе этого явления лежит эрозия рек и связано оно с размывом одной рекой водораздела соседнего водного бассейна и обезглавливанию другой реки.
4.4. Подземные воды. Суффозионные и карстовые процессы

Подземными водами называются воды, находящихся в порах и трещинах горных пород. По происхождению подземные воды подразделяются на инфильтрационные (водозные), ювенильные (магматогенные), седиментационные (реликтовые), метаморфогенные (дегидратационные) и конденсациозные.

По условиям залегания в верхних слоях земной коры можно выделить следующие типы подземных вод.

1. Воды зоны аэрации.

2. Грунтовые воды.

3. Воды фундамента артезианских бассейнов.

Воды зоны аэрации приурочены к верхним слоям земной коры. Здесь могут быть инфильтрационные (почвенные), подвешенные воды, верховодка и воды капиллярной каймы.

Грунтовыми водами называют первый от поверхности постоянный (в отличие от верховодки) водоносный горизонт, который сохраняется в течение всех сезонов года.

Артезианскими водами называются напорные (подземные) воды, залегающие между водоупорными слоями в пределах каких-либо отрицательных структур (синклиналей, грабенов и др.).

Выделенные основные типы подземных вод не охватывают всех разновидностей последних. Особые условия имеются в карстовых областях, в зоне многолетней мерзлоты и в областях, где проявляется современная вулканическая деятельность.

Перенос и переотложение, растворение и выщелачивание пород подземными водами наглядно проявляется при образовании суффозии и карста.

Суффозией (подкапывание) называется процесс выноса частиц горных пород подземной водой. Этот процесс может происходить как в самом водоносном пласте, так и из одного пласта в другой. Основной причиной суффозионного процесса является гидродинамическое давление воды и превышение допустимой неразмывающей скорости потока (ДНС). Критический градиент, при котором происходит взвешивание частиц горных пород зависит от их удельного веса и пористости и определяется по формуле

1

где I – критический градиент;

Δ – удельный вес породы;

П – пористость породы.

Суффозия свойственна гранулометрическим неоднородным породам и приводит к изменению физико-механических свойств горных пород. На земной поверхности суффозия проявляется в виде провалов, глиняных карстов и воронок депрессии. Химическая суффозия при значительном растворении горных пород приводит к карстовому процессу.

Возникновение карста обусловлено: способностью пород и растворению, наличием проточной воды и степенью ее минерализации, геологическим строением участка, рельефом местности, трещиноватостью пород, климатом, характером растительности и т.п. В процессе выщелачивания в карстующихся породах образуются различные по положению и форме пустоты. Для открытого (поверхностного) карста характерны: кары – небольшие углубления, борозды глубиной до 1,5-2,0м; карстовые воронки – достигающие до десятков метров в глубину и сотен метров в поперечнике; карстовые котловины, имеющие удлиненную форму и глубину до 30м; польды, представляющие собой замкнутые понижения с крутыми склонами и плоским дном и занимающие площади до 300 км² каждое. Для закрытого (подземного карста характерны): каверны – небольшие пустоты и пещеры - крупные подземные пустоты, протяженностью свыше десятков километров и площадью более 600км² (рис.13).




Вследствие обилия водопоглощающих трещин, воронок и шахт карстовые районы очень бедны реками. Здесь встречаются зачаточные сухие долины в виде глубоких ложбин, часто лишенных однообразного уклона. По тальвегу их располагается цепь карстовых замкнутых воронок.

Долины водостоков представляют большей частью глубокие ущелья с крутыми и даже вертикальными склонами. Встречаются мешкообразные долины, имеющие замкнутую циркообразную вершину, упирающуюся в скалистый обрыв, из-под которого появляется водоток в виде мощного источника. Часто этот водоток превращается в подземную реку.

Большинство карстовых форм рельефа изображаются на топографических картах с помощью специальных условных знаков.
4.5. Гляциальные процессы и гляциальные формы рельефа

Гляциальные процессы обусловлены деятельностью льда. Обязательным условиям для развития таких процессов является оледенение участка, который находится в пределах хионосферы.

Хионосфера – слой атмосферы, где возможен постоянный положительный баланс твердых осадков. Нижняя ее граница – это снеговая линия (пересечение хионосферы с сушей), а верхняя – высоты 8-10км. Снежный лед образуется при метаморфизации снега. Снег в результате многократного замерзания, оттаивания приобретает крупнозернистую структуру – фирн, который затем превращается в глетчерный лед.

Ледниками называют устойчивые во времени накопления льда на земной поверхности. Лед в больших массах приобретает пластичность и способен течь, особенно при большом уклоне. Эти условия существуют в горах. Питание ледника осуществляется за счет снега. Ледник разделяется на зону аккумуляции и зону абляции – это расход льда через таяние и испарение. Незначительные колебания края ледника в ходе таяния называется осцилляцией.

Различают ледники материковые и горные. Последние, подразделяются на ряд типов: долинные, каровые, вулканические, плоскогорий и др.

В настоящее время материковые (покровные) ледники – это Гренландии и Антарктиды. Характерная особенность: огромная площадь (Антарктида – 13,2 млн. квадратных километров и мощность – 4 км.).

Покровные ледники Гренландии и Антарктиды стекают в море через понижения в прибрежном рельефе. Лед, достигнув воды, всплывает, разламывается и превращается в айсберги.

Рельефообразующая роль деятельности ледников выражается в переносе обломочного материала и изменении форм рельефа.

При своем движении ледник производит следующие виды работ.

– разрушение горных пород подледного ложа с образованием обломков разных размеров;

– перенос обломочного материала;

– отложение обломочного материала.

Разрушительная деятельность ледника называется экзорацией. Экзорация приводит к образованию:

– каров – углублений в склоне горы, ограниченных с трех сторон крутыми стенками и открытые в сторону падения склона; кары, получашевидной формы называют цирками;

– сквозных долин, образующихся в результате сползания ледников из области питания по долинам рек и формирования корытообразных долин с пологими в верхней части и крутыми – в нижней бортами; поперечный профиль долины приобретает форму U и их называют трогами.

– ледников террас и уступов в продольном профиле трогов, образующихся на дне троговых долин за счет поперечных скальных выступов, называемых ригелями;

– «бараньи лбы» и «курчавых скал» - скалистых выступов, округленных и отточенных ледниками, со следами отрыва и разрушения горной породы; рельеф, сложенный группой скалистых выступов, называется рельефом «курчавых скал»;

– морен – обломочного материала, откладываемого ледниками; морена может быть отложена под ледниками (донная), или посредине долины (срединная), у ее бортов (боковая) и в месте остановки ледника (конечная);

– друмлинов – продолговатых холмов высотой до 50м, сложенных моренным и скальным материалом; имеют продолговатую вытянутую форму со смещенной вершиной в сторону движения ледника; склон друмлина, обращенный в сторону ледника круче, чем противоположный.

В придонной части ледника действуют многочисленные водные потоки. Они переносят большое количество обломочного материала и отлагают его как на ложе ледника, так и за его пределами. Эти отложения называются флювиогляциальными. После таяния ледника на местности остаются специфические формы рельефа: озы, камы, камовые террасы, зандры.

Озы – валообразные узкие вытянутые гряды, сложенные плохо окатанными обломочными, водно-ледниковыми отложениями.

По виду они напоминают – железнодорожные насыпи, имеют узкий гребень и крутые (до 40°) склоны. Их относительная высота в среднем 10-25 м, ширина основания от 40 до 100 м, длина от 3-4 до 25 км. Хорошо сохранившиеся озы легко опознаются на местности.

Камы – крутые холмы с выположенной вершиной неправильной, большей частью округлой формой, сложенные слоистым материалом (глины, песок, с включением валунов). Склоны их 15°-20° крутизны, относительная высота от 10-15 до 40 м.

В предледниковых (перегляциальных) областях выделяют следующие отложения: зандры и ленточные глины.

Зандры образовались в результате отложения каменного материала, вынесенного ледниковым потоком через конечную морену. На равнинных пространствах без резко выраженного преобладающего уклона зандровые конусы сливались вместе в обширные песчаные равнины, называемые зандровыми полями.

В предледниковых подпрудных водоемах образовались наиболее типичные озерно-ледниковые (лимногляциальные) отложения. Среди них особой известностью пользуются ленточные глины, толщина которых состоит из многократных годичных лент, слагающихся, в свою очередь, из нижнего песчаного слоя и верхнего глинистого.

В течение геологической истории Земли не раз возникали условия, при которых формировались крупнейшие покровы материковых льдов.

Установлено, что на Русской равнине, в четвертичное время было не менее четырех эпох оледенений и межледниковий: окского, днепровского, московского (сожского), валдайского (поозерского). Межледниковья: днепровско-московское (одинцовское), московско-валдайское (микулинское), (см. таблицу 3).

В областях древнего материкового оледенения выделяются следующие зоны: а) зона ледниковой денудации;

б) зона ледниковой аккумуляции;

в) перегляциальная зона.

Зона пребладающей ледниковой денудации распространена на территории Балтийского щита. Здесь представлены все известные формы ледникового рельефа.

В этих районах к югу часто встречаются озы – аккумулятивные формы флювиогляциального происхождения (песок, гравий, галька). Их используют в практических целях: добычи стройматериалов (карьер «Буруны»), близ Ошмян, прокладке дорог.

Таблица 3. Схема стратиграфии четвертичных отложений Русской равнины


Зона преобладающей ледниковой аккумуляции

Окская ледниковая эпоха не оставила на Русской равнине заметных следов в ее рельефе.

Днепровская ледниковая эпоха – эпоха максимального оледенения. Граница ее доходила далеко на юг по долинам Днепра и Дона. Ее следы это поля песчаных приледниковых отложений – зандров, или Каневские гляциодислокации – напорные морены.

Московское (сожское) оледенение – предпоследнее – южная граница окрестности Москвы. Здесь уцелел (равно как и в Беларуси) холмисто- западинный рельеф основной морены, сплошной покров ледниковых отложений, камовый рельеф.

Валдайское (поозерское) оледенение. Очень хорошо сохранились аккумулятивные формы в виде холмисто-западинного моренного рельефа. Многочисленные озера, приуроченные к западинам. Много конечно-моренных образований. Под Санкт-Петербургом сохранились друмлины. В областях аккумуляции встречаются отторженцы – пласты горных пород от 5-10 м до 100-300 м размером.

После исчезновения ледникового покрова моренный рельеф подвергся и продолжает подвергаться переработке склоновыми и флювиальными процессами. На месте первичной моренной равнины, возникает «вторичная» моренная равнина.

Перегляциальная зона располагается вне пределов распространения ледника. Здесь характерны следующие комплексы форм и типов рельефа: зандровые равнины, долинные зандры, ложбины стока талых ледниковых вод, приледниковые озера, древние материковые дюны.

Зандровые равнины – пологоволнистые равнины, располагаются перед внешним краем конечно-моренных ледниковых образований. Это слившиеся пологие конусы выноса большого радиуса. Сложены галечниками, гравием, песками. Распространены в Белорусском Полесье.

Долинные зандры. В современном рельефе представлены верхними террасами речных долин, которые ранее примыкали к краю ледника.

Ложбины стоки талых ледниковых вод – пользуются в пределах перегляциальной зоны широким распространением от 50-200 м до 300 км шириной. В современном рельефе эти плоскодонные понижения с нечетко выраженными склонами, постепенно переходят в поверхности междуречий. Ложбины стока выполнены мощными толщами флювиогляциальных песков и галечников.

Параболлические дюны – эоловые формы рельефа. Образовались эти формы из поперечных (к ветру) валообразных дюн при закреплении концов перемещаемого ветром песчаного вала растительностью. Они хорошо отображаются на аэрофотоснимках.