Конспект лекций Геоморфология и геология.doc со... Конспект лекций для студентов специальности 156 02 01 Геодезия В. И. Михайлов Минск 2011 содержание
 Скачать 26.51 Mb.
|
|
4.6. Морские процессы Из всех планет Солнечной системы только на Земле есть океан. Он занимает 70.8% всей поверхности Земли. 97% всей воды на Земле, образовавшейся вероятно из воды, освободившейся при разогреве водосодержащих минералов, сосредоточена в океанах. Ее объем составляет 1350х106 км3. В связи с преобладанием доли солнечного тепла в общем тепловом балансе океана его температуру в основном определяет влияние Солнца. Среднегодовая температура воды на поверхности Мирового океана – 17.5°С. Из-за изменения температуры с глубиной и, следовательно, плотности, воды Мирового океана стратифицированы и их перемешивание в горизонтальной плоскости происходит легче, чем в вертикальной. Более 75% океанических вод имеют соленость 34,7‰. При этом примерно на 85% солевой раствор морской воды состоит из NaCl. Океан проницаем для звуковых волн, плохо проницаем для световой и электромагнитной радиации. Геологическая деятельность морей и океанов заключается в разрушении горных пород, переносе их и образовании осадков. Завершение послеледниковой трансгрессии стало решающим событием в становлении современной береговой зоны. Наиболее распространенным типом стали затопленные или ингрессивные берега. Абразия (разрушение) и аккумуляция играют ведущую роль в создании облика морских берегов. Абразия – один из ведущих процессов разрушения коренного берега и дна морскими волнами. Основное ее свойство – необратимость происходящих изменений. Скорость и масштабы этого процесса определяются следующими основными факторами: строением и составом пород берега и дна, силой и повторяемостью штормов, крутизной подводного склона. При прочих равных условиях абразия протекает на берегах с крутым дном – приглубинных. Волны подходят к ним с большим запасом энергии и обрушиваются с громадной силой. В месте удара образуется углубление, которое постепенно превращается в волноприбойную нишу. Нависающие породы в конечном итоге обваливаются и образуется почти отвесная стена (клиф). Скопление обломков каменного материала у подножия клифа постепенно перетираются волнами и процесс продолжается по той же схеме до тех пор, пока приходящие к берегу волны, по мере расширения прибрежного мелководья (пляжа) не потеряют энергию разрушения. Подводный береговой склон выполаживается и вырабатывается так называемый абразивный профиль равновесия, т.е. рельеф дна приобретает предельную форму при данном уровне моря, волновом режиме и составе коренных пород. Закономерным этапом эволюции морских берегов при установившемся уровне моря является постепенное ослабление абразии и отмирание абразионных форм рельефа. Усилению абразии способствует подъем уровня океана и опускание суши под влиянием тектоники. Приливно-отливные и постоянные течения обычно имеют незначительную скорость, поэтому именно волны приобретают большое транспортирующее значение, в виде волочения, на малых глубинах. Это волочение существенно сказывается на устойчивости обломочного материала и вызывает перестройку рельефа аккумулятивных берегов. Таким образом, основной причиной размыва аккумулятивных берегов следует считать изменение баланса наносов. На берегах, достигших состояния абразионного уровня равновесия, часто образуются аккумулятивные формы – береговые валы, а на некотором расстоянии от берега, на поверхности береговой платформы в море - подводные валы-бары. Образование береговых валов и баров объясняется различием скоростей набегающих и сбегающих волн. Такие формы рельефа образуются при подходе морских волн под прямым углом к берегу. Косой подход волн сопровождается перемещением наносов вдоль берега (береговым потоком наносов). В случае извилистой береговой линии и подхода морских волн к ней под некоторым острым углом могут возникнуть надводные аккумулятивные террасы, косы пересыпи. Все морские берега подразделяются на берега коренные, сложенные древними горными породами, и берега аккумулятивные, сложенные отложениями, образующимися в настоящее время. К коренным берегам относятся: 1. Фиордовые берега – пороги ледников, затопленные водой. Берега фиордов высокие и крутые, отвесные с часто встречающимися «висячими долинами» и водопадами. Отличаются сильной изрезанностью, большим количеством островов и полуостровов. 2. Шхерные берега образовались при участии ледников. Характерным является большое количество небольших островов, подводных скал, валунов и мелей. 3. Далматинские берега образуются в результате частичного погружения складчатой горной системы, подтопленные хребты которой параллельны береговой линии, а водное пространство образует узкие длинные проливы и заливы. 4. Риасовые берега, в отличие от далматинских, образуются при подтоплении хребтов складчатых горных систем, расположенных под углом к основному направлению берега, или затопленные морем устьевых частей речных долин. 5. Лопастные берега образуются в районах дислокаций земной коры сбросового типа. К аккумулятивным (современным) берегам относятся: 1. Лиманные берега – образуются в результате затопления устьевых частей речных долин и балок, расчленяющих низменную поверхность, сложенную горизонтально залегающими осадочными породами. 2. Термоабразивные берега образовались в результате взаимодействия моря и процессов, связанных с оттаиванием мерзлых рыхлых пород и ископаемого льда. Кроме того, к современным берегам относятся: дельтовые, коралловые, мангровые и вулканические берега. Одним из важнейших результатов геологической деятельности моря является наполнение мощных толщ осадочных пород. Процесс осадки наполнения называется седиментацией. Основные факторы, влияющие на седиментацию – это рельеф дна океана, соленость морской воды, газовый режим вод океанов и морей, температура морской воды, органический мир и климат. В результате взаимодействия указанных факторов образуются следующие типы осадков: терригенные, хемогенные, органогенные, полигенные, вулканические и ледниково-морские. Соотношение между высотами и глубинами суши и океанов, как и в целом, так и отдельных его частей, выраженные в площадях или в процентах, можно представить в виде гипсометрической кривой (рис.14). По этой кривой фактический рельеф твердой оболочки Земли приурочен к двум уровням. Верхний уровень включает всю площадь суши и прибрежную полосу мелководья; нижний охватывает остальную часть океанического дна. Верхний уровень соответствует поверхности континентов, нижний – поверхности дна океанических впадин. Относительно уровня моря поверхность континентов приурочена к отметке +50м, а океанического дна – к средней глубине – 4800м, что отражает реально существующую особенность рельефа твердой оболочки Земли. Эта особенность отчетливо проявляется в сравнении фактической двухмодельной кривой распределения превышений с расчетной, отображающей усредненное, случайное распределение высот со средним значением около – 2,5 м.  14. Из общей площади поверхности Земли в 510 млн. км2 суша занимает 150 млн .км2, т.е. менее 30%, на долю Мирового океана приходится около 261 млн км2 или более 70% поверхности планеты. Форма кривой распределения площадей суши – выгнутая, что свидетельствует о преобладании небольших превышений. И действительно, основную часть суши занимают низменные равнины (около 72%). Предгорные районы составляют 29,2 млн. км2 (около 20%), а остальные 8% приходится на долю высокогорных районов. Основные элементы рельефа дна океана следующие: 1. Континентальные шельфы – затопленные морские окраины в виде слабовсхолмленных выровненных участков, пологонаклоненные в сторону континентального склона. Ширина шельфов от десятков до 1300 км (средняя – 68 км), глубина от 50 до 600 м, - площадь 27,5 млн. км2. 2. Комплекс форм рельефа, переходящий от материков к океану: - материковые склоны – крутые откосы (4°) высотой более 4000 м, расчлененные подводными каньонами. Площадь 38,7 млн. км2; - глубоко погруженные блоки материков (бордерленды). Отделены от материков разломами и сохраняют не переработанный морской субаэральный рельеф. - островные дуги и сопряженная с ними область современного горообразования. Они представлены рядом островов и подводных гор, с внешней стороны ограниченных глубоководными желобами. Островные дуги часто представлены одинарными и двойными вулканами. - котловины краевых морей. - ложе Мирового океана и глобальная система срединных океанических хребтов, с которыми связывают формирование земной коры океанического типа. Наиболее типичные Атлантический и Тихоокеанский срединные хребты. Они представлены широкими (до 2000 км) поднятиями с высотами 3,5-4 км. К сводам хребтов приурочены рифты (грабены), окаймленные горстами. Ложе осложнено сводово-глыбовыми поднятиями и вулканическими хребтами. Площадь ложа 289,7 млн. км2, средняя глубина 4420 м. К структурным формам океанического дна относятся: 1. Подводные каньоны – многочисленные подводные овраги, расположенные перпендикулярно бровке континентального шельфа и глубоко врезающиеся в континентальный склон. Их образование связывают с мутьевыми потоками, которые скатываются с шельфов по склону. Ширина крупных каньонов измеряется – десятками, а длина – сотнями километров. Положение крупных каньонов на континентальном склоне часто связывают с разломами поперечного простирания. 2. Конусы выноса связаны с образованием подводных каньонов и представляют собой веерообразные конусы с вершинами, смещенными к устью и сложенные продуктами эрозии стенок и дна каньонов, а также продуктами мутьевых потоков. Ширина и длина крупных конусов выноса измеряется тысячами километров (Бенгальский конус выноса). Часто крупные конусы выноса прорезываются каналами, корытообразными долинами, имеющими в плане извилистую форму. Практически вся поверхность континентального подножия сложена продуктами разрушения берегов, шельфа и склона, перенесенных сюда мутьевыми потоками и течениями. 3. Океанские поднятия – узкие, очень вытянутые поднятия, а также округлые, изометрической формы плато, возвышающиеся над уровнем абиссальных равнин на 2-4 км. В океане поднятия занимают различное положение – от центральных до прибрежных районов. Наиболее многочисленную группу океанических поднятий составляют конусы подводных вулканов, вершины которых, в результате выхода на поверхность и воздействия эрозионных процессов, постепенно сглаживаются, а сами поднятия приобретают форму усеченного конуса. К локальным океаническим поднятиям биогенного происхождения относятся коралловые рифы, распространенные в тропических широтах. 4. Срединные океанические хребты – самые внушительные элементы рельефа океанического дна. За редким исключением (Индийский океан) они занимают центральную часть океанических впадин и образуют на планете глобальную непрерывную цепь протяженностью более 60 тыс.км. В зависимости от крутизны склонов ширина срединно-океанических хребтов изменяется от 500-600 до 3000-4000 км, а высота от 2 до 4 км над средним уровнем дна. Гребень ряда срединно-океанических хребтов Атлантического и Индийского океанов расчленен разломами вдоль оси с образованием узкой долины – рифта. На всем своем протяжении срединно-океанические хребты расчленены системой поперечных трансформных разломов. По этим разломам отдельные участки хребтов смещены относительно друг друга амплитудами горизонтального смещения до 300 км. Срединно-океанические хребты – весьма активные в геологическом отношении структуры. 5. Глубоководные океанические желоба – узкие и глубокие долины, протягивающиеся на многие тысячи километров при ширине до нескольких десятков километров. По положению относительно континентов выделяются два типа глубоководных желобов: желоба расположенные вблизи континентов, за узкой полосой шельфа и склона. Желоба, располагающиеся на удалении в несколько сотен километров от континента, от которого они отделяются сравнительно мелководным морем и островной дугой. В разрезе большинство желобов асимметричны. Склон, обращенный к континенту или островной дуге более крутой (до 25°), другой склон, обращенный к океану, пологий. Дно большинства желобов почти плоское. Они также активны в геологическом отношении. Озера. Они занимают 2% всей суши Земли и, иногда, по своим размерам не уступают некоторым морям. Площадь озер варьирует от нескольких гектаров до сотни тысяч квадратных километров. Озера встречаются на разных гипсометрических отметках. Их глубины меняются от нескольких десятков сантиметров до, более чем 1500 м. Воды озер бывают пресные и соленые. Происхождение озер весьма разнообразно. К категории эндогенных по генезису озерных котловин относятся следующие группы: вулканогенная, сейсмогенная и тектоногенная. К категории экзогенных – гравитационная, эрозионная, эоловая, гляциогенная, биогенная и метеоритная. Геологическая деятельность озер проявляется в основном в накоплении осадочного материала и менее – в береговой абразии поверхностными ветровыми волнами. Химические осадки озер: поваренная соль, глауберовая соль, доломит, гипс, мираболит, сода, окись марганца, окись железа, ангидрит и т.д. Нарастание русловых отложений при впадении рек в озера с последующим образованием дельт – обычное явление. Вместе с химическими осадками в озерах, за счет гниения организмов и растений, образуются органические остатки – сапропели и битуминозные породы. Участки земной поверхности, находящиеся в состоянии переувлажнения называются болотами. Они являются, по сути, последней стадией жизни озер. По своему расположению в рельефе выделяют болота: верховые, низинные, промежуточные. Первые из них располагаются на водоразделах и питаются только атмосферными осадками. Именно они служат истоками рек и ручьев. Верховые болота обычно покрыты моховой растительностью (сфагнумом). Низинные болота расположены в пониженных частях рельефа. Питание этого типа болот происходит за счет атмосферных осадков, так и грунтовыми водами. Обычно низинные болота – проточные. Растительность этих болот – рагоз, камыш и осока. Промежуточные болота несут на себе следы, как верховых, так и низинных. Помимо торфа, образующегося в результате отмирания болотных растений и гниения их без доступа кислорода, в болотах часто образуется мелкие месторождения сапропелевых углей и руд. 4.7. Склоны, склоновые процессы и рельеф склонов. Рельеф земной поверхности состоит из сочетания склонов и субгоризонтальных поверхностей (ν=1°-2°). Склоны такие поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая сила тяжести, когда (ν >2°). На долю склонов приходится 80% всей поверхности суши. Силе тяжести на склонах противостоит силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветренными коренными породами. Это соотношение бывает разным. О перемещении вещества на склонах судят в поле, а в случае малых скоростей этих процессов – на основании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений. На них могут быть как выработанные, так и аккумулятивные формы рельефа. Склоновая денудация является одним из основных экзогенных факторов формирования рельефа и основным поставщиком материала, из которого образуются аллювиальные и другие отложения. Существует тесная связь между выветриванием и склоновыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает свежую породу и тем самым способствует усилению выветривания. Изучению склонов и склоновых процессов уделяется большое внимание. Это борьба с эрозией почв, при изысканиях под строительство сооружений на склонах, поиски различных ископаемых. Морфология, (внешние особенности склонов): крутизна, длина, форма. По крутизне склоны делят: крутые (ν≥35°), склоны средней крутизны (ν=35°–15°), отлогие склоны (ν=15°–5°), очень отлогие склоны (ν=5°–2°). Это дает возможность судить о характере и интенсивности склоновых процессов. По длине склоны делят на длинные (l>500м), склоны средней длины (l=500–50м), короткие склоны (l<50м). Их длина обуславливает различную степень увлажнения склоновых отложений, а от этого зависит интенсивность хода всех склоновых процессов. По форме профили склонов могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, выпукло-вогнутыми (рис.15).  15. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процессах, происходящих на них, и иногда дает возможность судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил. Наклоненные участки плоскости земли (склоны) – результат деятельности эндогенных или экзогенных сил. Склоны эндогенного происхождения могут быть образованы в результате тектонических движений земной коры, магматизма, землетрясений, колебательных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны экзогенного происхождения: склоны созданные поверхностными текучими водами (флювиальные склоны), деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов, хозяйственной деятельностью человека. Эти склоны подразделяются на склоны денудационные (выработанные) и аккумулятивные. Обвальные склоны. Это процесс отрыва от основной массы горной породы, крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону образованию обвала предшествует возникновение трещин, по которым происходит отрыв и обрушение блока породы. Морфологический результат – образования стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и наполнению продуктов обрушения, у их подножий. Они наблюдаются на склонах 30°40°. Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Осыпные склоны. Их образование связано с физическим выветриванием. Чаще всего образуются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. Различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Осыпной лоток глубиной 1-2 м при ширине в нескольких метров. Когда уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса, тогда начинается аккумуляция обломков и формируется конус осыпи. Сливаясь друг с другом, осыпные конусы образуют сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются отложения, называемые коллювием (скопление). Он отличается плохой сортировкой материала. В возникновении обвалов и осыпей принимает участие вода и гравитация. Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся в низ со склона снежные массы называются лавиной, (на горных склонах). Существует 3 типа лавин: осовы, лотковые лавины, прыгающие лавины. Оползневые склоны. При оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Они всегда гидрологически обусловлены. Они возникают, когда водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще всего глин. Водоупорный горизонт служит поверхностью скольжения. При оползании порода может частично дробиться, превращаться в бесструктурную массу. Скопление оползневых масс у подножия склонов называется делювием. Бывают разные по размерам оползни. Образуются в горах и на равнинах, где они приурочены к берегам рек, морей, озер. Возникают на крутых склонах, равными 15° или больше. Такие оползни называются блоковыми или структурными. Встречаются наиболее часто. Для выявления оползневых склонов важно изучать их морфологию. Признаки развития оползневых процессов это появление бугристости на поверхности и у основания склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, замкнутых западин. Склоны медленной солифлюкции – движение массы грунта, обладающего способностью растекаться толстым слоем. Возникает если рыхлые массы песчано-глинистого материала, насыщенные водой не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция характерна для нижних лучше увлажненных частей склонов, могут даже происходить на отлогих склонах, крутизной 3-4°. Скорость движения грунта зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия водоупорных пород. Скорости от 10 см до 2 м в час, характеризуются ровной поверхностью. Дефлюкционные склоны. Возникают на склонах, где имеется растительный покров, там происходит медленное, вековое перемещение коры выветривания. Механизм перемещения – колебания температуры и влажности. Частицы нагреваются и расширяются, поднимаются ближе к поверхности и успевают пройти некоторое расстояние по склону. Такое медленное смещение коры выветривания (при ее глинистом или суглинистом составе) может протекать со скоростью от 0,2 до 1 см в год. Этот вид движения называется дефлюкция, или крипа. Признаки течения: слоистость течения, направление щебневых кос, изгибание корней растений вниз по склону. Протекают на склонах крутизной 10-35°. При большей скорости может произойти разрыв дернового покрова. Этот вид движения отдельных блоков называется децерация. Признак – микроскопичность на склоне. Дерновый покров разорван, на вертикальных гранях ступенек обнажаются почва или кора выветривания. Большую роль при децарационных процессах играет увеличение давления на грунт – выпас скота – появляются коровьи тропы. Поэтому на склоне образуются волнистые микротеррасы. Делювиальные склоны, на которых перемещение материала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких струек, покрывающих всю поверхность склона. Энергия таких струек очень мала. Но они обуславливают смытие мелких частиц продуктов выветривания и отлогая их у подножия склонов, где формируется особый тип континентальных отложений (делювий) суглинков или супесей. Характеризуется отсутствием слоистости, слабой сортированностью частиц. Окрашены в различные оттенки серого цвета. В результате делювиального смыва уничтожается верхний плодородный горизонт почвы. Этим наносится большой вред. Факторы делювиального смыва: крутизна, длина склона, состав слагающих его пород, характер атмосферных осадков, интенсивность весеннего снеготаяния, от микрорельефа, от характера поверхности склона (поле, луг, лес). На пашне делювиальный смыв идет даже при наклоне 2-3°. Равномерный плоскостной смыв может происходить лишь на ровных участках. Таких условий в природе нет. Поэтому по понижениям объединяются струи в небольшой поток, образуя борозды. Так на склонах начинается процесс размыва – эрозия, образуя промоины, овраги. Такой процесс также наблюдается на солифлюкционных склонах, где солифлюкционные потоки приспосабливаются к имеющимся на склонах понижениям – безрусельных ложбин (деллей). Делли – неглубокие (0,5м) понижения, расстояние между которыми от 20 до 60м. Они прямолинейны. Возникают на склонах дефлюкции от 10° до 15° крутизны. Возраст склонов Его определить трудно. Это объясняется тем, что на любом первичном склоне постоянно идут те или другие склоновые процессы. Если говорить о возрасте склона, то надо иметь в виде о времени действия того агента, который создал основные морфологические особенности первичного склона. Для склонов эндогенного происхождения – это время проявления того или иного типа тектонических движений, для экзогенных – время действия одного из экзогенных агентов. Проще решается вопрос о возрасте склонов аккумулятивных форм рельефа. Нужен возраст осадков – и это будет возраст склона. Возраст денудационных склонов может быть определен по возрасту склоновых отложений, или по соотношению форм рельефа, возраст которых известен. Пример, склоны речных долин Подмосковья сформировались после таяния московского ледника, так как долины врезаны в поверхность междуречья, сложенных ледниковыми отложениями московского возраста. Если склоны долин опираются на пойму, то их возраст определить нельзя, формирование которых происходит и сейчас. При наличии в долине реки террас, возраст разных участков ее склонов можно уточнить. Так если в долине имеется надпойменная терраса позднечетвертичного валдайского возраста, то склон долины, опирающийся на ее поверхность имеет возммраст средне – и позднечетвертичный (московско-валдайский возраст), а склон от поверхности террасы к пойме – позднечетвертичный – голоценовый (послевалдайский) возраст. Развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педипленах и поверхностях выравнивания Склоновые процессы ведут к выполаживанию склонов, к сглаживанию рельефа. А если участок земной поверхности находится длительное время в состоянии тектонического покоя, то выполаживание склонов приведет к съеданию, понижению междуречных пространств и формированию на месте расчлененного участка невысокой, слегка волнистой равнины, которую Девис предложил назвать пенепленом. Но, чаще всего, развитие и образование денудационных выровненных поверхностей происходит путем отступания склонов параллельно самим себе, а сформировавшаяся денудационная равнина называется педипленом. Простейшая форма педипленизации – образование педимента – пологоволнистой площадки (3-5°) формирующейся в коренных породах у подножья отступающего склона (пустыни). Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются на платформах, со спокойным тектоническим режимом в умеренном гумидном климате (центральные части Русской равнины). Образование педиментов, педипленов и пенепленов возможно только в условиях нисходящего развития рельефа, т.е. в условиях преобладания экзогенных процессов над эндогенными. При этом происходит уменьшение относительных высот и выполаживание склонов. При неоднократной смене этапов нисходящего и восходящего развития рельефа в горных странах образуется ряд денудационных уровней в виде ступеней или ярусов на разных высотах. Это поверхности выравнивания (Кавказ, Африка). |