Формирование речных террас: профиль равновесия рек
В своем развитии любая река проходит ряд стадий, от молодости до зрелости.
На ранней стадии своего заложения в реке преобладает донная эрозия, узкая,
неразработанная долина V – образной формы, грубый, плохо сортированный аллювий,
накапливающийся лишь в отдельных местах и часто сносимый в половодье. Продольный
профиль долины реки в эту стадию крутой в верховьях, изобилует неровностями и
перепадами.
Зрелая стадия формирования реки предполагает расширение долины за счет
усиления боковой эрозии вследствие меандрирования. Начинает формироваться пойма,
как низкая, так и высокая, образуются террасы, продольный профиль реки становится
выровненным, стремящимся приблизиться к базису эрозии. Меандровый пояс во много
раз шире самой реки, поэтому долина приобретает ящикообразную форму.
Наконец, в стадии старости долина реки расширяется еще больше, за счет
меандрирования образуется много заболоченных стариц, продольный профиль
выполаживается еще больше, течение замедляется. Река не может переносить много
материала и постепенно заиливается и зарастает.
Однако на подобный идеальный ход эволюции реки и речной долины влияет много
факторов И, прежде всего, тектонические движения и изменения базиса эрозии.
Понижение базиса эрозии сразу же вызывает усиление врезания реки, более активный
вынос аллювия, формирование террас.
Тектонические неравномерные движения оказывают большое влияние на
|
|
|
формирование речной долины и ее профиля равновесия. Тектоническое поднятие района
по которому протекает река, вызывает изменение продольного профиля реки, ее врезание,
сужение долины. Если долина к этому времени уже была хорошо разработана, то река
стремясь выработать новый профиль равновесия, врезается в дно долины, образуя
террасу. И так может продолжаться несколько раз. В долине реки вырабатывается лестница надпойменных
террас, которая является отражением тектоники. Террасы бывают 3-х видов: 1)
аккумулятивные, 2) цокольные, 3) эрозионные (рис. 6.4.2).
Аккумулятивные надпойменные террасы полностью сложены аллювием, что
хорошо видно в их уступе. В цокольных террасах обнажаются коренные породы – цоколь,
перекрытые аллювиальными отложениями, а в эрозионных террасах выражена только
площадка, но аллювий отсутствует или на выровненной поверхности террасы
располагаются его остатки, иногда лишь отдельные гальки.
Таким образом, каждая речная терраса отражает один временной эпизод
развития долины, который начинается с врезания и заканчивается выработкой боковой
эрозией днища долины (площадки). В любой террасе различаются: площадка –
|
|
|
выровненная поверхность, уступ террасы с бровкой – местом перегиба склона и тыловой
шов, располагающийся там, где площадка нижележащей террасы сочленяется с уступом
вышележащей или с коренным склоном
Тектонические поднятия или опускания могут захватывать не все пространство
течения реки. Они проявляются лишь местами, поэтому террасовый ряд на крупных реках
имеет сложный характер, анализируя который можно выявить направленность и скорость
тектонических движений
Особенно ярко эта картина наблюдается в долинах горных рек, на пути которых
нередко происходят очень большие перемещения по тектоническим разломам, вследствие
которых продольный профиль долины носит ступенчатый характер, а одновозрастные
террасы находятся на разной высоте. При выходе на предгорную равнину в горных реках
наблюдаются ножницы террас, когда аллювий более молодых, низких террас,
оказывается выше более древнего аллювия, погребенного в предгорном прогибе.
Примером развития горной реки может служить продольный профиль долины р.Терек на
Северном Кавказе.
29. Виды эрозии в речных потоках, профиль равновесия реки и факторы его определяющие
|
|
|
Речная эрозия и ее способы. Эрозионная деятельность реки осуществляется
различными способами. Врезание реки происходит, главным образом, при помощи
осадков, которые воздействуют на коренные породы ложа реки как абразивный материал,
но сама вода не обладает абразивными свойствами. Абразионная мощность реки, несущей
песок и гальку, изменяется пропорционально квадрату скорости ее течения Мабр. = V2, где
V – скорость течения. Т.к. водный поток влечет по дну материал разной крупности, то
последний окатывается, приобретая округлую форму. Гидравлическое воздействие воды
связано сее ударным воздействием на рыхлый материл. Растворяющее действие воды на
породы ложа реки связано с наличием в воде угольной и органических кислот, которыми
она насыщается, проходя в истоках через заболоченные, застойные участки. Такие воды
извлекают из пород ионы Na+,Ca+2, K.+ Особенно быстро растворяются карбонатные
породы, примерно 5 млрд. тонн ежегодно.
Эродирующее действие реки сказывается в пределах дна, это – донная эрозия, а по
берегам реки осуществляется боковая эрозия, сильно зависящая от характера
извилистости русла.Тектонические неравномерные движения оказывают большое влияние на
|
|
|
формирование речной долины и ее профиля равновесия. Тектоническое поднятие района
по которому протекает река, вызывает изменение продольного профиля реки, ее врезание,
сужение долины. Если долина к этому времени уже была хорошо разработана, то река
стремясь выработать новый профиль равновесия, врезается в дно долины, образуя
террасу. И так можетпродолжаться несколько раз. В долине реки вырабатывается лестница надпойменных
террас, которая является отражением тектоники. Террасы бывают 3-х видов: 1)
аккумулятивные, 2) цокольные, 3) эрозионные (рис. 6.4.2).
30-31 Геологическая деятельность ледников
Типы ледников и экзарационная работа ледников
Термин экзарация (лат. “экзарацио” - выпахивание) используется для обозначения
эродирующей деятельности ледника, которая оказывается им благодаря огромному
давлению, движению льда, а также воздействию на ложе ледника включенных в лед
валунов, обломков, гравия и песка. Именно эта “прослойка” на контакте льда и горных
пород, благодаря давлению оказывает на последние абразивное действие, срезая
выступы, истирая и полируя их, действуя как огромный лист наждачной бумаги.
Благодаря такому абразивному действию ,V - образные речные горные долины, по
которым начинает двигаться ледник, постепенно приобретают корытообразную U-
образную форму трога (нем. “трог” - корыто). Если в долине встречаются выступы более
твердых пород - ригели, ледник переваливает через них, а перед ними или после них
днище трога углубляется и образуются ванны выпахивания. В верхних частях горно-
долинных ледников образуются, как уже говорилось выше, чашеобразные кары и более
крупные цирки.
Ледники крупных долин в горных областях часто принимают в себя более мелкие
ледники из боковых долин, днище которых располагается намного выше коренного днища
главной троговой долины. После таяния ледников образуются “висячие троги”, хорошо
прослеживаемые, например, в ледниковых долинах Северного Кавказа, Баксана, Чегема,
Уруха, Терека и других.
Впаянные в основание ледника разнообразные по величине камни благодаря
огромному давлению оставляют на подстилающих горных породах борозды и царапины -
ледниковые шрамы, которые фиксируют своей ориентировкой направление движения
ледника. Скальные выступы пород сглаживаются и полируются абразивным действием
льда, возникают т.н. бараньи лбы, обладающие асимметричной формой. Длинный,
отполированный и со шрамами “лоб” располагается навстречу движению ледника, а
крутой, обрывистый склон находится с другой стороны. Скопления бараньих лбов
образует форму рельефа, называемую курчавыми скалами.
Ледник способен захватывать крупные обломки горных пород, нередко покрытые
ледниковыми шрамами, и разносить их на большие расстояния - эрратические (не
местные) валуны. Так, в Подмосковье широко распространены валуны кристаллических
пород из Карелии, с Балтийского щита, выступа фундамента Восточно-Европейской
платформы. Нередко также валуны несут на себе несколько поверхностей полировки с
царапинами. Большие глыбы коренных пород могут попадать в основание покровного
ледника за счет откалывания от субстрата примороженных ледником крупных кусков
породы под напором двигающегося ледника.
Покровные ледники, обладая большой экзарационной силой, выпахивают в своем
ложе глубокие и протяженные ложбины и рвы - ложбины выпахивания. Более 90% озер
в северных широтах Земного шара своим возникновением обязаны именно таким
процессам, связанным с последними оледенениями. В Карелии существуют сотни озер
такого происхождения, ориентированные, преимущественно, в меридиональном
направлении. Протяженные борозды выпахивания установлены и на дне Баренцева моря,
ныне заполненные четвертичными морскими осадками. В позднем плейстоцене во
времена вюрмских (валдайских) оледенений ледники покрывали все западные
шельфовые моря Северного Ледовитого океана, т.к. уровень океана был намного ниже. Из
района Скандинавии и Кольского полуострова ледники перемещались на север, формируя
ложбины выпахивания.
Мощная напорная сила медленно перемещающегося ледника, как нож бульдозера
способна вызвать дислокацию горных пород, сминая их в складки, разрывая на крупные
глыбы - отторженцы, способные перемещаться на многие десятки км. Гляциодислокации
- довольно распространенное явление в областях древних оледенений. По форме ледники подразделяются на горно-долинные и покровные. Наиболее
крупные материковые ледяные покровы находятся в Антарктиде и Гренландии, а более
мелкие известны в Исландии, на Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, Северной Земле и
островах Канадского Арктического архипелага. Горно-долинные ледники развиты почти
во всех крупных горных системах: Кордильерах, Андах, Памире, Гималаях, Кавказе,
Альпах и других, где в высокогорье располагаются понижения - цирки с ледяными
шапками, из которых лед спускается в долины. Иногда еще выделяют промежуточный
тип ледников, которые в горах обладают долинной формой, а выходя на равнину
превращаются в покровный ледник, сливаясь в единый ледниковый щит незначительной
мощности. Горно-долинный тип ледников.
В любом горно-долинном леднике различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока
и 3) разгрузки (рис. 12.1.1). Горные ледники питаются за счет снега, выпадающего в
высокогорье и постепенно переходящего в фирн, а затем и в лед. Естественно, что
областью накопления льда являются понижения между скальными пиками,
напоминающие чаши и называемые карами. Сливаясь между собой кары образуют более
обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым
может перемещаться на десятки километров. Горно-долинные ледники подразделяются на простые и сложные. Последние характеризуются питанием из целого ряда ледниковых цирков и наличием
языков льда, сливающихся в один крупный долинный ледник. Такие ледники характерны
для многих горных систем типа
Кавказа, Альп, Памира. Покровные материковые ледники, обладая изометричной в плане и линзовидной
формой в поперечном разрезе, обладают максимальной мощностью, доходящей до
первых км в центральной части купола, откуда лед под давлением и в результате
изменения градиента давления движется по радиусам к своим краям. При этом следует
иметь в виду, что в основании горно-долинных ледников температура обычно высокая и
близка к точке плавления льда (“ледники с теплым основанием”). Поэтому льды скользят
по субстрату с минимальным трением по пленке из талой воды, как конькобежец
движется по льду с пленочкой воды под лезвием конька. В высоких широтах температура
может быть настолько низкой как в самой толще льда, так и в его основании, что лед
“примерзает” к субстрату (“ледники с холодным основанием”) и движение ледника
осуществляется за счет скольжения его внутренних неоднородных слоев. При своем движении ледник захватывает и переносит различный материал,
начиная от тонкого песка и, кончая, крупными глыбами, весом в десятки тонн. Попадают
они в тело ледника различными способами.
В горно-долинных ледниках обломки пород скатываются со склонов ледниковых
каров, цирков или трогов в результате выветривания, обвалов и оползней и, попадая, на
лед перемещаются вместе с ним, проникая в трещины, погружаясь в лед за счет
протаивания последнего. Особенно много обломочного материала скапливается в местах
контакта ледника сбортом долины. Кроме того, в днище ледника также включены
многочисленные обломки, попавшие туда в результате экзарационной деятельности.
Материал любого размера, включенный в лед или переносимый льдом и впоследствии
отложенный, называется мореной. Выделяются морены движущиеся и отложенные. В горно-долинных ледниках
существует ряд разновидностей морен в связи с их положением в теле ледника. Боковые морены располагаются в краевых частях ледника, срединные - в их
середине, причем как на поверхности, так и внутри ледника. Донная или, как ее иногда называют, основная морена, образуется в основании
ледника, когда при его движении происходит отрыв и перемалывание, раздробление, как
твердых, так и рыхлых коренных пород ложа ледника.
32. Особенности строения и рельефа перигляциальных областей, характерные отложения
Крупные материковые покровы льда при своем таянии поставляют огромную массу
воды. Целые реки воды текут по поверхности краевой части ледника, внутри него и подо
льдом, вырабатывая в нем туннели. Сток воды может быть плоскостным или линейным
(сосредоточенным), а объем талой воды огромным. Естественно, что эта
быстродвижущаяся вода производит большую работу, как аккумулятивную, так и
эрозионную. Под ледяным покровом могут располагаться большие озера, как это сейчас
наблюдается в Антарктиде. Объем талых вод сильно изменяется в зависимости от сезона,
а также от “холодного” или “теплого” типов ледника.
Благодаря постоянному выносу талых вод формируются ложбины стока,
образующих своеобразный рельеф чередования ложбин с широкими днищами и крутыми
склонами. Обломочный, главным образом, песчаный материал, влекомый этими
потоками, распространяется на больших пространствах, образуя зандровые равнины (нем.
“зандер” - песок), за внешним краем конечно-моренных валов (рис. 12.4.1). Такие
зандровые поля сейчас известны перед некоторыми ледниками в Исландии и на Аляске и
чрезвычайно широко были распространены перед фронтом покровных ледников в
четвертичный период на Русской равнине, в Прибалтике, в Северной Германии и Польше.
Создавались зандровые равнины многочисленными ручьями и речками, постоянно
меняющими свои русла. Вблизи края ледника материал откладывался более грубый, а
тонкий песок уносился дальше всего. Зандры известны и в ископаемом состоянии,
например, в Сахаре, где они связаны с раннепалеозойским (ордовикским) оледенением.
Озы представляют собой протяженные, извилистые гряды или валы, высотой в 20-
30 м, сложенные слоистым песчано-галечным или песчано-гравийным материалом.
Образовались они вследствие наличия водных потоков на поверхности или внутри
ледника, которые переносили песчано-гравийный материал. Когда ледник растаял, этот
материал оказался спроектирован на поверхность суши в виде вала, а не в форме
“корыта”, какую он имел в реке, текущей по льду. Озы всегда ориентированы по
направлению стока воды с ледника, а, следовательно, указывают нам на его движение.
Камы - это холмы изометричной формы, высотой в 10-20, редко больше метров,
сложенные чередованием слоев разнозернистого песка, глин, редко с отдельными
гальками и валунами. Эти отложения формировались в озерных котловинах,
расположенных на поверхности ледника и после таяния последнего, оказались, как и озы,
спроектированными на поверхность коренных пород.
Озерно-ледниковые, тонкослоистые (ленточные) отложения, состоящие из
многократно чередующихся глинистых и песчанистых слойков образовались в
приледниковых озерах. Когда таяние было более бурным, например, летом, в озеро
сносится относительно грубый материал, а зимой, в условиях ослабленного водотока
накапливались глины. Количество слоев в ленточных озерных отложениях (варвы)
говорит о времени формирования озера. Все упомянутые выше отложения, связанные с
действием талых ледниковых вод иначе называются флювиогляциальными, что указывает
на их водно-ледниковое происхождение.
Плавучие льды или айсберги разносятся течениями на большие расстояния от
кромки ледников. Один из айсбергов погубил печально знаменитый пароход “Титаник”.
На плавучих льдах находилось много обломочного материала, который, по мере их таяния
откладывался на океанском дне. В шельфовых ледниках, занимающих большие
пространства, как, например, ледник Росса в Антарктиде, площадью больше 800 000 км2 и
мощностью до 200 м, благодаря волнению вод с краев откалываются столовые айсберги, с
отвесными уступами. Длина таких айсбергов может превышать 100 км и они
десятилетиями плавают в океанах, постепенно раскалываясь и подтаивая, представляя
большую опасность для судоходства.
Откалываясь от края шельфовых ледников, айсберги провоцируют накопление на
дне мощных оплывающих валунно-глинистых отложений и формирующих
мореноподобные толщи.
33. Великие четвертичные оледенения и оставленные им следы. Оледенения в истории Земли
18-20 тыс. лет назад облик поверхности Земли в Северном полушарии был совсем
иным, чем в наши дни. Огромные пространства Северной Америки, Европы, Гренландии,
Северного Ледовитого океана, были заняты гигантскими ледяными покровами с
максимальной мощностью в их центре до 3 км. Это было последнее крупное оледенение,
продвинувшееся на Русской равнине почти до широты Москвы, а в Северной Америке -
южнее Великих озер (рис. 12.5.1). С тех пор ледники стали отступать и сейчас лед
последнего оледенения сохранился только в Гренландии и на ряде островов Канадской
Арктики. В последние 10 000 лет, называемых голоценом, окончательный распад
ледниковых шапок и их быстрое таяние произошло около 8000 лет назад, когда климат
был теплее современного. Этот период соответствовал “климатическому оптимуму”. Где-
то между 8000 и 5000 лет назад климат стал еще теплее, а в Африке более влажным. Но
между 5000 и 3500 лет назад произошло сильное похолодание и местами возникли новые
ледники, что позволило выделить даже “малый ледниковый период”. Именно к нему
относятся ныне существующие ледники на Кавказе, в Альпах, на Памире, в Скалистых
горах Северной Америки и других местах. Все эти события произошли с момента окончания максимального продвижения
ледников за последние 18 000 лет. Но в четвертичном периоде, начиная с 2 млн. лет тому
назад достоверно выделяется
не менее 4-х ледниковых или
криогенных эпох, следы
которых прекрасно
установлены в Евразии и в
Северной Америке. В начале
ХХ в. немецкими геологами
А.Пенком и Э.Брюкнером в
Альпах были обоснованы
четыре крупных оледенения:
гюнц (поздний плиоцен),
миндель (ранний плейстоцен),
рисс (средний плейстоцен) и
вюрм (поздний плейстоцен) с
двумя стадиями наступания
ледников либо с двумя
самостоятельными
оледенениями. Впоследствии, выделяя следы древних оледенений в других местах им, хотя и давали
местные названия, но всегда сопоставляли с Альпами. Трудами многих российских
геологов на Русской равнине установлены следы не менее 4-х оледенений в самом общем
виде сопоставимых с альпийскими. Установлены границы оледенений в Западной и Восточной Сибири, где конечно же,
лучше выражены следы последнего оледенения в виде протяженных, извилистых
конечно-моренных гряд и валов. В таблице представлен расчет объемов четвертичных
ледников по всему Миру. Понятно, что такое огромное количество льда отбирало воду из
океана, уровень которого в позднем плейстоцене понизился на величину от 100 до 140 м.
Наличие гигантских ледяных покровов в Панарктическом регионе некоторые геологи
ставят под сомнение, что заставляет искать новые фактические данные, подтверждающие,
либо опровергающие классическую схему. Следы наиболее древнего оледенения зафиксированы в отложениях
раннего протерозоя в Канаде, на Балтийском щите (2,5-2,0 млрд. лет),
причем обращает на себя внимание длительность интервала в 400 млн.
лет, в пределах которого обнаруживаются предположительно ледниковые
отложения.
34. Гипотезы о причинах оледенений, четвертичные оледенения, их признаки и распространение
наличие ледникового покрова является только одной из составляющих
“ледникового периода”, в который входят и мерзлые породы верхней части земной коры,
а также огромные массивы плавучих морских льдов. Причины изменения климата в
глобальном масштабе, как и причины появления покровных ледников на больших
пространствах материков все еще остаются предметом оживленных дискуссий, ходя поле
для маневров сужается, т.к. сейчас достаточно широко стали применяться математические
модели, которым свойственны определенные рамки, выйти за которые не позволяют
фактические данные. решающее значение для изменений климата
придается циклическим изменениям основных параметров орбиты Земли: 1)
эксцентриситета “е” с периодом в 100000 лет; 2) наклона плоскости экватора Земли к
плоскости эклиптики (плоскостью орбиты Земли) “Е” с периодичностью примерно в 41
000 лет и 3) период предварения равноденствий или период процессии , т.е. изменение
расстояния Земли от Солнца, который не остается постоянным. В перигелии Земля ближе
всего к Солнцу, а в афелии - дальше всего от Солнца. Период процессии равен примерно
23 000 лет. Понятно, что находясь в афелии, Земля имеет наибольшее удаление от Солнца,
поэтому в Северном полушарии лето будет длительным, но прохладным, т.к. Земля будет
обращена к Солнцу Северным полушарием. Через полупериод цикла процессии, т.е. через
11500 лет к Солнцу будет обращено уже Южное полушарие, а в Северном - лето будет
жарким, но коротким, тогда как зима будет холодной и продолжительной. Подобные
различия в климате будут тем резче, чем больше эксцентриситет “е” орбиты Земли. На мощность или величину солнечной радиации влияет эксцентриситет орбиты
Земли, но не наклон оси вращения Земли к эклиптике и не прецессия земной оси. В
последних двух случаях среднегодовое количество солнечной радиации, поступающей на
Землю, остается постоянным. Однако, происходит ее перераспределение по сезонам или
по широтам. И только изменение эксцентриситета влечет за собой изменение
среднегодового количества солнечной радиации, т.к. при орбите, близкой к круговой,
расстояние (среднее) от Земли до Солнца наибольшее, а, следовательно, солнечная
радиация минимальна. Если величина “е” увеличивается, т.е. орбита Земли становится
более узкой и поэтому среднее расстояние от Земли до Солнца уменьшается, то солнечная
радиация возрастает. Несомненно, что на климатические изменения влияет и океан, огромные массы
воды которого, циркулируя, переносят как холод, так и тепло. Особенно важно
термическое состояние глубоких уровней океанских вод, когда тяжелые придонные воды
охлаждаются до температуры ниже 5-8°С, что совпадает с периодами похолоданий
климата, тогда как образование очень соленых и теплых придонных вод отвечает теплым
климатическим периодам.
35. Геологическая деятельность подземных вод
Все воды, находящиеся в порах и трещинах горных пород ниже поверхности
Земли, относятся к подземным водам. Часть этих вод свободно перемещается в верхней
части земной коры под действием гравитационных сил, а другая часть находится в очень
тонких порах, удерживаясь силами поверхностного натяжения. Подземные воды не могут
существовать без обмена с водой поверхностной и активно участвуют в круговороте воды
в природе. Подземные воды распределяются в верхней части земной коры вполне
закономерно. Самая верхняя часть земной коры, вблизи поверхности, называют зоной
аэрации, т.к. она связана с атмосферой и с почвенным покровом. Ниже нее залегает зона
полного насыщения, где вода распространена преимущественно в жидком виде, тогда как
в зоне аэрации она может быть и парообразной. Если
температуры отрицательны, то вода в этих двух зонах может
присутствовать и в виде льда. В зависимости от количества атмосферных осадков объем грунтовых вод может
изменяться и летом дебит (фр. дебит – расход) источников падает, а в сильные засухи
родники даже пересыхают. Зеркало грунтовых вод особенно сильно может понижаться в
связи с забором воды для промышленных нужд. Вокруг скважин, откачивающих воду,
уровень грунтовых вод постепенно понижается и образуется депрессионная воронка.
Межпластовые безнапорные подземные воды приурочены к водоносным слоям,
располагающимся между двумя водоупорными слоями. Иногда таких водоносных пластов
может быть несколько. Если водоносный горизонт обладает большой мощностью и выше
его зеркала находится озеро, пруд или река, то направление течения воды в водоносном
горизонте будет проходить по изогнутым линиям, стремящимся к реке.
Напорные или артезианские межпластовые воды образуются в том случае, если
водоносный горизонт, зажатый между двумя водоупорными, приурочен либо к пологой
синклинали или мульде или к моноклинали, или еще к каким-нибудь структурам, в которых возможно
образование напорного градиента.
36-37. Карстовые процессы, типы карта и поверхностные формы
Карст, формы, развитие, распространение
Карстовые процессы развиваются в растворимых природными поверхностными и
подземными водами горных породах: известняках, доломитах, гипсах, ангидритах,
каменной и калийной солях. Основой процесса является процесс химического
растворения пород и процесс выщелачивания, т.е. растворения и вынос какой-то части
горных пород. Различные по своему составу воды растворяют породы по разному.
Особенно агрессивны по отношению к карбонатным породам воды, насыщенные
углекислотой, а гипс сильнее растворяется солоноватыми водами.
Под карстом понимают не только процесс, но и его результат, т.е. образование
специфических форм растворения. Сам термин карст происходит от названия
известкового плато в Словенских Альпах, где карстовые формы рельефа выражены
наиболее ярко. Карст развивается везде, где есть выходы на поверхность карбонатных
пород: в Горном Крыму, на побережье Адриатического моря, на Кавказе, Урале, в
Средней Азии и еще во многих местах земного шара. Если карстовые формы видны на
поверхности, то говорят об открытом карсте, а если они перекрыты толщей каких-то
других отложений, то – о закрытом карсте. Последний чаще развитит в равнинных
платформенных районах, тогда как первый – в горных.
На поверхности карстовые формы представлены каррами, желобами и рвами,
понорами, воронками разных типов, западинами, котловинами, слепыми долинами.
Карры - это разнообразные неглубокие выемки, образованные, в основном,
выщелачиванием известняков поверхностными атмосферными водами. Н.А.Гвоздецким,
одним из знатоков карста, были выделены карры следующих типов: лунковые, трубчатые,
бороздчатые, желобковые, трещинные и ряд других. Все эти формы имеют глубину 5-20 –
5-0 см, редко размах рельефа достигает 1-2 м. Наиболее типичны желобковые карры,
представленные параллельными желобками, разделенные острыми грядами. Рельеф с
желобковыми каррами напоминает стиральную доску, а участки развития
многочисленных карров называют карровыми полями.
Желоба и рвы представляют собой более протяженные и глубокие участки
карстового выщелачивания поверхности известняков, наследующие поверхностные
трещины и достигающие глубины до 5 м.
Поноры – узкие отверстия, наклонные или вертикальные, возникающие на узлах
пересечения трещин при дальнейшем развитии процесса растворения и выщелачивания.
Эти каналы служат стоком поверхностных вод и направляют их вглубь массива горных
Карстовые воронки подразделяются на: 1) воронки поверхностного выщелачивания;
2) провальные; 3) воронки просасывания (коррозионно-суффозионные по
Н.А.Гвоздецкому). Первый тип воронок напоминает собой воронку от взрыва снаряда или
бомбы. Образуются они за счет выщелоченной с поверхности породы. Обычно в центре
такой воронки располагается понор-канал, по которому уходит вода. Диаметр воронок
обычно до 50 м, редко больше, а глубина 5-20 м. Провальные воронки связаны с
обрушением свода над полостью, выработанной водами на некоторой глубине.
Коррозионно-суффозионные воронки возникают в том случае, когда карстующиеся
известняки перекрыты пластом песчаных отложений и последние вмываются в
нижележащие карстовые полости. При этом из пласта песка уносятся отложения в поноры
и образуется воронка просасывания или вымывания. Процессы суффозии широко
распространены в природе.
Полья представляют собой довольно большие, сотни метров в диаметре,
неправильной формы понижения, образовавшиеся при слиянии ряда котловин и воронок.
В том числе и провальных.
38-39-40. Основные понятия о многолетнемерзлых породах, распространение, мощность, типы подземных льдов, возникновение криолитозоны
Криолитозона состоит из мерзлых, морозных и охлажденных пород. Под мерзлыми
понимают такие породы, которые содержат в своем составе лед и характеризуются
отрицательными температурами. Морозные породы отличаются от мерзлых тем, что в них
отсутствует вода и лед. Такие породы чаще всего представлены магматическими и
метаморфическими их разновидностями, а также сухими песками и галечниками.
Охлажденные породы также имеют температуру ниже 0°С и насыщены
минерализованными солеными водами - криопэгами (греч. “криос” - холод, “пэги” -
соленые воды).Распространение криолитозоны таково, что в южных районах она располагается
отдельными островами среди талых пород. Мерзлые породы имеют мощность 10-25 м и
залегают в виде линз. Севернее располагается зона не сплошных мерзлых пород
мощностью до 100 м, в которой много таликов - участков непромерзших пород. Севернее,
обычно, криолитозона занимает все пространство, а ее мощность увеличивается до 1000-
1500 м.Мощность “вечной мерзлоты” изменяется в очень широких пределах от первых
метров по южной окраине ее распространения, до 1000 м и даже 1500 м.Несомненно, что возникновение криолитозоны в Северном полушарии в целом
связано с неоднократными оледенениями, охватывавшими в последние 2 млн. огромные
районы. Криолитозона формируется не только в пространстве, но и во времени. Из
предыдущих глав известно, что промерзание верхней части земной коры происходило в
геологической истории не один раз. Но потом, породы, конечно, оттаивали, местами
сохраняя лишь неясные следы былого промерзания.Конституционный лед содержится в
любых многолетнемерзлых породах. Если порода обладает высокой влажностью, то вода,
замерзая и превращаясь в лед, скрепляет, цементирует ее зерна или их скопления. Такой
лед-цемент развит шире всего. Лед, который цементирует дисперсные породы, повышает
их прочность. Понятие льдистость породы характеризует количество содержащегося в
ней льда.Если порода прочная, скальная, то лед заполняет в ней все возможные поры и
трещины, которые образовались, естественно, до начала промерзания горной породы.
Если глинистые породы начинают промерзать, то влага, содержащаяся в них мигрирует к
фронту промерзания, где образуются прослои - шлиры льда различной мощности от
долей см до 0,5 м. Такие породы характеризуются гораздо большей льдистостью, а шлиры
льда образуют разные криогенные текстуры - сетчатые, слоистые, линзовидные,
атакситовые, порфировидные и др. Породы, содержащие шлиры льда, при своем
оттаивании утрачивают повышенную прочность и дают существенную осадку.
Льдистость обычно увеличивается в горных породах вверх по разрезу, а с глубиной
уменьшается.
Если в мерзлые породы приникает вода из таликов или напорных подмерзлотных
вод, то возникают инъекционные льды, мощность которых и длина достигает многих
десятков метров.
В краевых участках горно-долинных и покровных ледников при их таянии и
отступании, отдельные массивы льда засыпаются моренами и обвалами и тогда возникает
погребенные лед, который долго не тает.
Если порода сформировалась до начала промерзания, то в ней возникают
эпигенетические льды, а если промерзание происходит одновременно с образованием
породы, тогда она характеризуется сингенетическим льдом. Различные типы повторно-
жильных льдов связаны с этими процессами и будут рассмотрены ниже.
Довольно редко, но встречаются пещерные льды, залегающие в глубоких пещерах,
например, в Кунгурской ледяной пещере в Приуралье.
Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 644; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!