33 Химический состав подземных вод . Ми неральные воды , их типы и происхождение.

Дата: 2025-06-14; Просмотры: 8

Оценка:

0.00 из 5.00 — оценок

Скачиваний: 0

Скачать

Состав подземных вод зависит от многих факторов: от их генези­са и гидродинамического режима; от особенностей характера водо­обмена и взаимодействия с горными породами; от состава и раство­римости горных пород, по которым циркулируют подземные воды.

В процессе циркуляции подземные воды обогащаются различ­ными солями. Суммарное содержание растворимых солей в под­земных водах называется общей минерализацией. Гидрохимические типы определяются содержанием основных катионов и анионов. По анионам выделяют три типа вод: 1) гидрокарбонатные; 2) суль­фатные; 3) хлоридные и несколько промежуточных (сложного со­става): гидрокарбонатно-сульфатные, хлоридно-сульфатные и бо­лее сложного состава. По соотношению с катионами выделяются воды натриевые, кальциевые, магниевые и смешанные.

Минеральные воды — подземные воды, имеющие минерализа­цию более 1 г/л, содержащие специфические микроэлементы и ис­пользуемые для лечебных целей. По общей минерализации выделяются воды пресные, солонова­тые и соленые. По температуре холодные - до 20 "С, теплые - до 20 - 37 °С, горячие - свыше 42 °С. По химическому и газовому составу выделяют щелочные, угле­кислые, сероводородные, метановые, железистые и радоновые воды.

34 Геологическая работа подземных вод . Карстовые процессы и карстовые формы рельефа .

Под карстом следует понимать геологический процесс, пре­имущественно химического взаимодействия воды и проницаемых, относительно легкорастворимых горных пород, приводящий к разрушению этих пород и образованию в земной коре различных пустот, созданию особого характера движения и режима подземных вод, формированию свое­образного рельефа местности и режима гидрографической сети.

Развитие карста как закономерного процесса должно происхо­дить при определенных условиях: наличия проницаемых и легкора­створимых пород; движения в породе воды; растворяющей способ­ности воды.

В зависимости от состава пород различают карст карбо­натный, гипсовый и соляной.

Наиболее широко развит и изучен карст в карбонатных породах — известняках, доломитах, мраморах. Широко процессы карста раз­виты в Крыму, на Кавказе, на Урале, на территории южной части Сибирской платформы — Иркутском амфитеатре. Известные ученые карстоведы Д.С. Соколов, Н.А. Гвоздецкий, Г.П. Вологодский и другие выделяют несколько морфолого-генетических типов кар­ста, среди которых наиболее типичными и распространенными яв­ляются два: открытый карст и покрытый карст.

Карст открытый образуется при выходе растворимых пород не­посредственно на дневную поверхность, при этом образуются са­мые разнообразные поверхностные и подземные формы карста.

Покрытый карст отличается от открытого тем, что закарстованные породы перекрыты толщами нерастворимых или слаборастворимых пород. Процесс карстообразования протекает в глубине, а на поверхности образуются карстовые суффозионные воронки и неглубокие поноры.

35 Отложение подземных вод.

Подземные воды откладывают осадки на поверхности земли у выходов источников и в недрах пустот в земной коре.

Осадки, откладываемые источниками па поверхности земли.

К осадкам, которые откладываются источниками на поверхности, относятся известковые и кремнистые туфы, поваренная соль, желез­ные и марганцевые руды.

Известковый туф состоит из СаС0₃. Он выделяется известковистыми, щелочными и углекислыми источниками, в воде которых в растворенном состоянии находится Са(НС0₃)₂. При по­явлении воды на поверхности земли избыток углекислоты уходит в атмосферу. В результате выпадает СаС0₃. Выпадению его благо­приятствуют уменьшение давления и понижение температуры, а также гниющие остатки животных, листья, ветки растений и т. д. Если в воде такого источника подержать некоторое время ветку с листьями, они покроются беловатым налетом СаС0₃ .

Известковый туф со сравнительно крупными пустотами назы­вается травертином.

Плотные разновидности известковых туфов напоминают накипь на дне и стенках чайников, паровых котлов и водопроводных труб.

По склонам Машука, у Пятигорска, мощность известкового туфа достигает 9О м. Он прослеживается на площади длиной до 6 км и шириной, 4,5 км. Здесь известно до 50 источников, из которых в год выделяется около 1800 т известкового туфа. В районе Нарзана их выделяется до 20 т в год. Известны мощные отложения известко­вого туфа по Военно-Грузинской дороге. В Ленинградской области он встречается в районе Гостилиц и Гатчины. Известковый туф иногда обладает некоторой радиоактивностью.

Кремнистый туф состоит из водной окиси кремния (SiO₂*nН₂0). Он выпадает из горячих вод ювенильных источников, например гейзеров. Кремнистый туф гейзеров называется гейзери­том. Гейзерит — пористая порода белого цвета, иногда приобрета­ющая от примеси других солей бурые, красные, синие оттенки.

Поваренная соль. Соляные источники, дающие воду с большим содержанием NaС1, откладывают в результате испарения воды поваренную соль. Ее отложения известны в Старой Руссе, Кировской, Пермской и других областях.

Железные и марганцовые руды. Известны целые пласты бурых железняков (лимонитов), связанные с деятельностью подземных вод. Они образуются в местах впадения источника с водой, содержащей вакисные соли железа, например FeCO_s или FeS0₄, в море или озеро.

Вместе с рудами железа таким же путем образуются и залежи марганцовых руд. Аналогичным образом железные руды образуются и в болотах, через которые протекают воды, обогащенные закисными солями железа. Так образуются болотные железные руды, бобовые руд ы.

Ж е л е з и с т а я плен к а на поверхности воды, особенно в болотах, напоминает нефтяную или масляную пленку. Местные жители нередко принимают ее за нефтяную. Железистую, нефтяную и масляную пленки легко различить, ударив по ним прутиком. Железистая пленка разбивается на ограниченные пря­мыми линиями отдельности, масляная или нефтяная расходятся кругами.

Ж е л е з и с т а я плен к а на поверхности воды, особенно в болотах, напоминает нефтяную или масляную пленку. Местные жители нередко принимают ее за нефтяную. Железистую, нефтяную и масляную пленки легко различить, ударив по ним прутиком. Железистая пленка разбивается на ограниченные пря­мыми линиями отдельности, масляная или нефтяная расходятся кругами.

Выпадение ил раствора любого химического соединения при водит к изменению его концентрации в этом растворе. Через некото­рое время могут наступить условия насыщения раствора каким-ни­будь другим соединением. Оно начинает выпадать из раствора также по периферии пустот. В конце концов пустоты окажутся заполненными различными соединениями, располагающимися кон­центрически от периферии к центру.

Наиболее обычными минералами, выпадающими из водных растворов, являются: кальцит, арагонит, кварц, горный хрусталь, халцедон, опал, барит, гипс, флюорит, цирит, марказит и др.

Заполнения пустот имеют самую различную форму. К ним отно­сятся и известковистые журавчики лёссовидных глин.

При описании пещер мы говорили о сталактитах, сталагмитах, колоннах, занавесах, перегородках, сложенных из СаС0₃, Si0₂-nH₂0, GaS0₄-2H₂0, FeS₂, PbS, которые также являются осадками подземных вод. Кроме того, в результате деятельности подземных вод возникают такие формы заполнения пустот, как секреции и жилы.

С е к р е ц и и — это пустоты, заполненные гидрохимическим путем. По минералогическому составу они резко отличаются от включающих их пород, хотя нередко и являются продуктом их растворения. Рост секреций происходит от периферии к центру. Незаполненная минеральным веществом пустота называется ж е о д о й. На поверхности незаполненных пустот располагаются кри­сталлы минералов, направленные верхушками в пустоту. Группа одновременно росших и сросшихся (нередко в виде щетки) кристал­лов называется друзой.

Большое практическое значение имеют жилы. Подземная вода, циркулируя по трещинам пород, как указывалось выше, выделяет из себя те химические соединения, которые при данных условиях давления, температуры и концентрации других солей насыщают раствор. Трещины, заполненные химическими соединениями, вы­павшими из водных растворов подземных вод, называются ж илами.

Подземные воды играют большую роль в перемещении, миграции разнообразных минеральных соединений и отдельных элементов из одних зон земной коры в другие, чаще в более высоко расположен­ные. Тем самым они осуществляют в земной коре миграцию эле­ментов и минеральных масс.

Жилы часто пересекаются. Они всегда моложе тех горных пород, в которых наблюдаются. Возраст их бывает разным. Естественно, что пересекающая жила моложе пересекаемой.

36) Образование ледников и их типы . Движение Лада .

В числе других экзогенных факторов значительную геологи­ческую работу совершают ледники. Деятельность ледников также включает эрозию, транспортировку обломков и их отложение. Изучением деятельности ледников занимается гляциолог и я.

Ледники занимают значительное место на Земле. Только на суше они покрывают около 16 млн. км² (11% поверхности суши), а в полярных областях ледниковый покров распространяется и на мелководную (шельфовую) область моря. Общий объем льда, содержащегося в ледниках, оценивается в 30 млн. км³ (объем куба с длиной ребра 300 км).

Ледники состоят из так называемого глетчерного льда. В отличие от других разновидностей льда (почвенный, реч­ной, морской), возникающих при замерзании воды, глетчерный лед образуется из снега.

Для образования ледника необходимы следующие условия: низкая среднегодовая температура, большое количество осадков, выпадающих в виде снега, а также наличие пологих склонов и впадин, защищенных от солнца и ветра. Условия круглогодич­ного сохранения устойчивого снежного покрова имеются в стра­нах с холодным климатом и в высокогорных областях различных климатических зон. Высоты, на которых образуются ледники, и разных районах земного шара неодинаковы и зависят от широты местности. Уровень, выше которого снег не успевает растаять за лето, называется снеговой линией. Гипсометрическое положение снеговой линии зависит от климатических условий. При увеличении снегового покрова эта линия перемещается вниз и, наоборот, при потеплении климата и уменьшении количества осадков она поднимается. В полярных районах сне­говая линия располагается на высотах, близких к уровню моря (от нуля до 50—70 м), в Норвегии и на Аляске — на высоте 1500 м; и Гималаях и Тибете — на высоте от 5100 до 6000 м. Высота сне­говой линии может меняться даже в пределах одного района. На Западном Кавказе, например, который характеризуется обилием осадков, снеговая линия проходит на высоте 2700 м, а на Восточном Кавказе с более сухим климатом — на высоте около 3800 м.

В среднем с уменьшением географической широты местности, при приближении к экватору уровень снеговой линии повышается; на полюсах он приближается к уровню моря (рис. 96). Это и опре­деляет величину площади накопления снега и масштабы образо­вания глетчерного льда — основная его часть (99,5%) сосредо­точена в полярных областях и только 0,5% связано с высоко­горными ледниками.

Положение снеговой линии в зависимости от географической широты местности

Накапливаясь в понижениях рельефа или на вершинах гор, снег за лето не успевает растаять, масса его растет из года в год, он уплотняется и под влиянием суточных колебаний температуры превращается в зернистую массу. Такой уплотненный зернистый снег называется фирном, а область его накопления — фир­новым полем. Фирн вновь покрывается снегом, под тя­жестью которого продолжает уп­лотняться, пока со временем не превратится в глетчерный лед. Если 1 м³ свежего снега весит 85 кг, то масса 1 м³ фирна дости­гает уже 600 кг, а 1 м³ глетчерного льда — 909 кг. Таким образом, на образование одного 1 м³ глет­черного льда расходуется более 11 м³ снега. Средняя плотность глетчерного льда (0,909 г/см³) не­сколько ниже плотности речного льда (0,917 г/см³). Обусловлено это беспорядочным расположе­нием зерен глетчерного льда, размер которых изменяется от го­рошины до куриного яйца. Структура речного льда упорядочен­ная — кристаллы имеют примерно одинаковый размер и ориен­тированы перпендикулярно к поверхности воды. В отличие от речного и морского льда глетчерный лед не обладает слоисто­стью, как правило, прозрачен и имеет голубоватый оттенок. На­капливается он в виде масс значительной мощности, составляющих тело ледника. Важным свойством глетчерного льда является его текучесть. Скорость течения ледника зависит от его мощности и крутизны ложа, которое он покрывает. Чем больше мощность глетчерного льда и чем круче ложе, тем значительнее скорость его течения. Обычно она составляет 3—10 м/сут, а крупные лед­ники движутся со скоростью до 40 м/сут.

У ледников выделяют область питания, где про­исходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в глетчерный лед, и область стока, по которой движется, стекает глетчерный лед. В зависимости от соотношения областей питания и стока, от размеров и формы ледники подразделяют на три типа:горные (или альпийского типа),поровные(или материкового типа) и промежуточные.

Горными, или альпийскими, называют сравнительно маломощ­ные ледники высокогорных районов, приуроченные к различного рода депрессиям в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям и т. п.

Такого типа ледники развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавказе. Область питания горных ледников вы­ражена отчетливо, имеет форму цирка и находится выше снеговой липни. Как правило, эта область окружена амфитеатром высоких гребней и пиков. Лед стекает по горным долинам с крутыми склонами, образуя один или несколько ледяных потоков — языков.

Передвигаясь, массы льда производят огромную работу по разрушению горных пород, обработке (вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движутся, и переносу разнообразного обломочного материала. Движению ледника способствует появле­ние воды в его подошве, образующейся в результате снижения температуры таяния льда при высоком давлении и выполняющей роль смазки для ледяного массива.

Как отмечалось, скорость движения ледника зависит от мно­гих факторов, главными из которых следует считать массу льда и уклон поверхности, по которой он течет. Кроме уклона, скорость течения ледника связана с измене­ниями климата, условий питания, извилистости ледникового ложа. При этом, в частности, центральная часть ледника движется значительно быстрее, чем боковые участки, которые испытывают большее трение о борта долины. Неравномерное движение ледни­ковой массы обусловливает образование краевых или боковых трещин. Кроме того, в теле ледника под действием боковых напря­жений образуются длинные параллельные трещины. Другим видом нарушения тела ледника являются поперечные трещины, связанные с деформа­циями тела ледника при изменении ширины долины или с неров­ностями в рельефе ложа .

При движении льда образуются глубокие борозды (рис. 103, а), исцарапанные, исштрихованные валуны, выровнен­ные, выположенные формы рельефа. Округлые асимметричные блоки со следами ледниковой эрозии называются бараньими

Рис. 103. Результаты ледниковой эрозии:

в - борозды на поверхности коренных пород, проделанные древними ледниками в пре-■Ш1Х современной пустыни Сахары; б — типичная троговая долина, вырытая ледником во время одной из последних эпох оледенения; в настоящее время долину заполняет

озеро (Англия)

л б а м и, а их скопления образуют ландшафт курчавых ск а л. Долина, по которой движется ледниковый язык с вмерз­шими в лед обломками пород, приобретает корытообразную форму с плоскими дном и отвесными боковыми стенками. Такая сформированная языком ледника долина называется трогом (рис. 103, б). Завершается она некоторым повышением коренных •скальных пород, ограничивающих движение ледника и называе­мых ригеле м .

37) Ледниковая экзарация . Ледниковые формы рельефа .

Лед производит большую работу по разрушению горных пород, истиранию и выпахиванию той поверхности, по которой он движется, переносу обломочного материала и его отложению. 1 м³ льда весит

920 кг. При толщине льда 100 м каждый квадратный метр ложа ледника будет испытывать давление 92 т. Мощность 100 ж имеют только небольшие ледники альпийского типа, мощность же толщи материковых льдов нередко превышает 1000 м. На дне ледника разви­вается колоссальное давление, благодаря которому ледник раздавли­вает и крошит обломки пород ложа, по которому движется (течет).

Песок, щебень и крупные обломки пород вмерзают в низ ледника. При его движении все это оказывает разрушающее действие на гор­ные породы ледникового ложа. Под давлением вышележащих масс льда обломки пород с силой трутся о дно ложа и стирают его, обра­зуя гладкую блестящую полированную поверхность. Нередко на этой поверхности образуются штрихи, борозды и шрамы значитель­ной величины. Так возникают и сштрихованные валуны и скали, бараньи лбы, курчавые скалы.

Движущиеся массы льда вместе с вмерзшими в них обломками срывают на своем пути целые скалы, выкапывают обширные долины и котловины, сглаживают резкие контуры гор и коренным образом
изменяют рельеф местности. Работа ледника по разрушению и истиранию пород ложа, его выпахиванию называется л е д н и к о во й э р о з и е й.

Ледники альпийского типа в начале своего образования занимают долины, созданные речной эрозией. Поперечное сечение долин, выработанных ледником, часто имеет форму незамкнутой трапеции.

38. Ледниковая транспортировка л едниковые отложения . Типы морен , напорные морены ( отторженцы ).

Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, получил название морены. Темноокрашенные обломки пород, образующие морену, хорошо нагреваются солнцем, способствуют плавлению льда и постепенно погружаются в него. Светлоокрашенные морены, наоборот, отражают солнечный свет и образуют грибообразные воздымающиеся над поверхностью льда формы. Таким образом,

поверхность ледника приобре­тает довольно сложный рельеф, обусловленный неравномерным нагревом и таянием отдельных его участков.

По своему состоянию морены подразделяются на движущиеся и неподвижные. Первые^! движутся вместе со льдом, а вторые представляют собой обломочный материал, оставшийся на месте после тая­ния ледника. Неподвижные мо­рены подразделяются на ко­нечные и основные. Неподвиж­ная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка, называется конечной. Как правило, конечные морены асимметричны. Край, обра­щенный к ледниковому телу, более крутой, чем внешний край конечной морены . Иногда они образуют сплош­ные моренные покровы, среди которых выделяют моренные валы и холмы. При прерывистом отступании ледника может быть не­сколько конечных морен и каж­дая из них указывает на поло­жение границы ледника в оп­ределенный период.

Основная морена — что отложения, оставшиеся по­сле таяния ледника на всем протяжении троговой долины. В отличие от конечной морены основная морена образуется при постепенном непрерывном от­ступании ледника, когда гра­ница ледникового языка не фиксируется надолго в опре­деленном положении. Характерной особенностью отложений конечной и основной морен является отсутствие сортировки обломочного материала.

Среди движущихся морен различают поверхностные, внутрен­ние и донные .

Поверхностные морены в свою очередь делятся на поверхностные боковые и поверхностные срединные. Поверхностные боковые морены

обычно образованы облом­ками горных пород, обру­шившихся на поверхность ледника со склонов трого­вой долины. При слиянии двух ледников из смежных долин боковые морены каждого ледника слива­ются и дают начало по­верхностной срединной морене.

Обломочный материал находящийся на поверх­ности ледника, может про­никнуть в трещины или быть перекрытым новыми порциями снега. Обломки горных пород, включенные внутри тела ледника, образуют внутреннюю морену, которая также может быть либо внутренней срединной, либо внутренней боковой.

Обломки, вмерзшие в подошву ледника, составляют донную морену. Они не только усиливают эрозионную деятельность, но и создают специфические формы ледниковой эрозии: изштрихованные валуны и глубокие борозды в ложе ледника — ледниковые шрамы.

39. Водно - ледниковые ( флювиогляциальные) отложения и формы рельефа .

Ледниковая аккумуляция непосредственно связана с деятельностью талых ледниковых вод, образующих водные потоки и озера. По фациальному признаку отложения ледниковых вод подразделя­ются на флювиогляциалъные и лимногляциалъные

Во время таяния ледников с их поверхности, внутренних и дон­ных частей несутся водные потоки, вымывающие обломочный ма­териал из тела ледника. Отложения водных потоков отличаются сортированностью, окатанностью, слоистостью и сложены песчано-гравийно-галечными породами, иногда с включением валунов. Они формируют характерные приледниковые формы рельефа: озы, камы и зандры.

Озы — узкие четковидные гряды с крутыми до 30-40° склонами высотой от 10 до 50 м и выше, вытянутые по направлению движе­ния ледника иногда на десятки километров. Сложены озы типич­ными отложениями русловых потоков — песком, гравием, галькой, отличающимися неправильной, часто косой слоистостью, широко распространены в районах древних ледниковых оледенений.

Камы — беспорядочно разбросанные холмы с крутыми склона­ми высотой до 20 м и более. Сложены песчано-гравийными отложе­ниями с горизонтальной или косой слоистостью, в которой встре­чаются валуны, а иногда ленточные глины. Считается, что Камы формируются у края материковых ледников при их отступании. При этом остаются огромные глыбы «мертвого» льда, между которыми в Котловинах и ложбинах образуются озера. Присутствие ленточных глин и свидетельствуют, что Камы формируются в над- и внутри-ледниковых озерах с застойными водами. Накопленный в озерах: материал откладывается на поверхности основной морены или ко­ренных пород ложа в виде холмов.

Зандры (зандровые поля) — пологоволнистые равнины, образующиеся за грядами конечных морен и представляющие собой слив­шиеся конусы выноса талых ледниковых вод. Сложены они разнозернистыми отложениями, в которых наблюдается механическая дифференциация материала: сначала разнозернистые пески с гра­вием и галькой, затем на больших пространствах накапливаются более однородные пески, а в краевых частях конусов, когда ско­рость потоков минимальна, откладываются тонкозернистые пески, супеси, алевритовые и глинистые частицы. Этот тонкозернистый материал легко подхватывается ветром и переносится на значитель­ные расстояния, накапливая эоловые отложения — лессы. Крупные зандровые поля наблюдаются в Полесье, в бассейнах рек Днепра и Оки

40) Озерно - ледниковые ( лимногляциальные ) о тлож ения . Подпрудные озера .

Озерно-ледниковые (лимногляциальные) отложения — это осадки приледниковых озер, которые образуются благодаря естественным запрудам - грядам конечных морен или возвышенностям рельефа, встречающихся на пути подледниковых потоков. Площади таких озер могут достигать нескольких десятков и даже сотен тысяч квадрат­ных километров. Характерными отложениями приледниковых озер являются ленточные глины сложенные ритмично переслаивающимися мелкозернистыми песками и глинами. Такая пара слойков и составляет годичную ленту. Летом, в период интенсивно­го таяния ледника, образуется прослой тонкозернистого песка, а в зимнее время, когда в водных потоках резко уменьшается масса и скорость воды, осаждаются только глинистые частицы, создающие зимний прослой. Многократно повторяющиеся годичные ленты называют ленточными глинами. Ленточные глины используют для опреде­ления их возраста (в годах и столетиях), длительности накопления, времени существования озер и скорости отступания ледника.

41. Оледенения в истории Земли . Причины оледенений .

Детальное изучение ледниковых отложений позволило установить важнейшее свойство оледенений — их периодичность. Практически все континенты нашей планеты в разное время в значительной мере, а иногда и целиком, покрывались мощными ледниками.

В настоящее время в истории Земли выделяется четыре крупных оледенения: докембрийское; позднеордовикское; пермско-каменноугольное; кайнозойское.

Первое, самое древнее докембрийское оледенение — нижнепро­терозойское — произошло около 2,5 млрд. лет назад. Следы его со­хранились в Канаде, Южной Америке, Южной Африке, Карелии, Индии, Австралии в виде тиллитов, штриховок и отполированного ложа, оставленного движущимися ледниками.

Второе, верхнепротерозойское оледенение (1,5 млрд. лет назад) оставило следы в экваториальной и Южной Африке и в Австралии.

В конце протерозоя, в венде (620—650 млн. лет назад) произош­ло третье докембрийское наиболее грандиозное - скандинавское оледенение. Следы его обнаружены почти на всех материках, начи­ная от Шпицбергена и Гренландии и кончая экваториальной Афри­кой и Австралией.

В палеозое было два оледенения. Первое оледенение началось в ордовикский период 480 млн. лет назад и продолжалось до силура в течение 40 млн. лет. Ледниковые отложения этого возраста найдены в Южной Америке, в Африке — на территории Марокко, Ливии, в Испании, Франции и Скандинавии. По результатам реконструкции древнего континента Гондваны, центр оледенения (Южный полюс Земли в те времена) находился вблизи западного побережья централь­ной Африки, и площадь оледенения составляла более 21 млн. км², что в 1,5 раза превышало площадь современной Антарктиды.

Второе оледенение палеозоя, которое иногда по масштабности охвата огромных территорий (оно охватило почти все страны юж­ного полушария) называют великим — пермско-каменноугольное (или гондванское), началось в карбоне и продолжалось до конца пермского периода. По современным определениям абсолютного возраста, оно длилось около 100 млн. лет. Считают, что центр этого оледенения находился на территории Южной Африки. Его следы в виде толщ тиллитов, мощность которых достигает 1000 м, бараньи лбы, штрихованные скалы присутствуют на территории Африки, Южной Америки, Австралии, Индии, Антарктиды, которые входи­ли в состав когда-то единого континента - Гондваны.

Многократное повторение оледенений в истории Земли, много­образных по продолжительности и масштабам охватываемых терри­торий не вызывает сомнений. Причины же этих явлений остаются еще не совсем разрешенными и при всей своей многочисленности могут быть объединены в две группы, которые подраз­деляются на: 1) эндогенные (или тектонические, связанные с процес­сами внутренней динамики Земли); 2) экзогенные, или атмосферно-космические, связанные с процессами, происходящими за пре­делами литосферы.

Эндогенные причины

1. В настоящее время гипотеза глобальной тектоники плит при­обрела статус парадигмы и вряд ли у кого вызывает сомнение рас­пад древнейших суперконтинентов и перемещения литосферных плит. При этом континенты постоянно изменяли свое положение по отношению к полюсам и экватору. В те периоды, когда в припо­лярных районах находилась материковая суша, на континентах про­исходили оледенения. Так было в позднем ордовике, в пермокарбоне и в плейстоцене. Совсем иной, более теплый климат на всей планете устанавливается в те периоды, когда на полюсах Земли на­ходились океаны. Вода поглощает солнечное тепло и, обладая боль­шой теплоемкостью, обогревает планету.

2. Еще одной причиной оледенения может служить изменение рельефа Земли, соотношение возрастающих площадей материков и сокращения океанов, появление новых горных сооружений. И в объяснении этой причины тоже невозможно обойтись без концеп­туальных позиций тектоники плит. Расширение площади континен­тов происходит в зоне активных океанических окраин путем присо­единения островных дуг. Высочайшие горные сооружения Альпийско-Гималайского складчатого пояса возникли в процессе закрытия палеоокеана Тетис и столкновения Евроазиатской и Африканской плит. Складчатые сооружения Центрально-Азиатского складчатого пояса образовались при закрытии Палеоазиатского океана. Уральс­кий пояс тоже возник на месте прежнего океанического бассейна. Эти глобальные процессы, коренным образом меняющие лик Зем­ли, вызывают изменения в океанических течениях и циркуляции ветров, что определяет изменение климата. Известно, что с подъе­мом на каждые 100 м в верхние слои атмосферы температура воздуха снижается на 0,6°С. И если вновь сформировавшиеся горные соору­жения не вышли за пределы хионосферы, то это приведет к образо­ванию горных ледников, что может повлечь за собой и материковое оледенение.

Экзогенные причины

1. Одной из общепланетарных причин похолодания на Земле может быть изменение угла наклона земной оси по отношению к плоскости орбиты, что соответственно меняет место расположения полярных областей. Также некоторые исследователи считают при­чиной периодического изменения климата периодическое измене­ние расстояния между Землей и Солнцем. Период, когда Земля на­ходится в перигелии (от греч. пери — около), — в точке, ближе всего расположенной к Солнцу, должен быть коротким и теплым, а пери­од нахождения Земли в афелии (от. греч. афе — вдали), когда Земля наиболее удалена от Солнца, должен быть более продолжитель­ным и холодным. На основании этих данных югославский геофи­зик М. Миланкович построил кривую, согласно которой выделяют­ся четыре крупные оледенения в позднем кайнозое, более или ме­нее совпадающие с оледенениями, выделенными геологами.

2. Изменение состава и прозрачности атмосферы. Существует гипотеза шведского физика Аррениуса, которая связывает измене­ние климата с изменением содержания в атмосфере углекислого газа. Увеличение содержания углекислого газа вызывает явление парни­кового эффекта, что приводит к повышению температуры. Источ­ником поступления углекислого газа в атмосферу может служить активная вулканическая деятельность и потому периодам ее ожив­ления должно соответствовать потепление климата. С другой стороны, вулканические извержения, сопровождаемые выбросом огром­ных количеств пепла, препятствующего проникновению солнечных лучей, могут вызвать похолодание.

42. Многолетнемерзлые породы и их распространение . Деятельный слой , криолитозона .

Многолетней, или вечной мерзлотой называют слой гор­ных пород, находящийся в поверхностных частях земной коры и характеризующийся отрицательной температурой. Этот слой сохраняет отрицательную температуру в течение длительного отрезка времени от нескольких лет до не­скольких тысячелетий.

Об­ласти земной поверхности, занятые многолетней мерзлотой, составляют 25% всей суши. В России область многолетней мерзлоты занимает 10 млн. км², или более 50% всей площади страны.

Многолетняя мерзлота изучается специальной наукой — мерзлотоведением, или геокриологией. Сеть научно-исследо­вательских мерзлотных станций охватывает всю область рас­пространения мерзлоты на территории России.

Основоположник научного мерзлотоведения М. И. Сумгин подразделил область развития многолетней мерзлоты на тер­ритории России на три зоны.

1. Зона сплошной многолетней мерзлоты. Располагается целиком в пределах азиатской части страны, большая часть ее — за Полярным кругом. Южная граница проходит через Игарку, Туруханск и Вилюйск. Мощность многолетнемерз-лых толщ в этой зоне достигает 700 м и более.

2. Зона таликовой мерзлоты. Опоясывает зону сплошной мерзлоты и располагается как в азиатской части России, так и в северо-восточной части Европейской России, в том числе и на Новой Земле. В этой зоне на фоне мерзлоты выделяются острова талой почвы.

3. Зона островной мерзлоты. Охватывает горные районы Дальнего Востока и Восточной Сибири, северные район Западно-Сибирской низменности и Европейской части Рос­сии. Здесь среди талой почвы выделяются острова многолет­ней мерзлоты.

Кроме выделенных зон, отмечаются также области с мно­голетней мерзлотой в высокогорных районах.

В зоне многолетнемерзлых пород по температурному ре­жиму принято выделять три слоя: надмерзлотный, мерзлый

и подмерзлотный.

Надмерзлотный слой иначе называют сезонно-талым, или. деятельным слоем. В летний период этот слой оттаивает. Температура его меняется от положительной до отрицатель­ной в зависимости от времени года. Мощность деятельного слоя зависит от климата, рельефа и других факторов и мо­жет колебаться от 0,5 до 2,5 м и более.

Мерзлый слой характеризуется постоянными отрицатель­ными температурами и имеет мощность в несколько десятков и сотен метров, достигая максимального значения в зоне сплошной мерзлоты (до 1500 м). Такова мощность многолетне-мерзлых пород, обнаруженная в буровой скважине близ По­лярного круга в верховьях Мархи, левого притока Вилюя.

Под мерзлотный слой залегает ниже мерзлого и всегда имеет положительные температуры вследствие притока теп­лоты из недр Земли.

Температурный режим многолетней мерзлоты зависит от многих причин: климата, рельефа, количества атмосферных осадков, хозяйственной деятельности людей и др. В связи с этим мощность деятельного и мерзлого слоев может менять­ся. Наибольшее значение для сельскохозяйственного исполь­зования представляет сезонно-талый слой, так как только при его наличии возможно земледелие в районах рас­пространения многолетней мерзлоты.

43)Виды льда в горных породах в районах «вечной» мерзлоты .

44)Типы и характеристика подземных вод в районах «вечной» мерзлоты .

По условиям залегания и распространения в разрезе верхней части земной коры, а также по гидравлическим характеристикам подзем­ные воды подразделяются на почвенные воды, верховодки, грунто­вые и межпластовые.

Почвенные воды приурочены к почвенному слою, расположенно­му в зоне аэрации. Они не имеют водоупорного слоя, поэтому нахо­дятся в порах и капиллярах почвы как бы в «подвешенном» состоя­нии. В случае чрезмерного разрых­ления и измельчения почвы часть капиллярной почвенной влаги переходит в физически связанную воду. Характерными свойствами почвенных вод являются их сезонный характер, резкие сезонные колебания температуры, наличие микроорганизмов и органических веществ, вследствие чего они имеют желтовато-бурый цвет и гнило­стный запах.

Верховодка образуется в зонах аэрации в самых верхних слоях зем­ной коры в результате инфильтрации атмосферных осадков и имеет ограниченное распространение. Характеризуется она крайне неустой­чивым режимом, появляется, главным образом, в периоды дождей и усиленной инфильтрации и исчезает с наступлением засухи.

Залегает верховодка на линзах водонепроницаемых пород среди водопроницаемых Линзы могут быть сложены мо­ренными суглинками среди песчаных водно-ледниковых отложе­ний или глинами среди аллювиальных песчаных образований.

Грунтовые воды расположены ниже зоны аэрации на первом от поверхности водопроницаемом слое, подстилающимся первым от поверхности водоупорным слоем. Порода, насыщен­ная водой, называется водоносным горизонтом или слоем. Водо­носный слой может быть сложен пористыми, трещиноватыми или закарстованными породами. Питаются грунтовые воды на протяже­нии всего водоносного горизонта за счет инфильтрации и конден­сации атмосферных осадков. Поверхность грунтовых вод называет­ся зеркалом, или уровнем грунтовых вод. Расстояние по вертикали от зеркала до водоупорного ложа определяет мощность водоносного горизонта. Уровень и количество грунтовых вод зависят от клима­тических условий и количества атмосферных осадков и постоянно колеблются. Поэтому в разрезе от поверхности Земли до водоупор­ного ложа выделяются три зоны: зона аэрации; зона периодическо­го водонасыщения, располагающаяся между минимальным и мак­симальным уровнями подземных вод; зона постоянного водонасы­щения между минимальным уровнем грунтовых вод и водоупорным ложем.

Грунтовые воды движутся, подчиняясь силе тяжести, в сторону понижений рельефа, где происходит их разгрузка в виде нисходя­щих источников.

Межпластовые воды — это воды, залегающие между двумя водо­непроницаемыми пластами. По условиям залегания они могут быть безнапорные и напорные, Межпластовые безнапорные воды встреча­ются сравнительно редко на приподнятых междуречных массивах в условиях расчлененного рельефа выше базиса эрозии данной мест­ности и выходят в виде нисходящих источников в береговых скло­нах оврагов, рек и других поверхностных водоемов.

Межпластовые напорные воды — это воды водоносных горизон­тов, перекрытых и подстилаемых водоупорами. Они обладают гидро­статическим напором, обусловленным разностью гипсометрических отметок уровней области питания, и области разгрузки (дренажа).

Область питания — место выхода водоносного пласта на повер­хность, сквозь которое атмосферная влага проникает вглубь и пол­ностью насыщает пласт. Она расположена на наивысших гипсомет­рических отметках. Двигаясь по пласту, вода достигает других учас­тков выхода пласта на поверхность и на более низких абсолютных отметках самоизливается, образуя восходящие источники. Это об­ласть разгрузки (дренажа). Прямая линия, соединяющая области питания и разгрузки, называется линией пьезометрического уровня, определяющей высоту подъема напорных вод. Расстоя­ние по вертикали от кровли водоносного горизонта до этого уровня называется напором. В зависимости от рельефа и высотного поло­жения областей питания и разгрузки в центральной наиболее про­гнутой части бассейна создаются условия, благоприятные для обра­зования напора, т. е. самопроизвольного излияния воды под боль­шим давлением. Эта область называется областью напора. Если пробурить скважину в области напора, гипсометрическая отметка устья которой расположена ниже пьезометрического уровня, вода будет фонтанировать, поднимаясь на высоту этого уровня. Такие напорные воды получили название артезианских.

В разрезе артезианских бассейнов выделяются три гидродина­мические зоны с различным химическим составом подземных вод.

Первая — верхняя — зона характеризуется активным водообменом с поверхностью и интенсивным устойчивым стоком подземных вод, направленным в сторону речной сети.

Вторая — средняя — зона замедленного водообмена залегает при­мерно на глубинах ниже активного дренирования подземных вод речной сетью. Третья — нижняя — зона весьма замедленного водообмена зале­гает на глубине более 800—1000 м.

45)Криогенные геологические процессы .

В областях распространения многолетнемерзлых пород протека­ют криогенные процессы, в которых важную роль играют фазовые превращения лед - вода, физические свойства льда как твердого кристаллического вещества и гидродинамический режим подзем­ных вод. Криогенные (мерзлотные) процессы - это физико-геоло­гические экзогенные явления, связанные с промерзанием и протаиванием (как сезонным, так и многолетним) горных пород, содержа­щих различные формы и виды вод. Среди них можно выделить: образование полигональных повторно-жильных льдов; морозопучение и наледеобразование; морозную сортировку; криогенные скло­новые процессы; термокарст. В результате криогенных процессов в областях развития ММП и в меньшей степени - в областях сезонного промерзания грунтов образуются своеобразные криогенные формы рельефа. В формиро­вании большинства этих форм принимают участие не только крио­генный процесс, но и другие экзогенные процессы - выветрива­ние, эрозия, абразия и др.Направление, интенсивность и характер проявления криогенных процессов зависят от зональных (климатических) и региональных факторов: геологического строения и направленности экзогенного развития, т. е. соотношения процессов денудации и аккумуляции.

46)Геологические процессы пучения горных пород в мерзлой зоне литосферы.

47) Солифлюкция , условия ее проявления и создаваемые формы рельефа.

От латинского solum – земля, почва и fluctio – истечение, вязко - пластичное течение увлажненных тонкодисперсных грунтов на склонах, развивающееся в процессе их промерзания и протаивания. Скорости течения обычно измеряются неск. см в год; иногда при быстрых, катастрофич. сплывах, доходят до сотен м\ч. Причина развития . — снижение устойчивости грунтов на склонах при сильном увлажнении талыми дождевыми водами и уменьшении прочности в результате промерзания и протаивания. С. распространена обр. в области развития многолетнемёрзлых горных пород и локально — области сезонного промерзания. Нан­ес активна на склонах средней крутизной (8—15°) при наличии слоя дисперсных отложений мощностью не менее 1,0— 2.0 м. Медленная С. развивается преим. выше границы леса и создаёт на склонах специфич. формы микрорельефа потоки и террасы, имеющие в плане языкообразную (параболическую) форму, классич. развития С. — Полярный Приполярный, Урал, Чукотский п-ов, шпицберген, Аляска и ДР.

48) Склоновые геологические процессы . Образование осыпей , оползней и обвалов . Коллювиальные отложения .

Деятельность подземных и поверхностных вод и целый ряд дру­гих факторов вызывают разнообразные по масштабам и характеру смещения горных пород на крутых склонах берегов рек, озер и морей. По масштабам выделяются мелкие смешения, или оплывины, крупные смещения, или оползни, и внезапное обрушение огромных массивов горных пород, или обвалы, которые обычно про­исходят в горных районах. Наибольшее значение и широкое распространение имеют оползни. Образованию оползней способствует много причин.

1. Значительная крутизна береговых склонов.

2. Тектоническая трещиноватость — протяженные тектоничес­кие трещины способствуют отчленению громадных блоков породы создают условия для возникновения глыбовых оползней.

3. Эрозионное вскрытие кровли глинистых отложений вызы­вает резкое размягчение глин и их сдвиг, что в свою очередь при­водит к соскальзыванию блоков жестких пород и образованию оползней.

4. Размягчение и пластические течения глинистых грунтов могут усиливаться в результате выпадения большого количества атмос­ферных осадков и действия подземных вод.

Влияние подземных вод определяется двумя факторами: суффо­зией и гидродинамическим давлением. В процессе суффозии из водоносного слоя выносятся частицы и растворимые вещества, что приводит к разрыхлению слоя, а его неустойчивость, в свою оче­редь, усиливается гидродинамическим давлением, создаваемым под­омными водами.

Оползневые процессы широко развиты на эрозионно-денудаци­онной равнине Средне-Сибирского плоскогорья Иркутского амфи­театра. Здесь по характеру сме­щения выделены и описаны три основные группы оползней. К пер­вой группе относятся деформированные склоны, образованные = результате медленного пластического течения (ползучести) глинис­тых пород. Эти оползни возникают, как правило, в начальной ста­дии развития оползневого склона, когда эрозией в русле реки или подошвы склона вскрываются глинистые породы. Во вторую групп отнесены такие оползни склона, на которых пластические дефор­мации сменяются сдвигами и скольжением жестких блоков, сколотых с коренного массива по системам тектонических трещин. В тре­тью группу входят оползни сложного строения, представляющие серию блоков, сползающих вниз с запрокидыванием слоев смещен­ных горных пород в сторону долины. Протяженность оползня вдоль склона составляет около 1,5 км, в глубину склона он распространя­ется на 100—150 м. Кровля глинистых отложений кембрия, по кото­рым происходит скольжение блоков, приподнята над современным уровнем реки на высоту 8—10 м. Подземные воды приурочены к низам усть-кутской свиты ордовика, а водоупором для них служит кровля глинистых пород верхнего кембрия. Блоки известняков и песчаников отделяются от коренного массива по двум тектоничес­ким трещинам. Смещение пород на поверхности проявляется в виде узких рвов с отвесными стенами глубиной 1—5 м, шириной 2—5 м, следующих тремя-четырьмя параллельными рядами вдоль склонов на расстоянии 10—30 м один от другого. Как правило, основное большинство смещенных блоков наклонено в сторону долины. По-видимому, в настоящее время оползневой процесс приостановлен, так как у подножия оползневого склона образовалась шестиметро­вая терраса, служащая естественной подпорной стеной. Эта под­порная стена — терраса — не позволяет смещенным блокам запрокидываться в сторону склона, как происходит при развитии ополз­ня у дер. Лыхино.

49)С троение , типы и условия формирования оползней.

По масштабам выделяются мелкие смещения, или оплывины, крупные смещения, или оползни, и внезапное обрушение огромных массивов горных пород, или обвалы, которые обычно происходят в горных районах. Наибольшее значение и широкое распространение имеют оползни. Образованию оползней способ­ствует много причин:

1. Значительная крутизна береговых склонов.

2. Тектоническая трещиноватость — протяженные тектоничес­кие трещины способствуют отчленению громадных блоков породы и создают условия для возникновения глыбовых оползней.

3) Эрозионное в скрытие, кровли глинистых отложений вызывает резкое размягчение глин и их сдвиг, что в свою очредь приводит к соскальзыванию блоков жестких пород и образованию оползней.

4) Размягчение и пластические течения глинистых грунтов могут усиливаться в результате выпадения большого количества атмос­ферных осадков и действия подземных вод.

Оползневые процессы широко развиты на эрозионно-денудационной равнине Среднесибирского плоскогорья Иркутского амфи­театра. Здёсь гидрогеологом Ю.Б. Тржицинским по характеру сме­щения выделёнья и описаны три основные группы оползней. К пер­вой группе относятся деформированные склоны, образованные в результате медленного пластического течения (ползучести) глинис­тых пород. Эти оползни возникают, как правило, в начальной ста­дии развития оползневого склона, когда эрозией в русле реки или у подошвы склона вскрываются глинистые породы. Во вторую групп отнесены такие оползни склона, на которых пластические дефор­мации сменяются сдвигами и скольжением жестких блоков, сколотых с коренного массива по системам тектонических трещин. В третью группу входят оползни сложного, строения, представляющие серию блоков, уползающих вниз с запрокидыванием слоев смещен­ных горных пород в сторону долины

50) Происхождение озерных впадин . Движение воды в озерах . Лимноабразия . Обломочные , органогенные и хемогенные отложения озер .

Озера и их происхождение. Озера — это впадины на поверх­ности суши, заполненные водой. В отличие от внутренних морей они не сообщаются с океаном. Озера размещаются на равнинах, в области предгорий, в горных районах. Наиболее высокогорное в мире озеро Хорпатсо расположено в горах Тибета на высоте 5400 м. Самую низкую отметку имеет Мертвое озеро, уровень ко­торого ниже уровня Мирового океана на 392 м. Площадь озер от десятков квадратных километров до сотен тысяч квадратных ки­лометров. Глубина озер варьирует в широких пределах. Тагк, глу­бина соленого озера Эльтон всего 80 см, а самого глубокого озера мира Байкала—1741 мЛ(табл. 11).

Общая площадь, занимаемая озерами, составляет около 1,8% площади суши, или 2,7 млн. км². Самые крупные озера мира, сход­ные по солевому составу и режиму с внутренними морями, назы­вают морями (Каспийское, Аральское, Мертвое). В последние годы значительное распространение получили искусственные озе­ра: пруды, водохранилища. На территории СССР насчитывается 2850 озер, водохранилищ и крупных прудов.

Озера имеют большое народнохозяйственное значение. Они являются источниками пресной воды и водоемами для разведения рыбы. С геологической точки зрения это области накопления ми­нерального сырья: нефти, угля, строительных песков, керамиче­ских глин, солей и других полезных ископаемых. Наука, занимаю­щаяся изучением озер, называется лимнологией (греч. Limne — озеро).

По происхождению котловин выделяют следующие типы озер: тектонические, вулканические, ледниковые, пойменные (старич-ные), дельтовые, прибрежно-морские, карстовые, обвальные (пло­тинные) и эоловые.

Тектонические озера заполняют глубокие провалы в земной ко­ре (грабены) или понижения, образовавшиеся в процессе медлен­ных опусканий земной поверхности. Тектоническое происхождение имеют крупнейшие озера мира: Байкал, Телецкое, Танганьика. Ладожское и Онежское озера — остатки древнего пролива, соеди­нявшего Белое и Балтийское моря. Своим рождением они обязаны поднятиям земной коры и последующей деятельности ледников.

Таблица 11. Площади и глубины крупнейших озер мира

Вулканические озера встречаются в областях распространения вулканов. Они приурочены к кратерам потухших вулканов и по­нижениям на поверхности лавовых потоков. Вулканические озера известны в СССР на Камчатке, Курильских островах, в Японии, Америке (Анды) и других районах земного шара.

Ледниковые озера образуются на месте ванн выпахивания, в понижениях, возникающих при подпруживании мореной водных потоков. Ледниковые озера широко распространены на равнинах, предгорьях, реже в горных районах. Особенно много ледниковых озер в областях плейстоценового оледенения: в Финляндии, на Кольском полуострове, в Карелии, Белоруссии, Западной Сибири и других районах.

Пойменные, или старичные, -озера возникают на месте отмер­ших русел рек. Форма их в плане линейно-вытянутая или петле­образная. Многочисленны старичные озера в поймах Волги, Днеп­ра, Дона и других рек.

Прибрежно-морские озера формируются в прибрежно-морской зоне на месте отделенных от открытого моря заливов, бухт, лима­нов (затопленных морем устьев рек). К ним относятся озера Са-сык и Саки у Евпатории (Крым), частично дюнные озера, приуро­ченные к междюнным впадинам. Дюнные озера встречаются на берегах Балтийского, Северного и Средиземного морей.

Карстовые озера развиты в районах распространения карста. Образуются на месте карстовых провалов, воронок, термокарста, еуффозионных просадок. К карстовым относятся озера Мичеган, Онтарио, Эльтон, Баскунчак, Индер. В карстовых пещерах обра­зуются подземные озера. В Кунгурской пещере на Урале 36 озер.

Обвальные, или плотинные, озера встречаются в горных райо­нах и предгориях. Возникают они при обвалах, вызываемых зем­летрясениями, или обрушениях выветрелых пород. Значительные массы обломков, загромождая долины горных рек, создают запру­ды, выше которых скапливается вода. В 1911 г. на Памире в до­лине реки Мургаб обвалившаяся масса пород похоронила под со­бой селение Усой вместе с жителями и образовала в долине реки Мургаб плотину протяженностью 5 км и высотой 600 м. Выше плотины скопились воды, образовавшие Сарезское озеро длиной 70 км, шириной 400 м и'глубиной 505 м. К этому же типу отно­сятся и другие озера Памира, некоторые озера Тянь-Шаня, кра­сивейшее на Кавказе голубое озеро Рица.

Эоловые озера возникают на месте дефляционных понижений— котловин выдувания.

Искусственные озера — водохранилища и пруды — по размерам не только не уступают, но в ряде случаев и превосходят многие естественные озера.

Отложения озер. Существенную роль в отложениях озер играют продукты разрушения берегов, обломочный материал, хи­мические осадки, представленные различными солями, соединения­ми железа, марганца, иногда алюминия. Животные и растения, обитающие в озерах, также служат источником образования отло­жений. Среди них фораминиферы, моллюски, диатомеи. Многие органические остатки при разложении превращаются в черную илоподобную массу. Соотношение между перечисленными типами осадков в разных озерах неодинаково. Объясняется это тем, что каждое из озер характеризуется специфическими чертами осадко-накопления, обусловленными географическим положением, клима­том и другими факторами. Так, во многих озерах вулканического происхождения преобладают химические осадки. Озера, принимаю­щие горные реки, интенсивно заполняются обломочным материа­лом (Балхаш, Алаколь, Иссык-Куль и др.). Климатические усло­вия влияют на солевой состав отложений. В бессточных озерах аридного климата отлагаются преимущественно галит, гипс, каль­ций, в озерах гумидного климата — осадки железа, марганца, алю­миния. В связи с резкими различиями в составе аридных и гумид-ных отложений озер их подразделяют на осадки пресных и осадки соленых озер.

Осадки пресных озер. Отложения пресных озер разнообразны. Большие водоемы, принимающие воды рек, постепенно заполняют­ся обломочными осадками. В таких озерах химические и органи­ческие осадки имеют второстепенное значение. В распределении обломочного материала в озерах наблюдается определенная зако­номерность. В прибрежной зоне сосредотачиваются грубые облом­ки: галька, иногда валуны, гравий, песок. С глубиной они сменя­ются алевритовыми и глинистыми илами. Такая картина харак­терна для прибрежной зоны Каспийского и Аральского морей, Ла­дожского озера. Граница между грубообломочными осадками вп илами в Каспийском море прослеживается на глубине 15—20 м, в Аральском — 5—-10, Балхаше — 3 м. Там, где одновременно с обломочным материалом осаждаются остатки фораминифер и известковых водорослей, накапливаются смешанные глинисто-из­вестковые или мергелистые илы.

Осадки соленых озер. Основными причинами высокой концен­трации солей в озерах являются: приток в озера минеральных рас­творов, сухой климат, отсутствие постоянного притока пресных вод. Концентрация солей в озерах может достигать больших зна­чений, особенно при интенсивном испарении воды. Насыщенная солями вода соленых озер называется рапой. При малейшем на рушении равновесия из рапы начинается садка солей. Этот процесс, называемый новосадкой, наблюдается в озерах обычно в лет­ний период. В озере Баскунчак рапа образуется только зимой и весной. Мощность слоя рассола в озере несколько сантиметров, и только в отдельных местах она достигает 0,6 м. В конце весны на­чинается интенсивное испарение воды и осаждение поваренной со­ли. С июня по ноябрь озеро высыхает, рапа сохраняется лишь в отдельных понижениях дна.

Воду самосадочного озера, насыщенную солями, называют р а с -со лом или рапой. Состав рапы и ее концентрация зависят от сезонных климатических условий и от состава солей, вносимых в озеро. Во время сильного притока в озеро пресных вод рапа раз­бавляется и не только не отлагает солей, но и частично растворяет ранее отложенные. Наоборот, во время сильного испарения она насыщается солями. На выпадение солей влияет температура. Зимой выпадают одни соли, летом — другие.

Соленость воды в современных озерах самая различная: неболь­шая в проточных озерах и довольно значительная в бессточных. Например, соленость Аральского моря равна 1,08% , Каспийского моря до 1,4%, Урмии 21,05%, Мертвого моря 23,75%, Индерского озера 26,15%, Саки 27,10% , Эльтона и Баскунчака 28—42% , Красно­го лимана (у Перекопа) 37,2%.

Геологическая деятельность озер близка к деятельности морей и обычно уступает ей лишь по масштабам проявления. Для бере-ВВ озер характерна озерная абразия, которая в случае крупных тер (например, Каспийского моря) вполне соизмерима с морской. (Мерные течения транспортируют приносимые в озеро обломки пород; на дне озер происходит накопление обломочных, органогенных и хемогенных пород. Однако отличительной особенностью «мерных осадков является тонкая слоистость, обусловленная томными колебаниями температуры, которые определяют смену условий осадконакопления.

51) Происхождение и типы болот , болотные отложения . Практическое использование озерных и болотных отложений .

Избыточно увлажненные участки земной поверхности с разви­той на ней специфической растительностью, на которых происхо­дит процесс торфообразования, называются болотами.

Болота развиваются в области с влажным гумидным климатом и высоким стоянием грунтовых вод. На условия заболачивания местности оказывают влияние кли­мат, рельеф, близость к поверхности водоупорных отложений, пре­пятствующих инфильтрации поверхностных и дренажу грунтовых вод, тип и гидродинамический характер подземных вод, новейшие тектонические движения. Основное условие для заболачивания — избыточное увлажнение и равнинность территории при слабой ее расчлененности. Заболачивание может протекать очень интенсивно, а сами боло­та могут занимать огромные площади. Болота часто образуются на месте зарастающих озер, на лесных и луговых сильно увлажненных участках, в поймах и дельтах круп­ных рек и на приморских низменностях.

Болота, возникающие при зарастании мелководных озер, пред­ставляют собой стадию старения и умирания озера. Зарастание озе­ра происходит от берегов к центру, при этом образуются торфяники. Осенью, отмирающая растительность накапливается на дне, образуя растительный ил, что способствует отмиранию озера. Постепенно мелководные участки зарастают мелководной раститель­ностью, и прибрежные растения продвигаются к центру водоема. Процесс заканчивается смыканием зон зарастания, т. е, образова­нием болота.

В глубоких озерах с застойным режимом зарастание происходит по вертикали. На поверхности воды из разнообразной плавающей растительности образуется плавающий ковер, называемый сплави­ной или зыбуном. Мощность сплавины постепенно увеличивается, превращая ее в плавающий торфяник, а на дне накапливается слой отмерших растительных остатков. Постепенно накапливающиеся осадки и сплавина смыкаются, и возникает болото.

Образуются болота и на пониженных участках лесов и лугов с постоянным переувлажнением почвы. В результате вымывания пи­тательных веществ из почвы и их недостатка древесная раститель­ность отмирает, сменяясь менее требовательной к минеральным солям — мхами. Моховая дернина, покрывая гниющие растения, перекрывает доступ кислороду, образуется торф и низинный учас­ток превращается в болото.

Часто болота возникают в поймах и дельтах крупных рек — их называют плавнями

В тропиках на морских побережьях с илистыми грунтами образуется своеобразный тип болот — мангро­вые леса или заросли.

Мангровые леса стоят на высоких ходульных корнях, между кото­рыми накапливаются растительные остатки, превращающиеся в чер­ный ил, обогащенный сероводородом

По местоположению, режиму питания и характеру растительно­сти выделяют верховые, низинные и переходные болота.

Верховые болота образуются на водоразделах и их склонах, на поверхностях речных террас в условиях бедности минерального со­става питающих их атмосферных вод

Низинные болота располагаются в пониженных участках рельефа и на месте озер в процессе их заболачивания. Питаются они в основном подземными водами, богатыми минеральными солями. Переходные болота питаются за счет атмосферных и подземных вод с обедненным минеральным составом. Растительность на этих болотах мезотрофная, не требующая обилия питательных веществ, но встречается и другая. Эти болота занимают промежуточное по­ложение между верховыми и низинными.

Наиболее важным результатом геологической деятельности бо­лот является образование торфа. Торф — горная порода органоген­ного происхождения, возникающая из скопления разлагающихся растительных остатков с примесью минеральных веществ, при недостатке кис­лорода в процессе биохимической гумификации. Образующийся при этом гумус определяет цвет торфа — коричневый, серый, черный и степень его разложения, а количество минеральных примесей — его зольность.

К болотным отложениям относятся болотные железные руды, главной составной частью которых являются гидроксиды — гетит и гидрогетит. Залегают болотные руды в виде пятен и линз,

иногда образуя прослои значительной мощности. Сейчас болотные руды практически не используются.

52)Пассивные и активные континентальные окраины и их рельеф .

Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них — это окраины атлантического типа, или пассивные ок­раины, второй — окраины тихоокеанского типа, или активные.

Окраины первого типа — это непрерывно, с момен­та образования, погружающиеся края континентов, на которых накопи­лась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет матери­ала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутствуют. Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению.

Окраины второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с ак­тивным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклонен­ной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (оча­гов) землетрясений до глубины 700 км.

Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами кон­тинентальных окраин. Одна действительно лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм. Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены преимущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуют, прежде всего, сильно расчлененным рельефом.

53)Рельеф дна океанов.

21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна «Челленджер», плавание которого продолжалось четыре года. Измерения велись канатом с гру­зом, и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф оке­анского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30-х гг. про­шлого века, во время знаменитого дрейфа папанинцев на льдине в районе Северного полюса, измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом.

Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота (рис. 14.17). В 1925-1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Срединно-Атлантический хребет немецкой экспедицией на «Метеоре». Сотни тысяч промеров, профилей и т. д., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б. Хизену и М. Тарп соста­вить подробную карту рельефа Мирового океана.

Распределение площадей по высотным уровням земного шара дает гипсографическая кривая, из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м, тогда как средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21 % поверхности Земли занят сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5 % площади — это глубины от 3 тыс. до 6 тыс. м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает осо­бенности строения континентальной коры (рис. 14.18).

К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) срединно-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоковод­ные, или абиссальные, котловины.

Срединно-океанские хребты (СОХ) имеют общую протяженность до 60 тыс. км, прослеживаются во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются в середине океанов, за исключением тихого, где хребет смещен к его восточной окраине. Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появ­ляется только на флангах хребта, и его мощность постепенно увеличива­ется в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изме­няться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной — до 4 тыс. км — и высотой 2-4 км над дном абиссаль­ных котловин, а кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, так называемая рифтовая долина. Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пере­секающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую рифтовую долину. Такие разломы называются транс­формными и нередко представляют собой глубокие ущелья с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин. Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок меж­ду двумя смещенными участками рифтовой долины хребта.

Глубоководные котловины расположены между континентальны­ми окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1) плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные воз­вышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.

1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс. км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м, на сформированной за счет выноса материала с суши.

2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85 % его площади, хотя встречаются и в других океанах

3. Подводные горы представлены, как правило, вулканами и распо­лагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты.

54)Типы морей . Соленость , химический состав , газовый режим и температура морской воды . Критическая глубина карбонатонакопления .

В морях выделяют три области (рис. 66): нерповую (глу­бины 0—200 м), б а т и а л ь н у ю (глубины 200—2000 .ад) и а б и с-с а л ь н у ю (глубины свыше 2000 м).

Геологические явления, происходящие в указанных областях моря и соответствующих участках морского дна, различны. Напри­мер, в неритовой области моря сказываются волнения, происходя­щие на поверхности воды. На глубине свыше 200 м они почти не проявляются, и дневной свет, как правило, сюда не проникает. Для этой области характерно довольно значительное давление, кото­рое обусловливает характер населяющего эти глубины животного мира.

Движение воды в море (течения, вертикальная циркуляция, вол­нения и др.), а также населяющий его органический мир в зна­чительной мере зависят от таких факторов, как температура,

давление, соленость воды и др. Рассмотрим каждый из этих фак­торов.

Температура воды с глубиной изменяется. В верхних слоях воды температура зависит от места и времени года. С некото­рой глубины эта зависимость исчезает.

Средняя годовая температура воды у поверхности океана равна 17,4° С; средняя температура нижних слоев атмосферы вокруг всего Земного шара составляет 14,4° С, т. е. в среднем за год поверхность воды океана на 3° С теплее воздуха.

Отсюда совершенно очевидно, какой запас тепла для нагревания атмосферы зимой представляет Мировой океан (все водное простран­ство Земли) и какое большое зна­чение имеет преобладание водной площади над сушей.

Рис. моря

66. Области и морского дна.

Области: / — не-ритовэя; II — ба­тальная; /// —

абиссальная. АВ — материко­вая отмель; ВС — континентальный склон; СД — океа­ническое ложе; ДЕ - глубоковод­ные впадины.

Температура воды морей и оке­анов, как правило, с глубиной понижается; скорость понижения температуры с глубиной умень­шается. На дне океанов она держится около +3° С с колеба­ниями от —2 до +4° С."^

Давление в пределах моря также зависит от глубины. Через каждые 10 м глубины да­вление повышается приблизи­тельно на 1 ат.

[Соленость (средняя) мор­ской воды равна 3,5% . Это значит, что в 1 л воды растворено 35 г различных солей, т. е. отношение веса всех солей, растворенных в воде, к весу воды равно 0,035.

Соленость воды составляет (в %): в Красном море — 4,3; в Среди­земном — 3,7—3,9; в Черном — на поверхности 1,7—1,8, на дне 2,26; в Азовском — 1,1—1,4; в Балтийском — 2—3; в Финском заливе меньше — 0,2; в Каспийском море — 0,5—1,4.

Так как вода в морях и океанах постепенно перемешивается, относительные количества солей, растворенных в ней, сохраняются почти постоянными. Больше всего в морской воде растворено хло­ридов, меньше сульфатов и еще меньше карбонатов (табл. 11)/]

Кроме того, в морской воде обнаружены йод, фтор, фосфор, рубидий, цезий, золото и многие другие элементы. В морских орга­низмах находят такие элементы, как медь, свинец, никель, кобальт, барий и др.

Химический состав солей, растворенных в водах Мирового океана и в реках, резко различается как в качественном, так и в количе­ственном отношении (табл. 12).

Таблица 11

Средний состав солей, растворенных в морской воде

Таблица 12

Средний состав солей в водах Мирового океана и рек

Естественно, что вода в местах впадения в море рек имеет пони­женную соленость.Весьма важное значение для организмов, живущих в море, имеют газы, растворенные в морской воде, особенно кислород, присутствие которого обусловливает жизнь на больших глубинах и уравновешивание восстановительных реакций, господствующих на дне моря. (Отношение кислорода к азоту в воздухе, растворенном в воде, равно 1:2, а в атмосферном воздухе 1:4).

В воздухе, растворенном в морской воде, относительно много углекислоты: в 18—27 раз больше, чем в атмосферном воздухе. В присутствии углекислоты карбонаты осадков преобразуются в более растворимые в воде соединения — бикарбонаты.

В Черном море нормальное содержание кислорода прослеживает­ся лишь до глубины 40—50 м. Ниже количество его быстро умень­шается и на глубине 100 м, по М. С. Швецову, составляет не более 15% нормального его количества.

Начиная с глубины 150—200 м, вода содержит лишь следы кис­лорода. Несколько выше этой границы появляется сероводород, количество которого быстро возрастает книзу. На глубине 500 м содержание его достигает около 4 см3/л воды.

В лишенной кислорода среде широко развиваются бактерии, в том числе денитрифицирующие, разлагающие азотнокислые соеди­нения, и десульфирующие, разлагающие (восстанавливающие) суль­фаты.

55) Морские течения , приливы и отливы , волновые движения , цунами . Органический мир морей и океанов .

По условиям обитания и образу жизни все представители орга­нического мира делятся натри основные группы: планктон, нектон и бентос.

Планктонные организмы— микроскопические морские организмы, удерживающиеся в воде во взвешенном состоянии и перемещающиеся только под действием течения. Среди них выделяют зоопланктон и фитопланктон. К зоопланктону отно­сятся простейшие организмы — фораминиферы, имеющие карбо­натную раковину и образующие основную массу органических илов, и радиолярии с кремниевым скелетом, участвующие в формирова­нии различных кремнистых пород — радиоляритов, опок, диатоми­тов, яшм. Из представителей фитопланктона в современных океанах и морях наиболее распространены диатомовые водоросли, заключен­ные в кремнистый панцирь, и кокколитофориды — микроскопичес­кие одноклеточные водоросли с карбонатным скелетом.

Бентосные организмы расселяются на морском дне и подразделяются на подвижные и неподвижные (прикрепленные ко дну). Бентос подвижный — всевозможные мол­люски, ползающие по дну или зарывающиеся в ил (морские ежи, морские звезды и др.). Бентос неподвижный — кораллы, известко­вые водоросли, мшанки, губки, морские лилии. Наиболее благо­приятная обстановка для обитания бентоса существует в области шельфа — на глубине 200 м с доступом кислорода, солнечного света и тепла.

Нектонные организмы имеют орга­ны для самостоятельного передвижения. К ним относятся рыбы, морские млекопитающие, головоногие моллюски и др.

Сообщество представителей органического мира, объединенные единством условий обитания, образуют биоценоз. Массовое посмер­тное захоронение организмов называют танатоценоз.

Места обитания различных представителей органического мира, их видовое разнообразие и численность в большой мере определя­ются динамикой среды обитания, ее соленостью и температурой.

В результате подводного землетрясения в открытом океане возникает зона локального возмущения уровня водной поверхности, как правило, над эпицентральной областью. Это возмуще­ние обусловлено быстрым поднятием или опусканием морского дна, которое приводит к возникновению на поверхности океана длин­ных гравитационных волн, называемых волнами цунами. Длина волн цунами определяется площадью эпицентральной области и может достигать сотни километров и даже больше. Если где-то в океане происходит мгновенное поднятие дна, то на поверхности воды воз­никает водяная «шляпка гриба» высотой 5-8 м. Затем она распада­ется с образованием круговых волн, разбегающихся в разные сто­роны. Иногда в этой водяной «шляпе» наблюдаются всплески, небольшие фонтаны, брызги, появляются навигационные пузырь­ки. Если какое-нибудь судно попадает в такую зону, то оно подвер­гается мощным ударам, вибрации и звуковому воздействию, при­чиной которых являются сейсмоакустические волны сжатия с амплитудой до 15 МПа. Когда волна цунами высотой 5-6 м подходит к отмелому берегу, ее высота начинает возрастать до нескольких десятков метров в силу различ­ных причин. Явление увеличения высоты волны на пологом берегу хороню известно, особенно любителям поплавать на доске перед гребнем волны. Выросшая волна цунами всей мощью обрушивается на пологий берег, сме­тая все на своем пути, и проникает вглубь побережий иногда на десятки километров.

56)Морская абразия , поперечное и продольное перемещение обломочного материала , образование прибрежных аккумулятивных форм .

Геологическая деятельность моря в основном сводится к разруше­нию горных пород берегов и дна (абразия), переносу (транспор­тировке) получающегося от абразии обломочного материала и отло­жению осадков, из которых впоследствии образуются осадочные породы морского происхождения. Особенно значителен последний | вид деятельности моря. Процессы абразии и переноса находятся в прямой зависимости от особенностей движения воды, интенсивности и направления дующих ветров, течений, волнений и т.д. Движение воды обусловлено разницами температуры, давления, солености воды на различных глубинах и на разных участках водной поверхности моря.

Движение воды в морях (приливы, отливы и т. д.) в известной степени зависит от планетарного движения Земли (движение вокруг земной оси). В образовании осадков существенную роль играет органический мир, населяющий морскую воду. Характер его также зависит от таких факторов, как температура воды, давление в ней, ее соленость и т. д. Разрушительная работа морей и океанов (абразия) особенно зна­чительна у крутых, обрывистых берегов, где глубина моря сравни­тельно большая. Во время больших бурь морские волны вместе с те­чением перекатывают глыбы пород весом до 30—40 т на расстояние до 10—12 м. Во время бурь волны оказывают на поверхность берега давление, достигающее 10—30 т/м2. По отвесным береговым скалам они поднимаются иногда на высоту до 20 м и затем низвергаются обратно в море.

Естественно, что горные породы морских берегов разрушаются от морских волн не с одинаковой скоростью. На эту скорость влияют крепость пород, их структура, текстура и характер залегания (тек­тоника береговых участков земной коры). Характерно, что макси­мальная скорость разрушения берега наблюдается в том случае, когда осадочные горные породы падают в сторону материка, и мини­мальная, когда они падают в сторону моря. При горизонтальном зале­гании пород скорость будет средней. Породы трещиноватые, слабо сцементированные, разрушаются быстрее, чем массивные, сцемен­тированные.

Груды глыб и обломков пород, возникающие у береговых скло­нов, на некоторое время защищают береговые скалы и утесы от дальнейшего разрушения. Набегающие волны разбиваются о них и в значительной степени растрачивают свою кинетическую энер­гию. Глыбы и обломки в конце концов разрушаются, и морские волны с полной силой вновь начинают разрушать крутые, обрыви­стые берега.

В результате ударов морских волн о берег образуется в о л н о-прибойная терраса.

На рис. 67 показан вертикальный профиль через крутой берег сравнительно глубокого моря. МЫ — уровень моря при приливе; КЬ — уровень его при отливе. Во время бурь и штормов морские волны, ударяясь о берег, разрушают его. Вдоль берега образуется выемка, называемая волноприбойной нишей, которая постепенно растет внутрь материка. Породы, нависающие над выем­кой, вследствие процессов выветривания, собственного веса, работы подземных вод и других причин постепенно обрушиваются и превра­щаются в глыбы и обломки, которые в свою очередь подхватываются волнами и течением и продолжают дальнейшее разрушение берега. Линия АВМК — первоначальный склон берега; линия АСDF — новый склон берега; FЕR —- волн опр ибо йная терраса. Эта терраса бывает сложена коренными породами, часто на ней зале­гает обломочный материал, получающийся от разрушения берега, в виде глыб, гравия, гальки, щебня, песка и ила.

Волноприбойная терраса постепенно увеличивается в сторону берега, достигая иногда ширины 2 км. Глубина ее соответственно изменяется от нуля в точке Р до 20 м в точке В. Скорость роста волноприбойной террасы по мере ее расширения вследствие трения воды о дно уменьшается. В дальнейшем почти и вся кинетическая энергия прибоя начинает расходоваться на отложение осадков.

Если участок земной коры, где формируется волноприбойная терраса, испытывает эпейрогеническое опускание, последняя посте­пенно переходит в шельф (материковую отмель). Глубина шельфа достигает 200 м и более; ширина бывает самой раз­личной и местами по берегам северных полярных морей достигает 400—600 км. Моря, покрывающие шельф, называются эпикот и н е н т а л ь н ы м и.

Рассмотрим конфигурацию морских берегов. Различают берега атлантического и тихоокеанского типов. Пер­вые сильно изрезаны и характерны для Атлантического океана, вто­рые, неизрезанные, образующие в плане более или менее плавные линии, характерны главным образом для Тихого океана. Берега того и другого типа могут быть у одного и того же моря.

Берега атлантического типа возникают там, где они сложены породами различного петрографического состава, неодинаковой кре­пости, различной способности к сопротивлению процессам выветри­вания и разрушительной работе морского прибоя. В противном слу­чае образуются берега тихоокеанского типа.

На характер берегов оказывает большое влияние их тектоника. В том случае, когда оси антиклинальных и синклинальных складок ориентированы примерно параллельно общему направлению мор­ских берегов, возникают берега тихоокеанского типа. Если же оси указанных структур ориентированы примерно перпендикулярно общему простиранию берегов, возникают берега атлантического типа.

57) Т ипы морских осадков .

К шельфу относится не только материковая отмель, но и та часть суши, которая заливается водой во время приливов и отливов. Эта сравнительно узкая часть береговой полосы называется л и т оральной областью (литоралью). Ширина ее достигает иногда 1—1,5 км.

В литоральной области возникают так называемые берего­вые вал ы из гальки, песка, битой ракуши, напоминающие дюны. Часто возле них наносится древесный материал (стволы, корни деревьев). Валы возникают на расстоянии наибольшего набегания волн на низкие берега. Их высота 1—5 м, ширина до 10—12 м.

Между берегом моря и береговым валом располагается различ­ной ширины полоса, называемая пляжем, покрытая песком и илом, получающимся в результате перекатывания, перемывания, перетирания обломочного материала морскими волнами.

На поверхности песчано-илистых отложений нередко наблюда­ются мелкие параллельные углубления, отражающие волнение воды, называемые рябью ( ripple marks ). Такая рябь хорошо известна и в ископаемых осадках древних литоральных областей. В этих осадках можно видеть иногда следы животных, птиц, ходы червей, трещины усыхания (на глинистых осадках) и т. д.

К литоральной области морей относятся также низменные по­бережья в затишных заливах и бухтах, покрытые илом и песками. На таких побережьях в субтропических и тропических областях часто возникают болота со своеобразной растительностью, приспо­собленной к жизни в зоне периодической смены суши и моря. При­мером такой растительности могут служить манговые заросл и на юго-востоке Азии, островах Океании, Австралии, западном побережье Африки.

Осадки, откладывающиеся на дне моря, в том числе и на материковой отмели, можно разделить на три основных типа: обломочные (или терригенные), органогенные и химические. Среди обломочных осадков имеются такие, которые состоя главным образом из облом­ков других пород (галек, глыб, гравия, песка, ила и т. д.), но содер­жат примесь (иногда значительную) материала органогенного или

химического происхождения (в виде солей, выпавших из растворов, морской воды) или того и другого одновременно. Среди органоген­ных осадков имеются разности, состоящие главным образом из мате­риала органического происхождения (раковин, остовов, скелетов, панцирей), преимущественно из СаС0₃ или Si0₂ • /гН₂0, с примесью (часто весьма значительной) обломочного или химического материала пли того и другого одновременно. Среди осадков химического про­исхождения имеются такие, которые состоят главным образом из разнообразных солей, выпавших из растворов морской воды, и содер­жат примесь обломочного или органогенного материала или того и другого одновременно.

В пределах шельфа откладывается главная масса осадков, из которых впоследствии образуются осадочные горные породы. Ско­рость отложения осадков в пределах континентального склона, а тем более океанического ложа во много раз меньше скорости отло­жения осадков в пределах шельфа. Среди осадков шельфа первое место по распространенности, разнообразию и мощности занимают обломочные, второе органогенные, третье химические. Последние в чистом виде откладываются лишь на самых прибрежных участках моря и лагунах (морских заливах, отделенных от моря подводным барьером).

На континентальном склоне и океаническом ложе наиболее широко распространены органогенные осадки, в меньшей степени обломочные и, наконец, химические.

Обломочные (терригенные) осадки подразделяют на грубообломочные, песчаные и илистые. В результате процессов цементации из них образуются соответствующие обломочные осадочные породы.

К грубообломочным осадкам относятся щебни, валуны, галеч­ники, гравий; из них образуются брекчии и конгломераты. Среди песчаных осадков выделяют грубозернистые, крупнозернистые, среднезернистые и мелкозернистые; из них образуются соответствующие песчаники. Из илистых осадков впоследствии образуются алевриты и глины.

К органогенным осадкам относятся ракушечники, детритусовые накопления, коралловые постройки и органогенные илы.

Р а к у ш е ч н и к и — это скопления раковин различных орга­низмов. Их делят на танатоценозы и биоценозы.

Под танатоценоза ми понимают накопления раковин организмов, принесенных течениями или прибоем с различных уча­стков моря и его дна. В состав танатоценозов входят раковины орга­низмов разнообразных видов. Здесь можно увидеть «пришельцев» и из удаленных участков моря.

Биоценозами называют накопления твердых частей орга­низмов, живших в том месте, где встречены биоценозы. Примерами биоценозов могут служить устричные банки, водорослевые, корал­ловые и мшанковые рифы. Биоценозы играют важную роль в устано­влении физико-географических условий, существовавших на месте их обнаружения в прошлые геологические эпохи.

Детритусовыми накоплениями (или д е т р и-т о м) называют осадки, состоящие из обломков разнообразных раковин организмов, смешанных с песком, гравием и т. д.

Коралловые постройки представляют собой типич­ный биоценоз, характерный для шельфовых областей.

Кораллы — это класс морских животных, принадлежащих к типу кишечнополостных. В этом чрезвычайно многочисленном классе насчитывается около 6000 видов разнообразных кораллов размером от нескольких миллиметров до 1 ж. Подавляющее боль­шинство видов образует колонии. Известно несколько подклассов кораллов. Они существуют на Земле с ордовикского периода. Мно­гие подклассы (четырехлучевые кораллы и ругозы, табулаты) вымер­ли в пермском периоде. В настоящее время, начиная с триасового периода, живут шестилучевые кораллы. Кораллы имеют мягкое мешкообразное или трубчатое тело, одним концом приросшее к ска­листому дну или какому-нибудь подводному предмету — раковине, постройке более старых, уже отмерших кораллов и т. д. На другом конце тела расположено ротовое отверстие, переходящее в короткую трубку, свободно открывающуюся во внутреннюю полость тела и разделенную на камеры лучисто расходящимися перегородками. Над этими камерами вокруг ротового отверстия располагается венец подвижных, способных сокращаться и втягиваться щупалец, кото­рыми животное захватывает пищу. Тело коралла, включая и лучисто расходящиеся перегородки, выделяет твердые известковые пластинки образующие как бы скелет животного.

Различают коралловые рифы береговые, барьерные и кольцеобразные (атолл ы).

Коралловые рифы, а также продукты их разрушения в современ­ных морях и океанах наблюдаются между 20° с. ш. и 20° ю. ш.

Общая площадь распространения коралловых рифов, коралловых песков и других продуктов их разрушения на дне современных морей и океанов составляет около 6 млн. км². Из коралловых пост­роек возникают впоследствии коралловые известняки. Они известны среди пород различных геологических эпох. По ним можно в значительной мере судить о климатических условиях, существо­вавших в местах их нахождения в соответствующие геологические эпохи.

Кроме коралловых, известны мшанковые и водорос­левые рифы. Водорослевые рифы слагаются продуктами выделе­ния водорослей. Кроме того, известны рифы, построенные в древние геологические эпохи вымершими организмами: археоциатами, строма-топорами и др.

Органогенные илы образованы из тонких и мель­чайших раковин морских организмов — планктона, в большом ко­личестве падающих на дно моря. Эти илы состоят из СаС0₃ или из Si0₂ • nН₂0.

Известковые органогенные илы свойственны морям с теплой, соленой и прозрачной водой, а кремнистые — морям с холодной, мало соленой и мутной водой.

Органогенные илы накапливаются на всех участках морского или океанического дна. Широко распространены они и в пределах шельфа. Из этих илов в результате процессов диагенеза¹ образуются разнообразные известняки, кремнистые сланцы и другие органоген­ные осадочные горные породы.

К органогенным осадкам, связанным с морем, относятся сапро­пелевый и другие обогащенные битумами илы в пределах лагун, о чем было сказано выше.

£К химическим осадкам относятся отложения углекислого каль­ция, окислов железа (бурого железняка или лимонита), марганца, кремнезема, хлористого натрия, гипса, ангидрита, калийных солей, сульфатов натрия и магния и т. д.

Химические осадки в чистом виде откладываются на некоторых узких участках прибрежного дна, но главным образом в лагунах, в тех случаях, когда в последние не впадают реки, и они располо­жены в областях с резко выраженным континентальным кли­матом.

Уровень лагуны вследствие усиленного испарения в ней воды обычно чуть ниже уровня открытого моря, поэтому возникает тече­ние от моря в сторону лагуны. Соленая морская вода в лагуне испа­ряется, растворенные в ней соли увеличивают концентрацию солей в воде лагуны. Соленая вода как более тяжелая опускается на дно лагуны, но уйти в море не может из-за подводного барьера. Насту­пает перенасыщение раствора и из него выпадают на дно лагуны разнообразные соли: NaCl, Na₂S0₄, CaS0₄, MgC0₃, СаС0₃, Si0₂X XnH₂0, FeC0₃ и др. Порядок их выпадения зависит от температуры воды, наличия в растворе других солей и их концентрации. Класси­ческим примером лагуны, в которой в настоящее время образуются химические осадки, является Кара-Богаз-Гол.

На дне некоторых лагун, а иногда прибрежных областей моря •откладываются оолиты из CaC0₃, SiO, • nН₂0, А1₂0₃ • nН₂0, FeC0₃, Fe₂0₃ • nН₂0 и т. д.

Оолиты представляют собой мелкие шарики (типа икры) концентрического сложения, состоящие из указанных выше химиче­ских соединений. Такие образования накапливаются в настоящее время в Красном и Каспийском морях и в других местах.

58) Типы зональности в накоплении морских отложений .

Закономерности распределения генетических типов донных осад­ков и характер их соотношения в различных зонах морей и океанов подчиняются, по данным Л!П. Лисицына, следующим типам зо­нальности:

1) климатическая „зональносхъ..-— каждая климатическая зона в силу специфических особенностей протекания экзогенных процес­сов, развития и характера речной сети поставляет свойственные для нее типы осадков, характеризующиеся определенным литологичес-ким составом и размерностью;

2) верти кал ьнзя-зшшльноеть определяется изменением глубин и выражается в уменьшении размерности обломочного материала. Особое значение этот тип зональности имеет для осаждения био­генных, особенно карбонатных осадков, которые из-за физико-хи­мических особенностей водной среды могут осаждаться только до определенных глубин;

3) циркумконтинентальная зональность зависит от степени уда­ления областей сноса и определяется интенсивностью поступления материала и закономерностей изменения его состава.

59) Осадконакопление в литоральной и шельфовой областях океана .

Осадки прибрежные, или литоральные. Эти осадки формируются в зоне приливов и отливов, поэтому одним из главных факторов их формирования является гидродинамический режим. Особенности береговой линии, характер берегов и слагающих их пород, количество и состав обломочн6го материала, приносимого с континента, определяют распределение, состав, быструю смену осадков по латерали и вертикали. У высоких обрывистых скальных берегов накап­ливаются крупные глыбы, галька, гравий, пески. Организмы, здесь обитающие, или прикрепляются к скалам, или высверливают в них укрытия от ударов волн. В небольших бухтах и заливах, защищен­ных от волн, могут накапливаться в условиях спокойного гидроди­намического режима тонкозернистые пески.

На пологих аккумулятивных берегах образуются песчано-алевритовые -отложения, рассортированные то величине обломков и удельному весу, а в полосе прибоя формируются береговые* валы.

На-глинистых побережьях-тропических морей — обширных за­болоченных пространствах — появляется мангровый лес, заросли которого сдерживают волны, способствуя накоплению глинистого материала "и больших масс органики.

'Осадки области шельфа, или сублиторальные. Область шельфа (ма­териковая отмель) отличается следующими особенностями, опреде­ляющими осадконакрпление: относительно небольшой глубиной и незначительным уклоном дна; неспокойным гидродинамическим режимом (волны, береговые течения и др.), способствующим дифференциации и разносу обломочного материала; богатством и раз­нообразием органического мира. Здесь накапливаются осадки различных типов: терригенные, хемогенные, органогенные. Тёрригенные осадки занимают меньшие площади, чем следовало бы ожидать при таком обильном при вносе обломочного материала с суши. О.К. Леонтьев объясняет этот факт тем, что большая часть тёррйгенного материала концентрируется на подводной окраине материков. Общая закономерность в распределении терригенных осад­ков уменьшение размерности по мере" возрастания глубины и от­даленности от континента — осложняется другими факторами. К ним относятся роль течений; характер рек и несомого ими обломочного материала; рельеф в области шельфа и др.

К особому типу относятся ледниковые осадки, захваченные вы­водными и шельфовыми ледниками и широко распространенные в высоких широтах. Это неотсортированные осадки разнообразного со­става, образующие совершенно инородные отложения, не характер­ные для данной зоны. Особенно широко такие осадки распростране­ны в Антарктиде, общая площадь которых составляет 6,4 млн км².

Хемогенные, или химические осадки. Среди хемогенных наиболь­шее распространение имеют карбонатные осадки. Морская вода не насыщена известью, и ее осаждение происходит только при особо благоприятных условиях. На небольшой глубине, на банках, отмелях, вода прогревается до дна и фитопланктон, обильно здесь разваливающихся поглощает, что вызывает пересыщенность раствора, и его осаждение в виде оолитов, или известкового мелко­зернистого песка. Оолиты — мелкие концентрические образования, ядром которого может служить обломок, песчинка и др. Примером оолитообразования может служить Багамская банка, где для хими­ческого выпадения извести есть все условия: высокая температура воды в течение года, мелководность, значительное поступление из­вести в морскую воду благодаря широкому развитию кораллов на банках.

Органогенные осадки. В области шельфа широко распространены самые разнообразные организмы, строящие свои раковины и скелеты различных химических соединений "Органогенные карбонатные осадки представлены ракушнякамй, ко­ралловыми рифами и продуктами их разрушения; Особенно широкое распространение на шельфе тропических зон Мирового-океана имеют коралловые рифы.

60)Морские осадки континентального склона и континентального подножья .

В батиальной области моря осадки накапливаются с несравненно меньшей скоростью, чем в пределах шельфа. Осадки последнего постепенно переходят в осадки континентального склона, состоящие преимущественно из органогенного, а также обломочного и химиче­ского материала.

В свою очередь осадки континентального склона постепенно переходят в осадки океанического ложа. На склоне континентов обычно откладываются разнообразные илы, и только в тех местах, где имеются донные течения значительной скорости, — пески и более грубообломочный материал.

В батиальной области господствует мрак и сравнительный покой. Раковины встречающихся здесь организмов обычно тонкие и очень нежные, что объясняется спокойным состоянием воды. Здесь отлага­ются синий или темный ил, красный ил, известковый ил и песок, глауконитовый или зеленый ил и песок, фосфоритовый ил.

Накопления глауконитовых илов, песков и фосфорита иногда бывают приурочены к местам массовой гибели организмов. К таким местам относятся вытянутые в виде полос участки морского дна, расположенные под областями соприкосновения холодного и теплого течений. Организмы, живущие в области холодного течения, попадая в соседнюю область встречного теплого течения, массами погибают. То же происходит и с организмами из области теплого течения, попадающими в область холодного течения. Процессы распада вещества тех и других организмов способствуют, по-видимому, обра­зованию глауконита и конкреций фосфорита.

Вулканический пепел и песок попадают на дно моря в результате извержения вулканов и смешиваются с другими осадками. Таким путем возникают вулканические туфы и брекчии. Когда вулканический материал преобладает, обра­зуются толщи осадков вулканического пепла и песка.

Вулканический материал откладывается также в пределах шельфа и на океаническом ложе.

Отложения айсбергов представляют собой разнород­ный обломочный материал. Глыбы льда, оторвавшиеся от ледников северных и южных полярных областей и попавшие в океан в виде айсбергов, подхватываются океаническим течением и переносятся на южные широты в северном полушарии и северные широты в юж­ном полушарии. Внутри айсбергов всегда имеется обломочный мате­риал (морена). По мере их таяния морена попадает на дно моря. Таким образом, нередко среди однородных, чаще всего тонких осадков континентального склона и осадков океанического ложа залегает грубообломочный неокатанный моренный материал ледни­кового происхождения. То же можно наблюдать и среди осадков шельфа.

61.Образование турбидитов. Градационная слоистость.

Турбидиты, отложения мутьевых потоков на дне морей и океанов, представленные кластическими осадками разной размерности и степени окатанности. Периодические поступление осадков мутьевых потоков на морское дно нарушает обычный ход седиментации и создаёт в донных осадках серию ритмов; границы ритмов обычно отчётливые, мощность — различная (чаще несколько десятков см, реже от долей см до нескольких м). В нижней части каждого ритма наиболее грубозернистые осадки постепенно переходят кверху в более тонкозернистые, образуя так называемую градационную слоистость; завершается ритм более тонким слоем пелитового осадка (глинистого или карбонатного). Разная крутизна склонов, длительность транспортировки и степень нагрузки (или разжижения) мутьевого потока вызывают различия в строении Т. В этом глубоководном осадке встречаются остатки мелководных и прибрежных организмов, перенесённые мутьевым потоком; иногда присутствует вулканогенный материал — тефра (тефротурбидиты); в ископаемом виде они известны под названием «туфовые Т.». Т. имеют широкое распространение среди современных и древних отложений разного возраста (особенно среди осадков сейсмически активных областей).

63.Абиссальные осадки морей и океанов.Эдафогенные отложения.

Осадки океанического ложа называют абиссальными. Они откла­дываются с еще меньшей скоростью, чем осадки континентального склона. Последние переходят в абиссальные постепенно. Среди осад­ков океанического ложа различают осадки органогенного и неорга­нического происхождения.

Органогенные осадки делятся на известковые и кремнистые. К известковым относятся глобигери новый и п т е р о п о-д о в ы й илы, состоящие в основном из СаС0₃, к кремнистым — диатомовый и р а д и о л я р и е в ы й илы, состоящие преимущественно из SiO₂ и SiO ₂ • nH₂0. Известковые и кремнистые илы приурочены к участкам океанического ложа соответственно с теплой и холодной водой.

Названия илов соответствуют названиям организмов, из твердых частей (раковин) которых они состоят. Диатомовый ил состоит пре­имущественно из выделений кремневых водорослей — диатомей. Из органогенных илов наибольшую часть океанического дна покры­вает глобигериновый ил, за ним следуют диатомовый, затем — радиоляриевый и птероподовый илы. Общая площадь известковых илов составляет свыше 130 млн. км², а кремнистых — свыше 35 млн. км².

К осадкам неорганического происхождения относится ил, назы­ваемый красной абиссальной глиной. Он покры­вает самые глубокие места океанов на площади свыше 130 млн. км² и имеет незначительную (до 50—70 см) мощность. В нем встречаются кости акул и слуховые косточки китов. Других органических остат­ков в красной абиссальной глине не встречено. Она залегает в самых глубоких местах океанов, где господствует высокое давление и куда другие твердые части погибших организмов (раковины, остовы, панцири, скелеты), не говоря уже о мягких частях, не попадают. По мере погружения на глубину они растворяются в воде или их поедают другие организмы. В некоторых пробах (длиной до 3— 40 см), взятых из красной абиссальной глины, насчитывалось иногда до 100 зубов акул и 40 слуховых косточек китов. В одной пробе было найдено до 1500 зубов акул. Характерно, что в нижних частях проб находили зубы и косточки акул и китов, живших в морях и океанах в олигоценовую эпоху.

Все это говорит об исключительно медленном накоплении крас­ной абиссальной глины. Она состоит в основном из окиси кремния. Внутри нее встречаются конкреции марганца, включения никелевого железа и минерал филлипсит, представляющий собой водный алюмо­силикат кальция.

Существуют гипотезы космического и вулканического происхо­ждения красной абиссальной глины, согласно которым космический (по первой гипотезе) или вулканический материал, главным образом тончайший вулканический пепел (по второй гипотезе), откладывается по всей поверхности земного шара. Этот материал падает и на поверх­ность морей и океанов. На сравнительно неглубоких участках мор­ского дна и на суше он теряется среди осадков иного происхождения. На глубинах же накопления красной абиссальной глины осадки иного происхождения не откладываются.

64.Осадки лагун и солеродных бассейнов.

Л а г у н а представляет собой залив, отделенный от основного
Морского бассейна подводным барьером (рис. 131). Вследствие
того водообмен между лагуной и открытым морем нарушен, что
и определяет в ней аномальную соленость вод. Различают лагуны
с осолоненными и опресненными водами. Повышенная концентра­
ции солей характерна для лагун, расположенных в областях арид-
ного климата, и обусловлена усиленным испарением вод с ,по-
верхности лагуны. Опресненные лагуны находятся в зонах гу-
много климата при условии усиленного стока пресных вод
континента. Осадки опресненных лагун, примером которых
Может служить Азовское море, близки к осадкам мелководной
зоны в целом. Что касается осолоненных лагун, то в них накапли-
ваются в основном хемогенные осадки. В зависимости от степени
осолонения лагун в них отлагаются карбонатные, сульфатные или галлоидные осадки. К последним относятся различные само садочные соли, представленные такими минералами, как галит (NaCl), мирабилит Na₂S0₄-10Н₂О, астраханит MgNa₂(S0₄)₂ Х X 4Н₂0 и др. Самой крупной осолоненной лагуной на террито­рии СССР является залив Кара-Богаз-Гол, концентрация солей в котором в 20 раз выше, чем в Каспийском бассейне. Отложения древних осолоненных лагун, находящихся в ископаемом состоя­нии, широко распространены в пределах земного шара и имеют большое промышленное значение как химическое сырье.

65.Процессы диагенеза осадков и формирования осадочных горныхпород.

Диагенез осадков. Диагенез (греч. диагенезис — перерожде­ние)— это совокупность геологических процессов преобразования рыхлого осадка в осадочную породу. В стадию диагенеза происхо­дит уплотнение осадка, уменьшение его влажности, разложение одних минералов и образование других. Перераспределение ве­щества в осадке уравновешивает его многокомпонентную систему. Изменения происходят под покровом более молодых отложений в условиях температур и давлений верхней зоны земной коры и длятся тысячи и миллионы лет.

Уплотнение происходит под тяжестью вышележащих отложе­ний и сопровождается потерей воды. В результате пески могут превратиться в песчаники, глинистые илы — в глину, скопления известковых раковин морских животных — в известняк-ракушеч­ник и т. д. Потеря воды осадком, или дегидратация, нередко со­провождается выносом легкорастворимых соединений. Растворе­нию подвергаются углекислые и сернокислые соли кальция (гипс, арагонит, кальцит), иногда соединения кремния (опал) и др. Вынос из минеральной массы осадка отдельных соединений назы­вается выщелачиванием. Выщелачивание вызывает образование в породе мелких пустот или каверн. Кавернозность нередко наблю­дается в карбонатных породах, доломитах, известняках. Впоследст­вии пустоты заполняются другим минеральным веществом. Так, в породе могут появиться включения пирита, халькопирита или других минералов. В тех участках осадка, где создается повышен­ная концентрация фосфора, серы, железа, кремния, образуются кремнистые, железистые или фосфоритовые конкреции.

Характер химических преобразований осадков во многом опре­деляется окружающей средой. Среда может быть окислительной или восстановительной. В присутствии свободного кислорода закисные соединения железа и марганца переходят в соединения окисные. Так, сидерит Fe[CO₃], окисляясь, переходит в лимонит Fe₂0₃-nH₂0. В присутствии органического вещества в осадке соз­дается восстановительная среда. Бактерии, разлагая органическое вещество и углеводороды, способствуют выделению из них угле­кислоты и сероводорода. Химические реакции С0₂ и H₂S с мине­ралами приводят к образованию карбонатных соединений и суль­фидов (доломит, сидерит, пирит).

При химическом замещении одного вещества другим образу­ются псевдоморфозы (греч. псевдос — ложь, морфосис — образо­вание). Замещению могут подвергаться минералы, скелетные остатки животных и растений. Так, при окислении пирита его ку­бические кристаллы замещаются лимонитом (псевдоморфоза лимонита по пириту). При замещении растительных тканей де­ревьев кварцем (пиритом) происходит их окремнение (окаменев­шие деревья). Известковые раковины морских животных замеща­ются фосфоритом. Минеральные растворы, содержащие соединения кремния и железа, могут вызвать окремнение -или ожелезнение осадка. При этом повышается твердость, изменяется цвет осадка.

Диффузионное перемещение влаги, проникновение в зону диа­генеза минерализованных вод иногда вызывают цементацию осадка, при которой все поры заполняются кристаллизующимися из растворов минеральным веществом. В процессе цементации пески превращаются в песчаники, галечники — в конгломераты,, щебенка —в брекчию. Состав цемента нередко определяет назва­ние породы. Так, песчаники, сцементированные соединениями же­леза, называют железистыми, глиной — глинистыми, кальцитом — карбонатными.

При глубоком диагенезе карбонатных илов в уплотненной их массе под воздействием окружающего давления и температуры могут развиваться процессы перекристаллизации, которые приво­дят к замещению мелких зернышек минералов крупными кристал­лическими зернами. В результате перекристаллизации плотные известняки или доломиты превращаются в кристаллически-зерни­стые породы.

Степень изменения осадков в процессе диагенеза зависит от длительности воздействия на него внешних факторов и характера окружающей среды. Как условия образования осадка, так и про­цессы диагенеза накладывают отпечаток на облик осадочной гор­ной породы, ее минеральный состав, структуру, текстуру. По обли­ку осадков или осадочной горной породы можно восстановить физико-географическую обстановку условий его образования.

66)Понятие о фациях и фациальном анализе .

Фация —„эхо обстановка осадконакопления, современная или древняя, овеществленная в осадке или породе». Фация - это осадочная горная порода, возникшая в определенной физико-гео­графической обстановке, на которую указывают ее генетические признаки (литологический состав, текстура, остатки фауны и фло­ры и др.). По обстановке осадконакопления на поверхности Земли можно выделить две главные области: океаны и моря — основная область осадконакопления с преобладанием процессов аккумуляции; кон­тиненты - области, где преобладают процессы денудации, но к от­дельных участках происходит формирование континентальных от­ложений. Следует различать современные и ископаемые фации. Среди них выделяются три крупные группы фаций: морские; континенталь­ные и переходные. Каждая из этих групп подразделяется на ряд более мелких фаций. Фациального анализа, который является основой для палеогеографических построений. Фациальный анализ древних отложений заключается в установ­лении литогенетического типа породы, определяющего конкретную фацию. Фация может состоять из .одного или нескольких литогенетических-типов; Литогенетические типы выделяются по целому ком­плексу признаков: составу ставу и размерам обломков; структурным и текстурным особенностям пород; присутствию органических остатков; наличию характерных включений, подчеркивающих особенно­сти среды осадконакопления (например, кристаллы пирита в вос­становительной обстановке).

67)Полезные ископаемые осадочных горных пород .

Среди полезных ископаемых современных осадков можно выделить три генетических типа, связанных с речными аллювиальными осадками; озерными осадками и осадочными породами; морскими осадками и осадочными породами.

Среди месторождений россыпей, связанных с аллювиальными отложениями, выделяются следующие (Вахрамеев С.А., 1961): золото (россыпи бассейна р. Лены и ее притоков), россыпи Калифорнии; платина — Северный и Средний Урал, Колумбия; Аляски; олово — вольфрам — мировой известностью пользуются месторождения олова Малайи и Индонезии, россыпи вольфрамита с касситеритом — в Индокитае; алмазы — знаменитые россыпи в Южной Африке, в бассейнах рек Оранжевой и Вааль; наиболее богатые рос­сыпи Лихтенбургского округа связаны с галечниками, сложенными халцедоном, агатом, корундом, кварцем, гетитом, турмалином; есть аллювиальные россыпи алмазов и в Восточной Сибири, в бассейне р. Вилюй и ее притоков; рубины и сапфиры — аллювиальные россы пи Верхней Бирмы, Шри-Ланки, Индии, Цейлона, Австралии, Сиама и некоторые другие.

Среди месторождений, связанных с озерными осадками и осадочными породами, выделяются следующие: галит — современные месторождения соли озер Эльтон и Баскунчак; лимонит — древние -озерные месторождения Липецкого и Тульского железорудных рай­онов, в которых руда представляет скопление гидроокислов железа, пронизывающих и цементирующих песчано-глинистые отложения; бокситы — Каменское месторождение восточного склона Среднего

Урала.

С морскими осадками внешнего шельфа и прилегающих частей континентального склона связаны следующие месторождения: зо­лото — морские россыпи на Аляске; фосфориты, железо-марганце­вые конкреции и корки в пределах ложа Мирового океана.

К морским осадочным горным породам приурочены залежи различных важнейших полезных ископаемых: железо — Керченс­кое месторождение железных руд, Ангаро-Питская группа место­рождений; марганец — на осадочные месторождения Mn, по дан­ным Н.М. Татаринова, приходится до 80 % всех мировых запасов марганцевых руд: Никопольское (Украина), Чиатурское (Грузия), Полуночное (Сев. Урал), Усинское (Кузнецкий Алатау), Николаев­ское (Восточная Сибирь) и др.; медь — Удоканское месторождение; фосфориты — Каратаусское (Южный Казахстан), Егорьевское под Москвой; бокситы — Красная шапочка на Северном Урале; горю­чие полезные ископаемые: уголь — Донбасский и Канско-Ачипский бассейн; нефть и газ —- нефтегазоносные провинции Западной Си­бири; крупнейшее газоконденсатное Ковыктинское и Верхнечонс-кое нефтяные месторождения Восточной Сибири; соли (галит, силь­вин, карналлит, гипс, ангидрит) — месторождения Прикаспийской низменности, Предкарпатья, Восточной Сибири. Перечисленные ме­сторождения охватывают далеко не все полезные ископаемые, свя­занные с осадками и осадочными породами. Кроме этого, многие осадочные породы могут сами быть использованы в различных от­раслях промышленности — щебень, гравий, песок, песчаник, изве­стняк, доломиты, опоки, трепела, диатомиты и др.

68)

Вулканизм — мощный общепланетарный процесс, проявляющийся с разной интенсивностью на всех этапах геологической истории не только на Земле, но и других планетах Солнечной системы и их спутниках.

По характеру вулканизма Марс, изученный с помощью снимков с космических аппаратов «Маринер-9» и «Викинг», делится на два полушария: северное и южное. В северном полушарии находятся две грандиозные вулканические области, в которых высота щито­вых вулканов достигает 19—23 км с основанием в поперечнике (вул­кан Олимп) от 500 до 600 км. В южном полушарии тоже наблюда­ются многочисленные вулканические кратеры, но размеры их го­раздо меньше. Возраст вулканов Марса (по В.Г. Карру) составляет 4—3,5 млрд лет; 800—400—200 млн лет.Есть данные о вулканической деятельности и на спутниках планет внеземной группы. Исследователями американских автомати­ческих станций «Вояджер-1» и «Вояджер-2» на поверхности Ио — спутника Юпитера обнаружены более 100 кольцевых структур, ко­торые считаются вулканическими кальдерами, и зарегистрировано семь вулканических шлейфов — выбросов вулканов, высота кото­рых составляла несколько сотен километров.

На протяжении всей геологической истории Земли, от архея и доныне, действовали и продолжают действовать вулканические про­цессы. Вулканизм — это сложный комплекс разнообразных явлений, связанных с генерацией и выбросом магматического вещества I и его продуктов на поверхность Земли и в атмосферу. Области пи­тания вулканов — очаги зарождения магмы располагаются скорее всего в астеносфере. Магма из очагов к поверхности Земли поступает по трещинам, вдоль которых тянутся кратеры и шлаковые конусы. Трещины, заполненные застывшей магмой, представляют собой дай­ки разной формы и мощности, колеблющейся от одного-двух до де­сятков и сотен метров. Часто крупные вулканы (Ключевской, Ава-ча, Толбачик) рассечены системой радиальных концентрических даек. Дайки в процессе развития извержения локализуются в одном или нескольких местах раскрывающейся трещины, образуя жерло. Об­разованию жерла способствуют вулканические взрывы, происходя­щие в результате вскипания магмы. Глубина жерл, по-видимому, редко превышает сотни метров.

Различают вулканы действующие, потухшие и древние. Действу­ющие вулканы — это те, которые извергаются время от времени. Потухшими считаются вулканы, которые «спят» в течение несколь­ких десятков, а иногда и сотен лет. К потухшим вулканам относят Эльбрус и Арарат (Кавказ), Фудзияма (Япония) — вулкан, который в последний раз извергался в 1707 г. Правда, потухшие вулканы, о страшных последствиях извержений которых люди со временем забывают, иногда снова грозно напоминают о себе. Так произошло в 79 г. н. э. при катастрофическом извержении Везувия, в результате которого погибли четыре города (среди них и Помпея.

Древние вулканы — это вулканы прошлых геологических эпох, о существовании которых свидетельствуют их частично или полностью разрушенные постройки и продукты извержения — лавы, пе­пел, вулканические обломки. Вулканические процессы и следы их деятельности прослеживаются на протяжении всей геологической истории Земли.

69)Эндогенные геологические процессы . Интрузивный магматизм и вулканизм . Уровни зарождения магматических очагов .

Магматизм — один из процессов эндогенной динамики Земли, связанный с генерацией и подъемом магмы из ее недр к поверхности. Магма — высокотемпературный расплав сложного силикатного состава, насыщенный летучими, образующийся в очагах плавления — камерах в земной коре или в верхней мантии (астеносфере).

Большое разнообразие типов магматических пород натолкнуло исследователей на идеи существования нескольких родоначальных (первичных) магм.

Эво­люция магматического расплава происходит путем нескольких пос­ледовательных в определенной степени процессов: ликвации; крис­таллизационно-гравитационной дифференциации; флюидно-магматической дифференциации; дифференциации при ассимиляции и магматическом замещении.

Ликвация — разделение магмы при определенных физико-химических условиях на два несмешивающихся расплава, вследствие резких различий в их плотностях и удельных объемах, один из которых, сульфидный, более тяжелый опускается на дно магматическом камеры, а другой, силикатный, насыщенный летучими, как более легкий, поднимается в ее верхнюю часть.

Кристаллизационно-гравитационная дифференциация — процесс кристаллизации минералов из магматического расплава, проходящий в определенной последовательности. Принцип кристаллизационной дифференциации, обоснованный канадским петрографом Н.Л. Боуэном, состоит в следующем: кристаллы, выделяющиеся из магмы, отличаются иным от нее составом и большей плотностью, что обусловливает их погружение и изменение состава остаточного расплава.

70.Процессы магматической и кристаллизационной дифференциации магматических, силикатных расплавов.

Магма образуется в глубоких недрах земной коры и представляет собой расплавленную сложную силикатную массу, насыщенную различными газообразными компонентами. Все химическое и минералогическое разнообразие магматических горных пород может быть объяснено дифференциацией магмы основного состава.

Дифференциации происходит в результате различных физико – химических процессов как в жидком расплаве магмы, так и в процессе ее кристаллизации. В соответствии с этим выделяют 2 типа дифференциации: магматическую и кристаллизационную.

Магматическая дифференциация может происходить различными путями:

1)Расслоение магмы по удельному весу путем отделения тяжелых молекул от более легких.

2)Разделение в результате ликвации, т.е. расслоения 2-х несмешивающихся жидкостей.

3)Ассимиляция, т.е. включение в состав магмы больших количеств посторонних масс.

Когда магма в процессе остывания переходит в состояние кристаллизации, в первую очередь выпадают из расплава кристаллы наиболее тугоплавких минералов, кристаллизация начинается у охлажденного края интрузии. Образовавшиеся таким путем кристаллы погружаются в глубину. Происходит объединение верхних горизонтов магмы железомагнезиальными соединениями. Остающаяся наверху часть расплава все более и более обогащается кремнекислотой, приближаясь по своему составу к кислым магмам.

71)Типы вулканов . Строение вулканического аппарата центрального типа , супервулканы .

Различают вулканы действующие, потухшие и древние. Действу­ющие вулканы — это те, которые извергаются время от времени. Потухшими считаются вулканы, которые «спят» в течение несколь­ких десятков, а иногда и сотен лет. К потухшим вулканам относят Эльбрус и Арарат (Кавказ), Фудзияма (Япония) — вулкан, который в последний раз извергался в 1707 г. Правда, потухшие вулканы, о страшных последствиях извержений которых люди со временем забывают, иногда снова грозно напоминают о себе. Так произошло в 79 г. н. э. при катастрофическом извержении Везувия, в результате которого погибли четыре города (среди них и Помпея.

Древние вулканы — это вулканы прошлых геологических эпох, о существовании которых свидетельствуют их частично или полностью разрушенные постройки и продукты извержения — лавы, пе­пел, вулканические обломки. Вулканические процессы и следы их деятельности прослеживаются на протяжении всей геологической истории Земли.

74. Стадии и причины вулканического процесса.

Связь современных действующих вулканов с современными складчатыми зонами сомнению не подлежит. В случае возникновения благоприятной обстановки в смысле соотношения между температурой и давлением могут возникнуть резервуары магмы. Требующиеся условия, ведущие к формированию очагов магмы, могут осуществляться именно в пределах складчатых зон, хотя не исключается возможность появления таких очагов и в других местах дифференцированного и ослабленного давления. Очаг расположен на глубине 50-100 км.

Есть 3 стадии:

1)Ранняя-начинаются землетрясения, толчки.

2)Главная-непосредственно извержение.

3)Поствулканическая-затухание вулкана.

75.Вулканические фумаролы и их типы.

Фумаролы-струи горячего вулканического газа. В зависимости от температуры и давления их делят:

1)Сухие(t=500). Мало водяного пара, насыщенность хлористыми соединениями.

2)Кислые (t=300-400). Хлористый водород, сернистый ангидрит.

3)Щелочные(t=180-200).NH3

4)Сернистые(t=100).H₂S, водяные пары.

5)Углекислые(t<100).CO₂