авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Ульяновский государственный технический университет» ...»

-- [ Страница 2 ] --

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхож дению выделяют:

- магматические, или изверженные, горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава магмы и лавы:

- осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельно сти различных экзогенных факторов;

- метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных ве ществ, поднимающихся с глубины.

Перечисленные типы делятся на группы по условиям их залегания в земной коре (рис.

Рис. 6. Классификация горных пород по происхождению и условиям залегания в земной коре [7] С поверхности Земля на 75% сложена осадочными горными породами и на 25% маг матическими и метаморфическими. Основную массу земной коры составляют магматиче ские горные породы (около 95% её массы).

Если горная порода представляет агрегат одного минерала, она называется мономине ральной. К таким породам относятся мраморы, кварциты. Если в породу входят несколько минералов она называется полиминеральной. В качестве примера можно назвать граниты.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура опреде ляется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зёрен или обломков, входящих в её со став, их взаимоотношениями. Если порода состоит целиком из кристаллических зёрен, гово рят о полнокристаллической структуре. При резком преобладании нераскристаллизовавшей ся массы выделяют стекловатую или аморфную структуру. Если в стекловатую массу вкрап лены кристаллические зёрна, структуру называют порфировой. Если крупные кристалличе ские зерна вкраплены в более мелкую кристаллическую массу, структура называется порфи ровидной. Когда порода состоит, из каких-либо обломков, структуру называют обломочной.

Кристаллическая и обломочная структура подразделяется по величине зёрен.

Среди кристаллических зёрен выделяют крупнозернистую - диаметр зёрен более 5 мм, среднезернистую 5 - 2 мм, мелкозернистую с диаметром зерен менее 2 мм. В тех слу чаях, когда порода состоит из очень мелких, неразличимых невооружённым глазом зёрен, её структуру называют афанитовой, или скрытокристаллической.

Под текстурой понимают сложение породы, т. е. порядок расположение в пространст ве слагающих её частиц. Выделяют плотную и пористую текстуры, однородную или массив ную и ориентированную (слоистую, сланцеватую и др.) [3].

1. Магматические горные породы Магма представляет собой огненно-жидкий силикатный расплав, образующийся в глубинных зонах Земли В её состав входят SiО 2, А12О3, Fe2О3, СаО и другие компоненты, водные растворы, пары воды и газы. Магматические горные породы наряду с метаморфиче скими породами слагают основную массу земной коры, но на современной поверхности ма териков их распространение сравнительно невелико. В земной коре они образуют тела раз нообразной формы и размера, так называемые структурные формы, состав и строение кото рых зависят от химического состава исходной для данной породы магмы и условий её засты вания. В основе классификации магматических пород лежит их химический состав. Прежде всего учитывается содержание оксида кремния, по которому все магматические породы де лятся на четыре класса кислотности: ультракислые породы содержат более 75% Si0 2, если от 75 до 65% - порода считается кислой, от 65 до 55% - средней, от 55 до 40% - основной, ме нее 40% - ультраосновной [4].

В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делятся на глубинные породы, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и излившиеся породы, или эффузивные, образовавшиеся при застывании магмы, излившейся на поверхность. Кроме излившихся пород к вулканическим относятся пирокластические породы, представляющие скопления выброшенного при извержениях и осевшего на поверхности материала - куски застывшей в воздухе лавы, обломки минералов и пород.

В интрузивных породах выделяют ряд разновидностей в зависимости от глубины за стывания магмы, формы и размера образовавшихся тел, а также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах. Интрузивные породы обычно залегают в виде батолитов - огромные, до многих сотен квадратных километров, магматические образования;

лакколи тов - тела размером от 0,2 до нескольких километров, раздвигающие и поднимающие вме щающие породы в виде свода;

штоков - магматические тела, уходящие в недра Земли в виде гигантских каменных столбов.

Структура глубинных пород (гранит, сиенит, габбро) всегда полнокристаллическая.

В зависимости от величины зёрен минералов различают породы крупнозернистые ( 5 мм), среднезернистые 1 - 5 мм и мелкозернистые( 1 мм) [7]. Чаще выделяют следующие виды структур: порфировидная - в которой основная масса кристаллов имеет незначительные размеры, а среди них расположены более крупные кристаллы;

стекловатая (афанитовая) характерна породам, образовавшимся при остывании лавы, вышедшей на поверхность Зем ли;

порфировая структура - на фоне мелкозернистых кристаллов или стекловатой массы на блюдаются отдельные включения крупных зёрен, так называемые порфировые вкрапления;

равномернозернистая - кристаллы, входящие в породу имеют примерно одинаковые разме ры.

Текстура магматических пород представлена массивной, сланцеватой, миндалевид ной, флюидальной и другими видами. Массивная, или сплошная, текстура характерна для пород, образовавшихся на большой глубине, зёрна минералов в них расположены в беспо рядке, но плотно прилегают друг к другу.

Сланцеватая текстура характерна для магматических пород, сложенных тонкими пла стинками.

Миндалевидную текстуру имеют породы, в которых присутствуют включения оваль ной формы. Включения заполнены минералами, отличающимися от основной породы.

Флюидалъная текстура встречается у излившихся пород.

Излившаяся на поверхность лава попадает в иные условия температуры и давления.

К излившимся породам относятся базальт, диабаз, липарит, вулканический туф и др. Обра зуются они при остывании лавы, т. е. магмы, излившейся на поверхность земли в процессе вулканических извержений или трещинных излияний.

Температура расплавленной лавы достигает 1100-1200 °С. Быстро остывая на поверх ности земли, она не успевает кристаллизоваться, теряет содержащиеся в ней газы и застывает в довольно однообразных формах: 1) вулканические купола - затвердевшая магма при из лиянии на поверхность;

2) потоки - вытянутые в одном направлении магматические тела длиной до 10 км;

3) покровы - текучие лавы, распространившиеся во все направления во время вулканических извержений.

Быстрое остывание в условиях низкого давления способствует образованию у излив шихся пород следующих структур: скрытокристаллической, при которой отдельные мине ралы видны только под микроскопом, полукристаллических и стекловатых (сплошная аморфная масса). Выделяют так же порфировую и порфировидную структуры, когда на фоне скрытокристаллической структуры видны крупные кристаллы - вкрапления.

Из текстур в излившихся породах различают массивные, пористые, шлаковые и мин далевидные.

В эффузивных породах ориентировка кристаллов возникает чаще, чем в интрузивных.

При этом кристаллические зёрна, струи стекла, пустоты располагаются в упорядоченном по рядке по направлению движения потока лавы, и породы приобретают флюидальную тексту ру. Для них так же характерна пористая текстура, отражающая процесс выделения газов при застывании лавы.

2. Осадочные породы. Осадочные горные породы ( песок, глина, известняк, мел и др.) в отличие от магматических являются вторичными. Они образуются за счёт разрушения (выветривания) ранее образованных горных пород и последующего переотложения продук тов разрушения различными способами. В образовании многих осадочных пород значитель ную роль играет жизнедеятельность растений, микроорганизмов, а также выпадение в осадок различных солей из водных растворов в мелководных бассейнах.

В процессе формирования осадочных горных пород обычно выделяют несколько ста дий: 1) физическое и химическое разрушение (выветривание) исходных горных пород;

2) перенос (транзит) водой, ветром, ледниками и т. п. продуктов разрушения (выветривания);

3) осаждение и постепенное накопление (аккумуляция) продуктов разрушения (седиментоге нез);

4) преобразование рыхлого осадка в породу (диагенез);

5) цементация пород в процессе различных физико-химических процессов. Совокупность и последовательность этих процес сов называют литогенезом. Особенно наглядно литогенез прослеживается при формирова нии озерных, морских и речных осадков.

Таким образом, в отличие от магматических горных пород, образованных в результате эндогенных (внутренних) процессов, осадочные горные породы формируются под действием экзогенных (внешних) процессов, которые непрерывно разрушают и формируют поверхно стную часть Земли.

К особенностям осадочных горных пород относят в первую очередь слоистость, нали чие в породах останков животных и растительных организмов, а также, минеральный состав и текстурно-структурные особенности, отражающие специфические условия их образования.

Слоистость - возникает вследствие изменения условий осадконакопления и проявля ется в чередовании слоёв различного состава, сложения, окраски и мощности (толщины).

Слой, однородный по составу на всём его протяжении и ограниченный более или менее па раллельными поверхностями, называют пластом. Верхняя граница слоя называется кровлей, нижняя - подошвой, расстояние по перпендикуляру между ними - мощностью пласта. Груп па слоёв (пластов) образует толщу.

К основным формам залегания осадочных горных пород относят линзы, выклинива ния, пережимы пластов, прослойки.

Для минерального состава осадочных горных пород характерно наличие обломков других горных пород, присутствие первичных минералов (полевые шпаты, кварц, слюда и др.), а также вторичных минералов, которые образовались при формировании самой осадоч ной породы (гипс, кальцит, глинистые минералы и др.).

Структура осадочных горных пород определяется размерами и формой слагаемых их обломков, размерами кристаллов и степенью их окристаллизованности, размерами и фор мой органических остатков. Например, в глинистых породах можно выделить ячеистую, матричную, псевдоглобулярную и другие типы структур.

Текстуры осадочных пород тесно связаны с условиями их формирования. Наиболь шее распространение имеют массивные и слоистые структуры.

Классификация осадочных пород. По происхождению (генезису) и условиям зале гания в земной коре осадочные породы обычно классифицируют на 3 группы:

1) обломочные;

2) хемогенные;

3) органогенные. Это деление весьма условно, так как многие осадочные породы имеют смешанное происхождение.

Обломочные породы состоят из обломков (частиц) различной величины и разного состава. По характеру структурных связей их подразделяют на рыхлые и сцементирован ные. К рыхлым породам относят крупнообломочные, песчаные и глинистые породы.

Крупнообломочные (грубообломочные) породы содержат более 50% обломков крупнее 2 мм. В зависимости от размеров обломков их подразделяют на:

валуны (при преобладании неокатанных граней - глыбы) - более 20 см;

галечник (при неокатанных гранях - щебень) - от 1 до 20 см;

гравий (при неокатанных гранях - дресва) - от 2 мм до 1 см.

Песчаные породы состоят из зёрен размером 2 - 0,05 мм. По минеральному составу в песках обычно преобладает кварц, присутствуют так же полевые шпаты, слюды, кальцит и другие минералы. Сцементированные пески образуют песчаники.

Глинистые породы (аргиллиты, глины, глинистые сланцы) состоят из песчаных час тиц (2 - 0,05 мм), пылеватых (0,05 - 0,005 мм) и глинистых (менее 0,005 мм). В зависимости от содержания в них глинистых частиц, различают такие породы, как супеси, суглинки и глины. Количественное соотношение песчаных, пылеватых и глинистых частиц определяет их разновидности: лёгкие, средние, тяжёлые и пылеватые. В минеральном составе глинистых пород преобладают глинистые минералы - каолинит, гидрослюды, монтмориллонит, кото рые передают им такие свойства, как пластичность, связность, липкость, набухаемость и другие. В глинистых породах содержатся так же кварц, полевые шпаты, слюды и др.

Сцементированные обломочные породы (песчаник, конгломерат, брекчия, аргил лит, алевролит) образуются при скреплении обломков природным цементом, выделяющимся из подземных вод, а также при погружении рыхлых обломочных пород в глубинные зоны земной коры.

Хемогенные породы (химического происхождения) образуются в мелководных бас сейнах при выпадении солей из водных растворов, как правило, при повышении концентра ции солей или изменении температуры. Такие породы могут образовываться и при выходе на поверхность минерализованных водных источников.

К хемогенным породам относятся карбонатные породы (известняки, доломиты, мер гели, известковый туф), сульфатные (гипс, ангидрит) и галоидные (каменная соль).

Характерной особенностью всех хемогенных пород является их способность раство ряться в воде, что способствует развитию такого опасного геологического процесса, как карст.

Органогенные (органические) породы образуются на дне глубоководных бассейнов в результате накопления и преобразования отмерших растительных и животных организмов.

К таким породам относятся мел, известняк-ракушечник, диатомит, опока, трепел и другие.

3. Метаморфические горные породы Эти породы образовались в процессе изменения (метаморфизма) магматических, оса дочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных зонах земной ко ры, под действием высоких температур, давления и химически активных веществ (газов и паров) выделяющихся из магмы [4].

То есть метаморфические горные породы являются результатом преобразования по род разного генезиса, приводящего к изменению первичной структуры, текстуры и мине рального состава в соответствии с новой физико-химической обстановкой. Главными факто рами (агентами) метаморфизма являются эндогенное тепло, всестороннее давление и хими ческое воздействие газов и флюидов [3].

Преобразование пород может происходить различными путями: 1) на больших пло щадях при погружении целых регионов земной коры в зоны высоких температур и давлений (региональный метаморфизм);

2) при контакте пород с раскалёнными интрузивными телами (контактовый метаморфизм);

3) под воздействием огромных давлений, возникающих в про цессе горообразования (динамометаморфизм). Кроме того, горные породы могут видоизме няться под воздействием высокотемпературных растворов, образующихся путём конденса ции водяных паров магмы (гидротермальный метаморфизм).

По минеральному составу (кварц, полевые шпаты, слюды, пироксен и др.) метамор фические горные породы близки к исходным горным породам. Но вместе с тем в них образу ется ряд минералов, характерных только для метаморфических пород: дистен, серицит, сил лиманит, гранат и др.

Метаморфические породы обычно имеют полнокристаллическое строение. К диаг ностическим признакам метаморфических пород относится и их текстура: сланцеватая - ха рактеризуется пластинчатой или удлинённой формой зёрен минералов, располагающихся взаимно параллельно;

полосчатая или массивная - характеризуется равномерным располо жением в пространстве зёрен минералов без выраженной полосчатости, сланцеватости и т. д.

Форма залегания метаморфических пород в начальной стадии метаморфизма в ос новном определяется формой тех исходных пород, их которых они образовались. Но в даль нейшем форма исходных пород может нарушаться из-за разрывов, сдавливания и других проявлений метаморфизма.

Классификация метаморфических пород основана на структурно-минеральных признаках и минеральном составе. Согласно этим признакам выделяют породы: 1) массив ные (зернистые) - кварцит, мрамор и др.;

2) сланцеватые - гнейсы, кристаллические сланцы, филлит [4].

4. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 4.1. Процессы внутренней динамики (эндогенные процессы) 4.1.1.Магматизм 4.1.2.Метаморфизм 4.1.3.Тектонические движения 4.1 АЗемлетрясения 4.2. Процессы внешней динамики (экзогенные процессы) 4.2.1.Геологическая деятельность ветра и выветривание 4.2.2.Геологическая деятельность поверхностных текучих вод 4.2.3.Геологическая деятельность подземных вод 4.3. Геологическая деятельность льда 4.3.1.Лед на земле и его виды 4.3.2.Типы ледников 4.3.3.Деятельность льда 4.4. Геологическая деятельность морей и океанов 4.1. Процессы внутренней динамики (эндогенные процессы) Процессы внутренней динамики Земли, эндогенные процессы, вызваны влиянием внутреннего тепла Земли и силами гравитации. К этим процессам относятся: магматизм, метаморфизм, тектонические движения земной коры и землетрясения. Все эти процессы создают основные формы рельефа Земли.

4.1.1. Магматизм Под магматизмом понимают всю совокупность геологических процессов, движущей силой которых является магма и её производные, протекающих в глубине земной коры, и пе ремещение магмы в верхние горизонты к поверхности Земли. Магма является расплавлен ным веществом земной коры, а вероятным местом её образования является астеносфера.

Магма образуется при определённых значениях температуры и давления и с химиче ской точки зрения представляет собой флюидно-силикатный расплав, то есть содержит в своём составе соединения с кремнезёмом и кислородом, а также летучие вещества, присутст вующие в виде газа либо растворённые в расплаве.

Любой магматический расплав - это трёхкомпонентная система, состоящая из жидко сти, газа и твёрдых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимо сти от температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нём ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объём магмы непрерывно эволюционирует.

Различают первичные и вторичные магмы. Первичная магма может образовываться на различных глубинах земной коры и в верхней мантии. Очевидно, она имеет однородный со став. Но, поднимаясь под воздействием различных физических процессов в верхние горизон ты земной коры, первичная магма встречает на своём пути различные горные породы.

Встреченные породы подвергаются разогреву, переплавке, перемешиванию, что приводит к изменению состава первичных магм, и они становятся вторичными, образую разнородные по составу магмы.

В зависимости от характера движения из очагов образования к поверхности земли и степени её проникновения в верхние горизонты земной коры различают интрузивный (глу бинный) магматизм (интрузио - внедрение) и эффузивный (поверхностный, излившийся), или вулканизм.

Интрузивный магматизм. Первичные магмы, образуясь на различных глубинах, имеют свойство образовывать большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, в зоны меньшего литостатического давления. При определённых геологиче ских и, в первую очередь, тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела различной формы и размера - интрузивы [6].

Любое интрузивное тело, окружено вмещающими породами, или рамой, с которыми оно взаимодействует и образует две контактовые зоны. Влияние высокотемпературной, бо гатой флюидами магмы на вмещающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, которые проявляются по-разному - от слабого уплотнения и дегидратации до полной пере кристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от нескольких санти метров до десятков километров называется зоной экзоконтакта, т.е. внешним контактом. С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части внедряющегося магма тического тела, взаимодействуют с вмещающими породами, быстрее охлаждаясь, частично ассимилируя вмещающие породы, в результате чего изменяется состав магмы, её структура и текстура. Такая зона изменённых магматических пород в краевой части интрузива называет ся зоной эндоконтакта [3].

Состав интрузий зависит от процесса кристаллизации магматического расплава. Кри сталлы, образующиеся в магме, всегда отличаются от неё по составу, а также по плотности, это вызывает осаждение кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться.

В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, рас плав в которой из однородного базальтового становится расслоённым. Нижняя часть приоб ретает ультраосновный состав, более высокая - базальтовый, а самые верхние части, обога щаясь кремнезёмом и щелочными металлами, приобретают ещё более кислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоённые интрузивные тела. Кристаллизационная и гра витационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магмати ческих расплавов [6].

Эффузивный магматизм (вулканизм). В том случае, если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого опре деляется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компо нентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержения магмы является её дегазация. Именно газы, заключённые в расплаве, служат движущей силой извержения.

В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из маг мы относительно спокойно, тогда происходит излияние - эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава, и магма взрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывая мощное взрывное извержение - экспло зию. Если магма вязкая и её температура невысока, то расплав медленно выжимается, выдав ливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Типы вулканических построек и разнообразие типов извержений зависят от состава магмы, формы подводящего канала и концентрации летучих веществ. В общем виде вулканы подразделяются на линейные и центральные, но это деление в определённой степени услов но, так как большинство вулканов приурочено к линейным тектоническим нарушениям в земной коре. Линейные вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяжёнными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая магма, которая, растекаясь в стороны, образует обширные лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу.

В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, могут образо вываться эксплозивные рвы протяжённостью в десятки километров.

Вулканы центрального типа имеют центральный подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее от магматического очага к поверхности. Жерло оканчивается расшире нием, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулканов цен трального типа кроме главного кратера могут быть и побочные, или паразитические, крате ры, которые расположены эксцентрично на его склонах, и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам.

Форма вулканов центрального типа зависит от состава и вязкости магмы. В плане они имеют форму, близкую к округлой, и представлены конусами, щитами, куполами. Горячие и легкоподвижные базальтовые магмы создают обширные и плоские щитовые вулканы. Если вулкан периодически извергает то магму, то пирокластические продукты, возникает конусо видная слоистая постройка, называемая стратовулканом.

Распространение вулканов связано с активными границами литосферных плит. На ма териках вулканы располагаются главным образом в их краевых частях, на побережьях океа нов и морей, в пределах молодых тектонически подвижных горных сооружениях. Особенно широко развиты вулканы в переходных зонах от материков к океанам - в пределах остров ных дуг, граничащих с глубоководными желобами. В океанах многие вулканы приурочены к срединно-океаническим подводным хребтам, вершины которых местами образуют вулкани ческие острова, и к глубоким разломам, поперечным к хребтам. Таким образом, основной закономерностью расположения современных вулканов является их приуроченность только к подвижным зонам земной коры. Расположение вулканов в районе этих зон тесным образом связано с глубокими разломами, достигающими подкоровой области.

4.1.2. Метаморфизм После формирования горные породы могут попасть в такую геологическую обстанов ку, которая будет существенно отличаться от обстановки образования породы и на неё будут оказывать влияние различные эндогенные силы: тепло, давление (нагрузка) вышележащих толщ, глубинные флюиды, растворы и газы, воды, углекислота и др. Изменение магматиче ских и осадочных горных пород в твёрдом состоянии под воздействием эндогенных факто ров называется метаморфизмом (греч. «метаморфо» - преобразуюсь, превращаюсь).

Все метаморфические процессы можно разделить на две группы. В одной из них хи мический состав метаморфизируемых пород не изменяется, т. е. преобразование происходит изохимически. Во второй группе наблюдается изменение состава пород за счёт привноса или выноса компонентов. Такой процесс называется аллохимическим. Под воздействием процес сов метаморфизма происходят перекристаллизация исходных горных пород, изменёние ми нерального, а нередко и химического состава. Метаморфические процессы происходят с раз ной интенсивностью, поэтому в природе наблюдаются все постепенные переходы от практи чески неизменённых или слабоизменённых пород, первичная структура, текстура и состав которых сохранились, до пород измененных настолько сильно, что восстановить их первич ную структуру практически невозможно. Усиление степени метаморфизма, т. е. увеличение температуры, давления, концентрации флюидов, приводит к изменению или распаду неус тойчивых минералов на более устойчивые ассоциации.

Как было сказано, решающее влияние на метаморфизм горных пород оказывают тем пература, давление и флюиды.

Температура. Источником тепла в земной коре являются распад радиоактивных эле ментов;

магматические расплавы, которые, остывая, отдают тепло окружающим горным по родам;

нагретые глубинные флюиды;

тектонические процессы и ряд других факторов. Гео термический градиент, т.е. количество градусов Цельсия на 1 км глубины, меняется от места к месту на Земном шаре, и разница может составлять 100 °С. Температура резко ускоряет протекание химических реакций, способствует перекристаллизации вещества, сильно влияет на процессы минералообразования. Обычно метаморфические преобразования начинаются при температуре выше 300 °С, а прекращаются, когда температура достигает точки плавле ния распространённых в данном месте горных пород.

Давление подразделяется на всестороннее (литостатическое), обусловленное массой вышележащих горных пород, и стрессовое, или одностороннее, связанное с тектоническими направленными движениями. Всестороннее литостатическое давление связано не только с глубиной, но так же и с плотностью пород, и на глубине 10 км может превышать 200 мПа, а на глубине 30 км - 600 - 700 мПа. При геотермическом градиенте в 25 град/км плавление горных пород может начаться на глубине 20 км. При высоких давлениях породы переходят в пластическое состояние. Одностороннее стрессовое давление лучше всего проявляется в верхней части земной коры складчатых зон и выражается в образовании определённых структурно-текстурных особенностей породы и специфических стресс-минералов, таких, как глаукофан, дистен и др. Стрессовое давление вызывает механические деформации горных пород, их дробление, рассланцевание, увеличение растворимости минералов в направлении давления.

Флюиды, к которым относятся СО2, СО, СН4;

Н2, H2S, SО2 и другие, переносят тепло, растворяют минералы горных пород, переносят химические элементы, участвуют в химиче ских реакциях и играют роль катализаторов. Значение флюидов можно проиллюстрировать тем, что в «сухих системах», т. е. лишённых флюидов, даже при наличии высоких темпера тур и давлений метаморфические изменения не происходят.

Основные типы метаморфизма. В общем виде метаморфизм подразделяется на ре гиональный и локальный. В случае регионального метаморфизма изменениям подвергаются огромные объёмы горных пород, развитые, например, в горно-складчатых поясах, где на большой глубине достигаются высокие температуры и давления при участии глубинных флюидов, обеспечивающих протекание химических реакций. В результате образуются об ширные площади, сложенные метаморфическими породами одного типа. Первичная порода может сильно изменить свой химический состав, особенно под действием летучих веществ.

Одни элементы выносятся и, наоборот, происходит привнос других элементов. Такие про цессы называются метасоматизмом, а породы - метасоматическими.

В зависимости от температурных условий, региональный метаморфизм и породы под разделяются на три группы, каждая из которых характеризуется вполне определенным набо ром минералов: 1) низкотемпературная (300 - 500 °С);

2) среднетемпературная (500 - °С);

3) высокотемпературная (более 650 °С). В глубинных зонах подвижных областей не редко создаются экстремальные условия по давлению, температуре и концентрации летучих веществ, при которых важную и активную роль начинают приобретать расплавы. Такие про цессы называются ультраметаморфическими. Метаморфизм, идущий с возрастанием тем пературы и приводящий к появлению всё более высокотемпературных минеральных ассо циаций, называются прогрессивными, а с понижением регрессивными. Он часто приводит к экзотермическим реакциям, процессам гидратации и карбонатизации с образованием низко температурных минеральных ассоциаций.

Локальный метаморфизм по сравнению с региональным характеризуется проявлени ем на гораздо меньших площадях и связан с какими-либо местными активными зонами. На пример, благодаря тепловому и флюидному воздействию интрузивов на вмещающие породы, в которых проявляются метаморфические изменения. Такой тип метаморфизма называется контактовым, или контактово-термальным. С интрузивами нередко связан и локальный метасоматоз, обусловленный отделением от магмы различных флюидов, которые вступают в химические реакции с вмещающими породами, образуя специфические по структурам и тек стурам метасоматиты.

Существует ещё один тип метаморфизма - ударный, возникающий при воздействии на горные породы мощной ударной волны, вызванной падением на Землю крупных метео ритов, в результате чего происходит мгновенное выделение огромной энергии. При образо вании метеоритного кратера породы разрушаются, дробятся, перемещаются, плавятся и ис паряются.

Перекристаллизация горных пород при метаморфизме не сопровождается плавлени ем, и возникают структуры, называемые кристаллобластическим, или порфиробластиче скими, когда выделяются крупные кристаллы на мелкозернистом фоне.

Текстуры метаморфических пород подразделяются на две группы. В одной из них преобладают ориентированные текстуры, связанные с действием давления, при котором пло ские и вытянутые минералы ориентируется в пределах какой-либо плоскости. В другой группе минералы расположены неравномерно и преобладают пятнистые, массивные, полос чатые и другие текстуры.

Понятие о фациях метаморфизма. Породы, образовавшиеся в результате региональ ного метаморфизма, подразделяются на основе выделения минеральных фаций. Если порода принадлежит какой-то определенной фации, то состав минералов в ней будет полностью за висеть от состава исходной породы. Сообщество минеральных ассоциаций может быть ус тойчивым в нескольких фациях, поэтому надо опираться на типоморфные минералы, прису щие узкому интервалу температур и давлений.

Чаще всего выделяют три наиболее важные фации - зелёносланцевую, амфиболито вую и гранулитовую. Первая фация принадлежит к низкой ступени метаморфизма, и самым типичным представителем пород этой фации являются зелёные сланцы.

Метаморфические породы амфиболитовой фации относятся к средней ступени мета морфизма. Для этой фации характерны такие породы, как кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты.

Гранулитовая, высшая фация метаморфизма, названа так по типичной для неё породы - гранулиту. Характеризуется высокими значениями температур и давления. В таких услови ях не могут образовываться минералы, содержащие воду, поэтому в этой фации формируют ся плотные, тяжёлые породы (эклогит) [3;

6].

4.1.3. Тектонические движения Земная поверхность находится в постоянном движении. По амплитуде эти движения незначительны (от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров) и незаметны невоо ружённому глазу.

Различают современные тектонические движения, происходящие в настоящее время и происходившие несколько веков назад;

молодые, или новейшие, соответствующие голо цену, т. е. периоду времени длительностью 10 000 лет;

неотектонические, охватывающие интервал времени, начиная с олигоценовой эпохи палеогена, т. е. около 40 млн лет.

С помощью инструментальных методов наблюдений было установлено, что Балтий ский щит в Скандинавии поднимается со скоростью 8-10 мм в год, дно Байкальского озера поднимается в среднем на 15-20 мм в год, в горах Памироалая скорость поднятия составила до 50 мм в год. Побережья Франции, Голландии, Германии опускаются со скоростью 4 мм в год.

Различают три типа тектонических движений: 1) колебательные (создающие конти ненты), 2) складчатые (приводящие к образованию складок), 3) разрывные (создающие раз рывы в горных породах). Источниками тектонических движений является глубинная энергия Земли: энергия химико-плоскостной дифференциации вещества мантии, энергия конвекции вещества мантии, энергия, выделяемая при распаде радиоактивных элементов, а также силы сжатия и расширения в земной коре и энергия вращения Земли. Выделяют две большие группы сил: 1) вертикальные, направленные снизу-вверх или сверху-вниз;

2)горизонтальные, создающие сложные складки-надвиги и приводящие к перемещению участков земной коры.

Колебательные движения. Земная поверхность никогда не бывает в покое. В одном месте она поднимается, а в другом опускается. Движения происходят по разным направле ниям вверх-вниз и в сторону, т. е. происходит постоянный волнообразный процесс.

Колебательные движения Земли вызывают или поднятие суши, при этом море отсту пает, происходит регрессия. Или опускание суши, при этом море наступает на сушу, проис ходит трансгрессия.

Признаками поднятия суши могут служить: береговые террасы и волноприбойные ниши, следы жизнедеятельности морских организмов, осушенные дельты рек, выступающие подводные камни, осушенные гавани.

Об опускании земной поверхности говорят такие признаки, как: резкое поднятие уровня воды, наличие подводных долин в устьях рек, подводные продолжения фиордов.

Складчатые нарушения. Осадочные горные породы, накопившиеся за миллионы лет, покрывают три четверти суши мощной толщей. Первичной формой залегания для этих пород является горизонтальный слой или пласт. Под действием тектонических сил горизон тальные слои породы поднимались над поверхностью моря, изгибались в сложные складки.

С точки зрения механики образования различают: складки изгиба, образующихся вследствие скольжения двух изгибающих слоев;

складки скалывания, возникающие при перемещении материала по поверхности скалывания;

складки нагнетания, образующиеся в результате те чения горных пород, способных к пластическим деформациям. Множество складок различ ной формы и размеров составляют горную систему или горную страну.

В центральных частях горных систем складки пород принимают различную форму, иногда они «стоят» вертикально или занимают перевернутое положение. Движения земной коры, приводящие к смятию первоначально горизонтальных слоев в складки, называются складчатыми движениями. Складчатость образуется в результате действия сил горизон тального и вертикального направления. Чаще складки имеют наклонное залегание, такое за легание называют моноклинальным (рис. 7).

Рис. 7. Типы складок: 1 - моноклиналь, 2 - флексура Моноклиналь - наиболее простая форма связанных тектонических нарушений в слоистых горных породах, связанная с наклонным залеганием слоёв, которые однообразно падают в одном направлении (от 5 и более градусов).

Флексура - моноклинальное и горизонтальное залегание слоёв нарушается колено образным изгибом, обусловленным воздействием на породы тангенциальных тектонических сил.

Пласты складок имеют набор определённых элементов. К элементам залегания пла стов моноклинальных складок относятся: простирание, падение и угол падения пласта (ри сунок 8).

Рис. 8. Элементы залегания наклонного пласта:

ав - линия простирания, сg - линия падения, а - угол падения Линией простирания пласта называется линия пересечения пласта с горизонтальной плоскостью, т.е. любая горизонтальная линия на поверхности пласта. Линия, перпендику лярная к линии простирания, совпадающая с поверхностью пласта называется линией паде ния. Угол между горизонтальной плоскостью и плоскость пласта называется углом падения.

Складки так же состоят из определённых элементов. У складки выделяют замок, кры лья, ядро и ось (рис. 9).

Замок, или свод складки, - это место перегиба слоёв, крылья представлены боковыми частями складки, ядро - внутренняя часть складки, а ось - это перпендикуляр к своду складки.

Рис. 9. Расположения элементов складки Типы складок. Складчатые движения формируют волнообразные изгибы слоев, т. е.

складки. Складка - это главная, наиболее часто встречающаяся форма нарушений (без раз рыва сплошности слоев), представляющая собой волнообразный изгиб пластов самых разно образных масштабов и строения.

Выделяют положительную складку - её изгиб направлен вверх. Такая складка называ ется антиклинальной. Складка, в которой изгиб слоев направлен вниз, называется синкли нальной (рис. 10).

§|| I Рис. 10. Типы складок: 1- антиклиналь;

2 - синклиналь Ядро антиклинальной складки сложено более древними породами, чем крылья.

И, наоборот, в центре синклинали породы моложе, чем в крыльях.

По форме складок, в их поперечном сечении, основываясь на характере наклона осе вой поверхности, выделяют складки: прямые - их свод наверху и осевая поверхность верти кальна;

наклонные - осевая поверхность наклонена, но крылья падают в стороны, хотя и под разными углами;

опрокинутые - осевая поверхность наклонена, крылья падают в одну и ту же сторону под разными или одинаковыми углами;

лежачие - осевая поверхность гори зонтальная»;

ныряющие - осевая поверхность лежит ниже линии горизонта.

Пластичные породы деформируются, изгибаются, скользят, надвигаются друг на дру га без разрыва сплошности горных пород - такие деформации носят название складчатых.

Если внешние силы превосходят предел прочности горных пород, то сплошность пород на рушается, и в них образуются трещины, расколы, разломы, а тектонические движения носят название разрывных.

Разрывные движения. Это такие движения, (рисунок 11), которые образуют в зем ной коре трещины, разрывы протяжённостью от нескольких миллиметров до десятков и со тен километров. Вдоль трещин часто происходит смещение пластов. Поверхность, разде ляющая такие разорванные пласты, называется сместителем, а участки горных пород, рас положенные по обе стороны от сместителя, крыльями.

Если породы по сместителю опущены относительно друг друга, то такое нарушение называется сбросом (рис. 11). У сброса различают поднятые и опущенные крылья. Смещение пород снизу вверх образует взброс. В этом случае сместитель наклонен в сторону приподня тых пород. Высота смещения слоёв относительно друг друга может быть различна. Её выра жают в метрах или километрах и называют амплитудой сброса или взброса.

Рис. 11. Виды разрывных нарушений (а - неподвижная часть, б - подвижная часть) Часто в горных областях возникают системы параллельных нарушений, по которым участки горных пород смещены вверх или вниз. При параллельных сбросах слои горных по род могут смещаться ступенями, тогда сбросы называют ступенчатыми. Сдвиг - разрывное смещение, направленное по простиранию трещины. Сместитель у сдвигов ориентирован ближе к вертикальному положению. Раздвиг - разрыв с перемещением крыльев перпендику лярно сместителю. При раздвигах, как правило, наблюдается зияние между крыльями. При поднятые участки земной коры, ограниченные системой нарушений, называются горстами, а опущенные участки - грабенами.

Разрывные движения связаны с тектоническими процессами, происходящими в зем ной коре, а иногда и в верхних слоях мантии. Глубокие разломы разделяют земную кору на отдельные блоки и глыбы. По глубинным разломам блоки (плиты) поднимаются вверх, опускаются вниз или надвигаются на другие блоки (плиты), образуя сложную систему над вигов [3].

4.1.4. Землетрясения Под землетрясением понимают тектонические деформации земной коры или верхней мантии, происходящие вследствие того, что накопившееся внутреннее напряжение в какой то момент превосходит прочность горных пород в данном месте. Разрядка этих напряжений и вызывает сейсмические колебания в виде волн, которые, достигнув земной поверхности, производят различные разрушения.. Спровоцировать разрядку напряжения может, на пер вый взгляд, самое незначительное событие. Например, заполнение водохранилища, быстрое изменение атмосферного давления, океанические приливы и т.д. [6].

Место внутри земной коры, где первоначально произошло смещение подземных масс, породившее землетрясение, называется гипоцентром, или очагом. Обычно очаг находится на глубине не более 50 км. В зависимости от глубины возникновения очаги землетрясения под разделяются на нормальные (глубиной от 0 до 60 км), промежуточные (глубиной от 60 до 300 км) и глубокие (глубиной более 300 км). Район, лежащий на поверхности Земли прямо над очагом землетрясения, называется эпицентром.

Из очага землетрясение распространяется посредством сейсмических волн, т. е. за счёт механического смещения частиц горной породы. При землетрясении возникают три типа сейсмических волн: продольные, поперечные и поверхностные. Средняя скорость продоль ной волны 8 км/с. Эти волны распространяются наиболее быстро и первыми приходят на по верхность. Поперечные волны отстают от продольных, и чем дальше местность удалена от очага землетрясения, тем больше эта волна будет отставать. Но сила удара поперечной вол ны обычно больше продольной. Вот почему вслед за первым толчком следует второй, более разрушительный. После продольных и поперечных волн вдоль поверхности Земли проходят поверхностные волны. Их сила ослаблена в несколько раз относительно первой волны.

В основу измерения силы землетрясения положено количество энергии, выделяю щееся в очаге. В недрах литосферы постоянно происходит выделение энергии в среднем до 1010 Дж за секунду. При сильных и катастрофических землетрясениях выделяется до 1017, 1018 Дж энергии, что в несколько раз превышает, мощность атомных бомб взорванных над Хиросимой и Нагасаки (Япония).

Интенсивность землетрясений оценивается в баллах. В России принята шкала интен сивности землетрясений, разработанная С. В. Медведевым (табл. 3).

Подобная оценка интенсивности землетрясений существует и в других странах.

В США сейсмическая шкала получила название шкалы Рихтера, по имени американского сейсмолога. Он предложил оценивать интенсивность землетрясений по амплитуде смещения частиц почвы. Этот параметр называется магнитудой (М), М = lg [А/(А.Аэ)], где А - максимальная амплитуда смещения частиц почвы на удалении от эпицентра в 100 км;

Аэ - эталонная амплитуда слабого землетрясения.

Приборы, регистрирующие землетрясения, называются сейсмографами. Обычно сейсмографы устанавливают глубоко под землей. Они регистрируют землетрясения и назы ваются сейсмостанциями.

Таблица Интенсивность землетрясений (по С. В. Медведеву) Баллы Основные признаки землетрясения 1 Регистрируется только сейсмическими приборами 2 Ощущается отдельными людьми, находящимися в состоянии полного покоя 3 Ощущается лишь небольшой частью населения 4 Ощущается многими, заметные колебания висячих предметов, дре безжание посуды и оконных стёкол 5 Ощущается практически всеми, спящие пробуждаются, общее сотря сение зданий, колебания мебели, трещины в штукатурке и оконных стёклах 6 Общий испуг, многие выбегают из зданий, откалываются куски шту катурки, лёгкое повреждение зданий 7 Паника, все выбегают из зданий, на улице теряют равновесие, появ ляются трещины в стенах каменных домов и повреждения зданий, отдель ные люди получают ранения 8 Сквозные трещины в стенах, падения карнизов, дымовых труб, тре щины на почве, много раненых, отдельные человеческие жертвы 9 Сильные повреждения каменных домов, отдельные здания разруша ются до основания, число жертв возрастает 10 Крупные трещины в почве, оползни и обвалы, искривление рельсов, разрушение каменных домов, в населённых пунктах много погибших и ра неных 11 Многочисленные обвалы, оползни, широкие трещины в земле, камен ные здания совершенно разрушаются, многочисленные жертвы 12 Катастрофические разрушения и жертвы, всё, созданное человеком, разрушается, изменения в почве достигают огромных размеров, реки меняют русла, происходят наводнения, крупные нарушения рельефа Типы землетрясений. Землетрясения бывают тектонические, вулканические, об вальные (провальные), искусственные. Самыми распространёнными землетрясениями явля ются тектонические, на их долю приходится более 95% всех землетрясений. Такие землетря сения связаны с движением участков земной коры, с резким смещением горных пород по разрывам, т. е. с процессом горообразования. Вулканические землетрясения приурочены к районам развития вулканизма. Возникают они по причине извержения вулканов. Обвальные, или провальные, землетрясения встречаются значительно реже и связаны в основном с оползнями на крутых склонах гор или с обвалом кровли пещер. Искусственные землетрясе ния происходят в результате антропогенной деятельности. Например, при сооружении пло тин, прокладке горных тоннелей, испытаниях ядерного оружия, нерациональной эксплуата ции недр и т. п.

В настоящее время современная наука способна предсказывать землетрясения. Пред сказание основано на изучении геофизических предвестников землетрясений. Так, с помо щью лазерной техники ведётся наблюдение за изменением формы и объема земной коры.

Как только происходит их изменение - нужно ждать землетрясения. Другим важным пред вестником является изменение отношения скорости продольных волн в горных породах к скорости поперечных сейсмических волн. В спокойной обстановке оно равно 1,73, перед землетрясением отношение скоростей начинает резко снижаться, а момент землетрясения это отношение вновь возвращается к исходному. Перед землетрясением меняется магнитное поле Земли. За несколько дней до землетрясения происходит падение уровня воды в скважи нах, примерно за сутки до землетрясения уровень воды стабилизируется, а в момент его но вого поднятия происходит землетрясение.

Несмотря на перечисленные возможности прогноза землетрясений, на сегодняшний день в арсенале современной науки надежного и однозначного метода решения этой пробле мы нет [4].

4.2.Процессы внешней динамики (экзогенные процессы) На поверхности Земли, где происходит взаимодействие её внешних оболочек - атмо сферы, гидросферы, биосферы - с твёрдой оболочкой - литосферой, происходят различные по природе и интенсивности геологические процессы. И если процессы внутренней динами ки «созидают», образуют новые формы рельефа, то процессы внешней динамики стремятся «разрушить», сгладить эти «новообразования». То есть процессы внешней и внутренней ди намики связаны теснейшим образом, несмотря на то, что источники энергии эндогенных процессов находятся внутри Земли, а экзогенные процессы определяются в основном сол нечной энергией и действием силы тяжести.

4.2.1.Геологическая деятельность ветра и выветривание Ветер является одним из важнейших экзогенных факторов. Механизм действия ветра объясняется турбулентным движением воздуха в нижних слоях атмосферы - тропосфере.

Геологическую деятельность ветра можно подразделить на: 1) дефляцию (лат. «де фляцио») - выдувание, развеивание;

2) корразию (лат. «корразио») - обтачивание, соскабли вание;

3) перенос и 4) аккумуляцию (лат. «аккумуляцио» - накопление). Все перечисленные этапы работы вера в природных условиях тесно связаны между собой, проявляются одно временно и представляют единый сложный процесс. Отличие только в том, что в разное вре мя, в различных местах преобладают те или иные процессы. Все процессы, обусловленные деятельность ветра, создаваемые ими формы рельефа и отложения, называются эоловыми (Эол, в древнегреческой мифологии - бог ветров).

Дефляция и корразия. Дефляция - выдувание и развеивание ветром рыхлых частиц горных пород (в основном песчаных и пылеватых). Выделяют два вида дефляции: площад ную и локальную.

Площадная дефляция наблюдается как в пределах коренных скальных пород, подвер женным интенсивным процессам выветривания, так и особенно на поверхностях, сложенных речными, морскими, водноледниковыми песками и другими рыхлыми отложениями.

Локальная дефляция проявляется в отдельных понижениях рельефа. Локальная де фляция проявляется так же в отдельных щелях и бороздах горных пород.

Корразия представляет собой «обработку» обнажённых горных пород песчаными час тицами, переносимыми ветром, выражающуюся в «обтачивании», «шлифовании», «соскаб ливании», «высверливании» и т. п.


Песчаные частицы поднимаются ветром на различную высоту, но наибольшая их концентрация наблюдается в приземном слое воздуха высотой 1-2 метра. Дефляция и корра зия придают твёрдым горным породам, скальным выходам своеобразные, причудливые фор мы.

Перенос. При движении ветер захватывает песчаные и пылеватые частицы и перено сит их на различные расстояния. Перенос осуществляется или скачкообразно, или перекаты ванием частиц по поверхности, или во взвешенном состоянии. Процесс перемещения песча ных частиц осуществляется в виде прыжков под крутым углом от нескольких сантиметров до нескольких метров по искривлённым траекториям. При своём приземлении они нарушают другие песчаные частицы, которые вовлекаются в скачкообразное движение, или сольтацию.

Так происходит непрерывный процесс перемещения множества песчаных частиц. Пески в пустынях переносятся на расстояние от нескольких километров до десятков, а иногда и пер вых сотен километров.

Аккумуляция и эоловые отложения. На значительных площадях пустынь одновре менно с дефляцией и переносом происходит аккумуляция, и образуются эоловые отложения.

Среди них выделяют два основных типа - эоловые пески и эоловые лёссы. Эоловые пески отличаются хорошей отсортированностью, хорошей окатанностью, матовой поверхностью зерен. Самым распространённым минералом в них является кварц, но встречаются полевые шпаты и другие устойчивые минералы. В отложенных эоловых песках наблюдается наклон ная или перекрещивающаяся слоистость, которая указывает на направление их перемещения.

Эоловые лёссы (нем. «лёсс» - желтозём) представляет собой своеобразный генетиче ский тип континентальных отложений. Он образуется при накоплении взвешенных пылева тых частиц, выносимых ветром за пределы пустынь и в их краевые части, а также в горные области. Характерным комплексом признаков лёсса является:

• Сложение пылеватыми частицами преимущественно алевролитовой размерно сти - от 0,05 до 0,005 мм (более 50%) при подчинённом значении глинистой и тонкопесчаной фракций и при почти полном отсутствии более крупных частиц;

• отсутствие слоистости и однородности по всей толще;

• разнообразие минерального состава (кварц, полевой шпат, роговая обманка, слюда и др.);

• пронизанность лёссов многочисленными короткими вертикальными трубчаты ми макропорами;

• повышенная общая пористость, достигающая 50 - 60%, что свидетельствует о недоуплотнённости;

• просадочность под нагрузкой и при увлажнении;

• столбчатая вертикальная отдельность в естественных обнажениях, что возмож но связано с угловатостью минеральных зёрен, обеспечивающих плотное сцепление. Мощ ность лёссов колеблется от нескольких до 100 и более метров.

Формы эолового песчаного рельефа. Закономерности формирования песчаного рельефа в пустынях тесным образом связаны с режимом ветров, динамикой атмосферы и её циркуляцией, мощность песков и степенью их оголённости. В зависимости от изменения этих параметров в пустынях наблюдается многообразие песчаных форм. Наиболее распро странёнными формами являются барханы и грядовые песчаные формы.

Барханами называют обычно асимметричные серповидные песчаные формы, напоми нающие полулуние и располагающиеся перпендикулярно господствующему направлению ветра (рис. 12). Наветренный склон их длинный и пологий (10-15°), он покрыт обычно попе речными ветру знаками ряби, напоминающими мелкую рябь на водной поверхности, а под ветренный - короткий и крутой (32-35°). При переходе от пологого склона к крутому обра зуется острый гребень, имеющий в плане форму дуги, а по направлению движения ветра вы даются вперед заострённые концы ("рога"). Высота барханов различна - от 2-3 и до 15 м, а местами 20-30 м и более (Ливийская пустыня). Одиночные барханы встречаются редко.

При большом количестве ого лённого песка в пустынях бар ханы в большинстве случаев сливаются друг с другом, обра зуя крупные барханные цепи, напоминающие морские волны.

Их высота может достигать 60-70 м и более. В тропических пустынях местами формируют ся продольные ветру барханные Рис. 12. Форма одиночного бархана гряды.

Возможная последовательность развития барханного рельефа от эмбрионального бар хана до крупных барханных цепей и гряд видна на рисунке 13.

Продольные песчаные гряды распространены во всех пустынях мира, всюду, где гос подствуют ветры одного или близких направлений и где им нет никаких тормозящих препят ствий. В этих условиях горизонтальное движение сочетается с восходящими и нисходящими потоками, связанными с сильным, но неодинаковым нагревом неровной поверхности песков.

В результате образуются относительно узкие симметричные гряды, разделенные межгрядо выми понижениями различной ширины. Именно в этих условиях особенно чётко проявляет ся сочетание и взаимодействие эоловых процессов - дефляции, переноса и аккумуляции Песчаные формы внепустынных областей образуются в прибрежных зонах океанов и морей, где наблюдается обильный принос песка на пляжи волнами, а также в пределах пес чаных берегов озер и в отдельных случаях на пойменных и древних террасах рек. Дующие к берегу ветры подхватывают сухой песок и переносят его в глубь материка.

D Рис. 14. Дюны. Песчаные дюны приобретают самые различные формы под воздейст вием преобладающего ветра (1), образующего различные волны и завихрения (2). Барханы (А) возникают только тогда, когда направление преобладающего ветра достаточно постоян но. Продольные (В) и поперечно-продольные (С) дюны могут иметь до 50 км в длину. При наличии ветров различных направлений образуются дюны, напоминающие пирамиды (D) Образовавшаяся дюна под действием ветра постепенно перемещается в глубь матери ка, а на ее месте возникает другая, после перемещения которой опять начинает формиро ваться новая. Так, местами возникают цепи параллельных дюн. Часто древние дюны харак теризуются сложным холмистым или укороченно-грядовым рельефом, что связано с после дующим преобразованием их ветром и неравномерным развитием растительности. Помимо прямолинейных дюн местами наблюдаются дугообразные, или параболические дюны (рис. 15), возникающие в результате постепенного продвижения вперед наиболее высокой активно перевеиваемой её части при закреплении краевых частей растительностью или ув лажнением.

В заключение следует сказать, что дви Направление ветра жущиеся пески как на побережьях во внепус тынных зонах, так и в пустынях представляют значительную опасность для возводимых или существующих различных сооружений и куль турных оазисов и нередко приносят сущест венный материальный ущерб. Поэтому для за щиты последних разрабатываются и применя ются различные меры, одной из которых явля ется закрепление песков растительностью, ис Рис. 15. Параболические дюны пользование битумов из отходов нефти и др.

Выветривание. Под выветриванием понимают совокупность физических, химиче ских и биохимических процессов преобразования (разрушения, или денудации) горных по род и слагающих их минералов в приповерхностной части земной коры. Эти преобразования зависят от многих факторов: колебаний температур;

химического воздействия воды и газов углекислоты и кислорода (находящихся в атмосфере и в растворённом состоянии в воде);

воздействии органических веществ, образующихся в ходе жизнедеятельности растений и животных, а также при их отмирании и разложении. То есть процессы выветривания тесно связаны посредством взаимодействия приповерхностной части земной коры с атмосферой, гидросферой и биосферой. Именно область соприкосновения перечисленных сфер (фаз) об ладает очень высокой реакционной способностью. Часть земной коры, в которой происходит преобразование минерального вещества, называется зоной выветривания, или корой вывет ривания. Разнообразные сочетания факторов выветривания (климат, рельеф, органический мир, время и т. д.) обусловливают сложность и многообразие хода выветривания. Особенно велика роль климата, являющегося одной из главных причин и движущих сил процессов вы ветривания. Из всей совокупности климатических элементов наибольшее значение имеют тепло (приходно-расходный баланс и др.) и степень увлажнения (водный режим). В зависи мости от преобладания тех или иных факторов в едином и сложном процессе выветривания условно выделяют два взаимосвязанных типа: 1) физическое выветривание и 2) химическое выветривание.

Физическое выветривание. В этом типе наибольшее значение играют температур ные градиенты температур, т. е. суточные и сезонные колебания температур. В отдельных районах Земли они достигают весьма высоких значений, например в пустынях суточные гра диенты температур могут достигать 50 - 70 градусов Цельсия. Такие колебания температур вызывают то нагревание, то охлаждение поверхностной части горных пород. Это, в свою очередь, за счёт различной теплопроводности, коэффициентов теплового расширения и сжа тия, других свойств минералов, слагающих горные породы, вызывает определённые напря жения. Большие различия коэффициента «расширение-сжатие» породообразующих минера лов при длительном колебании температур приводят к тому, что взаимное сцепление мине ральных зерен нарушается, образуются трещины и, в конечном счёте, происходит дезинте грация горных пород, их распад на отдельные обломки различной размерности (глыбы, ще бень, песок и др.). Дезинтеграции горных пород способствует конденсация и адсорбция во дяных паров и плёнок на стенках возникающих трещин.

Физическому (механическому) выветриванию способствует и кристаллизация солей из водных растворов, попавших в трещины горных пород, в результате чего увеличивается давление на стенки трещин, трещины расширяются, нарушая монолитность горной породы.

Вода сама по себе играет большую роль в физическом выветривании. Известно, что при за мерзании она увеличивается более чем на 9%, оказывая сильное давление на стенки крупных трещин, вызывая большое расклинивающее напряжение, раздробление горных пород и обра зование глыбового материала. Расклинивающее действие на горные породы оказывает так же корневая система растущих деревьев. Механическую работу осуществляют и различные роющие животные. Таким образом, физическое выветривание приводит к механическому раздроблению горных пород, без изменения их минералогического и химического состава.


Химическое выветривание. Одновременно с физическим выветриванием в областях с промывным типом увлажнения происходят процессы химического выветривания с образо ванием новых минералов. При механическом разрушении горных пород образуются макро трещины, в которые проникают вода и различные газы и увеличивается реакционная по верхность пород. Это создаёт условия для активизации химических и биохимических реакций.

К процессам химического выветривания относятся: окисление, гидратация, растворение и гидролиз.

Окисление особенно интенсивно протекает в минералах, содержащих железо. В каче стве примера можно привести окисление магнетита, который переходит в более устойчивую форму - гематит Интенсивному окислению подвергаются сульфиды железа:

Гидратация. Под воздействием воды происходит гидратация минералов, т. е. закреп ление молекулы воды на поверхности участков кристаллической структуры минерала. При мером гидратации является переход ангидрита в гипс:

Процесс гидратации наблюдается и в более сложных минералах - силикатах.

Растворение. Многие соединения характеризуется определённой степенью раствори мости. Их растворение происходит под действием воды, стекающей по поверхности горных пород и просачивающейся через трещины и поры в глубину. Ускорению процессов раство рения способствует высокая концентрация водородных ионов и содержание в воде кислоро да, диоксида углерода и органических кислот. Из химических соединений наилучшей рас творимостью обладают хлориды - галит (поваренная соль), сильвин и др. На втором месте сульфаты - ангидрит и гипс. На третьем месте - карбонаты - известняки и доломиты. В ре зультате растворения указанных пород в ряде мест происходит образование карстовых форм на поверхности и в глубине.

Гидролиз. При выветривании силикатов и алюмосиликатов важное значение имеет гидролиз, при котором структура кристаллических минералов разрушается благодаря дейст вию воды и растворённых в ней ионов и заменяется новой, существенно отличающейся от первоначальной и присущей вновь образованным гипергенным минералам. В этом процессе происходят следующие процессы: 1) каркасная структура полевых шпатов превращается в слоевую, свойственную вновь образованным глинистым минералам;

2) вынос из кристалли ческой решётки полевых шпатов соединений сильных оснований (К, Na, Са), которые, взаи модействуя с СО2, образуют истинные растворы бикарбонатов и карбонатов (K2CО3, Na2CО3, СаСО3). В условиях промывного режима карбонаты и бикарбонаты вымываются (выносятся) за пределы мест их образования. В условиях сухого климата они остаются на месте образо вания и образуют плёнки различной толщины или выпадают на небольшой глубине от по верхности (происходит карбонизация).;

3) частичный вынос кремнезёма;

4) присоединение гидроксильных ионов.

Процесс гидролиза протекает стадийно с последовательным возникновением несколь ких минералов. Так при гипергенном преобразовании полевых шпатов возникают гидрослю ды, которые затем превращаются в минералы группы каолинита или галуазита При выветривании основных пород и особенно вулканических туфов среди образую щихся глинистых гипергенных минералов наряду с гидрослюдами широко развиты монтмо риллониты: (Al2Mg3) [Si4O10](OH)2. nH 2 0. При выветривании ультраосновных пород обра зуются нонтронилы\ или железистые монтмориллониты (FeAl2) [Si4O10](OH)2. nH2О при ус ловиях значительного атмосферного увлажнения происходит разрушение нонтронита, при этом образуются окислы и гидроокислы железа и алюминия.

4.2.2.Геологическая деятельность поверхностных текучих вод Под текучими водами понимаются все воды поверхностного стока - от струй, обра зующихся при выпадении дождя и таяния снега, до самых крупных рек. Все воды, стекаю щие по поверхности Земли, производят работу различного вида. Чем больше масса воды и скорость течения, тем больший эффект оказывают текучие воды. Текучая вода - является одним из важнейших факторов денудации суши и преобразования поверхности Земли.

Как и в других экзогенных процессах, в деятельности текучих вод выделяют опреде лённые стадии: 1) разрушение (смыв и размыв);

2) перенос;

3) отложение (аккумуляция) продуктов разрушения горных пород на путях переноса.

Деятельность поверхностных вод, или водная денудация, имеет огромное значение в формировании рельефа. Она приводит к расчленению и в целом к понижению поверхности материков.

По характеру и результатам деятельности можно выделить три вида поверхностного стока вод: плоскостной безрусловый склоновый сток;

сток временных русловых потоков;

сток постоянных водотоков - рек.

Плоскостной смыв. В период выпадения дождей и таяния снега вода стекает по склонам в виде сплошной тонкой плёнки или густой сети отдельных струек. Сила воды тонких струек или пелены способна захватывать часть рыхлого, мелкого материала и перемещать его вниз по склону. У основания склона скорость воды замедляется, и происходит накопление (отло жение) переносимого материала. Процесс плоскостного смыва получил название делювиаль ного, а формирующиеся при этом осадки называются делювиальными отложениями (рис.16).

Максимальные мощности делювия 15-20 и более метров наблюдается у основания склона, а ширина шлейфа может достигать сотни метров. Под влиянием плоскостного смыва постоян но уменьшается крутизна склонов, они приобретают плавные очертания и характерный во гнутый профи Рис. 16. Схема образования делювия: 1) первичная поверхность склона;

2) сниженная поверхность склона - результат плоскостного смыва;

3) делювий В вершине делювиального шлейфа откладывается относительно более глубокий мате риал - песчаный. В конце шлейфа скапливаются только тонкие пылеватые и глинистые час тицы. Наиболее благоприятные условия для делювиального процесса создаются в пределах равнинных степных районов умеренного и субтропического поясов и зоне сухих саванн, где в кратковременные сезоны выпадения дождей или таяния снега по склонам смываются рых лые продукты выветривания.

Деятельность временных русловых потоков. Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов равнинных территорий и временные горные потоки.

В этих потоках происходят процессы эрозии, переноса и аккумуляции обломочного ма терила.

Начало оврагообразования связано в большинстве случаев со склонами долин рек. Ес ли в пределах склона или его бровки имеются различные естественные или искусственные неровности, понижения, то при выпадении дождя или таянии снега в них происходит слия ние отдельных стекающих струй воды, которые разрушают указанные части склона, и на их месте образуются различные промоины, рытвины. Так начинается на склонах процесс раз мыва, или эрозии (лат. «эродо» - размываю). Фактически это первая зародышевая стадия развития оврага. В последующем в таких рытвинах периодически концентрируется ещё большее количество воды, и они начинают расти в глубину, ширину, вниз и вверх по склону.

По мере дальнейшего углубления (увеличение донной эрозии) профиль оврага постепенно выравнивается, его устье достигает основания, куда впадает поток. Уровень реки или какого либо бассейна, куда входит овраг, называется базисом эрозии. В вершине оврага, выдвинув шейся за бровку склона в пределы водораздельного плато, образуется перепад. В результате возникающие водотоки обрушиваются в вершину оврага водопадом или образуют здесь стремнины с быстрым течением, завихрениями. Это способствует интенсивной эрозии в пре делах перепада и постепенному продвижению вершины оврага все дальше в глубь водораз дельного плато. Такой процесс роста вверх по течению потока называется регрессивной (лат.

«регрессус» - движение назад), или попятной эрозией.

По мере продвижения вершины растущего оврага в глубь водораздельного плато на его склонах образуются промоины или рытвины, которые также превращаются в овраги. Та кие ответвления, или отвержки, от главного оврага растут попятно, следуя по течению сли вающихся струй воды, и по мере развития они также ветвятся. В результате возникает слож ная ветвящаяся овражная система, расчленяющая местами не только склоны, но и обширные водораздельные пространства (рис. 17).

Для борьбы с оврагами применяются различные методы, направленные на предот вращение попятной эрозии и укрепление склонов.

Аккумулятивная деятельность временных водотоков проявляется в низовьях оврага и особенно при его выходе в долину реки или в другие водоёмы, где местами образуется конус выноса, сложенный различным несортированным обломочным материалом местных пород.

На развитии сложной системы оврагов сказываются новейшие тектонические движения (поднятие водоразделов или опускание базиса эрозии).

В результате могут происходить оживление эрозионной работы, формирование моло дых врезов (оврагов) в древние и накопление более молодых отложений в конусах выноса (рис. 16). Местами в областях лесостепи и степи наблюдаются оврагоподобные формы с расширенным дном и мягкими пологими склонами, покрытыми плащом делювия и в ряде случаев растительностью. Такие формы называют балками.

Рис. 17. Типы оврагов:

А) простой молодой овраг;

Б) сложный разветвленный овраг;

1) линейная часть молодого оврага;

2) линейная часть древнего оврага;

3) конус выноса молодой генера ции;

4) конус выноса древней генера ции;

5) верховье оврага;

6) заболоченность в районе слия ния отвержков;

7) область дренирования Временные горные потоки развиваются несколько отлично от оврагов.

Их верховья расположены в верхней части горных склонов и представлены системой сходящихся рытвин и промоин, образующих вместе водосборный бассейн. Ниже по склону вода движется в еди ном русле. Этот участок горного потока называется каналом стока. В периоды сильных до ждей и интенсивного таяния снега временные горные потоки движутся с большой скоростью и захватывают значительное количество различного обломочного материала, который спо собствует интенсификации эрозионной деятельности. При выходе на предгорную равнину скорость движения уменьшается, горные потоки ветвятся на многочисленные рукава, в ре зультате чего весь принесенный обломочный материал откладывается. Так образуется конус выноса временного горного потока в виде полукруга, поверхность которого имеет наклон от горного склона в сторону предгорной равнины (рис. 18).

В конусах выноса временных горных потоков местами наблюдаются дифференциация принесённого материала и зональность его распространения. В относительно крутой вер шинной части конуса остаётся более крупный обломочный материал, который ниже может сменяться песками, супесями, а в краевой части - тонкими пылеватыми лёссовидными отло жениями.

Рис. 18. Канал стока и конус выноса временного горного потока Но такая последовательность отложений в конусах выноса часто нарушается, что свя зано с различными величинами периодически возникающих потоков и размерностью пере носимого материала. Поэтому в вертикальном разрезе отложений конусов выноса местами имеет место переслаивание мелко- и крупнообломочного несортированного, слабо скатанно го материала. Отложения конусов выноса временных горных потоков были впервые выделе ны А. П. Павловым в особый генетический тип континентальных отложений и названы про лювием (лат. «пролюо» - промываю). Конуса выносов, сливаясь друг с другом, образуют местами широкие подгорные волнистые шлейфы.

В аридных (сухих) областях ряд постоянных водных потоков, стекающих с гор, раз ливается на пустынных предгорных равнинах и образует значительные по протяжённости конусы выноса - «сухие дельты», в которых наблюдается постепенная смена крупнообло мочного руслового материала в вершинной зоне песчаным и супесчано-суглинистым ниже.

Во фронтальной же, или периферической, части, где периодически возникают разливы талых вод таких рек, образуются временные водоёмы, накапливаются осадки застойно-водного ти па - озёрные осадки, наземные болотно-солончаковые и др.

В некоторых горных долинах периодически возникают мощные грязекаменные пото ки, несущиеся с большой скоростью и обладающие огромной разрушительной силой. Они содержат до 70-80% обломочного материала от их общего объёма. Грязекаменные потоки, возникающие при быстром таянии снега и льда или при сильных ливнях, называют селями в Средней Азии и на Кавказе, мурами - в Альпах. Нередко они носят катастрофический раз рушительный характер.

Деятельность рек. Реки производят огромную денудационную и аккумулятивную работу, существенно преобразуя рельеф. Питание рек бывает: снеговое, ледниковое, дожде вое, смешанное, за счёт подземных вод. Для каждой реки в течение года характерно чередо вание периодов высокого и низкого уровня воды. Состояние низкого уровня называется ме женью, а высокого - паводком, или половодьем. Движение воды в реках всегда турбулентное (беспорядочное, вихревое). В поперечном сечении потока максимальные скорости наблюда ются в наиболее глубокой части потока - стержне, меньше - у берегов.

Мощные водные потоки производят большую эрозионную, переносную и аккумулятивную работу. Способность рек производить работу называют энергией реки, или её живой силой. Она пропорциональна массе воды и скорости течения.

В образовании речных долин главная роль принадлежит эрозии. Различают два типа эрозии - донную, или глубинную, направленную на врезание потока в породы, слагающие дно русла, и боковую, ведущую к подмыву берегов и, в целом, к расширению долины. Соот ношение глубинной и боковой эрозии меняется на разных стадиях развития долины. В на чальных стадиях преобладает глубинная эрозия, когда водный поток стремиться выработать свой продольный профиль, который характеризуется значительными неровностями, создан ными до образования долины. Такие неровности могут быть обусловлены различными фак торами;

наличием выходов в русле реки неоднородных по устойчивости горных пород (ли тологический фактор);

озера на пути движения реки;

структурные формы:

- различные складки, разрывы, их сочетание (геологический фактор) и другими факторами. Река стре миться сгладить эти неровности применительно к уровню моря или озера, в которые впадает река. Уровень бассейна, куда впадает река, определяет глубину эрозии речного водного по тока и называется базисом эрозии. Он является общим для всей речной системы. Постепенно в нижнем течении реки уклон продольного профиля уменьшается, приближаясь к горизон тальной линии, уменьшается скорость течения и, следовательно, затухает глубинная эрозия.

В процессе регрессивной эрозии река, углубляя своё русло, стремится преодолеть раз личные неровности, которые со временем сглаживаются, и постепенно вырабатывается более плавная (вогнутая) кривая, или профиль равновесия реки (рис. 19). Считается, что этот вы ровненный профиль соответствует на каждом отрезке долины динамическому равновесию при данных гидрологических условиях и постоянном базисе эрозии.

Анализ развития речных долин как в равнинных, так и в горных областях показывает, что в выработке профиля равновесия реки большую роль играет не только главный базис, но и местные, или локальные, базисы, к которым относятся различные уступы, или пороги.

Рис. 19. Выработка продольного профиля равновесия реки на различных стадиях регрессивной эрозии По мере выработки продольного профиля, приближающегося к стадии динамического равновесия, закономерно изменяется и форма поперечного профиля долины. На ранних ста диях её развития, при значительном преобладании глубинной эрозии, вырабатываются кру тостенные узкие долины, дно которых почти целиком занято руслом потока. Поперечный профиль долины представляет или каньон с почти вертикальными, иногда ступенчатыми склонами и ступенчатым продольным профилем дна, или имеет V-образную форму с пока тыми склонами. Эта первая стадия развития реки называется стадией морфологической мо лодости. Такие формы особенно хорошо выражены в пределах молодых горных сооружений и высоких плоскогорий, где глубина речных долин достигает сотен метров, а местами 1-2 км.

Вторая стадия называется морфологической зрелостью. Ей соответствует выработан ный продольный профиль реки, приближающийся к кривой равновесия, и широкий плоско донный U-образный поперечный профиль долины с хорошо развитой поймой. При несуще ственных изменениях климата и тектонических движений земной коры совместное действие смежных рек (с системой протоков) и склонового смыва приводит к понижению и выравни ванию рельефа. Так возникает выровненная поверхность суши, названная американским учёным В. М. Дэвисом - пенеплен, то есть почти равнина: волнистая или холмистая, иногда с отдельными возвышенностями - останцами, сложенными очень твёрдыми породами.

Известно, что эпохи слабого проявления тектонических движений, когда происходит вырав нивание рельефа, сменяются эпохами относительно быстрых поднятий и опусканий земной коры. На месте плоскодонных долин появляются молодые эрозионные врезы V-образного типа. Происходит как бы «омоложение» речной долины. Река вновь начинает вырабатывать продольный профиль применительно к новым соотношениям с базисом эрозии. В результате в реке формируется новая пойма на более низком гипсометрическом уровне. Прежняя пойма останется у коренного склона долины в виде площадки, сочленяющейся с новой поймой ус тупом и не заливаемой талыми водами. Последующее оживление тектонических движений вновь вызовет врезание потока в коренные породы и формирование плоской долины на ещё более низком уровне.

Таким образом, в речных долинах образуется лестница террас, возвышающихся друг над другом. Они называются надпойменными террасами (рис.20). Самая высокая терраса является наиболее древней, а низкая - самой молодой. Нумеруются террасы снизу, от более молодой. У каждой террасы различают следующие элементы: террасовидную площадку, ус туп или склон, бровку террасы, тыловой шов, где терраса сочленяется со следующей терра сой или с коренным склоном.

Рис.20. Схема геологи ческого строения реки:

1- русловые фации (пес ки) в основании с пролюви альным горизонтом (галечни ки, щебень, валуны);

2- пой менные фации (супеси, суг линки, глины);

3- старичные фации (глины, илы, торф);

4 ледниковые отложения (супе си, валунные суглинки);

5 флювиогляциальные отложе ния (пески);

6- отложения верхней юры (глины);

7- из вестняки Боковая эрозия. По мере выработки профиля равновесия и уменьшения уклонов русла донная эрозия ослабевает и всё больше начинает проявляться боковая эрозия, направленная на подмыв берегов и расширение долины. Это особенно проявляется в период половодий, когда скорость и степень турбулентности движения потока резко возрастают, особенно в стрежневой части, что вызывает поперечную циркуляцию. Возникновение вихревых движе ний воды в придонном слое способствует активному размыву дна в стрежневой части русла, и часть донных наносов выносится к берегу. Накопление наносов приводит к искажению форм поперечного сечения русла, нарушается прямолинейность потока, в результате чего стрежень потока смещается к одному из берегов. Начинается усиленный подмыв одного бе рега и накопление наносов на другом, что вызывает образование изгиба реки. Такие первич ные изгибы, постепенно развиваясь, превращаются в излучины, играющие большую роль в формировании речных долин.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.