Для подготовки к самостоятельным работам по экзогенным процессам

 

Геологическая деятельность ветра

 

На континентах геологическая деятельность ветра выражается в едином процессе разрушения, переноса и отложения (аккумуляции) продуктов разрушения. Наиболее ярко этот процесс проявляется в пустынях (20% поверхности суши), где сильные ветры сочетаются с малым количеством атмосферных осадков (менее 200 мм/год), резкими суточны­ми колебаниями температуры (до 50°С и выше), отсут­ствием растительного покрова. Всю совокупность процессов     и     явлений,     связанных     с     деятельностью ветров называют эоловыми (Эол - бог ветров в греческой мифологии). За пределами пустынь появлению эоловых про­цессов способствует неразумная хозяйственная деятельность человека: например, в результате перепаса скота огромные пространства степей северного Дагестана превратились в пустыни с подвижными песками, дюнами и барханами.

Разрушительная деятельность ветра проявляется в двух основных формах: ]) корразия - механическая обработка об­наженных горных пород переносимыми ветром песчаными частицами (обтачивание, шлифование, соскабливание, высверливание и др.); 2) дефляция - выдувание и развевание ветром тонкого песчаного и мелкозернистого материала.

Захваченные ветром частицы переносятся во взвешенном состоянии и волочением по поверхности на сотни и даже ты­сячи километров. Размер и расстояние переносимых частиц зависит от скорости ветра. При скорости ветра до 6-7 м/с пе­реносятся пыль и мелкий песок, при 10 м/с - сред незернистый песок диаметром до 1 мм, при 20 м/с - увлекаются частицы до 4 - 5 мм, а при ураганных ветрах захватываются и мелкие ка­мешки. Дальность переноса также различна. Пыль пустынь Африки разносится на расстояние более 2000 - 2500 км и осе­дает в южной Европе и в Атлантическом океане.

Одновременно с дефляцией и переносом частиц ветром происходит и аккумуляция, т. е. накопление вещества, кото­рое приводит к образованию особых типов континентальных отложений эоловых. При всем разнообразии состава и усло­вий залегания среди них выделяются два основных генетиче­ских типа - эоловые пески и эоловые лессы. По своему про­исхождению большая часть эоловых отложений является продуктами переноса и осаждения частиц, образовавшихся в результате процессов физического выветривания, а также отложения морей, рек, озер и др.

Эоловые пески  распространены обычно  в непосредственной близости от областей дефляции. Они характеризуются хорошей сортировкой по крупности и окатанностью, матовой поверхностью зерен, крупной наклонной, косой, перекрещи­вающейся слоистостью, указывающей на направление транспортировки вещества. В составе песков существенно преоб­ладает кварц - наиболее прочный из распространенных минералов земной коры.

Эоловый лёсс (от нем. "лесс" - желтозем) представляет собой самостоятельный тип континентальных отложений, ко­торый образуется в результате накопления в течение многих тысячелетий пылеватого материала, выносимого за пределы пустынь ветрами и песчаными бурями на громадные расстоя­ния. Лессы распространены по периферии всех пустынь и за­нимают около 12 млн. км .

Характерными признаками лёссов являются:

1) существенное преобладание (30-55%) пылеватых час­тиц диаметром 0,05 - 0,005 мм; 2) высокая пористость (40-55%); 3) отсутствие слоистости по всей толще; 4) наличие рассеянного карбоната кальция и известковых стяжений; 5) просадочность под нагрузкой и при увлажнении, 6) столбча­тая вертикальная отдельность в обрывах и по берегам рек; 7) плащеобразное залегание на всех неровностях рельефа; 8) со­держание раковин наземных моллюсков и слоев погребенной почвы.

 

 

Геологическая деятельность поверхностных текучих вод

 

Наибольшую работу по перераспределению вещества суши производят реки. По оценкам специалистов все реки мира ежегодно выносят в Мировой океан около 30 млрд. тонн твердою вещества, что составляет примерно 300-320 тонны с каждого км² суши. Этим самым реки вы­полняют основную транспортную функцию между материка­ми и океаном, запуская механизм изостазии и разнонаправ­ленного движения двух блоков земной коры.

Реки выполняют три разные функции; I) разрушительная - донная и боковая эрозия, 2) транспортная - эвакуация пос­тупившего к подножиям склонов вещества склоновой дену­дации и продуктов эрозии; 3) аккумулятивная - накопление продуктов переноса в речных долинах и устьях. Все эти функции реки выполняют одновременно, но их доля в работе рек меняется в зависимости от рельефа и климата.

В горно-складочных областях преобладают эрозия и транспорт, а в равнинных областях возрастает роль аккуму­ляции.

Динамика эрозионно-аккумулятивной деятельности рек характеризуется явлением, которое называется профилем равновесия - теоретически возможная вогнутая форма про­дольного профиля русла реки, при которой во всех точках профиля процессы эрозии и аккумуляции равны между собой. Это предельная форма профиля, к которому стремится река, но никогда не достигается поскольку условия равновесия по­стоянно нарушаются в ту или иную сторону дифференцированными вертикальными движениями земной коры. Профиль равновесия вырабатывается относительно базиса эрозии - уровня бассейна (океан, море, озеро, главная река), куда река впадает.

Эрозионная работа рек проявляется в двух формах I) донная (глубинная) - направлена на врезание речного потока в породы, слагающие дно русла; 2) боковая - ведет к подмыву берегов и в итоге к расширению долины реки. Соотношение донной и боковой эрозий изменяется в зависимости от стадии развития речного русла, г с. разности между профилем рав­новесия реки и фактическим профилем русла; чем больше эта разность, тем больше проявляется глубинная эрозия. Поэтому в молодых горных странах преобладает донная эрозия, а на равнинах - боковая. В горах, где преобладают восходящие движения, реки протекают в ущельях, теснинах и каньонах, образуют водопады и водоскаты, а на равнинах образуются широкие долины, где вещество в основном переоткладывает­ся с одного борта долины на другой. Скорость врезания рек в областях современного горообразования (например, Кавказ) достигает 2-3 мм/год, а вот равнинная Волга - в тысячи раз медленнее (0,001 мм/год).

Аккумулятивная деятельность рек. Одновременно с эро­зией и переносом происходит и отложение обломочного ма­териала на всех участках речной долины. Время пребывания осадков в разных ее участках существенно различается в зависимости от стадии развития речной долины. В верховьях рек, где велика разность между фактическим и равновесным профилями, время пребывания осадков может исчисляться несколькими годами. Вниз по течению возрастает роль акку­муляции и осадки здесь могут сохраняться от нескольких де­сятков и сотен тысяч лет до многих миллионов Конечным пунктом транзита вещества являются моря и океаны, где рыхлые осадки постепенно превращаются в твердые горные породы. Внешним, морфологическим признаком преоблада­ния аккумуляции над эрозией являются многорукавность русла, крупные излучины, меандры, старицы и др. (рис.17).

 

 

 

Рис. 17. Меандры и образование стариц. Река в разрезе (а), река меандрирует (б), образование старичных озер (в).

1 – речные отложения;

2 – коренные породы;

3 – положение русла в половодье.

 

 

 

Формирование аллювия начинается с образования русло­вой отмели в результате поперечных циркуляционных дви­жений воды (рис. 18).

 

 

Рис. 18. Схема строения аллювиальных отложений:

 

Эти отложения, образуемые водами русла, называются русловым аллювием. Остальная часть речной долины за пре­делами русла называется поймой, которая регулярно залива­ется водой в половодье. Поскольку полые воды текут мед­ленно, они приносят сюда тонкодисперсный материал (суг­линки, супеси). Такой супесчано-суглинистый материал, залегающий над русловым аллювием, называется пойменным аллювием. Кроме того, в старицах (отмершие старые русла рек, превратившиеся в пойменные озера) происходит накоп­ление иловато-глинистых, обогащенных органикой отложе­ния, которые называются старинным аллювием.

Таким образом, полный разрез аллювиальных отложений имеет как бы трехслойное строение: в основании грубозернистый русловой аллювий, выше тонкодисперсный пойменный аллювий, в котором в виде линз может присутствовать старичный аллювий.

В зависимости от гидрологического режима рек, харак­тера размываемых пород водосборных площадей и рельефе местности различают аллювий горных и равнинных рек.

Для первого характерны: грубообломочный материал с преобладанием галечника, слабая сортировка, отсутствие четкой слоистости. Для аллювия равнинных рек характерны: относительно однородный минеральный состав, крупная ко­сая слоистость. В долинах рек вниз по течению крупность ма­териала уменьшается и повышается степень сортировки пес­чаных осадков.

Наибольшую рельефо- и породообразующую работу пи суше производят поверхностные воды. Рельеф и отложения, созданные текучими водами, называют флювиальными. Процессы площадного смыва вещества на склонах дождевыми струями получили название делювиального (от лат. "делюо" - смываю), а образованные при этом осадки - делювия. Аналогичную работу поверхностных вод, сосредоточенных в рус­лах рек и ручейков, именуют эрозионным процессом (от лат. "эрозио" - размываю), а возникающие при этом осадки - ал­лювием (от лат. "аллювио" - намыв, нанос).

Делювиальные процессы проявляются на склонах всех возвышенных участков земной поверхности, где при выпаде­нии дождя и таяния снега вода стекает в виде небольших струек или сплошной пелены с небольшой скоростью (до 1-2 м/с). Несмотря на периодический характер (дождь, таяние снега), небольшие массы и скорости, такие воды за длитель­ное время совершают большую геологическую работу.

Стекающая по склонам вода захватывает мелкозернистые продукты выветривания. Обогатившись ими, она способна на крутых склонах перемещать и более крупные обломки (песок, дресву, щебень). Смываемый материал откладывается у под­ножия и нижних частях склонов, образуя делювиальный шлейф, толщина которого у подножий может достигать 15-20 м. Более крупные обломки откладываются в верхней части шлейфа, мелкие - в нижней.

Делювий - особый генетический тип континентальных отложений, для которого характерны мелкая и тонкая зерни­стость, слабо выраженная слоистость и сортировка материа­ла.

Помимо плоскостной) смыва, в горных районах наблю­даются и быстротекущие, порой катастрофические процессы: обвалы и осыпи, сели и лавины и др. С ними связаны опреде­ленные комплексы рыхлых отложений, которые характери­зуются преобладанием грубообломочного неокатанного материала без признаков сортировки и слоистости.

Большую работу по сносу вещества на первом этапе денудации выполняют временные потоки воды, связанные с ливневыми дождями и быстрым таянием, снега. В зависимо­сти от рельефа и климатических особенностей этот процесс проявляется в двух формах - оврагообразование и временных русловых потоков.

Овражная сеть развита на равнинных пространствах степей и полупустынь, сложенных рыхлыми и легко размывае­мыми осадками большой мощности. Начинаются овраги в ес­тественных понижениях, рытвинах и промоинах, в которых скапливаются потоки воды во время ливней и таяния снегов. Такие потоки одновременно углубляют русло и способствуют попятному росту вершины оврага, В результате возникает разветвленная сеть оврагов, которая наносит большой ущерб сельскохозяйственным землям. С ростом оврагов ведется не­прерывная борьба: насаждаются кустарниковые и древесные растения в вершинах оврагов, на дне оврагов устраиваются запруды, замедляющие течение воды и др. Аккумулятивная деятельность потоков проявляется в устьевых частях оврагов, где накапливается несортированная масса мелкозема в виде конусов выноса.

Временные русловые потоки и их отложения наблюда­ются в основном в горах умеренного и засушливого климата. Верховья таких потоков расположены в верхних частях скло­нов и состоят из системы небольших углублений и русел, образуя водосборный бассейн.

Ниже располагается канал стока и у основания склона - конус выноса вещества. При выходе к подножиям склонов и предгорные равнины временные потоки ветвятся на много­численные рукава и вода в них либо испаряется, либо проса­чивается вглубь и весь принесенный материал здесь же и отк­ладывается. Этим самым определяются условия залегания, состав и строение конусов выноса. Они действительно имеют выпуклую конусообразную форму острием в сторону канала стока. В составе пород наблюдается переслаивание крупно­обломочного и слабоокатанного материала (ливневый дождь) с мелкозернистым и мелкообломочным (необильные дожди). Вместе с тем прослеживается и общая тенденция уменьшения размера обломков и роста их окатанности от вершины к пе­риферии конуса выноса.

 

 

 

Геологическая деятельность ледников

 

Ледники, как и реки, выполняют большую разрушитель­ную, транспортирующую и созидательную работу на значи­тельных пространствах земной поверхности. В настоящее время ледники занимают 16 млн. км (~11% суши), но в про­шлые геологические эпохи ледники разрастались до значи­тельных размеров, покрывая более 30% суши. Главное свой­ство ледников - способность к самостоятельному движению под действием силы тяжести и пластическим свойствам льда. Вся геологическая деятельность ледников связана с возврат­но-поступательными движениями ледников. Следы этой дея­тельности фиксируются в соответствующих генетических ти­пах осадков и рельефа (рис 13).

Разрушительная работа ледников. Основную разруши­тельную работу в ледниках производят давление массы льда, его движение и фазовые переходы воды у подошвы движущейся массы льда. Мощность движущихся ледников меняется от первых сотен метров до 2000-4000 м (Антарктида, Гренландия). Каждые 100 м льда оказывают давление на подошву чуть меньше 10 кг/см². Мощные ледники дробят, крошат и шлифуют породы своего ложа. Такую работу уси­ливают примерзшие к подошве льда обломки пород, а также процессы таяния и замерзания воды при меняющихся давле­ниях льда на ложе. Разрушение обломков пород продолжает­ся и в теле движущегося льда, что приводит к сглаживанию обломков, образованию мелкозема. Всю совокупность про­цессов разрушения, истирания и выпахивания горных пород ледником называют экзарацией (от лат. "экзарацио" - выпа­хивание).

Спускаясь по речным долинам, ледники значительно преобразуют их, эрозионные горные долины превращают в ледниковые, которые называются трогами - корытообразные долины с крутыми отполированными склонами, плоским днищем с поперечными скалистыми уступами из прочных пород.

Перенос ледником обломочного материала. Ледники переносят большое количество разнообразного обломочного материала, от тонких глинистых частиц до крупных валуном камней и огромных глыб, Основная масса обломочного материала образуется в результате разрушительной деятельности самого ледника, а также процессов над- и подледникового выветривания. Весь этот обломочный материал, переносимый и откладываемый ледником называется мореной. Выделяют морены движущиеся и отложенные. Пока морена находится в леднике и движется с ним, она называется движущейся и бы­вает донной, внутренней и поверхностной. Донная морена находится в придонной части ледника и выполняет основную разрушительную работу. Поверхностная морена образуется за счет падения обломков скал с прилегающих склонов. В про­цессе движения ледника поверхностные и донные морены могут оказаться внутри тела ледника, из которых и формиру­ется внутренняя Морена. Морены могут перемещаться на сот­ни и тысячи километров от коренных источников.

Аккумулятивная деятельность ледников. Одновременно с переносом происходит и накопление обломочного материала – отложенные морены. Так возникают ледниковые, или гляциальные отложения, среди которых выделяют основную и конечную морены. В горных ледниках основная морена состоит из всего комплекса переносимого материала, а в ледниках материкового типа – из донной и внутренней.

При длительном стационарном положении края движу­щегося края ледника (при условиях равенства между скоростями движения и стаивания края ледника) перед ним образуются гряды и валы, состоящие из несортированной смеси мелкозема и грубо обломочного материала - конечные море­ны (рис. 19).

 

 

Рис. 19. Образование конечной морены

 

Все ледниковые отложения резко отличаются от всех других типов континентальных образований. Это несортиро­ванная смесь обломков самого различного размера: глины и суглинки, щебень и валуны иногда с включением больших обломков скал – отторженцев. Соотношение между обломка­ми различной размерности зависит от состава пород ложа, длимы, пройденного ледником пути, его мощности и других фак­торов.

Талые ледниковые воды по периферии ледников (конеч­ных морен), образуют особый комплекс отложений, которые начинаются водно-ледниковыми, или флювиогляциальными. В них обычно сочетаются признаки речных и ледниковых от­ложений. Они имеют различное строение, преимущественно сложены песчано-галечным материалом и образуют специ­фические формы рельефа - зандры, озы, камы (рис.20).

 

Рис. 20. Схема соотношения ледниковых и водно-ледниковых отложений и форм рельефа: 1 – ледниковые отложения; 2 – водно-ледниковые отложения.

 

 

Зандры (от датск. "зандер" - песок) располагаются за внешним краем конечных морен. Они образуются мощными и блуждающими потоками талых вод, вытекающих да краевой части ледника. Зандры могут образовать огромные поля: все болота Полесья лежат на зандровых песках.

Озы (от шведск. "ос" - гряда) - длинные извилистые гря­ды, сложенные песком, гравием, галечником. Они образова­лись в над- и внутриледниковых каналах и при окончатель­ном таянии ледника спроектировались в его ложе в виде из­вилистых гряд.

Камы также сложены песками, гравием и галечниками, образуют овальные холмы разной высоты (до 15-20 м) и, как и озы, представляют собой спроектированные на ложе ледни­ков наледниковые озера (рис.21).

 

 

Рис. 21. Камы их форма и строение: 1 - морены; 2 – песчаники;

 3 – песчано-галечные отложения.

 

 

 

 

Геологическая деятельность морей и океанов

 

Весь переносимый с материков материал в виде твердого и ионного стока осаждается и преобразуется в горные породы в конечных водоемах стока - морях и океанах, где затем включается в Мировой круговорот вещества литосферы. Осадочный материал в количестве 25-30 млрд. тонн в год поступает в конечные водоемы стока всеми рассмотренными выше путями экзогенного рельефо - и породообразования в сле­дующих соотношениях:

Твердый сток рек - 18,53 млрд. т в год

Ледниковый сток - 1,5 млрд. т в год

Эоловый материал - 1 ,6 млрд. т в год

Абразия берегов и дна морей и океанов - 0,5 млрд. т в год

Сток растворенных веществ (ионный сток) ~ 3,2 млрд. т в год.

Как видно из этих данных, доля участия морей и океанов в массе морского осадконакопления минимальна. В морях и океанах, как и на материках, наблюдаются все три стадии осадкообразования: разрушение, перенос, аккумуляция.

Разрушительная работа моря наиболее активно прояв­ляется в береговой зоне, к которой относится непосредствен­но берег и прибрежная мелководная полоса морского дна. В разрушительной работе береговой зоны наибольшее значение имеет волнение и в меньшей степени - приливы и отливы. Вся совокупность процессов разрушения берегов называется абразией (от лат. "абрадо" - соскабливание).

Интенсивность абразии зависит от множества факторов: состав пород (осадочные породы разрушаются более интен­сивно, чем магматические), частоты штормовых волнений, высоты приливов-отливов, колебаний уровня моря и др.

Транспортирующая деятельность моря осуществляется под влиянием волнения, течений, подводно-мутьевых пото­ков, приливов-отливов Волнение выполняет двоякую роль. С одной стороны, оно взмучивает продукты абразии и посту­пивший с материков  материал с последующим удалением взвешенного вещества течениями на сотни и тысячи кило­метров, с другой стороны - перемещает оставшийся песчано-галечный материал либо перпендикулярно к берегу, сознавая пляжи и подводные террасы, либо осуществляет вдольбереговой поток наносов, создавая песчаные косы, ватты, бары и другие формы.

Морские течения - наиболее масштабный и эффективный механизм разноса вещества по всей акватории Мирового океана: взвешенные терригенные вещества разносятся тече­ниями на сотни и тысячи километров. Общая закономерность разноса вещества заключается в следующем: от берегов к центральным частям океанов постепенно сокращается доля терригенного материала и, наоборот, возрастает доля раство­ренного вещества и останков отмерших организмов. Эта за­кономерность нарушается айсберговым разносом обломков вплоть до валунов до глубин, куда они не могли быть прине­сены другими факторами.

Большую роль в перемещении терригенного материала с шельфа к подножиям подводных склонов и ложа океана иг­рают подводно-мутьевые потоки, которые устремляются как лавины по подводным каньонам. В отдельных каньонах такие потоки переносят десятки тысяч м   наносов в год.

Приливы-отливы стимулируют перенос терригенного материала волнением на большие расстояния, чем без их уча­стия.

Аккумуляция осадков в морях и океанах. Осадкообразова­ние в морях и океанах имеет наибольшее значение для пони­мания строения и геологической истории развития земной коры по следующим причинам: 1) поверхностные слои ли­тосферы на 80% сложены осадочными породами и из них 95% имеют морское происхождение; 2) в морских отложени­ях наиболее полно представлены окаменевшие остатки орга­низмов, что позволяет раскрыть историю развития земной коры; 3) моря и океаны представляют собой конечные водоемы стока, т   е. здесь заканчивается верхняя ветвь горизон­тального потока вещества материков.

Процесс накопления осадков называют седиментацией (от лат. "седиментум" - осадок). В процессе седиментации формируются терригенные и хемогенные породы при участии в разной мере остатков организмов и вулканизма.

Распределение генетических типов осадков и их соотно­шение в Мировом океане весьма сложно и оно зависит от глубин, удаленности от материков, химизма вод, климатиче­ских условий и др.

В зависимости от этих условий в морях и океанах выде­ляют несколько областей осадконакопления (рис. 22): 1) литоральная (от лат. "литоралис" - берег) - прибрежная полоса, находя­щаяся   между   верхним   и   нижним   уровнями   приливно-отливных перемещений береговой линии; 2) сублиторальная – соответствует области шельфа; 3) батиальная (от греч. «батис» - глубокий) – приурочена к материковому склону и его подножию; 4) абиссальная (от греч. «абиссос» - бездна) – соответствует ложу Мирового океана.

 

 

 

Рис.22. Схематический профиль морского дна и биономические зоны моря

(по В.В. Друшицу)

Осадки литоральной зоны отличаются большим разнообразием как по вертикали, так и в горизонтальном направлении. Здесь формируются в основном терригенные осадки, реже хемогенные и еще реже органогенные. В основном это обломочный, хорошо окатанный материал (песок, галечник, валуны и др.) с примесью раздробленных раковин морских организмов, а также водорослей.

Осадки сублиторали формируются на подводной окраине материков (шельф) при активном воздействии волнений и течений, простираются до глубин ~100-200 м. Близость к суше и небольшие глубины способствуют накоплению здесь преимущественно терригенных осадков. В полном профиле суб­литорали от берега в сторону моря по мере роста глубины происходит последовательная смена обломочных пород по крупности; у самого берега - сложноокатанные валуны, далее - галька, гравий и пески, которые могут сменяться алевритами и глинами (рис. 14). К терригенному материалу могут при­мешиваться остатки донных растений и животных.

Своеобразными породами сублиторали являются корал­ловые рифы - известковые постройки рифообразующих ко­раллов. Приурочены рифы к тропическому и субтропичес­кому поясам поскольку кораллы развиваются при температу­рах не ниже 18-20˚С, в чистой не взмученной воде (вдали от берега) и на глубинах не более 40-50 м.

Осадки батиальной области, по составу и строению зани­мают промежуточное положение между осадками сублитора­ли и абиссали, здесь существенно преобладают илистые отло­жения терригенного прохождения с примесью органогенных известковых илов, сложенных остатками простейших орга­низмов (фораминиферы и др.).

Местами состав и строение батиальных отложений мо­жет осложняться подводно-мутьевыми потоками, леднико­вым разносом, вулканическими пеплами, илами, песками.

Осадки батиальной области характеризуются большой однородностью   на   значительных   площадях,   переменной мощностью (от нескольких негров  в  верхних частях  подводных склонов, до километров - у их подножий).

Осадки абиссальной зоны, занимающей более половины площади дна Мирового океана, представлены кремнистыми илами (диатомовые, радиоляревые) и смешанными осадками (красная глубоководная глина).

Диатомовый ил состоит из остатков планктонных крем­нистых водорослей (диатомей), обитающих преимущественно в холодных водах Океана. Диатомовый ил - беловато-желтый рыхлый осадок, состоящий из аморфного кремнезема, распространен на всех глубинах, но наиболее широко развит на глубинах 1000 -5000 м.

Радиоляриевый ил состоит из кремнистых остатков ске­летов планктонных организмов (радиолярий), развит в основ­ном в тропическом поясе Океана на глубинах 4000 - 8000 м.

Кроме кремнистых среди органогенных осадков ложа Океана широко распространены известковые фораминиферовые илы, образующиеся за счет остатков планктонных фораминифер (глобигеринов). Это обычно светлые песчано-алевритовые осадки, в которых количество извести может достигать 90% и больше. Они распространены до глубин 4000 - 4500 м. В более глубоких горизонтах холодные воды океа­нов сильно недонасыщены карбонатами кальция, поэтому из­вестковые раковины фораминифер ниже этих глубин раство­ряются и не попадают в осадок.

Помимо перечисленных органогенных осадков, на дне Океанов широко распространены полигенные образования, т. е. осадки, имеющие смешанное происхождение.

Наиболее характерным полигенным образованием явля­ется красная глина, которая занимает более 35% ложа океа­нов на глубинах более 4000 м. В ее составе существенно пре­обладают глинистые частицы (более 70%), встречаются кремнистые скелеты радиолярий и в незначительных количе­ствах железо и марганец. Глина на ощупь пластична и жирна, а цвет ее меняется от красного до темно-шоколадного. Крас­ные глины образуются за счет осаждения приносимого река­ми наиболее тонкого глинистого вещества, подводного вы­ветривания вулканического пепла, осаждения атмосферной пыли, а также нерастворимых остатков фораминифер и др.

В глубоководных частях океана в красных глинах и на их поверхности широко распространены железомарганцевые конкреции различной формы и размеров, часто напоминаю­щие панцири черепах. В них содержится более 30 химиче­ских элементов, среди которых преобладают железо, марга­нец, кобальт, медь и др. По подсчетам специалистов в кон­крециях содержится более 100 млрд. т марганца и более 1 млрд. т кобальта, т. е. это крупнейшие запасы  руд металлов. В последние годы многие страны проявляют интерес к их до­быче.

 

Геологическая деятельность подземных вод

 

Подземными называются все воды, находящиеся ниже поверх­ности Земли. Объем их до глубины 16 км составляет около 400 млн. км³. В этот объем включены все виды природных подзем­ных вод: парообразная, кристаллизационная, гигроскопическая, пленочная, капиллярная, гравитационная, в твердой фазе (в усло­виях вечномерзлых грунтов). Наука, изучающая подземные воды, получила название гидрогеологии.

Вместилищем подземных вод являются различные пустоты (по­ры, полости, трещины и др.), имеющиеся в горных породах земной коры. Поры между зернами в рыхлых породах (галечники) и тре­щины в кристаллических и сцементированных породах (граниты, конгломераты)  сообщаются между собой, поэтому подземная гравитационная вода при наличии уклона или напора может переме­щаться внутри горной породы. Скорость перемещения воды при прочих равных условиях тем больше, чем крупнее пустоты в поро­дах. В капиллярных пустотах (диаметр менее 1 мм) перемещение подземных вод крайне медленное. При насыщении пор водой на границе породы с водой возникают пленки поверхностною натяже­ния, не позволяющие воде выливаться из пор, а также препятст­вующие проникновению новых порций воды через породу.

О породах, способных удерживать воду при наличии свободного стока, говорят, что они обладают большой влагоемкостью (водоемкость). Чем больше воды может удержать порода, тем больше ее влагоемкостъ. Горные породы по влагоемкости делятся на влаго­емкие (глины), слабовлагоемкие (супеси), невлагоемкие (галеч­ник).

Сухая глина жадно поглощает воду. Вода заполняет в ней все поры, имеющие капиллярные размеры, и глина становится водоне­проницаемой. Влагоемкость глин достигает 60%, т. е. 1 м³ глины может впитать и удержать в своих порах 0,4—0,6 м³ воды. Глины обладают малой водоотдачей.

Средняя пористость песков колеблется в пределах 30—35%, галечников—15—20%. Поры в них более крупные (по сравнению с глинами). В крупных порах между гальками может поместиться до 15—20% воды, однако при наличии свободного стока она из них вытекает (за исключением небольшого количества, идущего на смачивание гальки), т. е. галечники обладают большой водоотда­чей. Галечники, а также трещиноватые горные породы способны пропускать в единицу времени несравненно больше воды, чем, на­пример, супеси. Способность горных пород пропускать воду назы­вают водопроницаемостью. По этому признаку горные породы де­лятся на водопроницаемые (галечники), полупроницаемые (супеси) и проницаемые (глины).

Происхождение подземных вод. Известно, что подземные воды образуются в основном за счет инфильтрации атмосферных осад­ков. Выпав на поверхность Земли, атмосферные осадки частично стекают по ее уклону в реки и моря, частично испаряются и ча­стично просачиваются (инфильтруются) через поры и трещины в породах, пополняя запасы подземных вод. Величина просачива­ния дождевых и снеговых вод завысит от водопроницаемости пород, состава растительности, рассеченности поверхности, экспозиции склонов, распределения осадков по сезонам года в данной местно­сти. Так, в горных долинах Средней Азии до 45% весенних и осен­них осадков инфильтруется, зимние осадки идут в основном на фор­мирование поверхностного стока (мерзлая почва не пропускает воду), а летние на испарение. На разных склонах одних и тех же хребтов просачивание резко разнится. На северном склоне оно меньше, чем на южном, где горные породы более трещиноваты и не прикрыты мощным слоем почв и растительностью.

Изменение соотношений между поверхностным стоком, испаре­нием и просачиванием во времени и пространстве устанавливается в каждом конкретном месте систематическим наблюдением не ме­нее чем в течение гола. Это необходимо из-за сложности и разно­образия факторов, влияющих на величину испарения, стока и про­сачивания.

В пустынях, где в течение весны, лета и осени, как правило, не бывает дождей, пополнение запасов подземных вод происходит за счет сгущения (конденсации) парообразной влаги атмосферы и воз­духа почвы. Чем выше температуры воздуха, тем большее коли­чество влаги в парообразном состоянии он может содержать. При 0° С в 1 м³ воздуха при полном насыщении его влагой может содер­жаться до 4,5 г парообразной воды, при 15° С - до 12,7, а при 35°С-до 40,3 г. Обычно в воздухе наблюдается некоторый недо­статок насыщения. Воздух в пустынях при температуре 35°С со­держит не более 20,3 г, т. е. недостаток насыщения воздуха дости­гает 20г, или его относительная влажность равна 50%. Ночью при температуре 15°С он становится пересыщенным влагой. Избыток влаги (7,6 г) выпадает на поверхность почвы в виде росы, сма­чивает ее и частично проникает на  некоторую глубину.

Конденсация парообразной влаги происходит как на поверх­ности почв и скал, так и непосредственно в пустотах горных пород. «Подземная роса» образуется за счет конденсации пара, содержа­щегося в воздухе, заполняющем пустоты и почве. Частички почвы всегда покрыты отдельными молекулами воды. При влажности воз­духа в пустотах, близкой к насыщению, вокруг частиц породы об­разуется слой воды толщиной в одну молекулу. Это так называе­мая гигроскопическая вода. При полном насыщении образуется пленка толщиной в несколько молекул. Это вода пленочная. Она способна передвигаться от частиц почвы с большей толщиной пленки к частицам с меньшей толщиной ее.

Пополнение почвенного воздуха влагой (согласно опытам, по­ставленным еще в начале XX в. агрономом А. Ф. Лебедевым) мо­жет происходить за счет паров воздуха атмосферы, если упругость его выше упругости пара почвенного воздуха. Пар, попадая из ат­мосферы в почву, где температура ниже, сгущается и пополняет подземные воды. Однако конденсационных подземных вод несравненно меньше, чем инфильтрационных.

Образовавшаяся путем инфильтрации или конденсации атмос­ферной влаги капельно-жидкая (гравитационная) подземная вода перемешается в земной коре под действием силы тяжести, попол­нен запасы рек и морей. В месте выхода ее на поверхность испа­ряется, повышая влажность атмосферы, затем снова проникает в породы. Таким образом, подземные воды, образовавшиеся за счет атмосферных осадков, - одно из звеньев цепи круговорота во­ды в природе. Отсюда и их название – «блуждающие» или «вадозные-» воды (лат. «вадо» - странствую).

Воды, образовавшиеся, согласно гипотезе Э. Зюсса (1902), непосредственно из паров воды магмы, называются магматогенными или ювенилъными (нем. «ювенилиес» - юный), идущими к поверхности Земли из ее недр. Позднее Ф. А. Макаренко, А. М. Овчинников и другие установили, что ювенильные воды в чистом виде в поверхностных горизонтах не встречаются, но участие их в по­полнении подземных вод, несомненно (пары воды, выделяющиеся из базальтовой лавы, составляют 7- 8% от ее объема).

Пары воды, как и другие компоненты, выделяющиеся из маг­мы, проникают по разломам в земной коре в ее верхние горизонты, смешиваются с огромным количеством вадозных вод. Последние в свою очередь при благоприятных условиях попадают на большие глубины, где нагреваются, обогащаются новыми солями и газами и приобретают черты ювенильных вод.

Значительное участие в питании вадозных вод принимают воды, фильтрующиеся из каналов, водохранилищ, рек и озер (с которы­ми они находятся в тесном взаимодействии). Только искусственные водные артерии Узбекистана протяженностью более ста тысяч ки­лометров теряют в земляных руслах оросителей почти 8 млрд. м³ воды ежегодно. Некоторую роль в питании подземных вод играют дегидратационные воды, образующиеся при обезвоживании в зем­ной коре минералов (гипс Са5О₄x2Н₂О - содержит около 26% во­ды, мирабилит Na₂SO₄x10Н₂О - около 56%). Дегидратация гипса происходит при температуре 100 - 150° С, которая соответствует глубине 3-5 км, а серпентина — при температуре 300 -500° С (на глубинах, превышающих 10 км). Вода выделяется и при превраще­нии осадка в осадочные породы и дальнейшем уплотнении послед­них под действием геостатической нагрузки или при складкообразовательных процессах.

Возможно, в земной коре существуют реликтовые воды (воды древних морей и озер, погребенные в образовавшихся па их дне осадках). Сингенетичные воды при высоких давлениях выжима­ются из пород и пополняют вадозные воды.

Следовательно, по происхождению выделяются инфильтрационные, конденсационные, фильтрационные, ювенильные, дегидратационные и реликтовые подземные воды.

Классификация подземных вод. По условиям залегания О. К. Ланге все подземные воды разделил на почвенные, грунтовые и межпластовые. Существует множество других классификаций.

Почвенные воды главным образом приурочены к почвенному
слою. Подстилающие почвенный слой горные породы, как прави­ло, воздушно-сухие, поэтому почвенные воды с гидродинамической
точки зрения являются подвешенными. Вглубь они могут передвигаться
только при просачивании осадков, нарушающих их равновесие. Летом они прогреваются или даже испаряются, зимой промерзают. В засушливых районах почвенные воды нередко соленые. Нем испарении вод содержащиеся в растворе соли (сульфаты Mg, Nа, хлориды Na, К и др.) кристаллизуются и накапливаются в почве, которая превращается в солонец и солончак.

В областях избыточного увлажнения почвенные воды богаты органическими веществами, поэтому они имеют желтовато-бурый оттенок и запах гниющих органических остатков. Постоянно избы­точно увлажненные почвы  называют    заболоченными. Почвенные воды имеют большое значение для растений. И в то же время яв­ляются серьезной помехой при строительстве и эксплуатации мелкозаглубляемых подземных сооружений.

Грунтовыми называют воды, залегающие в первом от поверхно­сти водоносном горизонте, подстилающимся первым, выдержанным в пространстве водоупорным слоем.

Водоносный горизонт может быть представлен пористыми по­родами (поровые воды), трещиноватыми (трещинные воды) или закарстованными (карстово-трещинные воды).

Грунтовые воды питаются за счет инфильтрации и конденсации атмосферной влаги на всей площади их распространения (площади питания и распространения совпадают). В питании грунтовых вод могут принимать участие воды рек, каналов, озер, водохранилищ, а также воды нижерасположенных напорных водоносных горизон­тов.

Поверхность грунтовых вод называется их зеркалом (скатерть), ниже которого до водоупорного ложа все пустоты в породе запол­нены гравитационной подземной водой. Часть водоносного слоя, в котором все пустоты заполнены подземной водой, назы­вается зоной насыщения. Выше зеркала грунтовых вод располага­ется зона аэрации, к верхней части которой приурочены почвенные воды, а к нижней (непосредственно у зеркала грунтовых вод) - воды капиллярной каймы (бахрома), где водой заполнены лишь капиллярные пустоты. Мощность капиллярной каймы в различных породах разная: в галечниках капиллярная кайма практически отсутствует, в мелкозернистых песках мощность се достигает 0,25 м, в легких суглинках - 0,90 м. В областях с аридным, жарким климатом воды капиллярной каймы вызывают засоление почв, участвуют в формировавши коры выветривания. В ряде полупустын­ных и пустынных районов Средней Азии в процессе капиллярного подъема подземной воды образуется пористый почвенный гипс. Чрезмерный полив посевных площадей без учета изменений режи­ма грунтовых вод может привести к заболачиванию  и засолению.

Межпластовые воды отличаются от грунтовых наличием водо­упорной кровли. Благодаря этому осадки не могут просочиться до межпластовых вод на всей площади их распространения, а только и местах выхода водопроницаемых пород на поверхность Земли. Это и есть область питания межпластовых вод, которая иногда удалена от места их расходования на сотни километров.

Если долина или глубокий овраг вскрывает межпластовые водоносные горизонты, дренируя их, образуются нисходящие родни­ки. Подземная вода притекает из области питания в речную долину по наклонной поверхности водоупорного ложа. Такая межпластовая вода носит название нисходящей. Она не заполняет полностью водоносного слоя, безнапорная, как и грунтовая пода. Нисходящие межпластовые водоносные горизонты могут располагаться несколь­кими этажами. При вскрытии их оврагом или долиной реки родни­ки также располагаются несколькими этажами (побережье рек Волги, Дона, Оки).

Если межпластовый водоносный горизонт не имеет свободного выхода на поверхность, накапливающаяся в нем вода заполняет его до водоупорной кровли. Возникает гидростати­ческий напор. Высота напора зависит от того, насколько область пи­тания водоносного слоя превышает область расходования межпластовой воды. При вскрытии напорных вод скважинами вода в них поднимается выше во­доупорной кровли и тем выше, чем больше гидростатический на­пор. В скважинах, за­ложенных в понижен­ных участках рельефа, вода может изливаться на поверхность или да­же фонтанировать, ес­ли пьезометрический (напорный) уровень вод выше, чем отметка устья скважины. Такой горизонт межпластовых напорных вод на­зывается артезианским, а буровые скважины, в которых вода   поднимается   под гидростатическим напором, а иногда даже фонтанирует, назы­ваются артезианскими (Артезиа, ныне Артуа - местность на севере Франции, где впервые детально были изучены напорные воды).

Напорные межпластовые воды образуются в определенных струк­турных условиях. Наиболее благоприятна для их формирования прогнутая (синклинальная) форма залегания пластов. Однако под­земная воды может оказаться под гидростатическим напором и при односклонном залегании слоя, если водопроницаемость его  постепенно уменьшается или он сменяется водонепроницаемым слоем. При чередовании водопроницаемых, и водонепроницаемых слоев может  быть несколько   водоносных горизонтов   с напорной водой.

Области питания и распространения межпластовых вод образу­ют бассейн артезианских вод. Иногда напорные воды по трещинам или при частичном размыве водоносного горизонта выходят на по­верхность в виде восходящих родников. Глубина залегания арте­зианских вод, температура и состав определяются естественноисторическими условиями бассейна. Артезианские бассейны нередко содержат большие запасы воды хорошего качества, причем каче­ство и количество ее при рациональной эксплуатации изменяются мало, поэтому артезианские воды широко используются для водо­снабжения промышленных и коммунальных предприятий. В СССР для водоснабжения используются воды Московского, Днепровско-Донецкого, Причерноморского, Западно-Сибирского бассейнов, а также бассейнов Узбекистана, Таджикистана, Туркмении, Кир­гизии, Казахстана и Кавказских республик. В г. Махачкале арте­зианская вода, имеющая температуру около 65°С, идет на отопле­ние жилых и промышленных зданий, а также для парников; стро­ится термическая электростанция на артезианской воде с темпера­турой 160°С (глубины 2500-3500 м).

Минерализованные артезианские воды используются в качест­ве минерального сырья. Из них извлекаются йод, бром, бор, пова­ренная и калийная соли и др. Широко применяются минеральные воды для лечебных целей.

Минерализация подземных вод. Подземные воды — растворы сложного состава. В них содержится то или иное количество угле­кислого газа, иногда сероводорода, метана и других газов, раство­ренные соли и органические вещества. Количество растворенных компонентов принято называть общей минерализацией воды. Оп­ределяется она выпариванием. Оставшийся сухой остаток, высу­шенный при температуре 105-110°С, выражают в граммах или миллиграммах плотного (сухого) остатка на 1 л воды.

В. И. Вернадский разделил все воды по степени минерализации на пресные с сухим остатком до 1 г/л, солоноватые — от 1 до 10, соленые-—от 10 до 50 и рассолы — 50—200 г/л (крепкие рассолы, по М. Г. Валяшко,— от 200 до 600 г/л).

Характер минеральных вод определяется преобладанием тех или иных катионов и анионов. Если преобладают НСО₃, воды назы­ваются гидрокарбонатными, если SO²ֿ4 - сульфатными, Сl - хлоридными. Химический состав и физические свойства определяют области применения подземных вод.

Более дробное деление подземных вод по их минерализации дано А. М. Овчинниковым (1963). Он выделил ультрапресные воды с минерализацией менее 0,2 г/л, пресные - 0,2 - 0,5 (те и другие воды гидрокарбонатные), воды, с относительно повышенной мине­рализацией (гидрокарбонатно-сульфатные) - 0,5-1,0, солонова­тые (сульфатно-хлоридные) - от 1 до 3, соленые - от 3 до 10, во­да повышенной солености - от 10 до 35, воды, переходные к рас­солам (преимущественно хлоридные), - от 35 до 50 и рассолы (хлоридные) - более 50 г/л.

Разрушительная и созидательная деятельность подземных вод. Разрушительная деятельность подземных вод проявляется в рас­творении и механическом размыве горных пород. В отличие от по­верхностных вод наибольшее значение имеет химическое разруше­ние и выщелачивание, а не механический размыв. Разлагающей и растворяющий силе подземной воды, богатой кислородом, угле­кислотой, органическими и неорганическими веществами, дейст­вующей в течение длительного времени, не может сопротивляться ни одна порода.

Геологические явления, связанные с частичным растворением и размывом водой горных пород и образованием в них крупных ходов и полостей, называют карстовыми или карстом, а районы их развития — карстовыми областями. Карст занимает свыше 50 млн. км² поверхности Земли. Впервые карстовые процессы детально были изучены на побережье Адриатического моря на плато Карст близ Триеста, откуда и получили свое название.

Интенсивному карстованию подвержены карбонаты (известня­ки, мел, доломиты), сульфаты (гипсы, ангидриты), галоиды, поэто­му карстоведы выделяют три главных типа карста: карбонатный, гипсовый и соляной. Наиболее распространен карбонатный, менее — гипсовый и соляной, так как гипс и каменная соль не име­ют столь широкого распространения, как карбонаты, и более рас­творимы.

По подсчетам Г. А. Максимовича {1946) на поверхности Земли па карбонатные породы приходится 40 млн. км³, на сульфатные -7 и галоидные  -4 млн. км².

Для карста недостаточно наличия растворимых пород. Необхо­димое условие развития карста - перемещение поды и интенсивная трещиноватость, обусловленная движениями земной коры. При прочих равных условиях растворение известняков идет тем быст­рее, чем они чище. При наличии большого количества глинистых частичек в известняках процесс карстообразования затухает на самых ранних стадиях, так как накапливающаяся при растворении карбонатных пород глина тампонирует трещины и делает породы водонепроницаемыми.

Растворение горных пород может происходить как на поверх­ности, так и на глубине. Вначале по гладкой поверхности, напри­мер известняка, струи воды, насыщенные углекислотой, растека­ются более или менее равномерно. Но как только на поверхности появляются первые промоины, развивающиеся на месте тончайших трещин, возникает направленный сток. Эрозионная и выщелачивающая деятельность воды становится интенсивнее, промоинки расширяются и углубляются. В конечном итоге поверхность изве­сткового массива оказывается изрезанной бороздами и желобами (каррами), разделенными узкими карстовыми гребнями. Превыше­ние гребней над каррами достигает иногда 12 м. Такая поверхность называется карровой. В зависимости от стадий развития карры могут быть в виде борозд, желобков, ложбин; они часто за­громождены глыбами и щебнем.

Вода, движущаяся по поверхности известкового массива, встре­чая на своем пути трещины, проникает по ним в глубь массива. По пути она размывает и растворяет породы. В результате (чаще на пересечении трещин) образуются карстовые колодцы (в Крыму глубина их достигает 50 м) - расширенные вертикальные трещи­ны. С поверхности колодец - воронкообразное углубление, в кото­рое вода (по народному выражению) «поныряет», отсюда и назва­ние колодцев - поноры. Карстовые шахты образуются из колодцев, их глубина до нескольких сотен метров, шахты с расширенны­ми устьями, имеющими в поперечнике несколько десятков мет­ров, называются карстовыми пропастями. Глубина пропастей — до нескольких сотен метров. Так, глубина пропасти Мацохи (Чехословакия)  1384 м, пропасти Килси   в Узбекистане   в пределах   плато Кырктау (по данным Крымской секции спелеологов) - свыше 1000 м (в 1976 г. достигнута глубина 1082 м). Это четвертая про­пасть в мире по глубине.

Наиболее распространенные формы карста - воронки - расши­ренные верхние части понор. Карстовые воронки преимущественно сухие, лишь отдельные из них (как правило заиленные) заполнены водой {карстовые озера). Воронки (иногда 80-100 шт. на 1 га площади) развиты в Архангельской, Ленинградской, Вологодской, Тульской, Горьковской областях, вдоль западного склона Урала, в бассейнах Ангары, Енисея, на Кавказе, в Крыму. Диаметр воронок от долей метра до 130 и, глубина до 25 м. Между воронками нередко остаются лишь узкие скалистые перемычки — гребешки. Воронки располагаются иногда цепочкой вдоль разлома или над горизонтальным карстовым каналом, или над крупной, вы­тянутой карстовой пещерой. Сливаясь, они могут образовывать бо­лее крупные карстовые формы - карстовые котловины (площадь до 3 км²) и полья.

Полья могут возникнуть и при провале кровли над внутренни­ми формами карста. В рельефе они представлены обширными замк­нутыми впадинами с крутыми склонами и плоским дном, изобилующим понорами и каррами. Площадь польев достигает нескольких десятков квадратных километров. К ним бывают приурочены карстовые озера, овраги, слепые речные долины, в которых поверхно­стные воды, нырнув, протекают далее, не выходя на поверхность даже в паводок. В полуслепых долинах вода полностью уходит только в межень.

Воронки, карры, котловины, полья относятся к поверхностным формам карста, а колодцы, шахты, пропасти - к переходным от поверхностных к подземным - пещерам, коридорам.

В карстовых областях периодически исчезают реки и озера. Река, вступив в район развития карста, может уйти под землю, не замедляя своего течения. Исчезновение рек можно наблюдать в Крыму, на Кавказе, Онего-Двинском водоразделе, на Западном склоне Урала и т. д. Например, р. Яман-ема в Башкирии на про­тяжении 40 км течет под землей и лишь в 17 км от устья выходит на поверхность.

Подземные водотоки в закарстованных областях подчиняются не только действию силы тяжести, но и закону сообщающихся со­судов, поэтому при сифонообразных формах ходов водотоки могут быть восходящими (сифонные родники).

Временное исчезновение озер в карстовых областях наблюдается в засушливые сезоны года, когда уровень грунтовых вод в кар­стовых пустотах резко понижается.

Вода, протекая по трещинам в толще известкового массива, по­степенно расширяет их до крупных полостей. В крупнейших из них сосредотачиваются основные водотоки. Нередко отдельные полости сливаются между собой и образуется как бы система главного подземного водотока с впадающими в него отдельными притоками. Такой подземный водоток при выходе на поверхность образует до­вольно крупный карстовый родник. Расходы его могут резко изменяться по сезонам года. После снеготаяния или обиль­ных дождей родники дают большое количество воды. С наступлением сухого лета количество воды в них резко падает, иногда они иссякают полностью.

Родники в долинах рек, прорезающих карстовые области, ле­том сохраняются лишь в особо благоприятных условиях, например на контакте растворимых пород с водонепроницаемыми породами или на линии разломов, собирающих подземные воды. Чаще родни­ки, питающиеся карстовой водой, встречаются на дне озер и морей, в которые впадают развитые в карстовых областях реки (Крым­ское и Кавказское побережья Черного мо­ря).

В местах выхода карстовых вод на днев­ную поверхность образуются ниши, гроты, соединенные горизонтальными (канала­ми) и вертикальными ходами - колодцами. Местами каналы резко расширяются до больших полостей – пещер. В образовании пещер большое участие принимают подзем­ные обвалы. Пещеры состоят из расширен­ных участков (залов) и соединяющих их суженных переходов (коридоры, каналы), соответствующих первоначальной системе трещин в породе. Пещеры могут быть слепыми (мешкообразные) - только с одним входом и проходные - открытые с двух сторон.

Вся система подземных фирм карста развивается до базиса эрозии местной гидрографической сети. Опускание базиса эрозии вызывает понижение уровня карстовых вод и развитие новой си­стемы полостей, соответствующей новому базису эрозии. Прежняя система, составляющая верхний этаж, осушается, и карстовые про­цессы в зоне аэрации несколько замедляются.

Ниже зоны аэрации (в зоне насыщения) все пустоты заполнены водой. В карстовых областях в этой зоне наблюдается горизонталь­ное движение воды. Вода движется под руслом реки на глубине 30-50 м ниже местного базиса эрозии в сторону основного базиса эрозии (моря, озера), где выходит в виде родников.

Неоднократное понижение базиса эрозии приводит к образова­нию нескольких этажей полостей и увеличению мощности зоны аэрации. Многоэтажные полости наблюдаются чаще в наибо­лее мобильных районах (в горных областях) и реже в условиях равнин. Интенсивные воздымания Тянь-Шаня, Кавказа и других горных систем в неоген-четвертичное время привели к оживлению карстовых процессов, к формированию в зоне аэрации пропастей и колодцев, именуемых также органными трубами (d от 0,4 до 0,6 м), а в зоне насыщения – пещер   и   горизонтальных   каналов.

В некоторых районах интенсивно развиваются карстовые пещеры. Наиболее известны пещеры Чатыр-Дага в Крыму, Барнукова пещера в Горьковской области, Кутаисская и Анакопийская пещеры на Кавказе, Нижнеудинская в Сибири, Тюя-Мугонская и Угамская пещеры в Тянь-Шане, Бахарденская в Копетдаге. Эти пещеры образовались путем выщелачивания известняков восходя­щими глубинными термальными сероводородными содами, посту­пающими по разлому в земной коре. Широко распространены кар­стовые процессы в Чехословакии, Венгрии, Польше, Югославии, Испании, США. В США в штате Кентукки находится одна из круп­нейших пещер мира -Мамонтова. Она представляет собой сеть коридоров, выработанных в известняках, общей длиной 250 км. В Чехословакии известна пещера Домница длиной 621 км.

Некоторые карстовые пещеры в большей или меньшей степени заполнены льдом — ледяные пещеры. Это обычно слепые пещеры, у которых входное отверстие располагается вверху, а основание пещеры от входа спускается вглубь. Такие пещеры зимой интенсив­но промерзают. Весной в них попадает талая вода и замерзает. Над снегом и льдом в пещере скапливается холодный воздух. А так как холодный воздух тяжелее теплого, то он в пещере застаивается и в теплое время года сохраняет лед.

Из Ледяных Пещер в России особенно знаменита Кунгурская (Приуралье). По протяженности она самая большая среди гипсо­вых пещер в СНГ и вторая в мире. Пещера находится в правом скалистом борту р. Сылвы, близ г. Кунгур. Длина ее изученных ходов более 5 км; остальные ходы закалены обломками пород и ма­лодоступны. В пещере более 100 переходов и гротов. В них 36 озер. В вертикальном разрезе карстополином (карстовый многочлен) достигает 60 м. Он состоит (как и другие карстополиномы) в верх­ней части из карстовых воронок, в средней из понор и органных труб, в нижней — из каналов и пещер. Все ходы ориентированы по двум системам трещин, развитым в ангидритах.

Площадь самого большого озера 200 м². Глубина озер до 6 м. Уровень воды в озерах зависит от уровня воды в р, Сылве. Г. А. Максимович и К. А. Горбунова, изучавшие пещеры карстовых областей Приуралья, установили, что этажность Кунгурской пеще­ры увязывается с древними террасами Сылвы. На протяжении все­го лета в пещере господствуют отрицательные температуры (-2°С). В отдельных гротах степы и потолок покрыты кристалла­ми льда. Выходы и гроты украшены причудливыми ледяными дра­пировками из сталактитов и сталагмитов.

В карстовых областях наряду с отрицательными имеются и положительные формы рельефа: карстовые гребни между карровыми  ложбинами, карстовые гребешки между воронками, карстовые вы­ступы, холмы между котловинами и польями.

Карст проявляется во всех климатических зонах, однако интен­сивность его развития (особенно карбонатного) возрастает, но мере перехода от зон с сухим климатом и слаборазвитой растительно­стью к зонам влажного субтропического и тропического климата с пышным растительным покровом.

Изучение карста имеет большое практическое значение. Особен­но тщательно должны изучаться районы так называемого закры­того (встречается в европейской части СССР, на Урале, в Сибири) карста, где поверхностные карстовые формы в отличие от откры­того, или голого (средиземноморского), карста (Крым, Прибалти­ка и др.) выражены слабо. При закрытом карсте карстовые про­цессы развиваются под покровом рыхлых нерастворимых пород (мощностью до 50 и), поэтому в таких районах отсутствуют карры, котловины и полья, но широко развиты воронки проседания мягких очертаний, карстово-суффозионные воронки. В Курской об­ласти диаметр таких воронок достигает 300 м. Выполняющие во­ронки породы смяты, раздроблены.

Как современные, так и погребенные воронки глубиной до 75 м наблюдаются в Воронежской и Белгородской областях. Они обра­зовались за счет развития карста в писчем мелу. Карстовые про­цессы в этой карбонатной породе отличаются специфичностью, обусловленной небольшой механической прочностью мела и его способностью переходить в полужидкое состояние. Поэтому покры­вающие мел породы испытывают многократную мягкую просадку, дробятся и сминаются в складки. Среди погребенных карстовых форм в меловых породах встречаются полости, выполненные мате­риалом нерастворимой кровли длиной до 11 км. Благодаря мед­ленному опусканию нерастворимого чехла мела и накоплению но­вых пород одновременно с ростом воронок породы, выполняющие погребенные воронки, несут значительно большую информацию как о самом карстовом процессе, так и о физико-географической об­становке времени его формирования, чем известковый карст. Среди пород, заполнивших карстовые воронки (элювиальные глины, пес­ки), встречаются линзы бурых железняков мощностью до 3 м.

На Кавказе и на большой площади в Крыму развит своеобраз­ный задернованный (по Н. А. Гвоздецкому и Г. А. Максимовичу, 1969) карст-разновидность средиземноморского. В отличие от открытого карста в районах развития задернованного карста нет ярко выраженных карровых полей.

Более детальное членение карста по различным внешним и внутренним признакам дано в работах К. А. Горбуновой, Г. А. Максимовича, Н. И. Соколова и др.

В лессах и лессовидных суглинках также наблюдаются карсто­вые процессы, которые в отличие от процессов в карбонатных, голоидных и сульфатных породах получили название «глиняного» или малого карста. Типичные формы малого карста — воронки проседания, западинки, степные «блюдца» и просадочные террасы вдоль каналов, проложенных в неорошаемых ранее районах. Степ­ные блюдца диаметром до 300 м и глубиной до 1 м широко разви­ты на юге европейской части СССР.

Следовательно, в образовании карстовых форм принимает уча­стие не только коррозия (растворение), но и другие геодинамические процессы (размыв, выветривание, обрушение). В нераствори­мых породах, перекрывающих закарстованные толщи или распо­лагающихся рядом, также развиваются просадки, обрушения, суф­фозия, обвалы и другие явления.

Разрушительная деятельность подземных вод интенсивно про­является не только в районах развития карстующихся пород, но и на склонах возвышенностей и речных долин, на берегах морей и озер, искусственных водоемов и т. д. Подземные воды вызывают оплывины, оползни и другие формы смещения горных пород.

Оплывинами называют мелкие смещения, захватывающие толь­ко поверхностную выветрелую часть пород, слагающих склоны воз­вышенностей, долин и берега озер и морей и сплывающих вслед­ствие чрезмерного     увлажне­ния .

Оползни — крупные смеще­ния горных пород, слагающих склоны возвышенностей, реч­ных долин, озерных и морских впадин. В их образовании участвует сложный комплекс факторов, от состояния кото­рых и зависят размеры, густота и места зарождения оползней. Чаще всего оползни образуют­ся на склонах, сложенных сло­ями рыхлых пород, наклонен­ных в сторону уклона, и при наличии    водоупорного     слоя, обнажающегося на склоне. По­верхность контакта водоносно­го и водоупорного слоев вслед­ствие   выхода   над   последним родников со временем несколько понижается за счет растворения минеральных веществ контактирующих слоев и механического вы­носа из них подземными водами мельчайших частиц. Происходит как бы подкапывание подземными водами склона. Процесс под­капывания склона подземными водами получил название суффо­зии (лат. - подкапывание). Суффозия на контакте водоносных по­род с водоупорными вызывает нарушение равновесия выше распо­ложенных пород, и они вблизи поверхностного слоя как бы оседают. Это и вызывает образование постепенно расширяющейся тре­щины отрыва на склоне. Отчлененная ею часть склона оползает вниз (по плоскости скольжения).

Оползшая часть горных пород склона называется оползневым телом. Его поверхность, именуемая иногда оползневой террасой, наклонена в сторону склона.

Оползни в жестких породах возникают при уклоне слоев или трещин, разбивающих породы, к основанию склона и достаточном количестве грунтовых вод, выходящих на поверхность склона. В глинистых, суглинистых и песчано-глинистых породах оползни образуются и при горизонтальном залегании слоев. Этому способ­ствует как суффозия, так и непосредственное течение глин и суглин­ков под влиянием переувлажнения и нарушения их равновесия на склонах. Нарушение равновесия вызывается как естественными, так и искусственными причинами: сильные дожди и интенсивное таяние снега, увеличивающие увлажнение пород, а также их мас­су, подмыв склонов рекой или морским прибоем, неумелый полив садов и огородов, расположенных на склонах, нерациональный сброс излишних вод, перегрузка склонов тяжелыми сооружениями, железными и шоссейными дорогами, подрезка склонов и др. Ука­занные причины усиливают касательные напряжения, способствую­щие течению глин и суглинков. Серьезные нарушения равновесия вызывают подвижки блоков земной коры по разрывам и разломам, разбивающим склоны возвышенностей, долин и впадин. Особенно резкое нарушение равновесия на склонах наблюдается в сейсмиче­ских районах.

Оползневые процессы па склонах долин проявляются много­кратно. В результате оползневые тела образуют два, три и более ярусов, а вся поверхность склона приобретает бугристый рельеф.

Оползни по механизму смещения делятся на группы, типы и т. д. Наиболее простое деление оползней дано Л. П. Павловым. Он вы­деляет: 1) деляпсивные (лат. «деляпсус» - скольжение) оползни — оползневое тело спокойно соскальзывает под влиянием собствен­ного веса; в оползневом теле сохраняется последовательность сло­ев пород склона; 2) детрузивные (лат. «детрузио» - сталкивание) оползни смещение нижележащих пород происходит под напором оторвавшихся блоков, расположенных по склону выше. Часто породы в нижележащих блоках сминаются в складки, образуют буг­ры выпирания (оползни на Одесском берегу Черного моря).

Оползни, образующиеся па склонах долин в коренных породах и результате подвижек по разрывам, называют контактными, или блоковыми. Выделяются и другие типы оползней, например оползни-потоки (оползни глетчерного типа)—медленно сходящие пото­ки насыщенной водой выветрелой горной породы (полужидкое состояние). Оползни-потоки широко развиты в покровных лессовид­ных суглинках на склонах гор Тянь-Шаня, Крыма и др.

От оползней сильно страдают берега Волги в районе Ульянов­ска и Саратова, Оки, Миасса, Дона, Днепра и других рек, Кавказ­ский и Крымский берега Черного моря, многие районы Тянь-Шаня и Памира.

Размеры оползней самые различные. Некоторые из них захватывают   часть склона  протяженностью в несколько километров и шириной до нескольких сотен метров, увлекают за собой леса, сады, здания, участки железных и автомобильных дорог. Наиболее крупные оползни образуются в районах интенсивного воздымания земной коры, где отдельные блоки се движутся с разной скоростью. Это приводит к образованию различного рода разрывных нарушений, трещин бортового отпора отседанию блоков, на которых формируются оползни контактного типа. Большие оползни контактного типа имеются в долинах Ангрена, Чирчика, Зеравшана и др.

Долина р. Зеравшан а результате гигантского (15 млн. м³) оползня (сползла часть горы Дориварз у с. Айни, Таджикистан) 24 апреля 1964 г. оказалась перегороженной. Возникла пло­тина высотой 250 м и шириной около 600 м. На создание такой плотины людям, оснащенным современной техникой, потребовались бы многие месяцы. Выше оползня по течению реки образовалось большое водохранилище, ниже — безводное русло. Тающие ледники и дожди пополняли водохранилище ежедневно на 6-7 млн. м³ воды. Громадная масса воды, скопившаяся перед оползшей массой, грозила прорывом и затоплением селений, расположенных ниже по долине. И только умелый и оперативный спуск воды по прорытому в коренных породах обводному руслу предотвратил катастрофу. Непосредственная причина оползня - небывалое количество осад­ков, выпавших в марте - апреле. В результате перенасыщения пород в горе Дориварз образовалась глубокая трещина отрыва, давшая начало оползню.

В борьбе с оползнями большое значение имеют предупреди­тельные  мероприятия: перехват и отведение поверхностных и подземных вод от участков, страдающих от оползней, технически пра­вильное проведение земляных работ, выполаживание подножья склонов (подсыпка его в основании за счет срезки в верхней ча­сти), возведение подпорных стенок в сочетании с дренажем подземных вод, инъекционное закрепление пород (цементация), электрохимическое закрепление пород и др. В ряде районов организованы «оползневые станции». Они проводят большую работу по предупреждению населения об опас­ности оползней, составляют прогнозные карты схода оползней на основании изучения баланса подземных вод на склонах и современных движений земной коры.

Нередко на берегах рек, озер и морей возникают обвалы. От оползней они отличаются быстротой смещения крупных масс гор­них пород. Обвальная масса, отделившаяся от склона долины или горы, падает или катится с колоссальной скоростью вниз, распа­даясь на более или менее крупные части. Отдельные глыбы, уда­ряясь с громадной силой о дно, отскакивают к противоположному Склону долины, где, нагромождаясь, образуют вал из щебня и глыб Be меньшего размера, чем у подножья склона, с которого скатилась оторвавшаяся масса.

Обвалы также широко развиты в растущих горах Кавказа, Кар­пат, Тянь-Шаня и Памиро-Алая, Гравитационные массы, перего­раживая речные долины, нередко образуют озера. В формирова­нии некоторой части обвалов существенная роль принадлежит подземной снеговой и дождевой воде. За весну 1969 г. в бассейне р. Чирчик (Тянь-Шань) произошло 1100 обвалов, оползней и оплывин (главным образом на склонах северной экспозиции). Основная причина такой интенсивности - дружное таяние снега и обильные дожди. Насыщение лессовидных суглинков водой приняло к образованию оползней-потоков,   существенно   преобразивших   склоны долины.

Оползни и обвалы вызывают разрывы в слоях, изменения в их залегании (заворот голов пластов на склонах в результате смеще­ния коренных пород). Однако нарушения затрагивают лишь при­поверхностную часть пород и не распространяются на значитель­ную глубину.

Созидательная деятельность подземных вод. Подземная вода, соприкасаясь с горными породами, растворяет их и минерализует­ся. Когда насыщенность воды минеральными солями достигает предела, она теряет растворяющую способность. Если вода оказы­вается пересыщенной солями, часть из них выпадает в осадок. При этом в первую очередь выделяются наиболее труднорастворимые вещества - карбонаты, затем сульфаты и далее галоиды.

Выделение из воды веществ вызывается и другими причинами. Так, при просачивании воды через известняки и растворении их об­разуется нестойкое соединение - бикарбонат кальция Ca(HCO₃)₂. который при испарении и потере СО2 легко выпадает из раствора в виде арагонита (разновидность кальцита). Условия карстовых пещер также способствуют выпадению бикарбоната из просачиваю­щихся в них растворов. По стенкам умирающих карстовых пещер образуются натечные корки различной мощности, а в полостях - столбообразные натеки, известные под названием сталактитов и сталагмитов.

Сталактитом называют натечное образование типа ледяной со­сульки, свисающей с потолка пещеры. Капли воды, просачиваю­щиеся через известковую породу в полость пещеры, испаряются, оставляя соли. Отдельные капельки обычно стекают с какого-либо бугорка на потолке пещеры или корня наземного растения. На их поверхности со временем накапливается арагонит в виде сосульки, постепенно удлиняющейся и утолщающейся. Если воды просачи­вается много, часть капель падает на дно пещеры и здесь испаря­ется. Тогда подобное сталактиту образование растет со дна пеще­ры и называется оно сталагмитом. Форма сталагмита менее пра­вильная, чем сталактита. Скорость роста сталактитов зависит глав­ным образом от величины притока и химического состава вод. Со­гласно Н. Г. Максимовичу (1976), скорость роста сталактитов в известковых пещерах 17-35 мм/год. Сталактиты галоидных со­лей растут наиболее быстро — от 0,09 до 0,53 мм/ч. Сталагмиты растут медленнее сталактитов, так как стекающая с последних вода содержит меньше солей.

Сталактиты и сталагмиты, срастаясь, образуют нечто вроде колонны (сталагнаты), подпирающей потолок пещеры. Таким образом, может произойти заполнение карстовой полости и ее цемента­ция. Заполнение карстовых полостей новообразованиями - процесс очень длительный. В зависимости от состава растворов могут возникнуть последовательные наслоения концентрических корок различного минерального состава (кальцита, гипса, опала, лимонита и др.).

В пещерах наблюдаются остаточные образования - нераствори­мые продукты карбонатных пород. Среди них представляет интерес красная глина, обогащенная гидратами окислов железа и алюми­ния (терра-росса). Часто пещеры заполняются озерными и речными осадками (пещерный аллювий), а также обвальным материалом.

С карстовыми пустотами связано накопление ряда месторожде­нии полезных ископаемых: россыпные месторождения золота, алмаза и никеля, месторождения железных, марганцевых и свинцово-цинковых руд, бария, огнеупорных глин, фосфоритов, нефти, бокситов, минеральных вод и др.

В местах выхода на поверхность Земли подземной воды, насы­щенной углекислотой, отлагается углекислая известь, образующая известковый туф (травертин). Травертин накапливается и в под­земных полостях. Углекислая известь (как и другие соли) может отлагаться в трещинах и порах горных пород (если улетучивается, например, углекислота), постепенно их цементируя.

Отложение минеральных солей из воды происходит и при пони­жении ее температуры. Вода, поднимающаяся с большой глубины и имеющая высокую температуру, растворяет на своем пути раз­личные минеральные массы. Попав в более холодные части земной коры, она выделяет часть растворенных веществ, которые осажда­ются в трещинах и в порах пород. Если процесс отложения солей из воды длится долгое время, все пустоты заполняются минераль­ным веществом и породы цементируются (пески превращаются в песчаники, а разбитые трещинами горные породы «спаиваются»). Если среди растворимых в воде солей есть соли металлов, то воз­можно возникновение и рудных месторождений (серебра, свинца, меди, золота, железа, цинка и др.).

Среди отложений горячих подземных вод широко распространен кремнистый туф (гейзерит), отлагающийся из вод, насыщенных кремнекислотой. Источники отлагают также большие массы буро­го железняка и многие другие минеральные вещества. В отложениях гейзеров Иеллоустонского парка (США) найдены санидинообразные полевые шпаты.

Подземные воды выполняют и транспортирующую работу. Они переносят разнообразные минеральные соединения из одних обла­стей в другие и способствуют тем самым миграции минеральных масс в земной коре. За счет деятельности подземных вод формиру­ются вторичные месторождения полезных ископаемых.

Практическое значение подземных вод. Подземные воды с дав­них времен используются для водоснабжения, орошения полей и обводнения пастбищ. Об этом свидетельствуют древние глубокие (до 100 м и более) колодцы, расположенные вдоль караванных путей в Средней Азии, и кяризы — горизонтальные подземные га­лереи, начинающиеся в предгорьях и тянущиеся на многие кило­метры. По кяризам подземная вода самотеком выходит на поверх­ность Земли. Они известны в СНГ, Китае, Иране и других стра­нах.

Пресные термальные подземные воды широко используются для получения электроэнергии, отопления жилых зданий, для нужд промышленных  предприятий  и подогрева  парников.  Термальные, термоминеральные и термогазовые воды   имеют   важное лечебное значение.  При соответствующей  минерализации   подземные  воды могут быть базой минерального сырья.

Вопрос об обеспечении пресной водой во многих районах стоит очень остро (Япония, Италия и др.). Почти половина населения земного шара испытывает   острый   недостаток   в   питьевой   воде. В связи с ростом численности населения и его культуры, с развитием промышленности и сельского хозяйства потребность пресной воде в будущем еще более возрастет. Поэтому вопросам изу­чения подземных вод и особенно их охране от загрязнения уделя­ется огромное внимание.

Подземные воды изучаются широко и планомерно. Де­тально исследуются они не только в целях использования, но и борьбы с ними, если они выступают в качестве неблагоприятного фактора, например при освоении заболоченных и засоленных пло­щадей, оздоровлении местности, проведении тоннелей, разработке рудных и нерудных полезных ископаемых, при освоении участков, подверженных карстообразованию и оползанию, и т. д.

С громадными притоками подземных вод приходится сталки­ваться при проходке горных выработок. Большие препятствия при­ходится преодолевать строителям при встрече с так называемыми плывунами - тонкозернистыми породами (чаще песками), пере­сыщенными водой и способными плыть вместе с водой, не отделя­ясь от нее.

Огромна роль подземных вод в разработке нефтяных месторож­дений. Подпирая нефть, они обеспечивают се фонтанирование. При
неправильной добыче нефти эти воды могут привести к обводнению
и даже порче месторождения. Откачка из земных недр в больших
количествах нефти и воды приводит к проседанию поверхности.

С подземными водами приходится считаться и при гидротехническом,  коммунальном  и дорожном строительстве, особенно в условиях многолетней мерзлоты  и в областях  развития  карстовых процессов.

 

Геологическая деятельность озер

 

Водоемы на поверхности материков, не имеющие непосредственного сообщения с морями и океанами и обладающие углубленной центральной областью, где не может развиваться прибрежная растительность, получили название озер. Они встречаются на различных абсолютных отметках. Так, абсолютная отметка зеркала воды Мертвом море (озере) - 392 м, в Каспийском —28 м, Байкала +456 м, а многочисленные озера Тибета располагаются
на отметках выше 5000 м (оз. Арпорт-Цо +5465 м), озеро Кара­-
куль (Памир)       - высочайшее в мире из числа крупных озер - на
высоте +4000 м.

Размеры зеркала озер изменяются от десятых долей до десят­ков и сотен тысяч квадратных километров (Байкал - 31,5 тыс. км², Каспийское - 395 тыс. км²). Общая площадь озер на Земле около 2,7 млн. км², т. е. 1,8% от площади суши. В СНГ на долю озер приходится 1,3% от площади суши. Глубина озер изменяется от нескольких десятков сантиметров (оз. Эльтон - 80 см) до несколь­ких сотен метров  (оз. Танганьика - 1435 м, оз. Байкал - 1620 м).

По водному режиму озера делятся на проточные, питающиеся атмосферными осадками, подземными водами и реками и отдаю­щие воду в другие водоемы или реки (Ладожское, Онежское, Байкал и др.), и бессточные, питающиеся атмосферными осадками, подземными водами, речными водами, но расходующими воду только па испарение (Каспийское, Аральское, Балхаш, Иссык-Куль и др.). Первые свойственны в основном гумидным зонам, вто­рые - аридным и семиаридным.

Водный режим озер и климатические условия определяют в из­вестной мере минерализацию воды. Проточные озера, как правило, пресные, особенно в условиях влажного климата; в озера поверх­ностным и подземным путем поступает много пресной воды, а ис­паряется мало (вода Онежского озера содержит всего 0,03% солей). Бессточные озера в условиях влажного климата слабосолоноватые или даже пресные (если породы ложа не содержат легковыщелачиваемых солей). В условиях засушливого климата, где испарение достигает колоссальных размеров, а притекающая в озера вода нередко имеет повышенную минерализацию, озера солоноватые или даже соленые. К солоноватым относят такие озера, в воде ко­торых содержится солей более 0,1, по менее 2,5%; озера, в воде которых солей больше 2,5%, относятся к соленым.

Солоноватых и соленых озер множество. Соленые озера в СНГ широко развиты на юге Западной Сибири, в Казахстане, Узбеки­стане, Туркмении, в Калмыкии и Астраханской области. Крупнейшие из них — Иссык-Куль (0,67%) и Аральское море (1,29%).

Наибольшая минерализация воды в бессточных озерах наблю­дается в местах, удаленных от устьев рек, впадающих в озера. Например, в Каспийском море в 75 км от устья Волги минерали­зация равна 0,14%, о средней части Каспия - 1,4%, а в заливе Кара-Богаз-Гол - до 28,5%, т.е. это уже минерализация, свойствен­ная соленым самосадочным (солеродным) озерам. Соленые озера питаются часто подземными водами, выщелачивающими соли (Эльтон - 28,42%), или они собирают воду с больших территорий аридной зоны. Солеными нередко бывают усыхающие озера, отде­лившиеся от морских бассейнов (реликтовые). Некоторые релик­товые озера, принимающие большое количество пресной воды (как Каспийское море), распресняются. Так, вода таких реликтовых озер, как Онежское и Ладожское, расположенных в зоне влажного климата, ныне близка к дистиллированной.

Впадины озер самого разнообразного происхождения. На севе­ре   европейской   части СНГ,  в Финляндии, в горных   районах Тянь-Шаня, Кавказа, Урала и других горных районах, испытавших в ранние эпохи четвертичного периода мощные оледенения, широ­ко представлены озера, впадины которых выпаханы лед­никами и обособлены валами морен (оз. Зоркуль, Памир). В гор­ных районах озера также часто образуются в результате подпруживання рек обвалами, оползнями, реже селевыми выносами боко­вых притоков: Сарезское озеро и озера в долинах рек Гунт, Вяздара и многие другие на Памире, Карасу, Курбанкулъ, Голубые озера в Тянь-Шане, оз. Рица и другие на Кавказе. Сарезское озеро отличается большими размерами: его длина до 70 км, ши­рина до 400 и, глубина свыше 505 м. Объем обвальной массы, образовавшей плотину, 2200 млн. м³. Непосредственной причиной об­вала было землетрясение, в подготовке обвала участвовали и экзо­генные процессы.

В Афганистане имеются озера, приуроченные к долинам рек, перегороженным плотинами из травертина, отложенного горячими водами, выходящими по разломам в земной коре  (Славил,  1971).

В районах развития карста встречаются карстовые озера, при­уроченные к пещерам (Кунгурские), к карстовым котловинам и во­ронкам (Архангельская область, Владимирская, Горьковекая, Нов­городская, Ленинградская и др.).

На юге Западной Сибири некоторые озера приурочены к впади­нам просадочно-суффозионного происхождения, а в районах развития многолетнемерзлых грунтов – термокарстового.

Вместилищами для озер служат и кратеры вулканов как потух­ших, так и действующих в периоды их временного покоя (на п-ове Камчатка, Курильских островах). В вулканических областях рас­пространены и озера, образовавшиеся вследствие подпруживания речных долин лавовыми потоками (озера на Армянском нагорье). Их называют подпрудно-лавовыми.

Для долин равнинных рек характерны старичные озера. В устьевых частях рек (Волга, Амударья и Сырдарья, Дон, Лена, Яна и др.) многочисленны дельтовые озера (ильмени). Дельтовые озера, питающиеся водами протоков реки, называются ериками, а озера, питающиеся водами моря, — култучными. Дельтовых озер много по берегам Средиземного, Северного, Балтийского, Каспий­ского, Азовского и других морей. В историческое время благодаря дельтовым запрудам некоторые морские бухты превратились в озе­ра (озеро Лохве в Шотландии).

Многие озера занимают тектонические провалы (грабены). Тек­тонического происхождения котловины оз. Байкал (самое крупное пресное озеро в мире, в нем сосредоточено 20% всей пресной воды Земли), Иссык-Куля и Телецкого озера в СНГ, Виктории, Ньясы и Танганьики в Африке. Озера тектонического происхождения отличаются большими глубинами.

Ряд озер приурочен к впадинам смешанного происхождения: моренно-обвального (оз. Капкаташ в Ферганском хребте), обваль­но-тектонического (оз. Сарычелек в Чаткальском хребте) и др. На поверхности Земли создано много крупных искусственных озер-водохранилищ; с деятельностью человека связаны и озера, приуро­ченные к карьерам.

Геологическая деятельность озер проявляется в разрушении, переносе и созидании.

Разрушительная деятельность озер. Она аналогична работе мо­ря, только масштабы ее во много десятков и сотен раз меньше, чем работа морей и океанов. Для озера также характерны ветровые, приливные и отливные волны, течения и суспензионно-мутьевые потоки (Боденское озеро; Вашичек, 1955).

Приливные явления в озерах чрезвычайно малы. Максимальная
высота приливов в Каспийском море - 3 см, в оз. Байкал - 1 см.
На некоторых крупных озерах в тихую погоду происходят своеобразные движения воды, вызываемые изменениями атмосферного
давления: у одного берега наблюдается очень медленное повышение водного   зеркала  на  несколько сантиметров, у противоположного - такое же понижение. При этом колеблется вся масса воды, а зеркало озера кажется совершенно спокойным. Эти медленные без волнения колебания поверхности воды в озере получили назва­ние сейш. Они наблюдаются и при восстановлении уровня воды после ветра.

Течения в ряде озер хорошо изучены. Так, в Каспийском море течение, идущее против часовой стрелки, образует круговое дви­жение воды вдоль берегов. Обусловлено оно господствующими ветрами и притоком воды из Волги, имеющей иную плотность, чем морская вода. Течение захватывает слой мощностью в несколько сот метров. Скорость его 0,3-0,4 м/с. Течения из Каспийского мо­ря в залив Кара-Богаз-Гол обусловлены более низким уровнем води в заливе из-за интенсивного ее испарения. В Кара-Богаз-Гол стекает 22,2 км³ воды в год. Испаряется с поверхности Каспийско­го моря 394,1 км³,т. с. расходная статья Каспия около 416,3 км3/год. Приблизительно столько же ныне и поступает; при этом на речные воды приходится 339,5 км³/год, на подземные воды 5,5 км³/год и на атмосферные осадки 71,3 км³.

Существенную роль в разрушительной и транспортирующей деятельности озер играют ветровые волны. В крупных озерах (Каспийское, Аральское, Байкал, Онежское) они достигают иногда высоты 2,0-3,0 м. Как и в морях, но менее грандиозно, ветровые волны проводят абразионную работу у береговых уступов озер. Интенсивность озерной абразии зависит от состава пород берегов. Например, северо-западная часть побережья Онежского озера, сложенная древнейшими кристаллическими породами, разрушается в слабой степени, южная и юго-восточная части побережья, обра­зованные осадочными девонскими песчаниками и глинами, разру­шаются гораздо интенсивнее. В результате на берегах озера наблю­даются далеко выдвинутые мысы с отвесными склонами, разделен­ные дугообразными заливами с низкими берегами. Па концах мы­сов ярко выражена разрушительная работа, в бухтах -созида­тельная.

Волновая абразия проявляется и в водохранилищах, особенно в первые годы после введения их в эксплуатацию.

Созидательная деятельность озер. Она в основном зависит от их водного режима, минерализации воды, размера озер, особен­ностей рельефа и климата районов, в которых они расположены. Этими факторами определяется и соотношение механических (терригенных), химических и органогенных осадков, формирующихся в озере.

Механические осадки озер могут быть представлены гальками, гравием, песком, илами. Эти осадки резко (особенно в отложениях крупных пресноводных озер) преобладают в озерных отложениях. Формируются они как за счет продуктов разрушения берегов озер, так и за счет приносимого в озера обломочного материала реками и другими экзогенными агентами. Крупность (то же количество) материала, приносимого реками, определяется их живой силой: горные реки  приносят в озеро гравийно-галечный материал,  равнинные — песчано-илистый. Приносимый материал сгружается в основном в устьях, дельтах, которые со временем, разрастаясь, могут полностью заполнить озерную впадину. Озера заполняются и за счет впадения в них временных потоков.

Многочисленны примеры исчезновения озер в горах Восточного Тянь-Шаня и Куньлуня. Котловины недавно исчезнувших озер зафиксированы автором в горах Заилийского Алатау. Наиболее быстро прекращают свое существование озера бессточные. Даже крупнейшие из них заполняются осадками в течение 10—15 тыс. лет и менее.

Проточные озера заполняются осадками по-разному. Неглубо­кие озера накапливают грубый материал, а илистый выносится вы­текающими из них реками. Реки, вытекающие из глубоких озер, обычно несут совершенно прозрачную воду (р. Ангара).

Грубообломочный материал (валуны, галечники), образующий­ся в процессе абразии, откладывается вдоль крутых берегов в пре­делах волноприбойной террасы. Дальше от берега он сменяется сначала гравием, затем песком (у озер с пологими берегами в при­брежной части отлагаются пески с отдельными раковинами гастропод и пелеципод; в них наблюдаются знаки ряби высотой 5—12 см). За пределами прибрежной зоны (литоральной), в пере­ходной (сублиторальной) и частично в глубинной (профундальной) зонах озера откладываются терригенные илы.

По данным Н. М. Страхова, установившего основные законо­мерности осадконакопления в озерах СССР, крупнообломочный материал (валуны, галечник, гравий, песок), например, в оз. Бай­кал встречается в узкой прибрежной полосе до глубины 100 м и только в области, прилежащей к дельте Селенги и некоторых дру­гих рек (в озеро впадает 356 рек и только одна вытекает), галеч­ники и пески спускаются на большие глубины. Ниже развиты гли­нисто-алевритовые, а в наиболее глубоких частях озер — пелитовые илы. Илистые осадки в непроточных озерах отлагаются па меньших глубинах (в Каспийском море с глубин 15-20 м, в Араль­ском – 5-10 м, Балхаше - 3 м).

Химические и органогенные осадки преобладают в бессточных
озерах, в проточных они играют меньшую роль и нередко встречаются лишь в виде примесей к механическим осадкам. В песчаных
отложениях Байкала наблюдаются, например, железисто-марган­цевые конкреции. В более глубоководных частях озера среди пелитовых илов развиты диатомово-глинистые, часто ожелезненные илы, содержащие марганец и фосфор. В донных отложениях Байкала известны скопления углерода органического происхождения (мощностью до нескольких сантиметров). Карбонаты Са и Mg, широко развитые в озерных отложениях; вообще, в осадках Байкала отсутствуют из-за низкой температуры воды. Вода в Байкале
пресная (солей не более 0,01%), поэтому неустойчивый биогенный
кальцит очень быстро растворяется.

Осадконакопление в других проточных озерах в общем близко к описанному. Различия связаны с физико-географическими особенностями той зоны, в которой располагается озеро, с глубиной озера и характером приносимого и уносимого реками материала.

Мелководные пространства даже проточных озер (особенно умеренной зоны) зарастают влаголюбивой растительностью — ка­мышами, осоками, водорослями. Отмирающие растения падают на дно водоемов. На них развивается богатая флора бак­терий (сапрофиты). В результате на дне озер образуется своеоб­разная смесь минерального и органического гнилостного ила — сапропель, или гития. Сапропелитовые отложения широко развиты в озерах таежно-лесной зоны, где мощность отложений достигает 20 м и более. Сапропелиты по мере заболачивания озера пере­крываются торфами. Ископаемые сапропелиты представлены сапропелевыми углями и горючими сланцами.

В озерах в результате отмирания растительных остатков, бога­тых жирами, могут образоваться битуминозные отложения. Такие отложения могли стать первоисточником для образования и скопле­ния нефти и газа. Если в озера поступают речные и грунтовые во­ды, обогащенные органическими кислотами и солями железа (осо­бенно это наблюдается в зоне развития древних морен), то на дне озер на глубинах от 1 до 10 м отлагается железная руда в форме буроватого, черноватого и зеленоватого порошка или горошин ли­монита (бобовая руда). В его образовании принимают участие и бактерии. Эта железная руда имеет иногда практическое значение.

Озерная руда распространена в северной части Европы и Се­верной Америке. Среди примесей к лимониту встречаются окислы марганца и фосфора. В озерах тропической зоны наряду с окисла­ми железа отлагается бобовый боксит. Его формирование связано с выносом в озера коллоидов окислов алюминия из латеритных кор выветривания.

В некоторых глубоких («непроветриваемых») озерах (Сары-Челек, Карасу в Тянь-Шане), по данным В. И. Попова, развиты застойные черные сероводородные илы.

В соленых (солеродных, самосадочных) озерах преобладающее значение имеют химические осадки. Летом большинство соленых озер почти нацело испаряется, покрываются с поверхности сплошным слоем соли или ее пленкой, которая по мере роста мощ­ности погружается на дно и образует новосадок. Оставшийся маточный рассол (рапа) находится в тесном взаимодействии с выпавши­ми новосадками. При дальнейшем испарении из рапы выпадают кристаллы солеи. При притоке воды в озеро выпавшие в осадок соли переходят в раствор. В дождливое лето садки соли может я не быть.  В засушливые годы она  возрастает.  Мощность новосадка в такие годы может достигать двух и более десятков санти­метров. По составу солей выделяются следующие типы соленых озер: карбонатные, или содовые (в водах преобладают в растворе Na₂CO₃ наряду с NaCl и Na₂SO₄), сульфатные (преобла­дают Na₂SO₄, MgSO₄, CaSO₄ наряду с NaCl, MgCl₂) и хлоридные (преобладают NaCl, MgCl₂, СаСl наряду с сульфатами).

Из самосадочных озер наиболее распространены хлоридные, реже встречаются сульфатные и еще реже карбонатные.

Хлоридные озера широко распространены во всех зонах, но осо­бенно богата ими Северо-Западная и Средняя Азия от Каспийско­го моря до крайних пределов Хангая. Самое большое количество озер этой группы в СНГ находится в Астраханской и Крымской областях, в пустынных областях Средней Азии и на юге Западной Сибири (в Кулундинской степи свыше 3000 озер, часть из них ре­ликтовые, часть образовалась за счет выщелачивания солей из пород или путем растворения коренных пород). Летом в озерах выпадают в осадок гипс и поваренная соль, зимой - гидрогалит.

В сульфатных озерах летом выпадают гипс, поваренная соль, тенардит Na2SO4 и др., зимой - мирабилит (глауберова соль Na₂SO₄x10H2O).

В карбонатных (содовых) озерах летом выпадают поваренная соль, мирабилит; зимой, когда растворимость солей падает, - ми­рабилит и сода Na2SO4x10H2O. Чисто содовые озера встречаются в СНГ, Венгрии, Мексике, США и др.

Озера, в которых отлагается бура, называются боратными. Они известны в Тибете, Непале, в США (в питании их принимают участие термальные воды).

В аридных условиях мелкие пересыхающие озера переходят в соры (их много восточнее Каспия).

Химические и органогенные осадки озер - ценное сырье для хи­мической, пищевой и других видов промышленности. Грязи их, бо­гатые минеральными и 'органическими веществами, используются в медицине. Сапропелит используется также для удобрений.

 

 

Геологическая деятельность болот

 

Болотами называются избыточно-увлажненные участки земной поверхности, занятые специфической влаголюбивой раститель­ностью, при отмирании которой образуется торф, или раститель­ные остатки в виде торфа или сапропеля. Участки, в пределах которых мощность торфа в неосушенном виде меньше 30 см, а в осушенном — менее 20 см, условно относят к заболоченным землям. Если мощность торфа выше - к болотам.

Болота образуются в тех районах, где имеются условия для из­быточного увлажнения почв, т. с. в районах с затрудненным или лишенных стока поверхностных вод, с неглубоким залеганием зер­кала грунтовых вод и т. п. Источники питания болот - грунтовые воды, атмосферные осадки, речные, озерные и морские воды. По характеру водноминерального питания и составу растительности различают следующие основные типы болот: верховые (водораз­дельные), низинные (пойменные, дельтовые, приморские) и переходные.

Верховые болота развиты на широких плоских водоразделах, сложенных с поверхности слабоводопроницаемыми породами. Пи­таются они только за счет атмосферных осадков (грунтовые воды залегают па большой глубине). Вода в них чрезвычайно бедна ми­неральными солями, поэтому па них развивается особая болотная растительность (сфагнум, кукушкин лен и др.), требующая мыло минеральных солей. Такая растительность называется олиготрофной (греч. олигос - малый, трофе - пища). Остатки болотной рас­тительности образуют торфяные накопления, характеризующиеся высокой калорийностью и малой зольностью.

Низинные болота питаются не только атмосферными осадками, но и речными и грунтовыми, а на берегах озер и морей и водами этих водоемов, содержащими иногда значительное количество ми­неральных веществ. Поэтому в низинных болотах развивается евтотрофная (греч. еутос - сам) растительность, требующая для своего произрастания много минеральных веществ (камыши, осо­ки, кустарники черной ольхи, березы, гипновые мхи и др.). Обра­зующиеся торфяники обладают большой зольностью и меньшей калорийностью. К этому же типу болот относятся и болота, обра­зующиеся при зарастании озер. Характер растительности по мере зарастания меняется: в начале она евтрофная, затем мезотрофная и в конце олиготрофная (поверхность болота становится выпуклой и питают его на поверхности лишь атмосферные воды).

Болота переходного типа характеризуются мезотрофной растительностью, требующей для своего произрастания небольшое коли­чество солен.

В болотах, развивающихся в течение длительного геологическо­го времени (особенно низинных), накапливается торф. Преобразо­вание растительных остатков в торф (гумификация) происходит без доступа воздуха при участии бактерий и низших грибов. При гумификации растительных остатков увеличивается содержание углерода (в торфе его до 59%). Кроме торфа в болотах накапли­ваются также сапропель, болотный мергель, железные руды (сиде­рит, лимонит).

Вместе с железной рудой в болотах встречаются отложения марганца, фосфора (Мn и Р входят в состав минерала вивианита (Fe3²[PO4]x8H2O).

Торф с течением времени год действием давления, высоких тем­ператур и других факторов превращается в различные по составу угли (от лигнита до антрацита). Образование тех или иных гуму­совых углей определяется возрастом залежей и структурными осо­бенностями земной коры в районах их расположения. Если торфя­ная залежь подвергалась воздействию высоких давлений и высоких температур, углефикация происходит более интенсивно, могут возникнуть угли высоких марок (антрацит) даже при сравнитель­но небольшом их геологическом возрасте (угли мезозойского воз­раста в тунгусской синеклизе). Там же, где угли не подвергаются воздействию высоких давлений и температур, они бурые (Ангренский угольный бассейн, Ташкумырский и др. в Тянь-Шане).

Основная часть крупных угольных месторождений прошлых эпох приурочена к приморским болотам, формировавшимся на низменных побережьях и в литоральной области морей тропической и субтропической зон, где развивалась пышная растительность, в том числе и мангровые заросли. Угленосные залежи, образовав­шиеся из растительных остатков приморских болот, называют паралическими (греч. «паралиос» - приморские) в отличие от лимнических залежей, сформировавшихся на континентах. Как среди паралических, так и лимнических выделяют угли аллахтонные (греч. «аллос» - другой) и автохтонные. Первые образовались из переотложенных растительных остатков (перенесены реками в 'устьевые части и др.), вторые сформировались на месте произрас­тания растений.

Площадь, занимаемая болотами, на поверхности Земли огром­на, причем свыше 70% их приходится на территорию СНГ. По данным академика В. Н. Сукачева, площадь торфяных болот на территории СССР превышает 1,5 млн. км². Основная их часть со­средоточена в Западной Сибири (на бассейн Оби приходится при­близительно половина всех болот и заболоченных земель СНГ). Широко развиты болота на севере, северо-западе и западе евро­пейской части России (Карелия, Полесье).

Торфяные богатства СНГ составляют свыше 60% мировых запасов. Они широко используются в народном хозяйстве: в каче­стве топлива, сырья для переработки в различные пенные вещест­ва, для удобрений и др.

 

Гравитационные процессы

 

Под действием силы тяжести продукты выветривания либо остаются на месте своего образования, либо скатываются вниз по склонам гор и оврагов и накапливаются у подножий. В первом случае они называются элювием (лат. "элюо" - вымываю), во втором - осыпями. На крутых обрывах под влиянием сил гравитации вследствие подмыва или переувлажнения склона могут происходить  оползни, приводящие к большим разрушениям и человеческим жертвам. Крупные массы горных пород перемещаются (оползают) вниз по наклонной поверхности глинистого слоя. В горах с крутыми обрывистыми склонами под влиянием силы тяжести  возникают  обвалы больших масс горных пород, особенно  во время землетрясений. Так, в 1911 г. на Памире обвалившаяся глыба пород объемом 8 млрд т, спустившись по склону, перегородила р. Мургаб, образовав плотину высотой 600 м.