Обстановки континентального осадконакопления. Наземно-равнинная область

Важнейшими факторами, определяющими накопление осадочного материала на континентах, являются рельеф и климат, текучие воды и ветер. Аккумуляция осадков происходит в пределах отрицательных форм рельефа. Различные типы понижений определяют природу осадков и в целом их пестрый состав. На суше более контрастно, нежели в области морского осадконакопления, выражены изменения климата и его влияние на осадконакопление. Так в Антарктике отрицательные температуры достигают 88⁰С, в то время как в пустынях Ливии столбик термометра поднимается до отметки +60⁰С. Резкие колебания на земной поверхности характерны и для количества атмосферных осадков от 10-11 тыс. мм в год в тропиках до почти полного отсутствия в отдельных районах пояса пустынь. Отсюда разнообразие обстановок седиментации и типов осадка.

Дифференциация обстановок континентального осадконакопления включает выделение трех основных групп:

• обстановки равнин гумидного климата;

• обстановки равнин аридного климата;

• обстановки предгорных равнин и межгорных впадин.

Если при выделении области седиментации первых двух групп доминирует фактор климата, то для области третьей группы на первый план выдвигается характер рельефа.

Есть другой подход к выделению обстановок осадконакопления. Обособляются наземные и водные обстановки. Среди наземных указываются пустынные, подножий гор и ледниковые; среди водных – речные, озерные, болотные, пещерные обстановки. Выделение наземных и водных обстановок основано на различии среды отложения материала: потоки, озера, болота в водных обстановках, воздействие ветра, либо глетчерного льда – в наземных.

Для всех видов континентального осадкообразования, включая наземно-равнинную и водораздельно-склоновую область, характерны осадки следующих генетических типов:

1. элювий, продукты выветривания горных пород, оставшиеся на месте своего образования;

2. делювий, отложения, возникшие в результате накопления смытых со склонов дождевыми и талыми водами рыхлых продуктов выветривания, образуя «шлейфы», выклинивающиеся верх по склону;

3. коллювий, продукты выветривания, смешенные вниз по склону под действием силы тяжести, в том числе в подводных условиях;

4. пролювий, осадки, накапливающиеся у подножия склонов за счет выноса временными потоками;

5. аллювий, отложения, формирующиеся постоянно действующими водными потоками в речных долинах.

Среди обстановок равнин гумидного типа наиболее характерной является аллювиальная обстановка. Отложения формируются в руслах речных потоков, связанных с ними пойм, их старицах. Собственно русловые накопления отличаются более крупными размерами обломков – от песка до валунов, и хорошей сортировкой. Состав, гранулометрия и размещение осадков различной зернистости, как и распространение алевритовых, алевропелитовых и глинистых накоплений поймы, связаны со стадией развития речной долины. Наиболее динамичная часть русла – стрежень, формирует скопления более грубого обломочного материала – крупнозернистый песок, гравий, галечник. На части русла, удаленной от стрежня, накапливаются более мелкозернистые осадки, в том числе пески прирусловой отмели. Песчаные русловые накопления равнинных рек имеют косую мульдообразную и перекрестную слоистость. Пойменные отложения слагаются наносами русла реки во время половодья. Максимальное развитие пойменной обстановки характерно для хорошо развитых речных долин.

Старично-болотная обстановка определяется возникновением застойных условий по мере отшнуровывания от основного русла реки стариц, образования водоемов мелкой стоячей воды и наличия низменных влажных пространств, покрытых обильной растительностью. Осадки стариц в нижней их части похожи на русловые отложения, в верхней же части разреза преобладают темно-серые до черных глинистые отложения, богатые органическим веществом. Для болот, возникших во влажных низменных ложбинах, на месте зарастающих озер характерно мелководье, ограниченная циркуляция и обильная растительность. Болотная обстановка может развиваться в зонах умеренного, жаркого, но обязательно гумидного климата, в условиях обводненности морской, солоноватой или пресной воды, что и определяет видовой состав растительности. В любом случае в осадочном комплексе данной обстановки доминирует биологическая компонента. Болотные осадки могут переслаиваться с озерными, пойменными, русловыми или морскими накоплениями.

Озерная обстановка отличается разнообразием условий осадконакопления. Различны размеры, формы и глубина бассейна, сила волнений и течений, солевой, газовый состав вод, биологические факторы, ландшафтные и климатические условия.

Отложения крупных озер равнин гумидного климата похожи на осадки внутриконтинентальных морей. Терригенные песчаные и гравийные накопления прибрежий к центру бассейна сменяются глинами, иногда органогенными и хемогенными осадками. Развивается фауна гастропод, пелиципод, остракод.

Обстановки равнин аридного климата отличаются широким развитием водораздельно-склоновых комплексов отложений, слабо выраженной гидрографической сетью, локальным проявлением условий заболачивания. Озерные обстановки здесь включают формирование содовых (Кулундинская степь), соленых озер (Баскунчак, Эльтон) при отчетливо выраженной связи состава минерализации с породами области сноса.

Для равнин аридной климатической зоны обстановку пустынь можно считать типоморфной. Осадки пустынь часто имеют линзовидную форму, отличаются чередованием мелкого и крупного обломочного материала и связаны с деятельностью ветра, временных потоков, с пересыхающими озерами и солончаками. Встречаются обширные бессточные ложбины, сформированные на месте бывших пойм рек, впадины, созданные в результате ветровой эрозии: шоры, такыры. Своеобразие пустынной обстановки – обширные поля, сложенные грядовыми, ячеистыми, грядово-ячеистыми формами, созданными барханами движущихся песков. Для барханных песков характерна косая слоистость с пересекающимися клиновидными сериями.

Характерная черта пустынь – проявление процессов инсоляции с образованием в результате испарения капиллярных вод кремнистых, известковых, гипсовых корок, налетов окислов марганца («пустынный загар»), панцирей.

Отложения пустынь – преимущественно песчано-глинстые эолового происхождения, почти лишенные органических остатков, возникшие, в основном, под влиянием ветра. Отсюда малое количество в песках пустыни пылевых частиц, характерная эоловая рябь, часто совместное нахождение с пролювием отложений соляных озер, солоноватоводных водоемов.

Ледниковая обстановка отличается низкими температурами, ограниченным составом флоры, фауны, ведущей ролью в осадкообразовании энергии движущегося льда и талой воды. Ледники состоят из глетчерного льда, образующегося из снега. Глетчерный лед отличается от морского и речного льда своей текучестью. Ледники, размещаясь в горных районах, приурочиваются к депрессиям (понижениям) в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям. В полярных районах ледники образуют сплошной покров, располагаясь на уровне моря.

При передвижении массы льда разрушают горную породу, истирают поверхность, по которой они движутся (ледниковая эрозия) и переносят разнообразный обломочный материал. Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, называется мореной. На внешней границе ледника образуется конечная морена, под ледником располагается донная, или нижняя морена, по переферии – боковые морены. На поверхности ледник несет обломки горных пород, обрушившиеся со склонов долины, трога, образуя боковые и поверхностные срединные морены. Обломки горных пород переносятся и внутри тела ледника, попадая в него по трещинам в результате протаивания, перекрытия новыми порциями снега. После таяния ледника на всем его протяжении накапливается несортированный обломочный материал, образуя «абляционные морены». В нижней части моренных образований, за пределами ледника, располагаются долинные осадки потоков, возникающих при таянии ледника.

Обломочный материал, образованный в результате деятельности ледников, отличается не только отсутствием сортировки, но и слоистости при разнообразном составе обломков. Лучше сортированы осадки, образованные потоками талых вод. Моренные отложения могут перекрываться лёссом (частицы переносятся ветром), а также торфом, мергелем, сформировавшимися на месте позже возникших болот и озер.

Осадки ледникового происхождения в полном объеме представляют собой сочетание разнородных по составу и размеру частиц, валунчатых неслоистых глин (тиллитов) и слоистых накоплений озер, потоков талых вод.

Обстановки предгорных равнин и межгорных впадин в первую очередь определяются характером рельефа и близостью области сноса – низко-, средне- или высокогорного массива. Осадки, сформированные в этой обстановке, составляют пояс, распространяющийся на сотни и тысячи километров вдоль подножий всех возвышенностей и располагающийся у края наземных равнин. Ширина такого пояса может достигать нескольких десятков километров.

В комплексе осадков данной обстановки обособляются накопления большей частью разнообломочные, несортированные или плохоотсортированные, однообразные, неслоисты%

43

В числе главных факторов, определяющих результативность работы подземных вод, необходимо назвать временной, особенности физического состояния, режима и движения подземных вод, их химический состав и температуру, а также минеральный состав соприкасающихся с ними горных пород. Степень влияния названных факторов зависит от множества причин, среди которых первостепенное значение имеют геологическое строение территории, рельеф и климат.

По физическому состоянию выделяют семь видов подземных вод: парообразную, гигроскопическую, пленочную, капиллярную, капельно-жидкую, твердую, кристаллизационную. Из них наибольший объем работы производит капельно-жидкая, а в зонах многолетней мерзлоты и на территориях сезонного промерзания грунтов огромно значение подземных льдов.

Движение капельно-жидкихподземных вод зависит, в первую очередь, от условий их залегания и состава водоносных пород. Главным типом движения вод, залегающих в рыхлых горных породах, является ламинарное (медленное параллельно-струйное). В силу этого главным эрозионным фактором является растворение горных пород, а основным способом транспортировки – перенос в растворенном виде.

Химический состав подземных вод определяется их происхождением, режимом и составом вмещающих пород. По содержанию растворенных веществ подземные воды варьируют от пресных до рассолов. Конкретный гидрохимический класс подземных вод устанавливается по концентрации преобладающих анионов и катионов. По составу анионов выделяют три главных класса подземных вод (гидрокарбонатные, сульфатные, хлоридные) и ряд промежуточных. По составу катионов каждый класс может быть кальциевым, натриевым, магниевым или смешанным. В отдельную группу выделяют имеющие лечебное значение минеральные воды. Таким образом, химическая агрессивность подземных вод проявляется по-разному, в зависимости от состава взаимодействующих с ними горных пород или техногенных сооружений. Например, повышенное содержание в водах углекислоты способствует активизации растворения карбонатов. Перенасыщение подземных вод растворенными веществами ведет к выпадению последних в осадок и формированию разнообразных отложений.

Температура подземных вод зависит от тектонических особенностей и глубины залегания, а также от климата территории (для приповерхностных вод). По температуре подземные воды бывают холодными (до 20° С), теплыми (до 37° С), термальными (до 42° С), гипертермальными (более 42° С). Очевидно, что с ростом температуры увеличивается и агрессивность подземных вод.

Геологическая работа подземных вод ярче всего проявляется в процессах карста, суффозии и образования оползней.

Карст – это совокупность геологических процессов, обусловленных растворением и размывом горных пород движущимися водами, и ведущих к образованию отрицательных форм рельефа на поверхности Земли и различных пустот на глубине. Термин происходит от названия расположенного в Словении плато Крас, на территории которого широко представлены карстовые процессы и формы. Среди водорастворимых горных пород можно назвать каменную и калийную соли, гипс, карбонатные породы. Хотя легче всего растворяются соли и гипс, но карстовые формы чаще всего связаны с гораздо шире распространенными карбонатными породами. Карстовые формы подразделяются на поверхностные (открытые) и подземные (закрытые).

Вначале развивается поверхностный карст, мельчайшие формы которого называются карры – это борозды, рытвины и разной формы углубления, возникшие на обнажающейся поверхности растворимых горных пород. Карры образуются под действием атмосферных осадков, достигают 1 – 2 метров в глубину. Иногда карры занимают большие площади, делая территорию труднопроходимой – так возникают карровые поля. Поскольку карбонатные породы в большей или меньшей степени трещиноваты, разрастание карров сопровождается размывом и расширением трещин. Так образуются поноры – наклонные или вертикальные колодцы, по которым поверхностные воды уходят под землю. Дальнейшее развитие этих процессов ведет к возникновению карстовых воронок – обширных углублений, диаметром до 100 метров и больше, и глубиной до 20 метров. Если воронка образовалась благодаря слиянию карров и расширению верхней части понор, то склоны воронки будут пологими. При образовании карстовой воронки в результате обрушения свода подземной карстовой пустоты, склоны могут достигать значительной крутизны. Разрастание карстовых воронок или обрушение кровли крупной карстовой полости ведет к формированию карстовых котловин и польев, имеющих вид замкнутых понижений с плоским дном и крутыми склонами, высотой до нескольких сот метров. Площадь крупнейших польев достигает нескольких сот квадратных километров (Ливаньско полье в Боснии имеет площадь более 379  кв. км). Расширение и углубление понор и трещин влечет образование карстовых колодцев, шахт и пропастей – наклонных или вертикальных форм, глубиной до километра и более. В результате поверхностного карста русло реки может нырнуть в понор или трещину – возникают слепые долины рек. Развитие подземного карста начинается, когда формы открытого карста позволят поверхностным водам проникать под землю, растворяя породы, перекрытые слоями нерастворимых отложений. Крупнейшими из подземных форм являются карстовые пещеры, возникающие как в горах, так и на равнинах. Пещеры представляют собой системы соединяющихся друг с другом наклонных и горизонтальных туннелей, часто располагающихся на нескольких вертикальных уровнях. В лабиринтах переходов из-за растворения, размыва пород или обрушения кровли образуются гигантские по площади и высоте залы (гроты). Крупнейшая из известных систем карстовых пещер Земли – Флинт-Мамонтова (штат Кентукки, США) имеет суммарную протяженность более 485 км. Один из залов системы пещер Карлсбадского национального парка (штат Нью-Мексико, США) достигает длины 1200 м, ширины 190 м, высоты 90 м.

Аккумулятивная работа подземных вод в карстовых районах проявляется, в первую очередь, в образовании всевозможных натечных форм. Выпавшие на поверхность атмосферные осадки содержат много растворенного углекислого газа, поэтому, просачиваясь по трещинам, легко растворяют известняки и насыщаются бикарбонатом: CaCO₃ + H₂O + CO₂ = Ca (HCO₃) ₂. После выхода воды на стенки или потолок пещеры, часть углекислоты испаряется, и бикарбонат переходит в карбонат кальция. Последний частично выпадает в осадок, давая начало образованию сталактитов, занавесей, фестонов и других форм, свисающих со свода пещеры. Остатки карбоната кальция выделяются из упавшей капли воды на полу пещеры. Тогда снизу вверх идет рост сталагмитов. Если сталактит срастается со сталагмитом, то возникает сталагнат, или колонна. Кроме того, на дне пещер или в местах выхода на поверхность источников, берущих начало в карстующихся породах, накапливаются пористые, губчатые известковые туфы (травертины). В областях древнего карста на дне воронок и пещер накапливаются нерастворимые глинистые остатки карбонатов, обогащенные красноцветными гидроокислами железа и алюминия. Такие плодородные образования называют «терра-росса» (красная земля). И, наконец, на дне пещер встречаются отложения пещерных рек и озер, а также обвально-осыпные отложения. В холодном климате возможно образование ледяных натечных форм в пещерах. С деятельностью гипертермальных подземных вод связано накопление кремнистых туфов (гейзеритов), месторождений некоторых цветных металлов.

Оползневые процессы возникают на склонах, когда поверхностный водопроницаемый слой перенасыщается водой и быстро соскальзывает по гладкому мокрому водоупору (ложу оползня). Оползень начинается при угле наклона ложа более 5°.

Суффозионные процессы идут благодаря выносу материала из поверхностных отложений в нижележащие карстовые полости, а также в результате растворения частиц горных пород. Все это ведет к образованию пустот в поверхностных отложениях. Породы разрыхляются и приобретают свойство просадочности, в силу чего на поверхности формируются суффозионные западины, блюдца, воронки.

44

Процессы работы рек, возникающие при этом отложения и формы рельефа называются аллювиальными.

Эрозионная деятельность наиболее активно проявляется на первых этапах развития речных долин, а также в верхней части русла. Выделяют два главных вида движения воды: ламинарное и турбулентное. Ламинарное (параллельно-струйное, без перемешивания) движение наблюдается лишь при очень низких скоростях течения в выровненном русле, в реках встречается редко, эрозионная роль его минимальна. Турбулентное (неупорядоченное, перемешивающее) движение, взмучивающее осадки и удерживающее их во взвешенном состоянии, является главенствующим эрозионным фактором. Существует два типа речной эрозии: донная и боковая.

Донная эрозия, ведущая к углублению речной долины,преобладает в начале развития речной долины и всегда сочетается с пятящейся эрозией. Объясняется это тем, что, при одинаковом уклоне русла (а значит и скорости течения) в низовьях и верховьях, в силу большей массы воды близ устья здесь и эрозия будет максимальна. Следовательно, выработка профиля равновесия происходит от устья к истоку. В результате вертикальных движений земной коры и разной прочности размываемых пород в русле могут возникать пороги и водопады, которые получают роль местных (локальных) базисов эрозии. Относительно них река разбивается на самостоятельно развивающиеся участки, и единый для всего русла профиль равновесия сформируется только после срезания местных базисов эрозии. Вследствие донной эрозии возникает V-образный поперечный профиль речной долины.

Боковая эрозия, заключающаяся в размыве берегов, наибольшее развитие получает в поздние этапы жизни речной долины, когда с приближением к профилю равновесия уменьшится скорость течения в нижней и средней частях русла. Основными причинами ее возникновения являются турбулентность течения и ускорение Кориолиса. Благодаря боковой эрозии русло изгибается, появляются излучины (меандры). Вогнутые берега излучин активно размываются, дно под ними углубляется. Близ противоположного выпуклого берега скорость потока минимальна, поэтому здесь происходит отложение переносимого рекой материала и формируются прирусловые отмели. Под действием боковой эрозии речная долина расширяется, ее поперечный профиль приобретает U-образную или корытообразную форму.

Транспортирующая работа рек по переносу горных пород осуществляется тремя способами. Во-первых, волочением или скольжением обломков по дну. Во-вторых, переносом во взвешенном состоянии. В-третьих, перемещением в растворенном виде. Два первых способа переноса формируют твердый сток реки, и они же являются главнейшими факторами эрозионной работы. В результате соударения переносимых обломков друг с другом, а также с породами стенок и дна русла, происходит их абразионное истирание и уменьшение в размерах. Очевидно, что способ транспортировки зависит от живой силы реки и от состава размываемых пород. Соответствующее этим способам переноса соотношение объемов пород, выносимых реками горными и равнинными, можно представить следующим образом:

1. горные реки: 0,9 : 7 : 1 (господствует твердый сток);

2. равнинные реки: 0,05 : 0,6 : 1 (преобладает перенос в растворенном виде).

Аккумулятивная работа играет все большую роль по мере приближения реки к профилю равновесия, что объясняется снижением скорости потока. Накопление аллювия происходит в устье, русле и, во время половодий, на пойме. Поскольку выработка профиля равновесия начинается в нижней части русла, то здесь же начинается и аккумуляция, постепенно продвигающаяся все выше по течению. Под воздействием абразионного истирания переносимые и отлагаемые обломки подвергаются избирательной сортировке – от верховий реки к устью их размер последовательно уменьшается. По той же причине крупные обломки приобретают окатанную форму. Для минерального состава аллювия характерно абсолютное господство устойчивых к истиранию и растворяющему действию воды зерен, среди которых пальма первенства принадлежит кварцу. Необходимо различать четыре главных фации аллювия равнинных рек: устьевую, русловую, пойменную. Особенностью аллювия горных рек является абсолютное господство грубообломочных (валуны, гальки) отложений русловой фации при почти полном отсутствии осадков пойменной фации.

Таким образом, очевидно, что по мере развития речной долины изменение протекающих в ней геологических процессов сопровождается изменением строения самой долины. Такая закономерная последовательность называется стадийностью развития речных долин.

Стадия юности свойственна начальному этапу развития, когда скорость течения высока. Господствуют глубинная эрозия и вынос обломков.

Продольный профиль реки не выработанный, обилие порогов и водопадов, русло спрямленное. Поперечный профиль речной долины имеет V-образную форму: долина узкая и глубокая. Водоразделы широкие, притоков пока еще мало. Аккумуляция осадков на стадии юности минимальна, она представлена только в русле, где отлагаются самые крупные обломки, а в наибольших объемах накопление аллювия происходит в устье. Устьевая фация (или фация дельт и эстуариев) сложена самыми мелкими минеральными обломками (от песков до алевритов и глин), часто обогащена легкими органическими останками. В ее составе можно встретить слои и линзы пород самого разного генезиса: принесенные реками аллювиальные, возникшие на месте стариц озерные и болотные, оставленные приливами морские. Отложения обладают диагональной слоистостью. Дельты возникают в режимах тектонического покоя или воздымания дна бассейна, в который впадает река, либо когда скорость речной аккумуляции превышает скорость погружения дна бассейна. Эстуарии формируются при большой скорости погружения, превышающей скорость осадконакопления, а также, если имеется сильное параллельное берегу течение или активные приливно-отливные движения, уносящие поставляемый рекою аллювий.

Стадия зрелости начинается при приближении продольного профиля реки к профилю равновесия. Скорость течения уменьшается, большую роль начинает играть боковая эрозия – идет образование излучин, речная долина расширяется. Благодаря меандрированию прирусловые отмели увеличиваются по площади, приподнимаются над водой, а затем сливаются друг с другом, что ведет к началу формирования поймы. В составе отложений поймы максимальный объем принадлежит главной фации аллювия – русловой. Русловая фация аллювия представлена самыми крупными обломками (гравийно-песчаный материал, мелкая галька), диаметр которых по разрезу уменьшается снизу вверх. Таким образом, наиболее грубый состав отмечается в основании русловой фации, поскольку накопление его происходило во время глубинного врезания реки. Соответствующий слой называют горизонтом размыва, или базальным горизонтом. Для руслового аллювия характерна косая слоистость, слои в которой наклонены по направлению течения. Со временем речные излучины приобретают петлеобразные очертания, узкие перешейки между ними могут прорываться водой, тогда русло спрямляется, а отсеченная от него излучина превращается в старицу. Старичный водоем проходит в своем развитии этапы от речного русла до проточного, а затем и бессточного озера и даже до болота. Соответственно этим этапам на дне бассейна накапливается своеобразный комплекс отложений старичной фации: на дне лежат косо слоистые песчано-гравийные аллювиальные русловые осадки; выше они сменяются горизонтально слоистыми озерными алевритами или глинами; на самом верху могут залегать болотные торфа. Таким образом, стадии зрелости речной долины характерны следующие черты: умеренная скорость течения; большое значение боковой эрозии; меандрирующее русло; порогов мало; долина широкая, U-образная, предельно глубоко врезанная; водоразделы узкие и высокие; максимально разветвленная сеть притоков; накопление аллювия ведет к образованию поймы.

Стадия старости начинается при выработке рекой профиля равновесия. Скорость течения минимальна; пороги отсутствуют; преобладает боковая эрозия, донная представлена только в верхнем течении; русло сильно меандрирует; долина мелкая и очень широкая; водоразделы низкие и узкие; притоков уже немного, но все они крупные; накопление аллювия идет в русле и на пойме. Пойменная фация аллювия накапливается при разливах реки. Скорость течения вод, затапливающих пойму, мала, они переносят и отлагают только мелкие минеральные частицы и легкие органические останки. В итоге, на поверхности слагающего пойму руслового аллювия, формируются горизонтально слоистые алевритово-глинистые, часто заиленные породы, иногда содержащие прослои и линзы мелкозернистых песков. Благодаря процессам почвообразования, отложения пойменной фации могут быть гумусированными.

Цикличностью развития речных долин называют повторение стадий развития, когда долина из стадии старости или зрелости возвращается к стадии юности. Это происходит в результате увеличения уклона русла, после чего река стремится выработать новый профиль равновесия. Следовательно, возобновляется донная эрозия, и река врезается в дно долины, размывая ранее созданную пойму. С приближением нового продольного профиля к кривой равновесия, опять начнет формироваться пойма, только уже на меньших абсолютных высотах. От прежде существовавшей поймы сохранятся лишь горизонтально вытянутые ступени на склонах речной долины – надпойменные террасы. Количество надпойменных террас свидетельствует о числе циклов вреза реки. В строении террас выделяют ряд элементов: – площадка – горизонтальная поверхность террасы; – уступ – вертикальная поверхность (склон) террасы; – бровка – место перегиба площадки в уступ; – коренной берег (цоколь) – территория, сложенная породами неаллювиального происхождения; коренные (цокольные) породы лежат в основании всей территории, занятой речной долиной; – тыловой шов – место сочленения террасы с ниже- или вышележащей террасой или коренным берегом.

В зависимости от происхождения слагающих пород выделяют три типа надпойменных террас.

1. Эрозионные (скульптурные) – целиком сложены коренными породами. Возникают тогда, когда новый цикл врезания произошел в стадию юности речной долины.

2. Аккумулятивные – полностью сложены аллювиальными породами. Возникают, когда новый цикл врезания приходится на стадию старости, то есть когда река успела уже накопить большую мощность аллювия.

3. Эрозионно-аккумулятивные (цокольные, смешанные) – сложены как коренными породами, обнажающимися в нижней части уступа, так и аллювиальными, слагающими площадку террасы. Возникают, когда интенсивность размыва в новом цикле была выше интенсивности аккумуляции в предыдущем.

Причины перехода работы реки от аккумулятивной к эрозионной и обратно, а также причины образования надпойменных террас можно разделить на климатические и тектонические.

Климатический фактор определяет массу воды в русле реки. При уменьшении годовой суммы атмосферных осадков обводненность, а значит, и живая сила потока снижаются. Река не может уже донести до устья всю массу разрушенных ею в верхнем течении горных пород. Следовательно, в средней и нижней частях долины усиливается аккумуляция, ведущая к накоплению избыточных масс аллювия. Наоборот, при увеличении количества атмосферных осадков энергия реки возрастает, а значит, активизируются эрозия и вынос горных пород. Подобные явления происходили в четвертичном периоде, когда в ледниковые эпохи количество атмосферных осадков уменьшалось (замерзал океан), а в межледниковые возрастало.

Тектонический фактор обуславливает изменение уклона русла, следовательно, скорости течения реки, а поэтому является наиболее распространенной причиной образования надпойменных террас. В случае тектонического погружения бассейна, в который впадает река, понижается базис эрозии, и новый цикл вреза начинается от устья реки. Поэтому относительная высота образующейся террасы будет уменьшаться от низовий к верховьям реки. При тектоническом воздымании истока реки врез начнется в верхнем течении, и высота надпойменной террасы будет уменьшаться вниз по течению.

45

Особенно активно проявляется разрушительная работа моря в береговой зоне, к которой относятся непосредственно берег и прибрежная полоса морского дна. Прибой увлекает обломки пород и бросает их на скалистые берега. Морские волны могут передвигать не только мелкие обломки, но и громадные глыбы породы весом до 100 т. Разрушительная работа моря называется абразией. Абразионная деятельность моря распространяется до глубины 200 м. Степень разрушения берега зависит от крутизны и высоты берегов (чем выше и круче берег, тем сильнее разрушение), от прочности горных пород, слагающих берег (рыхлые и мягкие породы — слабый песчаник, вулканический туф — легче разрушаются, чем массивные, твердые — гранит, базальт), от их трещиноватости, от уклона морского дна у берега, от размера волн, силы их удара и продолжительности воздействия их на берег, от температуры воды (возрастает при понижении температуры) и от характера их залегания (наименьшее разрушение в том случае, когда породы наклонены в сторону моря, максимальное, когда породы наклонены в сторону суши, и среднее, когда породы залегают горизонтально). Морской берег — арена борьбы моря и суши. Морское побережье представляет результат сложнейшего взаимодействия тектонических, литологических, гидрологических и климатических факторов. Наименее устойчивым образованием является берег моря. Природные процессы незаметно для человеческого глаза меняют облик морских берегов. Волны разрушают берега, размывают пляжи, сносят сооружения. В результате населенные пункты могут оказаться на морском дне. Волны, разрушая берега, создают благоприятные условия для возникновения обрушений и оползней. Благодаря геологической деятельности моря образуются косы, отмели, пляжи, заносятся порты. Скорость продвижения моря в глубь суши в среднем 1—2 км за 1000 лет. С целью защиты берегов на побережье морей ведут укрепительные работы: сооружают волноломы, подпорные стенки. Установлено, что наиболее устойчивая форма берегов — бухтовая. Это объясняется тем, что мысы, разрывая водный поток на части, гасят энергию прибоя и тем предотвращают размыв и унос продуктов размыва. Для сохранения берегов создаются искусственные бухты. Достигается это путем сооружения волноломов в прибрежной зоне моря на расстоянии нескольких сотен метров друг от друга. Со временем море соединяет их с берегом песчаными перемычками в виде полуокружностей, т. е. создает бухты. Для защиты берега от напора морских волн сооружают искусственные пляжи. Полоса пляжа прикрывает высокий берег от разрушительных волн.

46

РАЗРЫВНЫЕ,  ИЛИ  ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ,  ТЕКТОНИЧЕСКИЕ  НАРУШЕНИЯ.

   Разрывными тектоническими нарушениями называют такие изменения, при которых нарушается сплошность (целостность) горных пород.      Разрывные нарушения разделяются на две группы: разрывы без смещения разделенных ими пород относительно друг друга и разрывы со смещением. Первые называются тектоническими трещинами, или диаклазами, вторые — параклазами.

47

РЕГИОНАЛЬНЫЙ  МЕТАМОРФИЗМ.

     Наряду с узкими полосами контактово-метаморфических пород наблюдаются огромные площади, занятые сплошными толщами метаморфических пород.      Они располагаются под очень тонким слоем молодых осадочных отложений в Финляндии, Карелии, на Кольском полуострове, слагая так называемый Балтийский щит, на правобережье Днепра, образуя здесь Украинский щит, а также в Сибири — на Алдане и в верховьях Анабары. На огромных просторах Русской низменности, а также между рр. Енисеем и Леной метаморфические породы слагают основание платформ — Русской и Сибирской. Они были обнаружены скважиной в Москве на глубине свыше 1500 м.      Метаморфические породы, залегающие в основании древних платформ, относятся к архею или протерозою. В геосинклинальных складчатых областях оплошные толщи метаморфических пород могут быть более молодыми, чем на платформах, но, как правило, они древнее периода проявления главной складчатости в этом районе.      Таким образом, в любой части коры земного шара на определенной глубине под толщей неметаморфизованных отложений можно встретить метаморфические породы. Для объяснения их происхождения была разработана теория регионального метаморфизма, под которым понимается метаморфизм на обширных площадях и определенных глубинах, связанный с общими физико-химическими условиями, господствующими на этих глубинах.      Основоположники теории регионального метаморфизма объясняли наличие таких условий исключительно большими глубинами. Исходя из среднего геотермического градиента (1° при углублении на 33 м) на глубине 33 км температура должна быть равна 1000°, что вполне достаточно для глубокого метаморфизма. С другой стороны, такие глубины характеризуются весьма большим давлением, которое повышается (прогрессивно) на каждые 100 м  на 2,7 кг/см².      Таким образом, региональный метаморфизм возникает не вследствие каких-то спорадически действующих причин, а в связи с явлениями, типичными для глубоких частей земного шара. Вещество горной породы, попадая в иные условия, выходит из устойчивого равновесия и начинает приспосабливаться к новым условиям — происходит процесс перекристаллизации.      Если при постоянной температуре изменяется давление, то минералы, появляющиеся вновь в процессе перекристаллизации, обладают большим удельным весом и более плотной структурой элементарной ячейки. Так, из оливина и анортита на значительной глубине образуется гранат:

Mg₂SiO₄ + CaAl₂Si₂O₈  ---> Ca,Mg₂Al₂Si₃O₁₂

оливин        анортит                    гранат     

     Суммарный молекулярный объем двух первых минералов равен 145, а граната 121.      При повышении температуры происходит перекристаллизация и образование новых минералов. Этот процесс сопровождается поглощением тепла.      Все реакции, связанные с перекристаллизацией на глубине, происходят в условиях борьбы двух сил — расширения при нагревании и сжатия при сдавливании. Чем сильнее изменилась среда, тем более глубокие изменения происходят в породе. Некоторые ученые, например У. Грубенман, критерием изменения условий метаморфизма считали только глубину от поверхности Земли, на которой происходит явление метаморфизма, исходя при этом из равномерного увеличения давления и температуры с глубиной. На основании этого им были выделены три зоны метаморфизма: верхняя – эпизона, средняя – мезозона, нижняя – катазона. В каждой из этих зон степень метаморфизма различна, и она повышается с глубиной. Такое понимание зон метаморфизма долгое время было господствующим. Земная кора разделялась по степени метаморфизма как бы на дополнительные оболочки.      По мере накопления фактического материала выяснилось, что правило зависимости степени метаморфизма от глубины имеет много исключений. В одних участках земной коры регионально метаморфизованные породы встречаются на сравнительно меньших глубинах, чем в других областях. Это объясняется тем, что геотермическая ступень непостоянна, в геосинклиналях она намного больше, чем на платформах. Одни и те же температурные условия (например, 1000°) на золоторудном месторождении Витватерсранд (Африка) могут быть только на глубине 172 км, а в Бонанце (США) — на глубине 6,7 км (геотермическая ступень здесь 6,7 м).      Кроме того, существуют условия, которые резко изменяют ход и степень метаморфизма. Такими условиями являются процессы складчатости, вызывающие в земной коре повышение бокового давления и увеличение температуры — вот почему в период складкообразования в геосинклинальных областях явление регионального метаморфизма осуществляется на глубинах, значительно меньших, чем это должно было бы быть при нормальном распределении зон метаморфизма Грубенмана.      П. Ниггли и другие исследователи понятие о зонах метаморфизма не связывают так тесно с глубиной, и их зоны эпи-, мезо- и катаметоморфизма являются показателем не столько глубины, сколько условий, господствующих на этой глубине.      Зона эпиметаморфизма характеризуется умеренной температурой и относительно низким давлением. Здесь обычно действует одностороннее боковое давление, именуемое стрессом. Породы здесь разбиты трещинами, иногда катаклазированы, имеют брекчиевидную и сланцеватую текстуры. Температуры в этой зоне не превышают 366°, т. е. критической температуры воды, поэтому здесь образуются минералы, содержащие гидроксильную группу (ОН), водные силикаты и т.п. В этой зоне глины превращаются в филлиты, песчаники в кварциты, известняки в мрамор. Очень характерны хлоритовые, серицитовые, тальковые и слюдистые сланцы, часто образующиеся при метаморфизме глинистых и вулканогенных пород.      Для зоны метаморфизма очень характерно возникновение таких минералов, как хлорит, кварц, серицит, цеолиты, карбонаты; при тех же температурах, но при несколько большем давлении образуются: мусковит, эпидот, альбит, роговая обманка, биотит, актинолит, кварц, микроклин и др.      Зона мезометаморфизма характеризуется более высокими температурами, иногда исключительно сильным боковым и гидростатическим давлением. Текстура метаморфических пород этой зоны сланцеватая и гнейсовая. Образуются здесь главным образом безводные минералы – в большом количестве силикаты; окись кремния (SiO₂) в условиях этой зоны очень активна и входит в состав вновь образующихся минералов.      В кремнистых известняках возникает очень характерный для этой зоны минерал волластонит: CaCO₃ + SiO₂ ---> CaSiO₃ + CO₂        Зоне мезометаморфизма свойственны такие породы, как гранато-слюдистые, роговообманковые сланцы, кварц-полевошпатовые гнейсы, графиты. Из минеральных ассоциаций характерны: 1) гранат, диопсид, эпидот, кварц, актинолит, силлиманит, 2) гранат, роговая обманка, волластонит; 3) плагиоклазы, мусковит, диопсид, актинолит и др.      Глинистые и кварцевые породы в этой зоне превращаются в слюдяные сланцы и гнейсы, кислые интрузивные породы — в гнейсы, а основные породы – в амфиболиты.       3она катаметаморфизма характеризуется высокой температурой ( более 3000) и большим гидростатическим давлением; боковое давление отсутствует. Степень изменения породы бывает настолько велика, что распознать исходный материал часто не удается. При этом изменяется текстура, структура и состав пород. Очень характерны для этой зоны кристаллические сланцы и гнейсы, например гиперстено-плагиоклазовые, а также эклогиты — породы, состоящие из оливина, граната, небольшого количества кварца и других минералов. Эти породы образовались, по-видимому, при метаморфизме пород основной магмы.      Из минеральных ассоциаций для зоны катаметаморфизма характерны ассоциации высокотемпературных минералов: гиперстен , плагиоклаз, оливин, гранат, кварц, силлиманит; присутствуют кордиерит, волластонит, корунд и др. Образование алмазов происходит, по-видимому, также в условиях зоны катаметаморфизма.      Таким образом, каждая зона метаморфизма характеризуется наличием определенных ассоциаций минералов, образование которых обусловлено наличием определенной температуры и давления.

48

49

Горизонтально залегающие слоистые горные породы часто изгибаются и образуют прогибы и выгибы самых различных масштабов, форм и происхождения: от относительно простых в структурном отношении пологих впадин и выступов до очень сложных складок, сопровождающихся искажением первичных форм залегания и послойным перемещением вещества. Складками называются волнообразные изгибы слоев, впервые выделенные в 1788 г. Дж. Голлом. В сущности, любые изгибы слоистых пород по форме, если и не относятся к складкам, то очень близки к ним. Поэтому обзор пластичных дислокаций целесообразно начать с характеристики складчатости.

Элементы и типы складок. В природе встречаются две основные, обычно сопряженные разновидности складок: выпуклые, или антиклинальные, и вогнутые, или синклинальные (рис. 158).

Рис. 158. Антиклинальная и синклинальная складки.

В каждой складке различают следующие элементы:

1. Место перегиба слоев, называемое в антиклинальных складках сводом (замком), а в синклинальных — мульдой (от нем. Mulde — корыто).

2. Крылья — сходящиеся воеводе или в мульде боковые участки изогнутого слоя, определяющие границы распространения складки.

3. Осевая плоскость (поверхность) — воображаемая поверхность, делящая пополам угол между крыльями.

4. Ось складки — линия пересечения осевой поверхности с поверхностью Земли.

5. Ядро — внутренняя часть складки, прилегающая к осевой поверхности.

6. Шарнир — линия пересечения осевой поверхности с поверхностью любого из слоев, образующих складку.

Складки обычно рассматривают в поперечных, продольных и горизонтальных разрезах. В поперечных разрезах складки различают по положению осевой поверхности в пространстве и по углам падения крыльев и соответственно называют: складки с вертикальным падением осевых плоскостей — прямыми (симметричными, стоячими, рис. 159, а); складки, у которых осевые плоскости наклонены к горизонту, а крылья падают в разные стороны  под  разными  углами, — косыми (наклонными,  несимметричными, рис. 159, б); косые складки с крыльями, падающими в одну сторону, — опрокинутыми (рис. 159, в); опрокинутые складки с горизонтальным или близким к горизонтальному положением осевых плоскостей — лежачими (рис. 159, г); складки с осевой поверхностью, изогнутой до обратного падения (рис. 159, д), — перевернутыми или ныряющими. В опрокинутых, лежачих и перевернутых складках крылья, сохраняющие естественную последовательность слоев, называют нормальными по сравнению с обращенными опрокинутыми крыльями, в которых древние слои залегают гипсометрически выше более молодых.

Рис. 159. Типы складок в поперечных разрезах. а- в прямые, б – косые(наклонные), в – опрокинутые, г – лежачие, д – перевернутые, е –изоклинальные, ж – веерообразные, з – сундучные, 1 – 11 возрастная последовательность пород (1 – наиболее древние, 11 – самые молодые). Сплошные прямые линии – положение в разрезах осевых поверхностей.

Складки, у которых осевая плоскость и крылья параллельны между собой, называют изоклинальными (рис. 159, е). В зависимости от наклона осевых плоскостей к горизонту изоклинальные складки могут быть прямыми, опрокинутыми и лежачими. Складки с изогнутыми крыльями, углы между которыми у антиклиналей на отдельных участках открыты вверх, а у синклиналей — вниз, — веерообразные (рис. 159, ж). При образовании веерообразных складок слои горных пород внутри «веера» часто пережимаются вплоть до отрыва; оторванная часть пород внутри складки — это ее раздавленное ядро. Складки с широким пологим сводом и крутыми крыльями называют сундучными или коробчатыми (рис. 159, з), а с острым, часто разорванным сводом — гребневидными или килевыми (см. рис. 189).

Если в поперечном вертикальном разрезе слои образуют дуги, описанные как бы из одного центра, складки называют концентрическими. Встречаются они редко. Шире распространены подобные складки, в которых мощности слоев в замках больше, чем на крыльях (см. рис. 164). При этом, чем круче наклон слоев на крыльях, тем больше различия в мощности крыльев и сводов.

В естественных условиях обычно удается наблюдать лишь отдельные части складок, отпрепарированные природными процессами. Своды антиклиналей обычно уничтожаются эрозией (размываются поверхностными водами), а синклинальные мульды скрыты в недрах Земли. Поэтому наиболее часто геологу приходится иметь дело с участками горных пород, слагающих крылья складок, и по ним восстанавливать уничтоженные и скрытые от наблюдения (не обнаженные) части складок (рис. 160). Из приведенного выше описания и рисунков видно, что в неполных природных разрезах по элементам залегания слагающих складки слоев часто не только нельзя установить форму складок, но даже отличить антиклинальную складку от синклинальной. Например, веерообразные антиклинали в разрезе, показанном на рис. 160, по элементам залегания слоев можно принять за синклинали и наоборот. Поэтому правильно восстановить форму складки можно лишь выяснив последовательность образования смятых пород: в ядрах антиклиналей всегда выходят более древние породы, а в крыльях — более молодые. В синклиналях, наоборот, ядро сложено более молодыми, а крылья — более древними породами (рис. 161).

Рис. 160. Реконструкция складок в обнажении.

Рис. 161. Срез складок горизонтальной плоскостью. а — складки с горизонтальным шарниром; б — складки с шарниром, наклоненным от зрителя; в — брахискладки.

50