45.Перенос матеріалу каламутними потоками , типи шаруватості осадку

Каламутний потік має підвищену густину порівняно з водою, що його оточує, тому має більшу потенційну енергію який переходить в кінетичну коли потік починає переміщуватися вздовж дна водоймища. Рух починається тоді коли кут дорівнює один градус. На площах, де йде інтенсивна акумуляція матеріалу, він переміщується до бровки шельфу,відбувається порушення рівноваги схилу, через нарощування його масами осадків, виникають підводні зсуви, часто в наслідок землетрусів ці зсувні тіла починають рухатись континентальним схилом, змішуючись з водою, перетворюються в каламутні потоки і рухаються виробленими глибоко врізаними каньйонами. Вони діють дискретно, через не значні інтервали часу. Швидкість руху дорівнює 4 – 6 метрів на секунду але інколи до 10. Інколи каламутні потоки продовжують свій рух вздовж океанічного ложа, відкладаючи свій матеріал серед пелагічних осадків, але їх значна маса осаджується у вигляді конусів виносу в районі континентального підніжжя, де різко зменшується кут нахилу і швидкість потоку. Осадження починається на глибинах більше 1,5 – 2 км і в розрізі конусів виносу спостерігається складно побудовані ритми осадків з різним типом шаруватості.

А – з градаційною шаруватістю – формується під час приходу «голови» каламутного потоку який містить найбільш грубозернистий матеріал.

В - паралельно-горизонтальна шаруватість – формується досить потужним потоком, який переміщує всю масу піщаного матеріалу, інколи орієнтовані витягнуті зерна.

С – косо-шаруваті осадки – формуються відносно повільними потоками які несуть дрібно піщані і алевритові частинки, які формуються на дні гряди і знаків брижі.

D - тонко-горизонтальна шаруватість – визначаються тонким перешаруванням мулистих часток та алевритових; повільним потоком.

Е – не шаруватий глинистий мул – утворюється повільним випадінням часток із суспензійної хмари, яка «стоїть» над конусом.

Послідовність текстур спостерігається в розрізах, як по вертикалі, так і по горизонталі, що визначається збільшенням шляху пройденим потоком. Визначення таких текстур допомогли дослідити генезис ритмічно побудованих товщ Флішових Карпат та таврійської серії Гірського Криму.

46. Перенос матеріалу льодом та його особливості

Лід може набувати пластичних якостей, при напругах, які діють довгий час. Межа пластичності льоду – 100 Н/м² . лід тече двома механізмами: ковзання вздовж льодовитого ложа і внутрішньої течії. Танення льоду в основі ложа спричиняється підвищеним тиском, що знижує температуру плавлення, на кожні 100 атмосфер. Температура зменшується на 0,73 ⁰С – така закономірність відбувається до тиску 2000 атмосфер, а далі при 200 тис атмосфер температура дорівнює 77 ⁰С.

Коли температури недостатні для плавлення льоду, тоді він примерзає до скельної основи ( сухі льодовики ), а напруги існують, то в льодовику починається внутрішня течія, за рахунок капілярної води. В будь-якому льодовику завжди є капілярні води, які зберігаються в рідкому стані навіть при температури 77 ⁰С. Течія льоду відбувається по поверхні горизонтального сколювання за рахунок цих внутрішньо порових вод. Швидкість руху дорівнює від 1мм/добу до 20м/добу. Максимальна швидкість руху 90м/добу (Аляска). Характерною особливістю транспортування льодом є відносне сортування уламкового матеріалу за розміром, густиною та формою, що призводить до формування не сортованих, не шаруватих осадків – морен