ЛЕКЦИЯ № 4

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ИХ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Эндогенные геологические процессы

Магматизм

Метаморфизм

Тектогенез

Экзогенные геологические процессы. Выветривание

Геологическая деятельность ветра

Геологическая деятельность рек и подземных вод

Геологическая деятельность ледников

Эндогенные геологические процессы.

Геодинамика - одно из направлений геологии о процессах, протекающих в системе геосфер, и о силовых (энергетических) полях, проявляющихся в этих процессах. Для понимания облика земной поверхности, а также внутреннего состава и строения коры особенно важно понимание силовых полей взаимодействия земной коры с внешними оболочками (атмосфера, гидросфера). Всю совокупность процессов видоизменения земной коры и ее поверхности принято делить на две большие группы экзогенные (внешние по отношению к земной коре) и эндогенные (внутриземные). Две эти группы процессов имеют противоположную геодинамическую направленность: экзогенные процессы носят энтропийный характер, ведут к дезорганизации сложной системы, нивелированию планетарного рельефа, а эндогенные процессы, наоборот, стремятся к сохранению сложной организации путем непрерывного восстановления планетарной неоднородности земной коры. В борьбе двух этих противоположно направленных процессов сохраняется устойчивость структуры земной коры на протяжении миллиардов лет.

Эндогенные, или внутриземные процессы, в отличие от экзогенных, выполняют созидательную роль в устройстве земной коры, т.е. если экзогенные процессы носят преимущественно энтропийный характер, ведут к дезорганизации системы, то эндогенные являются неэнтропийными и ведут к восстановлению организации системы земной коры, создают неровности на ее поверхности. Между этими двумя процессами существует закономерная причинно-следственная связь, выражающаяся в общем виде в круговороте вещества литосферы.

К эндогенным процессам относятся;

1) магматизм;

2) метаморфизм;

3) вертикальные и горизонтальные движения земной коры - тектонические движения.

Главными источниками энергии для развития эндогенных процессов служат;

1) гравитационная - потенциальная энергия силы тяжести;

2) радиогенная - распад тяжелых неустойчивых элементов;

3) ротационная - энергия осевого вращения Земли.

Результаты эндогенных процессов частично рассматривались при описании состава слагающих земную кору минералов и горных пород. Здесь предстоит анализ механизмов развития этих процессов и форм их проявления в земной коре и на ее поверхности.

Магматизм

Магматизм - важнейший из эндогенных процессов, заключающийся в образовании и эволюции магмы в глубинах земной коры и перемещении ее к земной поверхности. Магма (от греч. "магма" - тесто, густая мазь) - сложный силикатный расплав мантийного (подкорового) вещества, насыщенный растворенными в нем газами. При остывании и затвердевании магма теряет летучие компоненты, поэтому образующиеся из нее породы и минералы беднее легкими элементами, чем магма

В зависимости от характера движения магмы от очагов зарождения к поверхности и степени ее проникновения в земную кору магматизм подразделяется на два типа: эффузивныйи интрузивный.

Эффузивный магматизм проявляется в форме вулканизма (лат. «вулканус» - огонь (бог огня в греческой мифологии)) - совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и сопровождающих газо-водяных продуктов из глубин земной коры на поверхность. Магма, излившаяся на поверхность, и потерявшая большую часть своих летучих компонентов, называется лавой (от итал. "лава" - затопляю).

Теория зарождения и развития вулканов достаточно хорошо разработана о специальном разделе геологической науки - вулканология. В предыдущих разделах было показано, что вещество нижних слоев земной коры и верхней астеносферы на глубинах более 50-60 км находится в твердом состоянии, несмотря на то, что температуры здесь настолько высоки, что любая порода при атмосферном давлении должна находиться и расплавленном состоянии. Однако существующие здесь давления настолько высоки, что вещество не может расплавиться и способствуют его сохранению в твердом состоянии, pro хорошо известный физический эффект понижения температуры кипения воды в горах

Нарушение такого термодинамического равновесия на отдельных участках земной коры, вызванного резким понижением давления, вызывает переход подкоровых масс в локальных участках из твердого в жидкое состояние. Такой переход сопровождается разуплотнением вещества, увеличением его объема и движением магмы вверх. Такое движение ускоряется с приближением к поверхности в виду продолжающегося уменьшения давления и бурного выделения из магмы паро-газовых смесей. Похожее явление хорошо известно водителям автотранспорта: если при перегретом двигателе открыть горловину радиатора, то через нее выбрасывается горячая пароводяная смесь, что нередко ведет к тяжелым ожогам рук и лица.

По изложенным обстоятельствам понятна приуроченность вулканов к высокоподвижным поясам земной коры, где и возникают глубокие разломы и трещины, способствуя резкому понижению давления в подкоровых слоях и дальнейшему развитию процесса по изложенной выше схеме.

Выделяют два типа вулканов - центральный и трещинный. Вулканы центрального типа имеют форму усеченного конуса, образованного продуктами извержения (рис. 1).

Рис 1. Строение вулкана (по М. М. Жукову, В.И. Славину, Н И. Дунаевой): 1 - лавовый очаг; 2-лавовый поток; 3-сомма; 4- конус; 5 -жерло; 6 - кратер, 7 – кальдера

В центре вулкана расположено жерло, соединяющееся непосредственно с вулканическим очагом. Через жерло извергаются магматические продукты. У поверхности жерло переходит в чашеобразную воронку - кратер (греч. «кратер» - глубокая чаша), образующийся в результате взрыва. Нередко после извержения вулкана в верхней части вулканического очага возникает полость. В нее проваливается вершина вулкана, а иногда и примыкающая к нему местность. Такая обвалившаяся впадина называется кальдерой (исп. «кальдера» - большой котел). Размеры кальдер могут во много раз превышать размеры кратеров. Например, кальдера Кракатау имеет в поперечнике 7 км. В Японии известны кальдеры до 13-25 км.

Стенки древнего кратера представляют собой высокий вал, называемый «сомма». При следующем извержении вулкана на дне кальдеры образуется небольшой конус. На его вершине располагается новообразованный кратер (рис 1).

Продукты вулканических извержений представлены жидкими, твердыми и газообразными веществами.

Жидкие продукты вулканических извержений называются лавой (итал. «лава» - утопляю). Достигая земной поверхности, лавы теряют большую часть летучих т.е. газообразных компонентов и становятся более вязкими. Химический состав, вязкость, температура и содержание остаточных летучих компонентов определяют характер извержения (взрывной, спокойный), а также форму и размеры лавовых потоков. В составе лавы преобладают О, Si, AI, Mg, Fe, Na, Ca, К и др. По содержанию кремнезема (SiO₂) лавы, как и магматические горные породы, делятся на основные (базальтовые), средние (андезитовые) и кислые (гранитные, или риолитовые). От химического состава лавы в значительной степени зависят и ее физические свойства. Базальтовые (основные) лавы обычно более жидкие и высокотемпературные. Они текут со скоростью до 40-50 км/ч. Гранитные (кислые) лавы характеризуются повышенной вязкостью и малой текучестью. Они лавы быстро остывают и образуют короткие потоки и покровы из андезитов, липаритов, обсидиана и др. Их извержение сопровождается выделением огромного количества газов и выбрасыванием в атмосферу обломков твердых пород, встретившихся на пути их прорыва.

Твердые продукты вулканических извержений в зависимости от величины обломков подразделяются на пепел, песок, лапилли и бомбы. Пепел состоит из мельчайших частиц (менее 1 мм) лавы, вулканического стекла и других пород. При взрывных извержениях пепел может подниматься до 10 км и более; там он подхватывается воздушными потоками и длительное время плавает в атмосфере.

Так, например, во время извержения вулкана Кракатау (1883г.) в Зондском проливе пеплы обошли весь земной шар, вызвав красные закаты и восходы, наблюдавшиеся даже в Петербурге.

Вулканический песок - минеральные частицы размером от 1 до 5 мм, которые образуют вокруг вулканов сначала рыхлую массу, а в последующем, уплотняясь и спекаясь вместе с пеплом, превращаются в плотную горную породу - вулканический туф.

Вулканические бомбы - оторванные от стенок жерла и кратера вулкана обломки или куски застывшей в воздухе лавы размером от десятков см до 3 м и более. Такие обломки поднимаются над вулканом до 1000 м и падают на расстоянии до 10 км от кратера. Подсчитано, что все вулканы мира изливают лавы в шесть раз меньше твердых продуктов, а объем газовых выделений во много раз превышает объем твердых продуктов.

Лапилли (лат. «лапиллис» - камешки) - это пузырчатые или округленные обломки шлаков величиной до 1,5-3,0 см. Вулканические бомбы представлены крупными обломками лавы от нескольких сантиметров до 1 м и более.

Газообразные продукты извержения в действующих вулканах в периоды покоя поступают в атмосферу равномерно, образуя белый шлейф, рассеивающийся на небольшом расстоянии от вулканических конусов. Во время извержения, которое часто носит взрывной характер, выделяется огромное количество газов и водяных паров, которые могут достигать верхних границ тропосферы. Гигантский столб газа, паров и пепла, расплываясь в атмосфере, нередко принимает грибовидную форму. В различных количествах присутствуют также углекислота, Окись углерода, азот, водород, метан, хлор, фтор, газообразные соединения серы и бора, аргон и другие газы. По мере угасания активности вулкана и падения температуры состав газов изменяется.

Газы и пары воды с температурой выше 180^оС называются фумаролами (лат. «фумус» - дым). Поствулканические процессы также сопровождаются выделением газов. Газы с температурой 100-180°С, содержащие значительное количество сернистых соединений, называются сольфатарами (итал. «сольфатара» - серная копь). Газообразные смеси с температурой менее 100^оС, в которых, кроме паров воды, преобладают углекислые газы, называются мофетоми (итал. «мофета» - место зловонных испарений).

Подавляющее число современных вулканов центрального типа расположены в пределах трех основных вулканических поясов: Атлантического, Средиземноморско-Индонезийского и Тихоокеанского. На Земле насчитывается около 800 действующих вулканов центрального типа. Несколько тысяч вулканов, активных в минувшие геологические эпохи, считаются потухшими. Но некоторые из них неожиданно пробуждаются после нескольких веков «спячки».

В вулканах трещинного типа лавы изливаются из трещин, рассекающих земную поверхность. Обычно это очень жидкие текучие лавы базальтового состава. После застывания они принимают форму плоского горизонтального слоя, называемого покровом. Такие излияния бурно происходили в минувшие геологические эпохи. Древние базальтовые покровы занимают огромные площади на земной поверхности. В России они распространены, например, в Красноярском крае (Тунгусская синеклиза) на территории около 1,5 млн. км². В Южной Бразилии, В районе реки Парана, базальтовые покровы проявляются на площади около 700 тыс. км. На полуострове Индостан площадь базальтов Деканского плато - около 650 тыс. км², а в Северной Америке, в районе рек Колумбии и Змеиной, - более 50 тыс. км²

Излияния базальтовых лав трещинного типа происходят и в современную эпоху, например на острове Исландия и в центральной части срединно-океанических хребтов. В Исландии в июне 1783 г. из трещины Лаки длиной 24 км хлынула жидкая базальтовая лава. Ее общий объем составил около 12 км². Лава покрыла площадь 565 км². Извержение Лаки сопровождалось выбросом вулканического пепла и ядовитых газов.

В океанических водах базальтовые лавы образуют шаровую, или подушечную, отдельность. При излиянии горячей лавы на дно океанов морская вода разогревается до 350°С. При взаимодействии растворенных в лаве химических веществ с водой образуется горячая серная кислота. Она растворяет минералы лав, вступая с ними в химические реакции. В результате возникают сульфиды - соединения серы с металлами. Выпадая в осадок, они создают конусообразные постройки, внутри которых реакции продолжаются.

Вдоль центральных частей таких «конусов», как по «трубам», к их вершинам поднимаются горячие растворы. Остывая, они освобождаются от сульфидов. Окрашенные в черный цвет, растворы сульфидов образуют черные «облака». Поэтому их назвали «черными курильщиками». В таких конусах отмечено высокое содержание меди, свинца, цинка, золота и других металлов.

С вулканической деятельностью связаны проявления многих полезных ископаемых. Так, выделяющиеся при извержении вулканов и фумарол газообразные продукты способствуют образованию повышенных концентраций серы, борной кислоты, аммониевых солей, хлоридов натрия, железа, меди, цинка, окислов железа и меди, сернистого мышьяка, киновари и других минералов. Некоторые из них образуют крупные скопления, например, месторождения самородной серы на Курильских островах, Камчатке, в Японии. Извержения вулканов сопровождаются выделением огромного количества тепла.

Интрузивный магматизм. Во многих случаях поднимающаяся из недр вверх магма остывает в различных горизонтах земной коры, не достигая поверхности Земли. Она образует различные по форме застывшие в коренных породах магматические тела, называемые интрузиями (лат. «интрузив» - внедрение). Этим же термином обозначается и процесс внедрения магматического расплава в земную кору.

По отношению к вмещающим породам земной коры интрузивы делятся на согласные и несогласные. Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты перекрывающих пород и образуются при заполнении магмой трещин и разрывов в горных породах. К ним относятся секущие жилы и дайки, штоки и батолиты.

Образовавшиеся на большой глубине очень крупные магматические тела площадью более 200 км² (рис. 2) называются батолитами (греч. «батос» - глубина). Ближе к земной поверхности застывают дайки, жилы, лакколиты, лополиты, факолиты и силлы.

Рис. 2. Формы магматических тел: I - батолит; 2 -лакколит; 3 - дайка; 4 - пластовая залежь, или силл; 5-лополит; 6 – факолит

Дайка (англ. «дайки» - стена, преграда) - это вертикальное пластинообразное магматическое тело. Образуются дайки чаще всего путем заполнения магмой трещин. Подобные интрузии с непараллельным ограничением называются жилами. Жилы пересекают горные породы под разными углами, в плане имеют криволинейную ветвистую форму, образуют колена. Толщина жил от нескольких до первых десятков сантиметров. Жилы представлены порфиритами, гранит-порфирами, диабазами, пегматитами, а также рудными и нерудными (кварц, кальцит, барит) минералами.

Большим распространением пользуются штоки - неправильные, изометричные в плане столбообразные интрузивные тела площадью не более 100-150 км² .

Согласные интрузивы образуются в результате внедрения и остывания магмы по плоскостям наслоения перекрывающих осадочных пород. Форма их залегания разнообразна. Среди них выделяют силлы, лакколиты, лополиты и др.

Лакколит (греч. «лаккос» - яма, «литос» - камень) представляет собой караваеобразную интрузию. Ее верхняя часть обычно выпуклая, нижняя - плоская. Вогнутые, чашеобразные пологие линзовидные магматические тела называются лополитами (греч. «лопас» -миска, «литос» - камень), а выпуклые - факолитами (греч. «факос» - чечевица). В качестве силл (англ. «сил» - порог) выделяются пластообразные магматические тела, внедрившиеся в горизонтально залегающие слои горных пород, нередко образуя несколько ярусов (этажей). Мощность отдельных пластов достигает 40-50 м, а протяженность - до 150 км и более. Силлы сложены преимущественно основными породами (базальты).

Метаморфизм

Метаморфизм (от греч. "метаморфо" - преобразование, превращение, перерождение) - совокупность эндогенных процессов, вызывающих глубокие структурно-текстурные изменения ранее образовавшихся горных пород (магматических, осадочных). Метаморфизму подвергаются горные породы, оказавшиеся под влиянием различных геологических процессов в условиях, отличающихся от условий их первоначального образования. Главные факторы метаморфизма - высокие температуры и давления, химическая активность воды, углекислоты, горячих растворов, содержащих ионы натрия, калия, кальции, фтора, бора и серы.

Метаморфизм пород происходит на различных глубинах земной коры при температурах от 100°С до 900°С под давлением от 100 до 10 тыс. атм., которое создается весом вышележащих слоев.

Основные отличительные особенности метаморфических пород следующие: присутствие минералов, свойственных только метаморфическим породам (тальк, хлорит, серпентин, гранат и др.), ярко выраженная параллельная текстура - сланцеватость, гнейсовидность.

В зависимости от преобладания того или иного действующего фактора различают множество видов метаморфизма, которые связаны между собой постепенными переходными образованиями. Среди всего этого многообразия наиболее распространенными и ярко выраженными являются два основных типа метаморфизма: региональный и локальной метаморфизм.

Региональный метаморфизм охватывает большие площади и вызывается совместным действием повышения температуры и давления, что приводит к изменению состава, структуры и текстуры пород: кристаллизация (осадочных) и перекристаллизация пород, образование плотных и относительно тугоплавких минералов, содержащих меньше воды. Существенную роль играют и флюиды - вода и углекислота (СО₂), присутствующие в метаморфизуемых осадочных породах.

Региональный метаморфизм приурочен к горно-складчатым областям различного возраста от древнейших щитов (Фенно-Скандия) до относительно молодых гор (Кавказ).

Локальный метаморфизм распространяется на ограниченную площадь и подразделяется на контактовый метаморфизм и динамометаморфизм.

Контактовый метаморфизм (лат. «контактус» - соприкосновение) связан с внедрением горячей магмы в относительно холодные осадочные толщи верхней части земной коры. Магматический расплав подвергает осадочные толщи в зоне контакта тепловому и химическому воздействию. В результате этого происходит изменение минерального состава и структуры вмещающих горных пород. Магматические интрузии, в свою очередь, также изменяются под воздействием вмещающих пород. Характер контактных изменений зависит от температуры и состава магмы и вмещающих пород.

Контактовый метаморфизм, связанный с изменением химического состава пород вследствие значительного привноса и выноса вещества, называется метасоматическим (греч. «мета» - после, «сома» - тело) контактовым метаморфизмом. Динамометаморфизм (греч. «динамис» - сила) - это изменение горных пород под влиянием высокого давления при сравнительно низкой температуре.

С метаморфическими породами связаны крупнейшие месторождения железа (Курская магнитная аномалия, Кривой Рог и др.), полиметаллов (меди, свинца, цинка и др.), редких металлов (месторождения шеелита, молибденита, оловянного камня и др.), золота и др. Многие метаморфические породы используются в качестве строительного материала. Например, мраморы, гнейсы, яшмы и др.

Тектогенез (тектонические движения)

Земная кора с момента своего образования находится в непрерывном движении. Все виды движения земной коры, отдельных ее участков и подкорковых слоев называют тектоническими (от греч. "тектоникос" - строительство). Изучением движений земной коры, а также возникающих при этом структур занимается специальная геологическая наука - геотектоника.

Тектонические движения, как и большинство геологических процессов, развиваются медленно и в течении очень длительного времени. Поэтому они недоступны непосредственному чувственному восприятию (за исключением землетрясений) и наблюдению. Судить об этих процессах приходится по их результатам, наблюдаемым в строении земной коры. Так, например, мощные толщи осадочных пород говорят о длительном прогибании данного участка коры, а если породы смяты в крупные складки - о контрастных вертикальных и горизонтальных движениях.

Область земной коры, для которых характерны слабые движения небольшой амплитуды, принято называть платформами и, наоборот, области интенсивных движений большого размаха - геосинклиналями.

Все виды движений земной коры делятся по времени, масштабу проявления и характеру движений.

По времени проявления тектонические движения делят на современные, новейшие и древние. По масштабу проявления выделяется, планетарная система движений крупных литосферных плит, а в пределах этих крупных блоков вертикальные и горизонтальные движения. Различают колебательные, складкообразовательные и разрывные тектонические движения. Последние два типа выделяются как тектонические дислокации, или нарушения. Наиболее распространены и хорошо изучены колебательные движения и движения, вызывающие складчатые и разрывные нарушения слоев земной коры (тектонические нарушения).

Земная поверхность постоянно попеременно то воздымается, то опускается. Каждое мгновение этого «дыхания» Земли незаметно глазу человека. Но длительные наблюдения подтверждают, что обширные участки земной коры, действительно, медленно поднимаются и опускаются относительно друг друга. Такие чередующиеся по знаку медленные вертикальные колебания земной поверхности называются колебательными, или вековыми, тектоническими движениями. Причины их кроются в глубоких недрах Земли. Возможно, они связаны с движением магматических расплавов. Некоторые исследователи связывают «вековые» колебания земной поверхности с влиянием лунно-солнечных приливов.

Главная особенность колебательных движений - дифференцированность, т.е. смена знака движений на сравнительно небольших расстояниях. Так, например, инструментальными методами установлено, что Малый Кавказ поднимается в настоящее время со скоростью 8-13 мм/год, а Черноморское побережье Кавказа опускается со скоростью до 12 мм/год. Аналогичная геодинамика наблюдается и в Скандинавии: горная часть поднимается, а побережье Ботнического залива погружается. За геологически длительное время эти сравнительно незначительные скорости могут привести к огромному эффекту: в устьевых частях некоторых рек (Инд, Ганг, Терек) обнаружены речные отложения, залегающие на сотни метров ниже уровня моря.

Изучение современных вертикальных движений земной коры показывает, что их скорость в среднем не превышает 1-2 см в год то есть за 1 млн. лет может быть создан горный хребет, почти вдвое превышающий по высоте Гималаи. Установлено, что отдельные участки земной поверхности опускаются и поднимаются с различной скоростью. Например, в Японии за 1896-1928 гг. прибрежные части острова Хонсю погрузились в море ДО 70 мм, а центральные части опустились всего на несколько миллиметров.

С колебательными движениями связано перемещение береговой линии моря. Если прибрежный участок суши опускается, море переходит за береговую линию и наступает на сушу. Этот процесс называется трансгрессией (лат. «трансгрессио» - переход). В случае поднятия суши море отступает -регрессирует (лат. «регрессус» - обратное движение).

Современные вертикальные движения изучаются методами прямых измерений и косвенных наблюдений. В их числе выделяется три основных метода: исторический, геоморфологический и геодезический.

Исторический метод основан на изучении археологических, письменных и графических (карты) документов, а также расположения построек по отношению к уровню моря. Широко известен пример вертикальных тектонических движений по наблюдениям остатков мраморных колонн храма, построенного 2000 лет назад на берегу Неаполитанского залива. Давно было замечено, что колонны храма до высоты 5,7 м над полом изъедены морскими моллюсками-камнеточцами. По этим данным и историческим документам выяснилось, что после постройки, в ХШ в. храм начал медленно погружаться под уровень моря и в таком виде он находился под водой на протяжении 300 лет, после чего местность вновь стала подниматься и к 1800 г. вся постройка оказалась на суше.

Геоморфологический метод основан на изучении форм рельефа, находящихся в несвойственных для их образования условиях: морские террасы, расположенные ниже уровня действия морей или погребенные под уровень морей речные долины, другие континентальные формы рельефа.

Геодезический метод включает повторное нивелирование высокоточными приборами водомерных реперов других геодезических пунктов. В последнее время для этих целей используются и космические средства никелирования. На основе повторного нивелирования составляются карты современных вертикальных движений земной коры с указанием районов поднятий и опусканий и скоростей движений.

Тектонические дислокации (нарушения). Тектонические движения вызывают деформации в залегании слоев горных пород, слагающих земную кору. Нарушение первоначального залегания слоев пород называется дислокацией. Они вызывают резкие изменения в первоначальном положении слоев: наклон, смещение, складки и др.

Выделяют два основных вида тектонических нарушений - складчатые и разрывные.

Складчатые дислокации, или связные нарушения, представляют собой волнообразные изгибания слоев горных пород без разрыва сплошности их залегания. Складчатость возникает в геосинклинальных областях в результате горизонтального сжатия системы вогнутых слоев при их восходящем движении. При восходящем движении таких слоев возникают боковые сминающие напряжения иногда незначительные, но развиваясь в течение многих миллионов лет они способны образовать складки даже в хрупких породах (известняки, песчаники, сланцы и др.). Этому способствуют высокие температуры больших глубин.

Существуют два основных вида складчатых дислокаций.

Если изгиб слоев обращен выпуклостью вверх (рис.3), складка называется антиклиналью (греч. «анти» - против, «клино» - наклоняю); прогнутая вниз складка — это синклиналь (греч. «син» - вместе). Обычно они сопряжены друг с другом. В случае антиклинали крылья складки расходятся вверху от места изгиба в противоположные стороны. А у синклинали крылья сходятся вместе внизу у изгиба.

Рис. 3. Антиклинальноя (а) и синклинальная (б) складки:

1 - свод; 2 - мульда, 3 - крылья; 4 –ядро

Основными элементами складок являются:

1) свод, или замок, — примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть антиклинальной складки;

2)мульда (нем. «мульде» — корыто) - примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть синклинальной складки;

3)крылья - расходящиеся от перегиба вниз (в случае антиклинали) или вверх (в случае синклинали) боковые участки складки;

4)осевая плоскость - воображаемая плоскость, делящая угол между крыльями складки пополам;

5)ось складки - линия пересечения осевой плоскости с поверхностью Земли;

6)шарнир - линия пересечения осевой плоскости с поверхностью любого из образующих складку пластов;

7)ядро - внутренняя часть складки, прилегающая к осевой поверхности, сложенная в антиклиналях более древними слоями горных пород сравнительно с возрастом пластов, составляющих внешнюю часть складки, а в синклиналях - более молодыми.

8) Ширина складки – расстояние между двумя соседними осями на уровне среза складки горизонтальной поверхностью.

9) Высота складки - вертикальное расстояние от вершины перегиба складки до уровня cреза ее земной поверхностью.

10) Длина складки - расстояние вдоль оси складки от одного до другого ее окончания.

Все эти и другие геометрические характеристики складчатых разрезов обычно фиксируются при геологических исследованиях.

Если спроецировать очертания складки на горизонтальную плоскость, то они имеют в плане различную форму. Протяженные складки называются линейными; укороченные (с отношением длины к ширине от 10 до 3) - брахиантиклиналями (греч. «брахис» - короткий) и брахисинклиналями. Складки округлой формы с примерно равновеликими осями называются куполами.

Кроме них выделяются флексуры - крутые изгибы, соединяющие разновысотные участки пологого залегания слоев и моноклинали - широкие участки наклонного залегания слоев.

Пространственное сочетание анти- и синклинальных складок создает более сложные складчатые формы. Если наблюдается преобладание антиклинальных складок и их вершины образуют выпуклую кривую, такая структура называется антиклинорием и, наоборот, преобладание синклинальных складок, образующих вогнутую кривую, называют синклинорием. Такие сложные сочетания складок характерны и могут наблюдаться в молодых горно-складчатых областях (Кавказ).

Изначально пласты осадочных пород залегают горизонтально или полого. На вопрос - каким образом и под влиянием каких сил пласты сминаются в складки? - точного ответа нет. Несомненно одно: процесс формирования складок очень длителен. Он растягивается на тысячи и миллионы лет. В этом случае твердые и хрупкие горные породы, видимо, ведут себя как вязкая жидкость.

Разрывные нарушения первоначального залегания слоев горных пород, или слоев, собранных в складки, выражаются в разрыве в сплошности их залегания по вертикальной или наклонной плоскости. Нарушения в сплошности залегания слоев горных пород возникают при действии на них не только напряжений сжатия (ведут к складкообразованию), но и растягивающих, и вертикальных смещениях. Среди разрывных нарушений выделяются две группы: трещины - разрывы без смешения слоев; разрывы со смещением напластований пород по вертикальным или наклонным плоскостям. Главный действующий фактор разрывов - дифференцированные тектонические движения, которые образуют трещины большой выдержанности и протяженности (сотни км).

Разрывные движения связаны с нарушением сплошности (непрерывности) пластов горных пород. Они сопровождаются образованием трещин без смещения разделенных ими блоков и разрывов (со смещением). Поверхность, вдоль которой происходит разрыв и смещение одного участка земной коры относительно другого, называется «плоскостью разрыва». А смешенные блоки земной коры называются «крыльями». Смещения вдоль разрывов могут быть вертикальными, наклонными и горизонтальными.

Основными типами разрывных тектонических нарушений со смещением отдельных блоков горных пород относительно друг друга являются сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги и шарьяжы (рис. 4).

Если одно крыло сместилось по отношению к другому вниз, разрывное нарушение называется сбросом, если поднялось вверх — взбросом. Перемещение блока горных пород вверх по полого наклоненной (до 45°) поверхности другого блока называется надвигом. В практике известны случаи, когда надвинутое крыло переместилось по пологой плоскости разрыва на расстояние до десятков километров. Такие пологие надвиги называются «тектоническими покровами», или «шарьяжами» (фр. «шарьяж» - перевозка). Некоторые ученые к таким структурам планетарного масштаба относят Гималаи и Анды.

Разрывы нередко достигают в длину сотен и тысяч километров, а в ширину - десятков километров.

Разрывное нарушение, при котором крылья смещаются в горизонтальном направлении, называется сдвигом.

Рис. 4. Типы разрывных нарушений со смещением:

1 - сброс; 2 – взброс; 3 – сдвиг; 4 - надвиг: 5 - грабен; 6 – горст.

Если перемещено правое (со стороны наблюдателя) крыло, сдвиг называется правым, если левое – левым.

В случае опускания блока горных пород вдоль двух плоскостей разрывов, образуется «грабен» (нем. «грабен» - ров). Если блок, наоборот, поднялся, структура называется «горстом» (нем. «горст» - возвышенность). Грабены часто имеют вид узких, вытянутых в длину впадин. Их называют рифтами (англ. «рифт» - расселина, ущелье). Грабеном (рифтом), например, является впадина озера Байкал, глубина которого достигает 1620 м. В грабенах расположены также озеро Балатон (Венгрия), Мертвое и Красное моря. Крупной системой грабенов являются Великие Восточно-Африканские озера - Ньяса, Руква, Танганьика, Киву, Альберта. Они рассекают Восточную Африку от устья реки Замбези через область Больших Африканских озер до Абиссинии.

Помимо описанных выше разрывных нарушений, приуроченных к верхним слоям земной коры, выделяют еще крупные разрывные нарушения, распространившиеся на большую глубину (до 60-300 км) и имеющие значительную длину, называющиеся глубинными разломами. Например, активный разлом Сан-Андреас протягивается на 1000 км через всю Калифорнию от Калифорнийского залива на юге до города Сан-Франциско на севере. Изучение глубокофокусных землетрясений по периферии Тихого океана показало, что наиболее крупные - сверхглубокие разломы проникают в мантию Земли на глубину до 700 км.

Разрывные нарушения играют огромную роль в формировании залежей полезных ископаемых. Они служат путями, по которым движутся рудные растворы, нефть и горючие газы, пресные и минерализованные воды и т.п.

С глубинными разломами обычно связаны землетрясения и вулканизм.

Землетрясения. Приборами - сейсмографами регистрируется около 100 тыс. слабых толчков в год. По всему земному шару за этот же период происходит около 100 сильных землетрясений. Землетрясения приводят к огромным разрушениям и человеческим жертвам. Некоторые из них уносили сотни тысяч человеческих жизней. Причиной землетрясений, по мнению ученых, являются быстрые смещения вдоль разрывов блоков земной поверхности. Участок земных недр, где происходит первичная подвижка земных масс, называется «гипоцентром» (греч. «гипо» - под, внизу; лат. «центрум»- центр круга), «очагом», или «фокусом» (лат. «фокус» - очаг), землетрясения.

Землетрясения проявляются короткими подземными толчками. Они продолжаются от доли секунды до нескольких десятков секунд. Но этого бывает достаточно для того, чтобы произвести огромные разрушения на поверхности Земли.

Очаг землетрясения, в котором зарождается первый импульс колебания, - это определенный объем горных пород, подвергшихся разрушению. Отсюда начинают свой стремительный бег в разные стороны сейсмические (упругие) волны. Они передаются на сотни и тысячи километров. Подавляющее количество землетрясений приурочено к глубинам до 100-200 км. Наиболее близкие к поверхности очаги землетрясений располагаются на глубинах около 10 км. Глубокофокусные землетрясения зарождаются па глубинах до 700 км Проекция «очага» на земную поверхность называется («эпицентром» (греч. «эпи» - на. над; лат, «центрум» - центр круга) землетрясения (рис. 5).

Рис. 5. Очаг и эпицентр землетрясения

В очаге землетрясения высвобождается огромная внутренняя энергия Земли, достигающая 10¹⁵-10²⁵ джоулей (Дж). Интенсивность землетрясений в эпицентре на поверхности Земли первоначально оценивалась визуально по 12-балльной шкале, основанной на степени разрушения построек (табл. 1).

Таблица 1

Интенсивность землетрясений

Энергия, вызвавшая сейсмические колебания в очаге землетрясения, оценивается по шкале безразмерных величин (от 1 до 9), называемых магнитудами (лат. «магнитудо» - величина). Под магнитудой понимается логарифм отношения максимального смещения частиц грунта (в микрометрах = 10 м) в сейсмической волне данного землетрясения (на расстоянии 100 км от эпицентра) к смещению эталонного землетрясения, магнитуда которого условно принята равной нулю. Предложил эту шкалу японский ученый Т. Вадати и усовершенствовал в 1935 г. американский сейсмолог Ч. Рихтер. По имени последнего она получила название «шкала Рихтера». Оценка силы землетрясений в магнитудах более объективна, чем в баллах 12-балльной шкалы. Магнитуда 6 соответствует 6-9 баллам, 7-8 - 10-11 баллам и 8-30 - 12 баллам 12- балльной шкалы интенсивности землетрясений.

Экзогенные геологические процессы. Выветривание

Создаваемые эндогенными (внутренними) силами неровности земной поверхности подвергаются воздействию внешних, т. е. экзогенных факторов на границе земной коры с атмо-, гидро- и биосферой. Энергетическую основу этих процессов составляют солнечная радиация, гравитация, а также вращение Земли и взаимодействия в системе Земля-Луна (приливы-отливы).

Экзогенные процессы стремятся к выравниванию созданных эндогенными силами неровностей поверхности Земли. Проявляются эти процессы в двух формах а) разрушение и снос, удаление продуктов разрушения - денудация, б) накопление продуктов сноса в понижениях рельефа суши, а также в морях и океанах - аккумуляция. |

Создаваемые при этих процессах различные формы рельефа являются предметом изучения специальной науки - геоморфология. Продукты аккумуляции и их последующего перерождения в осадочные горные породы - предмет литологии.

Интенсивность развития экзогенных процессов зависит не только от действующих факторов (температура, водные растворы и потоки, ветер, биота), но и от степени расчлененности поверхности земной коры. Так, например, в равнинных областях величина денудации составляет примерно 0,03 - 0,05 мм/год, а в горных районах - в среднем 0,4 - 0,5 мм/год. Денудационный снос происходит не только в виде твердого стока, но и растворов (ионный сток), доля которых постепенно возрастает от высокогорий к равнинам. В процессе переноса происходит механическая дифференциация вещества по крупности и удельному весу и это приводит нередко «формированию россыпных месторождений полезных ископаемых (золото, серебро, платина и др.).

К экзогенным геологическим процессам относятся выветривание, деятельность ветра, поверхностных текучих вод, подземных вод, ледников, вод морей и озер. Формы рельефа, создаваемые различными экзогенными агентами, рассматриваются в курсе "Геоморфология". Здесь же мы рассмотрим экзогенные процессы в геологическом аспекте, т.е. с точки зрения продуктов аккумуляции.

Выветривание. Совокупность процессов преобразования горных пород на поверхности Земли под влиянием солнечной радиации, колебаний температуры, фазовых переходов воды, кислорода, углекислоты, а также живых организмов принято называть "выветриванием". Это геологический процесс преобразования и приспособления горных пород и минералов к изменившимся условиям земной поверхности, по сравнению с условиями их образования. Такое преобразование носит эндотермический характер, т. е. сопровождается поглощением внешней, рассеянной энергии (солнечная радиация). Различают физическое, химическое и биохимическое выветривание. В природе эти процессы неразрывно связаны и протекают одновременно, меняется во времени доля каждого процесса.

Физическое выветривание происходит главным образом под влиянием суточных и сезонных колебаний температуры, замерзания и оттаивания воды в трещинах, кристаллизации солей, содержащихся в воде и др Изменение температуры вызывает изменения линейных и объемных размеров кристаллов, черен и породы в целом. Накапливающиеся таким образом напряжения внутри кристаллов и зерен приводит к образованию множества микротрещин и разрушению породы в целом. Проникающие в эти трещины, а также другие пустоты воды при замерзании расширяются (10%) и способны расколоть породу любой прочности. Такую же роль выполняет и кристаллизация солей при испарении воды в пустотах. Механическое разрушение пород производят также корни растений, которые, проникая в трещины, производят мощное давление на стенки (т.н. тургорное давление, которое хорошо известно по разрушению тротуаров и дорог).

В результате физического выветривания порода превращается е скопление каменных глыб, щебня, дресвы, песка и глин.

Общий смысл физического выветривания заключается в приспособлении пород к физическим условиям поверхности Земли, отличающимся от условий их образования, и чем больше эти различия, тем быстрее разрушается порода. Поэтому интрузивные породы разрушаются быстрее, чем эффузивные, крупнозернистые быстрее мелкозернистых. Физическому выветриванию способствует слоистость и сланцеватость пород, их первичная трещиноватость.

На горизонтальных поверхностях продукты физического выветривания образуют "каменные моря" - скопление остроугольных глыб, камней и щебня, а на склонах - "каменные потоки".

Химическое выветривание связано с химическим составом исходных горных пород, их строением, а также климатическими условиями, обводнением территории, развитием растительности и др.

Важнейший фактор химического выветривания - вода, которая является катализатором различных реакций, растворителем, а также содержащиеся в ней кислород, углекислота, ионы водорода и другие вещества.

Скорость выветривания в значительной мере определяется климатом: наиболее интенсивно эти процессы развиваются в условиях влажного тропического и субтропического климата, слабее в умеренных широтах и еще слабее (в сотни раз) в пустынях и полупустынях. К основным процессам химического выветривания горных пород и минералов относятся растворение, гидролиз, окисление, гидратация и др. Роль и сочетание этих процессов в значительной мере контролируется составом пород.

Растворение наиболее характерно для галоидных пород и минералов (галит и галитит, сильвин и сильвинит и др.). Вода, насыщенная углекислотой, интенсивно разрушает карбонаты, в результате чего образуются пещеры, сталагмиты и сталактиты, другие пустоты и натечные формы.

Гидролиз - полный распад минералов под влиянием растворенной в воде углекислоты, сопровождаемый выносом части элементов и присоединением гидроксильных ионов. Характерным примером гидролиза является каолинизация силикатов - полевых шпатов, слюд, в результате чего образуется устойчивый к поверхностным условиям минерал - каолин.

Окисление - сложный процесс, заключающийся в присоединении кислорода и отделении водорода, повышении валентности элементов, входящих в минералы. Наиболее интенсивно эти процессы протекают в минералах, содержащих железо и марганец. Например, пирит (FeS₂) при окислении превращается в серную кислоту.

Гидратация - взаимодействие безводных соединений с водой, что обычно ведет к увеличению объема минералов и горных пород. Например, при взаимодействии ангидрита (CaSO₄) с водой образуется водный сульфат - гипс (CaSO₄x2H₃O), или при гидратации гематита (Fe₂О₃) образуется гидроокисл железа - лимонит (mFе2ОзxnН₂О).

Существенную роль в химическом выветривании играет жизнедеятельность организмов. В процессе своей жизнедеятельности организмы поглощают из окружающей среды различные, т н. биогенные элементы (K, Na, Ca, Mg, P и др.), и тем самым разрушают минералы и породы. Одновременно с этим выделяемые ими органические кислоты, активно действующие газы (О, СО₂, Н₂). Другие вещества значительно ускоряют разложение пород.

Все процессы выветривания взаимосвязаны и действуют одновременно. Вместе с тем можно проследить определенную последовательность в интенсивности их проявления.

Физическое выветривание в процессе дезинтеграции пород увеличивает удельную поверхность обломков и частиц и подготавливает почву для роста интенсивности химического выветривания (увеличивается удельная поверхность смачивания частиц). В свою очередь, химическое выветривание готовит условие для развития биохимического выветривания.

В результате выветривания образуются две основные группы продуктов выветривания: 1) подвижные в виде мелкозема и растворенного вещества, которые под влиянием поверхностных вод подвергаются вертикальному перемещению и горизонтальному выносу; 2) остаточные продукты - элювий, который остается на месте распада материнской породы.

Кора выветривания - комплекс рыхлых горных пород, возникших в верхней части земной коры в результате преобразования в континентальных условиях магматических, осадочных и метаморфических пород под влиянием всей совокупности факторов выветривания. Состав, мощность и другие особенности кор выветривания определяются составом исходных пород и физико-географическими условиями, в которых протекают процессы выветривания. Наиболее благоприятные условия для образования мощных кор выветривания складываются при высоких температурах, обильных осадках, большого растительного опада и выровненном рельефе.

При образовании кор выветривания выделяют четыре стадии развития: 1. Физическое выветривание с накоплением продуктов механического разрушения пород; 2. Накопление соединений кальция, удаление легкорастворимых соединений, сопровождаемое гидратацией минералов и окислением сернистых соединений; 3. Образование глинистых минералов (каолин, монтмориллонит, гидрослюды) и вынос кальция, калия и магния; 4. Образование латеритов - обогащенные окислами и гидроокислами железа и алюминия продукты выветривания алюмосиликатов в условиях жаркого и влажного климата. В полном разрезе развитой коры выветривания можно проследить слои всех четырех стадий развития, но в обратной последовательности (сверху вниз); латериты - слой новообразованных глинистых минералов (каолин, монтмориллонит) - химически слабо измененные породы - продукты механического распада - коренные породы.

Пришедшие в подвижное состояние продукты выветривания коренных пород подвергаются горизонтальной миграции в направлении конечных водоемов стока (океаны, моря) под влиянием различных факторов (ветер, текучие воды, ледники, волны и течения). На путях миграции и в конечных бассейнах образуются комплексы пород, соответствующие по составу и строению, действующему фактору миграции и аккумуляции. При всех формах миграции и аккумуляции вещества продолжаются процессы их дальнейшего выветривания, что особенно заметно бывает в водных потоках,

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 рек и подземных 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.6).

Рис. 6. 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.7).

Рис. 7. 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 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. Следовательно, по происхождению выделяются инфильтрационные, конденсационные, фильтрационные, ювенильные, дегидратационные и реликтовые подземные воды.

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.

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

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.

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.

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.

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.

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.

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. 8)..

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. 8).

Рис. 8. 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.9).

Рис. 9. 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.10).

Рис. 10. Камы их форма и строение: 1 - морены; 2 – песчаники; 3 – песчано-галечные отложения.