|
|
| Рис. 3. Формы эоловых многогранников |
Академик В. А. Обручев в 1906 г. открыл в Джунгарии, граничащей с Восточным Казахстаном, целый "эоловый город", состоящий из причудливых сооружений и фигур, созданных в песчаниках и пестрых глинах в результате пустынного выветривания, дефляции и корразии. Если на пути движения песка встречаются гальки или небольшие обломки твердых пород, то они истираются, шлифуются по одной или нескольким плоским граням. При достаточно длительном воздействии несомого ветром песка из галек и обломков образуются эоловые многогранники или трехгранники с блестящими отполированными гранями и относительно острыми ребрами между ними (рис. 3). Следует также отметить, что корразия и дефляция проявляются и на горизонтальной глинистой поверхности пустынь, где при устойчивых ветрах одного направления песчаные струи образуют отдельные длинные борозды или желоба глубиной от десятков сантиметров до первых метров, разделенные параллельными неправильной формы гребнями. Такие образования в Китае называют ярдангами .
ПЕРЕНОС
При движении ветер захватывает песчаные и пылеватые частицы и переносит их на различные расстояния. Перенос осуществляется или скачкообразно, или перекатыванием их по дну, или во взвешенном состоянии. Различие переноса зависит от величины частиц, скорости ветра и степени его турбулентности. При ветрах скоростью до 7 м/с около 90% песчаных частиц переносится в слое 5-10 см от поверхности Земли, при сильных ветрах (15-20 м/с) песок поднимается на несколько метров. Штормовые ветры и ураганы поднимают песок на десятки метров в высоту и перекатывают даже гальки и плоский щебень диаметром до 3-5 см и более. Процесс перемещения песчаных зерен осуществляется в виде прыжков или скачков под крутым углом от нескольких сантиметров до нескольких метров по искривленным траекториям. При своем приземлении они ударяют и нарушают другие песчаные зерна, которые вовлекаются в скачкообразное движение, или сальтацию ( лат. "сальтацио" - скачок). Так происходит непрерывный процесс перемещения множества песчаных зерен. Пески в пустынях переносятся на расстояния от нескольких километров до десятков, а иногда и первых сотен километров. По данным А. Аллисона, в Сахаре мощные песчаные осадки лежат на удалении 160 км от выходов тех песчаников, дезинтеграция которых послужила источником песчаного материала. В ходе перемещения и соударения сами песчаные зерна подвергаются взаимному истиранию и дроблению.
Пылеватый материал алевритовой размерности может подниматься в воздухе на высоту до 3-4 км и более и переноситься во взвешенном состоянии на сотни и тысячи километров. Известно, что пыль пустынь Африки сильными пассатными ветрами переносится на запад на расстояния более 2000-2500 км и составляет местами заметную примесь в осадках Атлантического океана. Описаны случаи, когда эоловая пыль Сахары достигала различных стран Западной Европы.
Формы эолового песчаного рельефа . Закономерности формирования песчаного рельефа в пустынях тесным образом связаны с режимом ветров, динамикой атмосферы и ее циркуляцией, мощностью песков и степенью их оголенности. В связи с изменением указанных параметров в пустынях наблюдается многообразие песчаных форм, полное рассмотрение которых приводится в учебниках по геоморфологии. Кратко охарактеризуем их наиболее распространенные формы: барханы и грядовые песчаные формы.
|
|
| Рис. 5.4. Форма одиночного бархана |
|
|
| Рис. 5. Схема развития основных форм рельефа оголенных песков (по Б.А. Федоровичу) |
Барханами называют обычно асимметричные серповидные песчаные формы, напоминающие полулуние и располагающиеся перпендикулярно господствующему направлению ветра (рис. 4 ). Наветренный склон их длинный и пологий (10-15o ), он покрыт обычно поперечными ветру знаками ряби, напоминающими мелкую рябь на водной поверхности, а подветренный - короткий и крутой (32- 35o ). При переходе от пологого склона к крутому образуется острый гребень, имеющий в плане форму дуги, а по направлению движения ветра выдаются вперед заостренные концы ("рога"). Высота барханов различна - от 2-3 и до 15 м, а местами 20-30 м и более (Ливийская пустыня). Одиночные барханы встречаются редко. При большом количестве оголенного песка в пустынях барханы в большинстве случаев сливаются друг с другом, образуя крупные барханные цепи , напоминающие морские волны. Их высота может достигать 60-70 м и более. В тропических пустынях местами формируются продольные ветру барханные гряды. Возможная последовательность развития барханного рельефа от эмбрионального бархана до крупных барханных цепей и гряд видна на рис. 5 .
Продольные песчаные гряды распространены во всех пустынях мира, всюду, где господствуют ветры одного или близких направлений и где им нет никаких тормозящих препятствий. В этих условиях горизонтальное движение сочетается с восходящими и нисходящими потоками, связанными с сильным, но неодинаковым нагревом неровной поверхности песков. В результате образуются относительно узкие симметричные гряды, разделенные межгрядовыми понижениями различной ширины (рис. 6 ). Именно в этих условиях особенно четко проявляется сочетание и взаимодействие эоловых процессов - дефляции, переноса и аккумуляции.
|
|
| Рис. 6. Схема песчаных гряд и межгрядовых понижений |
По данным Б.А. Федоровича и других исследователей, в пустынях Средней Азии высота гряд на молодых речных отложениях р. Амударьи около 10-15 м, в районе Центральных Каракумов, где пески перевевались в течение всего четвертичного периода, доходит до 30-40 м, а в Сахаре - до 100 м и более.
Песчаные формы внепустынных областей образуются в прибрежных зонах океанов и морей, где наблюдается обильный принос песка на пляжи волнами, а также в пределах песчаных берегов озер и в отдельных случаях на пойменных и древних террасах рек. Дующие к берегу ветры подхватывают сухой песок и переносят его в глубь материка. Отдельные неровности рельефа или кустики растительности задерживают песок, вокруг них образуются первичные песчаные холмы. В ходе последующего развития холмы, постепенно сливаясь, образуют асимметричные песчаные валы или гряды, поперечные господствующему ветру. Такие формы называются дюнами.
|
|
| Рис. 7. Параболические дюны |
Образовавшаяся дюна под действием ветра постепенно перемещается в глубь материка, а на ее месте возникает другая, после перемещения, которой опять начинает формироваться новая. Так, местами возникают цепи параллельных дюн. Часто древние дюны характеризуются сложным холмистым или укороченно-грядовым рельефом, что связано с последующим преобразованием их ветром и неравномерным развитием растительности. Помимо прямолинейных дюн, местами наблюдаются дугообразные, или параболические дюны (рис. 7 ), возникающие в результате постепенного продвижения вперед наиболее высокой активно перевеваемой ее части при закреплении краевых частей растительностью или увлажнением.
В СССР дюны развиты на побережье Балтийского моря и финского залива, где они местами достигают высоты 20-25 м и более, а на низменном песчаном атлантическом побережье Франции дюны выглядят, как огромные естественные дамбы большой высоты. В зонах умеренного климата материковые дюны наиболее широко развиты в пределах крупных четвертичных водноледниковых песчаных (зандровых) равнин. Такие дюны развиты в Белоруссии (Полесье), Мещере и других районах европейской части СССР, в Западно-Сибирской низменности.
В заключение следует сказать, что движущиеся пески как на побережьях во внепустынных зонах, так и в пустынях представляют значительную опасность для возводимых или существующих различных сооружений и культурных оазисов и нередко приносят существенный материальный ущерб. Поэтому для защиты последних разрабатываются и применяются различные меры, одной из которых является закрепление песков растительностью, использование битумов из отходов нефти и др.
В деятельность ветра входят дефляция (выдувание), перенос, корразия и аккумуляция. Они ярко проявляются в пустынных областях. Если на пути переносимого песка встречаются скальные поверхности, то происходит корразия. Ветер создает эоловый песчаный рельеф: барханы, продольные песчаные гряды. На берегах морей, озер образуются песчаные дюны. С деятельностью ветра связано образование лесса.
3 . Тангемерийные движения земной коры
Земная кора является верхней твердой оболочкой Земли. Её развитие протекает во взаимодействии с подстилающей мантийной оболочкой, гидросферой, атмосферой и биосферой. Мантийная оболочка включает верхнюю, среднюю и нижнюю мантию. Земная кора и верхняя мантия образуют литосферу , нижней границей которой является кровля астеносферного слоя. В целом литосфера состоит из 20-ти перемещающихся по астеносферному слою жестких плит мощностью от 50-60 км до 200-300 км, семь из которых относятся к мегаплитам. Это Евроазиатская, Северо- и Южно-Американская, Африканская, тихоокеанская, Индо-Австралийская и Антарктическая. Границы плит фиксируются сейсмофокальными зонами по гипоцентрам землетрясений.
Земная кора характеризуется неоднородным строением по латерали и на глубину. По латерали выделяется три типа коры: континентальный, океанический и переходный между ними. Континентальная кора имеет мощность от 20 км до 70-80 км и состоит из трех слоев: осадочного, гранитно-метаморфического и ''базальтового''.
Границы между внутренними сферическими поверхностями фиксируются по изменению скорости распространения продольных сейсмических волн (Vp). Так нижняя граница земной коры определяется поверхностью Мохо, где происходит повышение Vp от 6,8 км/с в ''базальтовом слое'' до 8,2 км/с в верхней мантии.
Океаническая кора представлена ''базальтовым'' слоем мощностью от 5-15 км и осадочным мощностью около1 км.
Переходный тип земной коры характеризуется промежуточным строением, когда перемежаются блоки с субконтинентальной и субокеанической корой.
Ядрами континентов являются платформы и щиты, океанов - абис-сальные впадины. Эти геоструктуры характеризуются относительно стабильными геодинамическими обстановками, нарушаемыми внутриплитной тектоно-магматической активизацией, над ареалами конвективных потоков, так называемых "горячих точек", или "горячих пятен".
Мобильные геодинамические обстановки возникали на границах и в краевых частях континентальных и океанических плит. При столкновении плит формировались конвергентные деструктивные их границы. С раздвижением плит связаны дивергентные аккреционные границы.
Основными геодинамическими обстановками, возникающими на конвергентных границах плит, являются субдукционные и коллизионные. На дивергентных границах плит континентов и зон перехода проявлены обстановки их пассивных окраин, формирования рифтов, авлакогенов и ложе спрединговых окраинных морей; в океанах - срединно-океанических хребтов различных скоростей спрединга. В период консолидации суперконтинентов преобладали субдукционные и коллизионные обстановки.
С процессами субдукции связано формирование на континентах и в зонах перехода окраинно-континентальных вулканических поясов, островных дуг типа микроконтинентов, а в океанах - энсиматических островных дуг с корой океанического или субокеанического типа.
Коллизионные обстановки на континентах и в переходных к океану зонах детерминированы процессами столкновения континентов либо между собой, либо с островными дугами. Они проявлены орогенами гималайского и кавказского типов и обдукционными офиолитовыми поясами. Кроме того, коллизионные обстановки фиксируются в океанических и окраинных морских бассейнах образованием покровно чешуйчатых надвиговых пластин в результате обдукции при скучивании офиолитов и перекрывающих их осадков.
Поперечное положение по отношению к указанным мобильным геоструктурам занимают зоны скольжения плит вдоль трансформных (сдвиговых) разломов. При этом могли создаваться обстановки фор-мирования рифтов и зон субдукций, а также относительно коротких зон спрединга типа пул-апарт.
Реювенация континентальных плит. Формирование первичной континентальной коры, начавшееся в катархее, продолжалось в последующие геологические эпохи. Однако более 80 % существующей континентальной коры было сформировано в течение раннего докембрия (до 1,65 млрд. лет). Начиная с момента образования Моногеи, происходила неоднократная реювенация первичной коры. Согласно Д.В. Рундквисту и М.В. Минцу (1995), реювенация в геодинамической эволюции - это "совокупность региональных процессов омоложения ранее сформированной континентальной коры с новыми проявлениями магматизма, метаморфизма и рудообразования". В процессе реювенации может происходить как регенерация ранее возникших месторождений, так и образование новых - других генотипов.
Главные эпохи реювенации в разновозрастных структурах земной коры синхронны с образованием: в кеноранскую эпоху на суперкон-тиненте Моногее - гранулито-зеленокаменных зон и гранит-зеленокаменных областей; в последующие эпохи – коллизионных складчатых поясов, которые формировались в Мегагее, Мезогее, Гондване - Лавразии и Пангее соответственно в гренвильской, байкальской, каледоно-герцинской и киммерийско-альпийской эпохах реювенации.
Общий химический состав Земли отражается периодической системой элементов Д.И. Менделеева. В их размещении отмечается избирательность и неравномерность. Предположительно ядро Земли состоит в основном из железа и никеля в соотношении 10:1, что соответствует составу железистых метеоритов. Химический состав мантии идентифицируется с составом каменных метеоритов и мафит-ультрамафитовых пород.
Земная кора характеризуется присутствием полного перечня химических элементов и высокой дискретностью протекающих в коре геологических процессов.
Основными составляющими земной коры элементами являются (по массе в вес. %): кислород 47; кремний 29,5; алюминий 8,05; железо 4,65; кальций 2,96; натрий 2,5; калий 2,5; магний 1,87. Большинство из них занимают места в начале периодической таблицы.
Гидросфера включает воды (млн. м3 ): океанические и морские (1370), коровые (110), озер, рек и болот (2), а также ледники (21).
Земная атмосфера состоит из азота (75,5 %), кислорода (23 %), CO2 – около 0,05 %, аргона (1,28 %) и других инертных газов. Кроме того, в атмосфере неравномерно распространены пары воды, различные газы, пыль и аэрозоли.
Из большого разнообразия химических элементов биосферы, входящих в состав органических веществ, приоритетными являются O, H, C, N, Ca, Na, K, Mg, Fe, Cl.
Большая часть химических элементов в земной коре находятся в рассеянном состоянии. По данным Н.И. Софронова, учтенные запасы, то есть промышленные концентрации, важнейших металлов в месторождениях составляют незначительную долю от их общей величины в рассеянном состоянии (табл. 1).
Между средними весовыми содержаниями элементов Ск % (кларками) земной коры и геологическими запасами (Qт ) этих элементов существует прямая корреляционная зависимость (рис. 5).
Таблица 1.
| Геохимические запасы важнейших металлов в континентальной коре до глубины 1 км. По Н.И. Сафронову. |
|||
| Металл |
В рассеянном состоянии, т |
В месторождениях, т |
Доля запасов в место-рождениях, % |
| Железо Медь Свинец Цинк Никель Кобальт Олово Вольфрам Молибден Ртуть Золото |
2,1·1016 4,2·1013 6,7·1012 2,1·1013 3,3·1013 1,2·1013 1,7·1013 4,2·1011 1,2·1012 2,9·1010 2,1·109 |
4,3·1012 1,82·1010 1,02·1010 1,16·1010 6,0·108 5,25·107 5,0·108 1,0·108 1,0·108 3,7·107 3,15·106 |
2,1·10 -2 4,3·10 -2 1,5·10 -1 5,5·10 -2 1,8·10 –3 4,4·10 -4 3,0·10 -3 2,4·10 -2 8,0·10 -3 1,3·10 -1 1,5·10 -1 |
| П р и м е ч а н и е: Кларки по А.П. Виноградову (1959), плотность пород 2,79 |
|||
4. Понятие о рельефе, формы и элементы рельефа
Рельеф (от франц. "relief", от лат. "relevo" - поднимаю), - совокупность неровностей поверхности суши, дна океанов и морей, многообразных по очертаниям, размерам, происхождению, возрасту и истории развития. Рельеф слагается из сочетающихся между собой форм - трёхмерных тел, занимающих определённые объёмы земной коры. Они ограничены двухмерными (поверхностными) элементами, или гранями (склонами, горизонтальными и субгоризонтальными поверхностями). Формы могут быть положительными, или выпуклыми (возвышенности, горы и др.), и отрицательными, или вогнутыми (котловины, речные долины и др.), простыми и сложными - осложнёнными второстепенными неровностями. В зависимости от величины форм различают рельеф нескольких порядков: мегарельеф, включающий как планетарные формы (например, материковые выступы, ложе океана), так и формы несколько меньшего порядка (горные системы, равнинные страны); макрорельеф (горные хребты, межгорные впадины, возвышенности, низменности); мезорельеф (овраги, каньоны, подводные каньоны, холмы); микрорельеф (карстовые воронки, полья, "степные блюдца" и др.); нанорельеф ( карры, борозды, норы зверей и тд.). Это деление рельефа условно, т. к. не устанавливает точных количественных границ.
Внешние признаки рельефа, характеризующие форму склонов, их сочетания, протяжённость и ориентировку важнейших орографических единиц, а также количественные характеристики рельефа (Морфометрия), не всегда могут служить надёжной основой для его комплексной оценки, поскольку нередко формы с одинаковыми внешними чертами имеют различное происхождение и развиваются по-разному. При анализе рельефа различают эндогенные рельефообразующие факторы, обусловленные внутренними силами Земли (преимущественно тектонические движения и вулканическая деятельность), и экзогенные, связанные с лучистой энергией Солнца (текучая вода, ледники, ветер, прибой волн на берегах морей и озёр, избирательное выветривание и др.). Под непосредственным воздействием силы тяжести на поверхности Земли протекают гравитационные процессы (оползни, горные обвалы и др.). Немалую роль в формировании рельефа играет также деятельность человека ( см.Геоэкология ).
Эндогенные и экзогенные процессы действуют на земную поверхность одновременно, но с различной интенсивностью во времени и пространстве. При преобладании эндогенных процессов возникают преимущественно крупные - структурные формы рельефа суши, дна морей и океанов. Образование крупнейших (планетарных) форм связано также с силами космического характера - вращением Земли, солнечно-лунным притяжением
29-04-2015, 01:04