книги из ГПНТБ / Борголов И.Б. Геология с основами минералогии и петрографии учеб. пособие для студентов с.-х. вузов, обучающихся по специальности агрономия, агрохимия и почвоведение

темноокрашенные мергелистые сероводородные илы с орга­

ническими остатками.

Осадконакопление в пределах Каспия и оз. Балхаш яв­ ляется сходным с таковым Аральского моря-озера. Вместе с тем отложения оз. Балхаш более разнообразны и представ­ лены галькой, гравием, песком, различными илами, в том числе глинисто-известковыми и известково-доломитовыми, торфами и другими каустобиолитами. В прибрежной части этого озера отлагается крупнообломочный материал, далее, по направлению к центру, размещаются пески и илы. Ско­

в год. Так, с каждым годом озеро приближается к моменту своего исчезновения. Вообще же в соленых озерах преобла­ дающее значение имеют химические осадки. В летний период большинство таких озер почти полностью испаряется с об­ разованием на их поверхности сплошного слоя солей.

Из всех самоосадочных озер наиболее распространенными являются хлоридные, реже сульфатные и еще реже карбонат­ ные. Хлоридными озерами богаты Северо-западная и Средняя Азия. В Кулундинской степи свыше 3000 озер тако­ го типа. Летом в таких озерах выпадают в осадок гипс и га­ лит, а зимой — гидрогалит. В сульфатных озерах летом вы«

а зимой — мирабилит и сода (Na2 СО3). Чисто-содовые озера имеются в СССР, Венгрии, АРЕ, Мексике и США. Следует отметить, что химические и органогенные осадки озер явля­ ются ценным сырьем для химической, пищевой и других ви­ дов промышленности, грязи их используются в лечебных це­ лях. .

Болота представляют собой избыточно-увлажненные уча­ стки, занятые специфическими растениями, или же раститель­ ными остатками в виде торфа и сапропеля. При этом участки с мощностью торфа в неосушенном виде меньше 30 см, а в осушенном — менее 20 см условно относят к заболоченным землям. Если же мощность торфа выше этих цифр, то такие участки относятся к болотам. Такого рода явления имеют место главным образом на севере, на побережье Северного Ледовитого океана: кроме того, заболочены громадные пло­ щади Полесья в Белоруссии и Васюганья в пределах За­ падно-Сибирской низменности и др.

Различают водораздельные (верховые) и низинные (до­ линные) типы болот. Верховые болота обычно развиты на

240

широких ровных водоразделах. На таких участках остатки болотных растении образуют торфяные накопления с высо­ кой калорийностью и малой зольностью. В отличие от этого долинные болота питаются не только атмосферными осадка­ ми, но II речными, и грунтовыми водами со значительным количеством минеральных веществ. Образующиеся в этих условиях торфяники обладают большой зольностью и мень­ шей калорийностью. Кроме того, существуют еще болота сме­ шанного питания.

В процессе длительного геологического развития как верховые, так и низинные болота становятся местами на­ копления торфа, преобразующегося затем в различные по составу угли. В пределах СССР площадь торфяных болот превышает 1,5 млн. км2. Основная их часть развита на севе­ ре, северо-западе и западе европейской части СССР (Ка­ релия, Полесье) и в Западной Сибири (Васюганье). В этих районах имеются соответствующие географо-климатические и геологические условия для их образования, например, из­ быток влаги, ровный рельеф, неглубокое залегание водоне­ проницаемых горных пород и т. п.

О диагенезе осадков. Образующиеся в результате геоло­ гической деятельности морен, озер, болот и других экзоген­ ных факторов рыхлые осадки под действием происходящих в них физико- и биохимических процессов, с течением времени претерпевают различные изменения и, таким образом, пре­ вращаются в осадочные горные породы. Процесс такого превращения называется диагенезом, что означает в пере­ воде с греческого языка — «перерождение». К явлениям диагенеза относятся уплотнение, цементация осадков, пере­ кристаллизация, растворение, замещение одних минералов с образованием других, образование конкреций и т. д. Харак­ тер, степень и быстрота преобразования осадка зависит от его состава, размера слагающих частиц, однородности и т. п.

В результате диагенеза поверхностные рыхлые отложе­ ния превращаются в сцементированные горные породы. Так, на месте галечников и гравия возникают конгломераты, пес­ ки превращаются в песчаники, а известняковые илы — в из­ вестняки. Цементация рыхлых отложений может происхо­ дить не только под влиянием уплотнения, но и за счет ста­ рения коллоидов, привнося минеральных веществ подземны­ ми водами .и т. д.

Примером замещения одних минералов другими может служить образование в результате диагенеза доломитов из коралловых рифов. Так, хлористый магний морской поды,

взаимодействуя с углекислым кальцием переводит его в уг­ лекислый магний. Освободившийся при этом хлористый каль­ ций, будучи хорошо растворимым, уносится водными тече­ ниями. Нередко на процесс доломитизации известняков ока­ зывают влияние и органические явления. Другим не менее интересным проявлением диагенеза является превращение остатков растений, без доступа воздуха, в торф, далее в бу­ рый и каменный уголь. Таким образом, процессы диагенеза охватывают чрезвычайно обширный крут явлений, в которых существенную роль играют химические реакции и деятель­ ность различных бактерий.

§7. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЬДА И ЛЕДНИКОВ

Ввысокогорных районах умеренных, и лизких широт, а также в пределах полярных областей существуют такие кли­ матические условия, при которых выпадающий снег тает не

полностью и поэтому накапливается в больших количествах в виде снежников. Мы знаем, что одним из непременных ус­ ловий накопления большого количества снега является оби­ лие атмосферных осадков, выпадающих при температуре ни­ же 0°С. Поэтому скопления снега на земной поверхиости мо­ гут происходить только при отрицательных среднегодовых температурах, что и имеет место выше так называемой снеговой линии. Под этой линией, пли снеговой границей, по­ нимают некоторую полосу, в пределах которой среднегодовое количество твердых осадков равно их убыли. Таким образом, вечный снег может накапливаться только выше снеговой ли­ нии. Высота ее зависит от ряда причин, как-то: широты и высоты местности над уровнем моря, количества выпадаю­ щих осадков, экспозиции склонов горного хребта и др. Так, например, в пределах северного и южного полюсов отрица­ тельная температура на уровне океана сохраняется в течение круглого года. Такая же температура в пределах Западного Кавказа отмечается на высоте 2700 м, а на Восточном Кав­

уровне океана, наибольшей величины достигает в горах су­ хой зоны низких широт. Кроме того, известно, что при по­ холодании и увеличении влажности климата граница этой линии перемещается вниз, а при потеплении и уменьшении влажности, наоборот, поднимается вверх.

242

Вместе с тем следует отметить, что накопление снега выше снеговой линии происходит не повсеместно. Будучи сыпучим, снег леіко развевается ветром, накапливаясь" на подветренных склонах, в частности на циркообразных уг­ лублениях. Объем снега, накапливающегося в таких углуб­ лениях, измеряется многими сотнями тысяч кубических метров.

В результате потери равновесия эти огромные массы снега перемещаются вниз по склону в виде снежных лавин. Обладая чрезвычайно большой скоростью, последние разви­ вают мощное воздушное движение — вихрь, который стал­ кивает со склонов все продукты выветривания и обломки скал. Нередко снежные лавины причиняют большие бедст­ вия населению горных районов, например, в Альпах, на Кавказе, Памире, Тянь-Шане и Алтае. В настоящее время ведутся наблюдения за поведением снежных лавин в нашей стране и в необходимых случаях предпринимаются соответ­ ствующие меры по их уничтожению.

При благоприятных формах рельефа массы снега, на­ капливающегося в течение многих тысяч лет выше снеговой линии, не скатываются, а перерабатываются под действием солнечных лучен, веса вышележащих слоев, кристаллизации водяных паров и ряда других факторов, превращаясь в на­

Характерной особенностью льда является его пластич­ ность. Степень пластичности возрастает по мере понижения температуры и увеличения давления. В нижней части лед­ ника лед обладает большой пластичностью, вследствие чего он может как бы выползать из-под вышележащей толщи. Глетчерный лед, выползая из-под фирнового покрова, течет подобно пластическому веществу, не считаясь с рельефом

местности. Для того чтобы ледник пришел в движение, на пологом (до Г) склоне необходимо иметь толщину льда по­ рядка 60—65 м, а на крутых склонах с уклоном 45° и бо­ лее,— всего лишь в 1,5—2,0 м. Скорость движения ледника измеряется от десятков до нескольких десятков сантиметров в сутки, достигая редко 3—7 м в сутки. Так, например, лед­ ники Гренландии движутся со скоростью от о до 20 м в сутки.

Движущийся ледник по понижениям в рельефе может спускаться ниже границы снеговой линии, где температура воздуха выше 0°С. В результате этого ледник на своем пути расходуется на испарение и таяние и тем сильнее, чем ниже спускается за пределы снеговой линии. В конечном счете могут наступить такие условия, когда количество притекаемого льда будет равняться количеству растаявшего, достигая при этом как бы стационарного положения. Это означает, что в данной точке край ледника больше не имеет поступа­ тельного движения, в то время как движение массы льда в делом не прекращается. Изменение соотношения между пи­ танием и расходованием приводит либо к удлинению, либо к укорачиванию самого ледника. Так, например, наблюде­ ния за режимом ледников показывает, что колебания ниж­ ней границы их распространения могут быть сезонными, пе­ риодическими и вековыми.

Скорость движения ледника определяется различными способами; наиболее простым из них является укладка на поверхности льда с одного его края до другого, поперек языка, ряда окрашенных крупных камней. При этом на скло­ нах долины нивелированием отмечаются точки, относитель­ но которых фиксируют его движение.

Установлено, что чем больше масса льда п круче уклон ложа, тем быстрее движется ледник; скорость его движения к концу дня снижается, а к утренней заре — наоборот, воз­ растает; средняя часть поверхности ледника движется бы­ стрее, чем его краевые части.

При расширении долины ледник, также как и река, стре­ мится растечься по ней и поэтому в нем появляются продоль­ ные трещины, а при увеличении уклона ложа в теле его возникают поперечные трещины.

Типы ледников

Различают три основных типа: 1) горный (альпийский тип); 2) плоскогорный (скандинавский тип) и 3) покровный (гренландский тип). Площадь, занимаемая современными

244

ледниками, составляет 16 млн. км2, или 10% всей поверхности

Горные ледники, или ледники альпийского типа, развиты в высокогорных районах, таких, как Альпы. Кавказ, Памир, Гималаи, Тянь-Шань и др. Так, например, площадь совре­ менного оледенения Кавказа составляет около 2000 о ; 2, гор Средней Азии— 12 800 км2, Альп — 4140 км2. Горные льды имеются также на Алтае, Саянах и на Урале. Ледники

три из них представляют собой изолированные мелкие тела, занимающие небольшие чашеобразные углубления или впа­ дины на склонах гор, либо вершины гор, образуя неболь­ ших размеров языки. По сравнению с ними, долинные лед­ ники обладают большими размерами и имеют, как прави­ ло, области питания в виде ледникового языка. Фирновая область долинных ледников приурочена к котловине, окру­

В Кавказских горах хотя ледников и много, но они весьма незначительны по своим размерам. Самыми длинными здесь

являются Дых-Су (15,28 км), Карагум (14,94 км) и Бе-

зингп (13,61 км).

В Альпах наибольшую длину имеет ледник Алечский _ 26,8 км. В Гималаях, где более 500 вершин одеты вечными снегами и ледниками, длина их редко превышает 25 км, что обусловлено субтропическим положением хребтов и осо­ бенностями их рельефа. Главными центрами ол-еденения в Гималаях являются горы Джомолунгма (Эверест) и Конченджанга. С вершин этих гор во все стороны стекают лед­ ники, самым крупным из которых является Ронбѵк имею­ щий длину 19 км.

Плоскогорные ледники образуются в горах с п л а т о о б ­

разными или плосковыпуклыми вершинами. Такого типа ледники пользуются преимущественным развитием на Скан-

245

дпнавских горах, почему они еще и называются «сканди­ навскими». Льды здесь обычно лежат сплошной массой, спускаясь по краям возвышенностей в виде висячих и долин­ ных ледников, или же постепенно сходят на нет. Занимае­ мые ими площади достигают иногда нескольких сотен квад­ ратных километров, например, ледники Юстедаль в Южной Норвегии. Ледник плоских вершин имеется также в цент­ ральном Тянь-Шане. Некоторое сходство со скандинавским типом имеют «шапкообразные» ледники вулканических ко­ нусов. стекающие с их вершин в разные стороны в форме языков, выполняющх эрозионные рытвины — барранкосы. Такие ледники имеются на Эльбрусе (Кавказ), Килиманд­ жаро (Африка), Ключевской сопке, Шевелуч (Камчатка)

и др.

Покровные, или материковые ледники покрывают значи­ тельные части континентов или группы островов и характе­ ризуются обычно большой мощностью. Поверхность таких ледников независимо от характера рельефа местности имеет форму выпуклого щита, растекаясь от области питания в радиальном направлении. Ледники такого типа преимуще­ ственно развиты в полярных странах. Так, например, в Ан­ тарктиде они занимают площадь около 13 млн. км2. Харак­ терно, что температура в глубине этого материка в течение всего года находится ниже 0°С. В связи с тем, что солнечные лучи почти целиком отражаются от поверхности ледового материка, здесь таяние ледников в течение полярного дня весьма незначительно. В оазисах темная поверхность скал хорошо поглощает тепло, и поэтому температура на их по­ верхности в теплый сезон года положительная. Так, напри­

Мощность покровных ледников Антарктиды достигает в среднем 2000 м, превышая местами 4000 м. Характерно, что ледники этого материка движутся из центральных районов к побережью и спускаются в моря, образуя шельфовые лед­ ники.

В северных полярных областях покровные ледники име­ ют место в Центральной Арктике и на островах Шпицбер­ ген, Новая Земля и др. Наиболее крупным среди них явля­ ется Гренландский ледник, покрывающий почти весь архи­ пелаг. Мощность его в центральной части составляет не менее 3000 м. Также как и льды Антарктиды, Гренландский глетчер растекается во все стороны от своего центра. Так, мощными языками он движется по заливам — фиордам; не­

246

который путь проходит но прибрежной части морского дна, затем взламываясь, всплывает в виде ледяных гор — айс­ бергов. Значительная часть таких айсбергов погружена в воду, над поверхностью обычно выступает лишь 1/6—1/7 часть его высоты. У айсбергов Гренландии высота надводной части составляет 70—80, иногда 200 м, а у Антарктидских — даже 500 м при громадной площади.

Как и многие другие внешние геологические агенты, льды и ледники выполняют большую разрушительную, транспорти­ рующую и созидательную работу.

Двигаясь по земной поверхности, ледники разрушают все, что встречается на их пути. Известно, что даже небольшие по мощности ледники (100 м) развивают на 1 м2 основания давление около 100 т. Мощные же ледники оказывают дав­ ление на свое ложе во много раз сильнее и поэтому они спо­ собны дробить и крошить встречающиеся на пути их дви­ жения обломки скал. Захваченные ледниками обломки еще более усиливают их разрушительную деятельность. С по­ мощью вмерзших в них обломков, ледники истирают, бороз­ дят и полируют поверхности горных пород, оставляя на них борозды, царапины и шрамы, по которым устанавливается направление их движения. Встречая на пути своего движе­ ния выходы крепких скальных пород, ледник сглаживает и округляет их. В результате этого склоны, обращенные к леднику, становятся более пологими, по сравнению с проти­ воположными склонами, где обрабатывающая деятельность была слабее. Такой формы скалы называются бараньими лбами. Группы мелких бараньих лбов, образующих ряд сглаженных ассиметричных выступов и углублений, называ­ ются курчавыми скалами. Такие формы рельефа широко развиты в пределах Кольского полуострова и в Финляндии, где в больших масштабах проявилась ледниковая деятель­ ность. Если же ледники па своем пути встречают рыхлые отложения, то они их выпахивают. В результате этого иног­ да образуются довольно большие, нередко вытянутые по на­ правлению их движения .ванны выпахивания.

Спускаясь по речным долинам, ледники преобразуют их, превращая эрозионные горные долины в ледниковые с кру­ тыми отполированными склонами и плоским дном — троги. что означает в переводе с латинского «корыто». Троговые долины широко развиты в районах древнего и современного оледенения. Характерно, что дно троговой долины не имеет такого равномерного уклона, как дно эрозионной долины. Это объясняется тем, что ледник легко выпахивает впадины

247

в рыхлых породах п лишь только сглаживает твердые, об­ разуя выступы — ригели.

В процессе движения на поверхность ледника со склонов гор скатывается большое количество обломочного материа­ ла. Кроме того, ледник обогащается обломочным материалом в результате его захвата с боковых и донных частей долины.

Комплекс рыхло-обломочного материала, захваченного, перенесенного и затем отложенного ледником, называется мореной. Перемещаемые обломочные материалы часто носят название движущихся морен; к ним относятся донные и внутренние, а среди горных ледников — срединные и боко­ вые. Среди отложенных морен различают конечные и основ­ ные (рис. 33).

5 — внутренняя морена.

Донные морены располагаются в основании ледника. Ма­ териал их представлен продуктами подледникового вывет­ ривания, а также обломками, оторванными ледником от ложа при его движении. Так как ледник своей тяжестью пе­ ретирает несомый им материал, то донная морена наряду с крупными обломками содержит пылеватые и глинистые

частицы.

Внутренние морены представлены обломочным материа­ лом, находящимся в теле ледника. Под влиянием солнечных лучей лед под обломками горных пород тает, испаряется, вследствие чего валуны, галька и гравий проникают по тре­ щинам во внутрь ледника. Так образуются внутренние мо­

248

рены. Краевые части каждого ледника несут боковые море­ ны и, в случае слияния двух ледников, эти морены, сливаясь, образуют одну широкую полосу, называемую уже средин­ ной мореной. По числу последних можно установить коли­ чество слившихся ледников.

Боковые морены расположены по бокам ледника. Мате­ риал их накапливается из обломков осыпей и обвалов, а также материала, получаемого в результате воздействия ледника на борта долины, по которой он движется. Некото­ рые исследователи боковые и срединные морены объединя­ ют в поверхностные морены.

Особое место среди ледниковых отложений занимают конечные морены. Это валы обломочного материала, накап­ ливающегося перед ледником. Они своими крутыми склона­ ми обращены в сторону ледника, пологими — вниз по доли­ не. Валы конечной морены указывают, до каких мест дохо­ дили ледники, находившиеся сравнительно длительное время в стационарном положении. Если же ледішк, отступая, оста­ навливался несколько раз, то на пути его отступания фор­ мируется несколько валов конечных морен.

При быстром отступании ледника валов конечных морен не образуется, а срединные, боковые, донные и внутренние

Морены резко отличаются от других континентальных от­ ложений и представляют собой несортированную смесь об­

жении наиболее часто встречаются моренные глины и суг­ линки, а также валунные суглинки с включением крупных обломксв. Морены не имеют слоистости, залегают в виде карманов, валов, холмов и других неправильных форм. Мощ­ ность моренных отложении современных горных ледников невелика. Морены более древнего, в частности четвертично­ го оледенения, имеют мощность от 2—5 до 35 м. Мощность морен более ранних, например, протерозойского и палеозой­

валуны различных размеров, несущие нередко следы ледни­ ковой штриховки. Сложены они преимущественно магмати­

249