На головну

Апаратно-студійного КОМПЛЕКСИ радиодомами і телецентр

  1. Автоматизовані пошукові комплекси
  2. Архітектурно-пластичні комплекси в Сузах і Персеполе
  3. Питання 2 «Природні комплекси. Зональність і висотна поясність ».
  4. Питання 24. Загально системи і комплекси стандартів
  5. Будинки й архітектурні комплекси
  6. Зональні природні комплекси Росії. Характеристика однієї природної зони (за вибором вчителя).

Руйнівна робота вітру полягає в дефляції і корозії. Дефляція-це видування і развевание пухких продуктів руйнування. Вітер, підхоплюючи дрібні частинки, забирає їх на значні відстані, іноді перевищує 2000 км. Розмір переносяться вітром частинок породи залежить від його швидкості. Чим більше швидкість вітру, тим більшого розміру уламки він піднімає і переносить. Ці уламки обточують, дряпають, шліфують зустрічаються на шляху вітру виступи гірських порід за допомогою переносяться вітром уламкового матеріалу називається корозією. В результаті руйнівної діяльності вітру утворюються тонкі форми рельєфу, як присадкуватий гори, еолові стовпи, всілякі ніші, карнизи і т. Д. З огляду на неоднорідною твердості порід поверхню їх іноді набуває пористу будову.

Аккумулятивная діяльність вітру полягає в освіті континентальних відкладень. Утворені при цьому породи називають еоловими відкладеннями. Райони накопичення еолових відкладень називають пустелями. До специфічних форм рельєфу пустель відносяться барханипіщаний пагорб серповидної форми. Вони утворюються при одному пануючому напрямку вітру. Зростання барханів зазвичай починається у якої-небудь перешкоди-куща, саксаулу, каменю і т. Д. висота барханів може досягати 100-130 м.

Ще більші форми рельєфу утворюються на узбережжях морів. Тут виникають так звані дюни-подовження пагорби з округлою вершиною. Висота великих дюн може досягати 200 м і навіть 500 м. Пісок, з якого складається дюни і бархани, має своєрідну косу шаруватість, обумовлену багаторазовими змінами вітрового режиму. Для дюн і барханів характерно поступальний рух. Переміщення їх по пануючому напрямку вітру призводить іноді до засипання лісів, річок і селищ.

Осідання еоловий пилу, зваженої в повітрі, відбувається зазвичай за межами піщаних пустель. Пил осідає на рослинах, потім змивається дощами і прилипає до поверхні грунту, майже не піднімаючись знову в повітря. З осілого пилу утворюються лесові відкладення. Потужність лесів досягає 200 м (наприклад, в Китаї). Леси є найбільш сприятливою материнською породою для освіти чорноземів.

Геологічна робота льоду

Властивості льоду і типи льодовиків. У природі розрізняють лід грунтовий, річковий, морський і льодовиковий. Перші три різновиди виникають в результаті замерзання води, в той час як глетчерний лід утворюється зі снігу. Сніг, накопичуючись на вершинах гір, за літо не встигає розтанути. Маса його зростає з року в рік, він ущільнюється і під впливом сонячних променів перетворюється в зернистий агрегат, званий фірном. Фірн знову покривається снігом, під вагою якого він продовжує ущільнюватися, поки з часом не перетвориться в льодовиковий лід. Глетчерний лід прозорий, має блакитний відтінок. Важливим властивістю льодовикового льоду є пластичність, що дозволяє йому розтікатися. Територія, де відбувається накопичення снігу і перетворення його в лід, називають областями харчування льодовиків. Нижньою межею освіти льодовиків служить снігова лінія. Снігова лінія-це рівень, вище якого сніг не встигає розтанути за літо. Ті області, по яких рухається і стікає глетчерний лід, називають областями стоку. Вони і є областями найбільш енергійної геологічної діяльності льоду. Льодовики бувають трьох типів: гірські (альпійський тип), плоскогірних (скандинавський тип) і покривні (гренландський тип). Гірськими або альпійськими називають порівняно малопотужні льодовики високогірних районів (Альпи, Кавказ, Памір, Гімалаї і т. Д.), приурочені до різних заглиблень у рельєфі. Стікаючи по полонинах, лід утворює один або кілька потоків (мов). Плоскогірних льодовики формуються в горах з плоскими вершинами (Скандинавські гори, Тянь-Шань). Вони залягають суцільним покривом, спускаючись з гір численними короткими мовами. Покривні, або материкові льодовики широко розвинені в полярних районах і розташовуються майже на рівні моря. Поверхня цих льодовиків не залежить від рельєфу місцевості і, як правило, має форму опуклого щита. Спускаються до океану льодовики є джерелом утворення плаваючих водяних брил, або айсбергів.

Геологічна робота льоду

Руйнівна діяльність льодовиків називається льодовиковим випахіванія або екзарація. Пересуваючись, маса льоду оре і стирає поверхні, за якими вона рухається, руйнує гірські породи і переносить велику кількість уламкового матеріалу. Під дією рухомого льоду утворюються такі форми рельєфу, як баранячі лоби, кучеряві скелі і т. Д. Руйнівна робота значно збільшується завдяки уламках гірських порід, вмерзлими в підошву льодовика. Долина, по якій рухається льодовик набуває коритоподібного форму. Вона поглиблюється, дно її стає плоским, а стінки стрімкими. Така перетворена льодовиком долина називається Трог. Уламковий матеріал, що утворюється в результаті діяльності льодовиків, отримав назву морени. Розрізняють рухомі і нерухомі морени. Перші рухаються разом з льодом, а другі залишаються на місці після танення льодовика. Нерухомі морени поділяють на кінцеві і основні. Нерухома морена, що утворилася біля нижньої межі льодовикового мови, називається кінцевою. Основна моренаце відкладення, що залишилися після танення льодовика на всьому протязі троговой долини. Основна морена утворюється при поступовому безперервному отступании льодовика. Морени, залишені льодовиком, називається гляціальними відкладеннями. Характерною їх особливістю є повна відсутність сортування уламкового матеріалу. Крім морен, з діяльністю льодовиків пов'язані також і флювіоглянцевие відкладення. Це відкладення водних потоків, що утворюються при таненні льодовиків. Такі водні потоки розмивають морену і виносять за її межі різний матеріал. При цьому поблизу кордону льодовика відкладається грубоуламкові матеріал, далі-дрібніший, піщаний, і потім глинистий. Таким чином, флювіоглянцевие відкладення, на відміну від гляуіальних, характеризуються порівняльної отсортірованності і слоистостью. Часто талі води збираються в преледніковие озера. Осаджувати в озерах льодовикова муть утворює так звані стрічкові глини.

Вони являють собою тонке переслаивание піску і глини, викликане сезонністю їх відкладення. Уславився піску відкладається влітку, а прошарок глини-взимку. Озерна-льодовикові відкладення називаються лімногляціальнимі.

Геологічна робота річок

У загальному комплексі екзогенних процесів, що перетворюють поверхню континентів, найбільш потужну геологічну роботу здійснюють річки. У кожної річки виділяють витік, верхню, середню, нижню частини течії і гирло. Річка разом зі своїми притоками становить річкову систему, а вся площа постачальна цю систему водою, утворює басейн річки. Басейн однієї річки відділяється від басейну інший піднесеним ділянкою суші, який називається вододілом. Річки в процесі свого розвитку утворюють долини. Доліна- це відносно вузьке, витягнуте в довжину зниження в рельєфі.

Геологічна робота річок

Робота, яку виробляють річки, складається з трьох видів: руйнування т. е розмив водою порід, за якими вона протікає, перенесення продуктів руйнування та їх відкладення. Руйнівна робота річок називається ерозією. Ерозія полягає головним чином в механічному руйнуванні гірських порід плинної водою. Хімічний вплив текучих вод на породи порівняно невелика. Річки розмивають дно свого русла, поступово врізаючись в породи, а також руйнують береги, підмиваючи їх підставу. У зв'язку з цим розрізняють глибинну (або донну) і бічну ерозію. Поглиблення русла річки не безмежно. Рівень річки в гирлі, нижче якого вона не може поглибити своє русло, називається базисом ерозії. Він відповідає рівню моря або озера, в яке впадає річка. Поглиблення русла в бік її верховий відбувається аж до утворення поздовжнього профілю рівноваги, при якому між ерозією і накопиченням осаду встановлюється рівновага. Поздовжній профіль рівноваги являє собою плавну криву, полого піднімається вгору від базису ерозії і досягає максимальної крутості біля витоків річки. Розробка поздовжнього профілю річкової долини йде в напрямку від базису ерозії до витоків річки (). Гірські породи, по яких протікає річка, зазвичай різною міцністю володіють. Тому профіль рівноваги формується не відразу по всій довжині річки, а по окремих дільницях її перебігу. При чергуванні м'яких і твердих порід в руслі річки утворюються пороги і перекати. Великі поперечні уступи дають початок водоспадів. З плином часу все нерівності русла знищуються глибинної ерозією, і по всій річки в кінці кінців встановлюється єдиний поздовжній профіль рівноваги. При виробленому профілі рівноваги положення русла в нижній течії наближається до горизонтального, швидкість течії знижується і глибинна ерозія припиняється.

Перенесення уламкового матеріалу здійснюється річкою шляхом волочіння по дну і в підвішеному стані. Частинки пелітовими, алевролітовие і піщаної розмірності переносяться в підвішеному стані, більші уламки порід зазвичай перекочуються по дну. Значна кількість мінеральної речовини переноситься в розчиненому стані.

Геологічна робота, що здійснюються річками, закінчується відкладенням матеріалу, або акумуляцією. Відкладення, накопичуються в річкових долинах, отримали назву аллювия. Для річкових опадів характерна коса шаруватість, перемежіваемость пропластков і швидке виклинцьовування на коротких відстанях. Переважна частина уламкового матеріалу виноситься річкою в море, і осідаючи поблизу гирла, утворює дельту. Дельтаце величезний конус виносу річки, зазвичай трикутної форми в плані. Площі, займані дельтами річок, часто досягають величезних розмірів. Наприклад, дельта Міссісіпі займає площу 150000 км2, Дельта Волги 18000 км2. Дельти річок утворюються в тих випадках, коли припливи, відливи і течії в морському басейні слабкі, а річки приносять достатню кількість уламкового матеріалу. Відкладення дельт зазвичай представлені галечниками, пісками, глинами. У будові дельтових відкладень виділяють три горизонти: покрівлю, утворену горизонтальними або дуже слабо нахиленими шарами грубообломочного матеріалу, середній, косослоістую горизонт, де пласти містять більш тонкозернистий матеріал і нижній, горизонтально-шаруватий горизонт. При наявності сильних припливів-течій пріустьевие ділянки річок воронкообразно розширюються і перетворюються в естуарії. Частина уламкового матеріалу, що виноситься річкою, відкладається в естуаріях, утворюючи мілини, острови і підводні гряди. Це призводить до того, що естуарії поділяються на окремі, слабо пов'язані між собою водойми, що отримали назву лимани. Відомо багато річок з естуаріями, до них відносяться Дніпро, Об, Єнісей.

Стадії розвитку і будова річкових долин

Річки протягом свого існування переживають періоди юності, зрілості і старості. У період юності річки поздовжній профіль рівноваги її ще не вироблений. Річка тече по нерівному рельєфу, ухил її русла крутий, швидкість течії велика. На цій стадії розвитку відбуваються інтенсивні процеси даної ерозії, які призводять до поглиблення русла. Бічна ерозія на цій стадії проявляється слабо, річкові опади майже не накопичуються. Період юності в даний час переживають річки, поточні в гірських районах. Вони, як правило, характеризуються бурхливою течією, наявністю порогів і водоспадів. Долини їх мають форму ущелин і каньйонів.

У міру вироблення профілю рівноваги річка переходить в стадію зрілості. У цей період річка прагне поглибити своє русло тільки у верхній течії, де ще спостерігаються процеси глибинної ерозії. В середній і нижній течії зрілих річок глибинна ерозія змінюється бічний, в результаті якої річкова долина значно розширюється і заповнюється опадами. При цьому русло річки починає блукати, звиватися серед власних наносів і утворює закруту, або меандри. В подальшому розвитку річки меандри збільшуються, перешийки між ними сильно звужуються і перериваються. В результаті русло річки випрямляється, а з закрутів утворюються стариці. Ширина русла річки в стадії зрілості у багато разів менше ширини ложа долини. Та частина долини, яка заливається водою тільки під час паводків, отримала назву заплави або заплавній тераси. Заплава повністю складається річковими алювіальних відкладень. У завершальну стадію розвитку річки-стадію старості-поздовжній профіль річки сильно виполажівается. При цьому протягом річки стає ледь помітним, русло сильно звивається майже на всьому протязі річки, розбивається на ряд озер і стариць, заростає болотною рослинністю. Долина стає широкої заповнюється аллювием, схили долини згладжуються.

Періоди юності, зрілості і старості складають цикл ерозії річки. Більшість річок проходить всі ці стадії розвитку. В результаті зниження базису ерозії, або підняття ділянки земної кори, по якому протікає річка, може статися омолодження річки, що веде до повторення циклу. Тоді річка починає інтенсивно розмивати власний алювій, поглиблюючи русло і залишаючи від колишньої заплави майданчики різної ширини. Долина починає поступово заповнюватися новим аллювием, а над утворюється в результаті нового циклу ерозії заплавою виділяється надзаплавної тераси. Кількість терас відображає кількість циклів ерозії, які пережила річка. Деякі річки мають 5-7 і більше терас, у волги, наприклад, 7 терас. Кожна надзаплавної тераси є залишком колишньої заплави. Чим вище по схилу долини розташована тераса, тим вона древнє. Нумерація терас йде від більш молодих до стародавніх. Стародавні тераси не завжди зберігаються не всім протязі річки.

Геологічна робота підземних вод

Походження і типи підземних вод

підземними водами називають води, що знаходяться нижче поверхні землі і дна поверхневих водойм і потоків. За походженням розрізняють води вадозних, ювенільні і реліктові. вадозних ( «Блукаючі») називають води, що мають атмосферне походження. Вважають, що велика частина вадозних вод утворилися в результаті просочування в грунт і гірські породи поверхневих вод. У меншій мірі освіту вадозних вод пов'язують з процесом конденсації водяної пари в порожнинах гірських порід. Ювенільними називають води магматичного походження. Вони виникають в надрах земної кори і парів води, що виділяються з магми. Вважають, що в чистому вигляді ювенільні води не можуть бути зустрінуті, так як вони змішуються з вадозних. Реліктовими, або залишковими називають води, які піддавалися похованню спільно з опадами древніх басейнів.

Головна роль в утворенні підземних вод належить вадозних водам. Гірські породи по здатності пропускати воду діляться на дві групи-водонепроникні (або водотривкі) і водопроникні. До широко поширеним водотривким породам відносяться, наприклад, глини, а до водопроникним-піски і пісковики. У розрізі осадової товщі водопроникні породи зазвичай чергуються з непроникними. Шар водопроникних порід, насичений водою, називається горизонтом підземних вод.

Таким чином, підземні води утворюють в земній корі ряд ізольованих один від одного водоносних горизонтів.

Типи підземних вод. За умовами залягання підземні води поділяються на грунтові, грунтові, пластові та води верховодки. Вода, що заповнює порожнечі в ґрунті, називається грунтової. У дощову пору вона насичує грунт, а влітку іноді повністю випаровується. Перший від поверхні землі постійний водоносний горизонт називається горизонтом грунтових вод. Поверхня горизонту грунтових вод називається рівнем (або дзеркалом) ґрунтових вод. Дзеркало грунтових водце складна поверхня, що повторює в згладженому вигляді рельєф земної поверхні. Цей рівень підвищується навесні та восени у зв'язку з повінню і значною кількістю дощів і знижується в суху пору року. Він значно опускається у колодязів, проведених на горизонт грунтових вод. У такого колодязя утворюється воронка депресії. Вище рівня грунтових вод водонасиченому порід неповна, в більшості випадків навіть нульова. Зона між грунтовим шаром і дзеркалом грунтових вод називається зоною аерації. Над горизонтом ґрунтових вод нерідко розташовується горизонт верховодки. Верховодка називають підземні води, що залягають на невеликій глибині в зоні аерації. Верховодка не утворює суцільного водоносного горизонту, як грунтові води. Вона залягає у вигляді порівняно невеликих за розміром лінз, які подстилаются водотривкими породами. Потужність лінз верховодки зазвичай не перевищує 1м, рідко досягаючи 2-3 м. Горизонти верховодки мають певне значення в пустельних і напівпустельних областях, де грунтові води залягають зазвичай глибоко. Горизонти підземних вод, розташовані нижче горизонту грунтових вод, називають горизонтами пластових вод. Пластові води на відміну від грунтових знаходяться в шарі, обмеженому як в покрівлі, так і в підошві водотривкими шарами. Серед них розрізняють безнапірні і напірні горизонти. Напірні горизонти пластових вод називають артезіанськими. Артезіанські води утворюються за умови дислокованого залягання пластів. Площа, в межах якої є один або кілька напірних водоносних горизонтів, називається артезіанськими басейнами. У кожного артезіанського басейну розрізняють область харчування, де водоносні пласти виходять на поверхню і де відбувається просочування атмосферних вод, область циркуляції, де відбувається переміщення проссачівшіхся вод і їх накопичення, і область стоку, де підземні води виходять у вигляді артезіанських джерел.

Геологічна робота підземних вод

Руйнівна робота, що здійснюються підземними водами, полягає перш за все в розчиненні гірських порід і мінералів. Результат розчинюючої діяльності підземних вод називається карстом. Рельєф земної поверхні, створений карстовими явищами, називається карстових. Циркулюючи по тріщинах, вода розчиняє породу, розширює тріщини, утворюючи різні порожнини і порожнечі. У процесі циркуляції вода забирає розчинений матеріал. Порівняно легко розчиняються такі породи, як вапняки, доломіт, гіпс, кам'яна сіль. У цих породах в першу чергу виникають порожнечі, які з плином часу збільшуються в розмірах. Так утворюються печери, що досягають іноді грандіозних розмірів. Наприклад, Мамонтова печера в штаті Кентуккі (США) складається з камер і підземних залів загальною площею понад 650 км2. Загальна довжина ходів між ними досягає 250 км, висота підземних залів доходить до 40 м. В Мамонтової печері течуть три підземні річки, що утворюють на ряді ділянок водоспади і пороги. В СРСР популярна Хунгурская печера, розташована на західному схилі Уралу. Загальна довжина вивчених ходів в ній досягає 5 км. Всередині печери знаходиться близько 36 озер, з них 9 великих. Особливістю цієї печери є багатоповерховість і цілорічне присутність льоду. Відомі печери у Франції, Італії, Югославії та інших країнах. Карстові процеси в надрах порід інтенсивно протікають лише при русі підземних вод. Глибина розвитку карстових процесів визначається базисом ерозії карсту, т. Е рівнем того басейну, в який надходять підземні води. Нижче базису ерозії карсту вода застоюється і карстованія припиняється. При зниженні базису ерозії утворюються багатоповерхові печери.

Карстові явища іноді починаються на поверхні землі, особливо там, де оголюються легкорозчинні породи. Атмосферні води розчиняє їх, в результаті чого утворюються поглиблення, промоїни, борозни розділені вузькими гребенями. Такі форми поверхневого карсту отримали назву Карри (або карровиє поля). У районах, де є карстові печери, можуть виникати різні форми карстового рельєфу. Покрівля печер поступово осідає, і на поверхні виникають зниження в вигляді воронок, улоговин і польев. Карстові воронки є чашоподібні поглиблення розмірами від одиниць до десятків метрів. Нерідко на дні карстових воронок є глибокі отвори, звані понорами. Вони являють собою канали, які ведуть до підземних карстових порожнин. Воронки, зливаючись один з одним утворюють улоговини і полья. Останні мають коритоподібного форму. Нерідко такі зниження заповнюються водою, утворюючи карстові озера. Іноді склепіння великих карстових порожнин обрушуються, приводячи до утворення обвалів, наприклад, в 1939 році в Татарській АРСР під вагою трактора провалився звід підземної порожнини і утворився Акташського провал у вигляді шахти глибиною 52 м і перетином 3х4 м.

Механічне руйнування порід підземними водами виражено дуже слабо. Воно полягає у вимиванні частинок пухких порід підземним потоком. Цей процес називається суфозія. При суффозии відбувається осідання покрівлі водоносних порід з утворенням на поверхні землі поглиблення.

Потрапляючи в сприятливі умови, підземні води відкладають у вигляді осаду розчинені в них мінеральні солі. Для багатьох карстових печер характерні натічні форми. Вони утворюються внаслідок випадання розчинених солей у вигляді бурульок на стелі і дні печери. Бурульки, що звисають зі стелі, називаються сталактитами, а піднімаються з дна печери-сталагмітами. З'єднуючись, сталактити і сталагміти утворюють натічні форми у вигляді колон, завіс і перегородок. Мінеральні речовини, випадаючи в дрібних порожнинах, цементують Рухля гірські породи. Цементація відбувається при осадженні солей між частинками породи. Підземні води можуть відкладати мінеральні речовини і в тріщинах гірських порід. При цьому утворюються мінеральні жили.

Серед опадів, які відкладаються підземними водами на поверхні землі, найбільш поширені вапняні і крем'янисті туфи, кухонна сіль, залізні і марганцеві руди. Ці відкладення утворюються біля виходів джерел. Прикладом подібних родовищ залізних руд можуть служити бурі залізняки Керченського і Таманського півостровів, приурочені за віком до верхнього відділу юри.

Геологічна робота морів і океанів

Елементи дна морів і океанів.

На дні морів і океанів розрізняють шельф, континентальний схил, океанічне ложе і глибоководні западини. Шельф або материкова мілина, являє собою підводне продовження континентів. Ця область оздоблює сушу смугою різної ширини і характеризується глибинами від нуля до 200 м. До області континентального (або материкового) схилу відносять ділянки з глибиною дна від 200 до 2000 м. Тут континентальна кора переходить в океанічну. Континентальний схил має нахил дна, що досягає 150. Океанічне ложе починається з глибини 2000 м і простягається до 6000 м. Нахил дна в межах ложі незначний і вимірюється хвилинами. Області з глибиною понад 6000 м називаються глибоководними западинами.

Біономіческіе зони моря і морські організми

У морях і океанах мешкає величезна маса тваринних і рослинних організмів. Морські організми за способом життя поділяються на три групи: бентос, планктон і нектон. До бентосу відносять велику групу тварин і рослин, що ведуть придонний спосіб життя. Деякі з них прикріплюються до дна (наприклад, корали і губки), інші зариваються в мул (черви), треті повзають по дну (молюски). До планктону відносяться пасивно плаваючі організми, що переносяться хвилями і морськими течіями. Планктонними формами є дрібні одноклітинні тварини (наприклад, радіолярії), а також деякі рослини (діатомеї і жгутикові водорості). До нектону відносяться всі активно плаваючі тварини. Це риби і багато представників морських безхребетних. Більшість морських організмів надзвичайно чутливе до будь-яких змін температури, тиску, солоності і прозорості води. Цим пояснюється їх приуроченість тільки до певних сфер моря. У морських водоймах виділяється п'ять біономіческіх (або життєвих) зон, що відрізняються умовами проживання.

Зона 1-прибережна або Літоральна. Охоплює область моря, що знаходиться в сфері дії прибою і припливів-хвиль, в межах глибин від 0 до 20 м.

Зона 2-мілководна або нерітовую. Прибережна частина моря в межах глибин від 20 до 200 м. Літоральна і нерітовую зони збігаються з областю розташування материкової мілини.

Зона 3 середніх глибин або батіальних. Охоплює придонну товщу води на глибинах від 200 до 2000 м. Поширена в межах материкового схилу.

Зона 4-великих глибин або абісальна. Охоплює товщу води в придонних шарах на глибинах від 2000 м до максимальних.

Зона 5-відкритого моря або пелагическая. Займає приповерхневих товщі води у відкритому морі, на деякій відстані від берега.

Рослини живуть в літоральній, неритовою і пелагической областях моря. Особливо багато рослин в пелагической зоні, де вони ведуть планктонний спосіб життя. Тварини, на відміну від рослин, мешкають в усіх біономіческіх зонах, хоча з глибиною тваринний світ стає все біднішими. Пояснюється це тим, що з глибиною зменшується вміст кисню, необхідного для дихання. Найбільш сприятливі для тварин Літоральна і нерітовую зони. Для цих зон характерно переважний розвиток бентосних організмів, серед яких виділяються ріфостоящіе корали. Корали-це тварини які виділяють вуглекислий кальцій і будують з нього вапняні камери з перегородками. З'єднуючись, корали утворюють колонії різної форми, в смузі глибин 10-50 м, в чистій рухомий воді з температурою близько 200 і нормальної солоністю. Завдяки цьому споруди коралів виникають уздовж берегів, утворюючи берегові рифи. При повільному опусканні морського дна нижні корали відмирають, на них наростають нові, і берегової риф поступово перетворюється в бар'єрний риф, розташований від берега на значній подовженні. Корали також ростуть навколо островів. При опусканні дна виникають кільцеві коралові рифи, звані атолами. Зростання рифів можливий тільки в тому випадку, коли швидкість опускання дна відповідає швидкості наростання колонії коралів. При швидкому опусканні дна корали гинуть. Зростання рифів припиняється, і вони з часом покриваються іншими опадами.

Геологічна робота моря на узбережжі

Руйнівна діяльність моря називається абразією. Абразія обумовлена ??дією вітрових хвиль і в меншій мірі припливно-відпливними і прибережними течіями. Ударна сила хвиль під час сильних штормів досягає декількох десятків тонн на 1 м2. Під ударами хвиль утворюються брили і уламки порід, які знову підхоплюються хвилями і підсилюють їх руйнівну силу. Руйнівна робота хвиль швидко зменшується з глибиною. На глибинах понад 200 м навіть під час сильних бур хвилі практично не діють на дно. Найбільшому руйнування піддаються круті береги. На швидкість руйнування берегів впливають також фортеця порід і характер їх залягання. У міру руйнування в прямовисній стінці берега утворюється виїмка-волнопрібойная ніша. Вона поступово поглиблюється до тих пір, поки покрівля ніші не обрушився під дією сили тяжіння. В результаті крутий берег поступово відступає вбік материка, а на місці ніші утворюється волнопрібойная тераса. Волнопрібойная тераса під дією абразії збільшується до тих пір, поки вся ударна сила хвиль не буде витрачатися на подолання тертя об її поверхню. В умовах розвитку настання моря тераси можуть досягти значних розмірів-до 50-60 км в ширину. Широкі і плоскі Волнопрібойная тераси виділяються під назвою берегової обмілини. Якщо ділянка земної кори, де формується тераса, відчуває повільне опускання, тераса поступово переходить в шельф-материкову мілину. Моря, що покривають шельф, називаються епіконтинентальними. Морські хвилі не тільки руйнують береги і забирають вглиб моря уламковий матеріал, а й вносять на мілині значні маси пухкого матеріалу, а також намивають поблизу берегів скупчення у вигляді кіс, пересипаючи і барів. Смуга наносів в зоні прибою називається пляжем. Залежно від складу наносів пляж буває піщаним, галечниковим, черепашкові (т. Е складається зі скупчення раковин морських тварин). В межах пляжу утворюються ще берегові вали, висота яких нерідко досягає 3-5 м. Вздовж пологих узбереж в мілководній частині моря з незначним ухилом, під дією хвиль, спрямованих перпендикулярно до берега, утворюються піщані підводні вали, які простягаються уздовж берега на деякій відстані від нього. Вали в міру зростання можуть перевершити рівень моря. Такі вали отримали назву барів. Протяжність барів досягає багатьох десятків і сотень кілометрів, а ширина-кількох кілометрів. В умовах порізаної берегової лінії, де діють косо або поздовжньоспрямовані по відношенню до берега хвилі, поблизу виступів або мисів намиваються вузькі піщані вали, що одержали назви кіс. Якщо коса сягає протилежного мису або дві коси з'єднуються, утворюється пересип. Освіта перевисипів і барів призводить нерідко до відхилення прибережних ділянок моря від основного морського басейну. Так утворюється лагуна.

Відкладення морів і океанів

Геологічна діяльність моря, крім абразії і перенесення, полягає в накопиченні опадів. На дні морів і океанів відкладається все три основних типи опадів: уламкові, органогенні і хемогенние. За їх приуроченості до певних елементів дна вони поділяються на опади шельфу (або мілководні), опади материкового схилу (або середніх глибин) і опади океанічного ложа (або глибоководні).

Головна маса опадів відкладається в межах шельфу. Швидкість відкладення опадів в межах континентального схилу, а тим більше океанічного ложа в багато разів менше швидкості відкладення опадів в межах шельфу. Серед відкладів шельфу перше місце за поширеністю, різноманітності та потужності займають уламкові, друге-органогенні і третє-хемогенние. Останні в чистому вигляді відкладаються лише в осолоненних лагунах і на самих прибережних ділянках моря. На континентальному схилі і океанічному ложі найбільш широко поширені біогенні опади, в меншій мірі уламкові і нарешті хемогенние.

Опади шельфу:

Характер опадів шельфової зони визначається в основному рельєфом водозбірних площ, т. Е прилеглих ділянок континенту, звідки надходить в морський басейн мінеральна речовина. При розчленованому рельєфі водозборів з них надходить величезна маса уламкового матеріалу, і в шельфовій зоні накопичуються уламкові опади. При цьому найбільш близько до берега відкладається грубоуламкові матеріал, далі осідають піски, ще далі-мулисті опади. Органічне життя на ділянках шельфу, прилеглих до водозборах з розчленованим рельєфом, пригнічена, тому органогенні опади розвинені тут обмежено. Карбонатні органогенні опади можуть формуватися лише при значній відстані від берега. У шельфові зони, прилеглі до водозборах з плоским рельєфом, уламковий матеріал практично не надходить.

Мінеральна речовина мігрує з суші лише в формі розчинів. Велика кількість світла і поживних речовин створює сприятливі умови для розвитку органічного життя. Залежно від конкретних умов середовища проживання (температура течії і т. Д.) в тих чи інших частинах шельфу відбувається розвиток лише певної групи організмів. Тому утворюються різноманітні органогенні породи, наприклад, коралові вапняки, складені трубками колоніальних коралів, раковічние вапняки-з раковин молюсків, спонгіліти-з кременистих скелетів губок і т. Д. У галузі шельфу нерідко відбувається накопичення хемогенних осадів, що утворюються з колоїдних розчинів, принесених річковими водами. Зазвичай вони випадають у вигляді оолітов розміром від макового зерна до горошини. Оолітових будова мають морські залізні руди, боксити, вапняки. Крім того, в шельфі теплих морів нерідко утворюються мелкокристаллические порошкоподібні карбонатні опади.

Накопичення опадів в легенях. Лагуни-це затоки, відокремлені від моря підводними бар'єрами. Розрізняють лагуни з осолонені і опріснення водами. Опріснені лагуни утворюються за умови усіліненного стоку прісних вод з континенту. Опади опріснених лагун, прикладом яких може служити Азовське море, близькі до опадів шельфової зони в цілому. Осолонені лагуни виникають в умовах жаркого клімату, в тих випадках, коли в них не впадають річки. Рівень осолонені лагуни внаслідок посиленого випаровування води зазвичай трохи нижче рівня моря, тому виникає протягом від моря в сторону лагуни. Морська вода в лагуні випаровується, концентрація солей в ній збільшується. Концентрований розчин як більш важкий опускається на дно лагуни, але піти в море не може через підводного бар'єру. Настає перенасичення розчину і з нього випадають в осад різноманітні солі. Класичним прикладом осолонені лагуни є затока Кара-Богаз-Гол, концентрація солей в якому в 20 разів вище, ніж в Каспійському морі.

Опади материкового схилу

Весь пилуватий і глинистий матеріал, який виноситься з зони шельфу, осідає в області материкового схилу. Тому уламкові опади у ньому представлені мулами, які розрізняються в основному за кольором: синій, зелений, червоний. Органогенні опади континентального схилу представлені вапняними илами, які складаються із залишків планктонних організмів-форамініфер, вапняних водоростей і інших. Вапняні мули широко поширені і зустрічаються на глибинах до 3000 м.

Опади океанічного ложа

На океанічному ложі відкладаються органогенні мули трьох основних типів: легкого глобигеринового, радіолярієві і діатомітовий. Органогенні мули розвинені на середніх глибинах, в межах 3000-6000 м. На глибинах понад 6-8 тисяч і розвинені опади, які виділяються під назвою червоною глибоководної глини.

ендогенні процеси

вулканізм

Вулкани і продукти їх виверження

Вулканічна діяльність охоплює явища, пов'язані з виходом магми н денну поверхню. Місце, де магма виходить на поверхню, називається вулканом, а процес виходу магми-виверженням вулкана.

Розрізняють вулкани діють і вимерлі. Чинними називають вулкани, які постійно або періодично вивергаються. До згаслим вулканів відносять тим, про виверженнях яких немає ні історичних відомостей, ні переказів. В даний час налічується більше 500 діючих вулканів і більше 4000-вимерлих.

Більшість вулканів є конічні гори з кратером на вершині і каналом, який відходить від кратера в надра Землі. Канал, по якому піднімається магма, називають жерлом. Найбільш високі вулкани мають висоту 4-5 тис. Метрів. вулкани такого типу називають центральними. В античні часи були широко відомі вулкани, що представляють собою просто тріщини в земній корі. При виверженні лава розтікалася по обидва боки тріщини, утворюючи покриви величезних розмірів. В даний час трещинние вулкани залишилися лише в Ісландії, де вони приурочені до розломів завдовжки до 40 км, і на дні океанів.

В процесі виверження вулканів виділяються газоподібні рідкі і тверді продукти. Газоподібні продукти, або фумароли, мають високу температуру (до 5000С) і можуть мати різноманітний склад. У них містяться водяні пари, вуглекислий газ, метан, аміак, сірководень та інші гази. Фумороли, що складаються з сірководню і парів води називаються сольфаторамі, а виділення вуглекислого газу-Мофетта. Рідкі продукти або лави характеризуються температурами в межах від 600 до 12000С. В залежності від вмісту оксидів кремнію лави бувають в'язкими, малорухомими (це кислі лави, містять багато кремнезему) і дуже рухливими (основні лави). Кислі лави світліше, легкі містять мало газів. У першому випадку лава швидко остигає, утворюючи короткі потоки, або взагалі не виходить з жерла, закупорюючи його: у другому випадку вона розтікається на великі відстані. Тверді продукти в залежності від розміру часток підрозділяються: на вулканічний попіл, вулканічний пісок, лапилли і бомби. Вулканічний попіл утворюється з дрібних крапельок застиглої лави, розміром до 1 мм. Це світло-сіра майже білий пил, яка легко піднімається на велику висоту і розноситься вітром на великі відстані. Вулканічний попіл, утворюючи скупчення поступово ущільнюється і перетворюється в гірську породу, яка називається вулканічним туфом. Якщо попіл осідає в море, то разом з матеріалом осадового походження він дає початок туффіти і туфогенно породам. Частинки застиглої лави розміром 1-2 мм утворюють вулканічний пісок. Уламки лави розміром від 2 до 30 мм називаються лапилли, більші шматки-це бомби. Розмір бомб може досягати 15 м в діаметрі. Слежіваясь і ущільнюючи, уламки розміром більше 1 мм утворюють породу, яка називається вулканічної брекчией. Вважають, що твердих продуктів вивергається в 5-6 разів більше, ніж рідких. Породи, що формуються з твердих продуктів вулканічних вивержень називають вулканогенними або пірокластичні породами.

Типи вулканічної діяльності

Найбільш характерними типами вивержень гавайський, Везувианский і пелейский.

Гавайський тип характеризується виливом основний, дуже рухомий лави, бідної газами. Конус вулкана низький, з дуже пологими схилами, нахил яких не перевищує 80. Виверження відбувається без вибухів, тому пухкі продукти зазвичай не утворюються. При растекании лави виникають покриви.

Везувійскій тип характеризується в'язкою магмою. При виверженні відбуваються надзвичайно сильні викиди лави, насиченої газом. Продукти виверження викидаються назовні у вигляді величезних хмар, з яких потім випадають зливи попелу і грязьові потоки. Лава, що виходить з кратера застигає у вигляді потоків.

Пелейский тип характеризується виключно енергійної газо-вибухової діяльністю. Вивержень цього типу зазвичай передують сильні поштовхи. Вивергається лава настільки в'язка, що вона по суті не виливається, а виштовхується і тому застигає безпосередньо в жерлі. Виверження супроводжується сильними вибухами, у великій кількості утворюється Попільні матеріал.

Існує ще особливий тип вивержень, який проявляється у вигляді одноразового сильного вибуху газу, що виділяється з магми без появи лави. При цьому утворюються трубки вибуху, які мають вигляд широкої воронки, оточеній валом з пухких продуктів виверження. Діаметр їх від 200 до 3200 м, глибина від 150 до 400 м. Трубки вибуху широко відомі в ФРН, де їх називають Кааре. Такі ж трубки знайдені у м Кімберлі в Південній Америці, отримали назву кімберлітових. Породи, що заповнюють кімберлітові трубки виявлені і у нас в Якутії.

Виділення гарячих вод, газів і парів може відбуватися протягом десятків, сотень, а іноді і тисяч років. Після вулканічного виверження, виділення парів вода і гарячих вод призводить до утворення постійно або періодично діючих джерел. Джерела, що періодично викидають на поверхню гарячу воду, отримали назву гейзерів. У гейзерах стовп води, що викидається через певні інтервали часу, досягає іноді висоти 50 м. Багато гейзерів є у нас на Камчатці. Якщо гарячі води при русі вгору зустрічають пухкі породи, то утворюють з ними грязьову масу, яка потім викидається назовні. При цьому виникають невеликі грязьові конуси, що нагадують справжні вулкани. Велике число грязьових вулканів є в Азербайджані і Туркменії.

Поширення вулканів. Вулканічна діяльність приурочена до певних ділянок земної кулі. Близько 60% діючих вулканів зосереджені на узбережжі Тихого океану, в зоні так званого Тихоокеанського пояса. Тут ланцюг вулканів простягається уздовж Південної і Північної Америки, Алеутських островів, Камчатки, Курильських і Японських островів, Індонезії та Нової Зеландії. Інший зоною активної вулканічної діяльності є Середземноморським-Гімалайський пояс. Ця зона простягається з басейну Середземного моря через Туреччину, Кавказ, Афганістан, Тибет і північно-західну частину Індокитаю. Третьою зоною поширення вулканів є Атлантичний пояс, який проходить через Ісландію, Азорські і Канарські острови до островів Зеленого мису. Більшість вулканів цієї зони згаслі.

землетруси

Рухи земної кори, викликані внутрішніми силами, називаються тектонічними. Розрізняють такі види тектонічних рухів: 1) землетрус, 2) повільні коливальні (або епейрогеніческіе) руху, 3) складкообразовательние (або орогенічеськие) руху.

Землетруси. Землетрусом називається струс земної кори, викликане природними причинами. Землетрусом виникають в результаті підземних поштовхів, наступних один за іншим. Численні поштовхи часто супроводжуються гулом, хвилеподібним коливанням грунту з утворенням тріщин, катастрофічним руйнуванням будівель, доріг і численними людськими жертвами. При землетрусах виділяється колосальна енергія.

Місце, де в надрах Землі відбувається поштовх, називається фокусами землетрусу або гипоцентром. Точка на земній поверхні, розташована над гипоцентром, називається епіцентром землетрусу. Протилежна, найбільш віддалена від гипоцентра точка земної поверхні називається антіцентром. Фокус землетрусу в більшості випадків знаходиться на глибині від 10 до 60 км, зазвичай не більше 100 км. Землетруси, які зароджуються поза межами земної кори, т. Е на глибинах від 300 до 800 км, отримали назву глубокофокусних. Таких землетрусів трохи і відзначаються вони в основному на Тихоокеанському узбережжі. Підземний поштовх породжує в земній корі пружні коливання, які у вигляді поздовжніх і поперечних сейсмічних хвиль поширюються в усіх напрямках. Сейсмічні хвилі, досягаючи поверхні Землі, породжують новий тип хвиль-поверхневі хвилі, які мають велику руйнівну силу. Вони поширюються тільки по верхніх шарах земної кори і нагадують собою хвилі, що утворюються на поверхні води. У будь-якій точці на поверхні Землі землетрус характеризується певною силою, яка оцінюється кількістю балів. Сучасна шкала передбачає 12 балів. За основу цієї шкали прийняті відчуття людини і ступінь руйнування. Максимальної сили землетрус досягає в епіцентрі, в міру віддалення від якого сила землетрусу зменшується. Лінії, що з'єднують точки земної поверхні з однаковою силою землетрусу, отримали назву ізосейт. Зона, що оточує епіцентр і обмежена ізосойстой максимального значення називається плейстосейстовая областю. Реєстрація землетрусів проводиться мережею сейсмічних станцій, де коливання земної кори реєструються спеціальними приладами-сейсмографами. Основною частиною сейсмографа є важкий маятник, підвішений на пружній підвісці. В силу своєї інерції маятник дозволяє зареєструвати коливання корпусу приладу. Запис, яку виробляє сейсмограф, називається сейсмограмою. В результаті вивчення сейсмограмою можна встановити силу і час початку землетрусу, положення його епіцентру і глибину фокуса. Абсолютна одиниця виміру сили землетрусу носить назву магнітуда. Вона обчислюється за формулою:, де А-максимальна амплітуда зсуву грунту, зареєстрована сейсмографом на відстані від епіцентру в 100 км. А0-еталонная амплітуда слабкого землетрусу. Величина магнітуди коливається від 0 до 8,8.

типи землетрусів

Землетруси можуть бути викликані тектонічними і вулканічними процесами, а також обвалами на поверхні і в підземних порожнинах. Відповідно до цього розрізняють три типи землетрусів, тектонічний, вулканічні і денудаційні. Тектонічні землетруси відбуваються в результаті раптових переривчастих переміщень окремих блоків літосфери на тих ділянках, де механічні напруги перевершили межі міцності порід. Переривчаста розвантаження механічних напружень знаходить своє відображення в повторюваності підземних поштовхів. За головним поштовхом землетрусу протягом тривалого часу йдуть повторні, слабші поштовхи, звані афтешокамі. Фокуси афтешоков зазвичай збігаються з фокусом головного поштовху або розташовуються поруч з ним. Землетруси тектонічного типу найбільш численні і складають близько 95% всіх землетрусів. Значна глибина фокуса і величезна кількість енергії, що виділяється є причиною того, що ці землетруси реєструються усіма сейсмічними станціями світу. Вулканічні землетруси виникають унаслідок вибуху газів в процесі вивержень вулканів. Для них характерно неглибоке розташування гипоцентра, тому вони фіксуються тільки близько розташованими станціями. За силою в районі епіцентру вони іноді бувають вельми руйнівними. Денудаційні землетрусу пов'язані з обвалами гірських порід на поверхні і в підземних порожнинах. Сила цих землетрусів і область їх поширення незначні. Особливістю є неглибоке залягання гипоцентра.

Поряд з землетрусами бувають і моретрясения. Вони відбуваються в тих випадках, коли Гіпоцентр знаходиться під океанічним дном. Під впливом раптових переміщень окремих ділянок дна на поверхні океану утворюються хвилі цунамі, що поширюються з великою швидкістю. В океані висота хвиль цунамі не перевищує 2 м, що при величезній довжині хвилі (100-300 км) робить їх непомітними. Однак на мілководді, при наближенні до берега, хвиля гальмується, виростає до 30-40 м і обрушується на берег, завдаючи величезних руйнувань. Цунамі особливо характерні для Тихого океану.

Географічне поширення землетрусів має багато спільного з поширенням вулканів. Найбільшою активністю користується периферія Тихого океану, утворює Тихоокеанський сейсмічний пояс. У цій зоні проявляються переважно найсильніші землетруси. Значне число землетрусів відбувається в Средиземно-Індонезійському сейсмічному поясі, що охоплює Середземне море, Близький Схід, Гімалаї і острови Індонезії. Ці два пояси землетрусів, як і вулканів збігаються з поясами молодих складчастих гірських споруд. Разом з тим землетруси відбуваються і в межах більш древніх гірських споруд. До таких гірських споруд на території СРСР відносяться Тянь-Шань, Алтай, Саяни, Прибайкалля і Забайкалля. Районами найбільш сильних землетрусів в нашій країні є Копет-Даг, Памір, Тянь-Шань і Курильські острови.

тектонічні руху

Повільні коливальні рухи проявляються у вигляді переміщень земної кори вгору і вниз без помітних порушень в заляганні пластів. Швидкість цих рухів зазвичай становить близько 1 мм на рік, в рідкісних випадках досягаючи 10-20 мм на рік. Повільні коливальні рухи є причиною формування материків, тому їх часто називають епейрогеніческімі (епейрогенез в перекладі означає «освіту материків»). Характерною особливістю епейрогеніческіх рухів є їх безперервне і повсюдне прояв протягом усієї геологічної історії, багаторазовість прояви і оборотність, т. Е зміна висхідних рухів, що сходять і навпаки. Роль цих коливань виключно велика, так як вони призводять до зміни режиму геологічних процесів. Так, здіймання поверхні призводить до посилення процесів денудації, опускання-до посилення процесів акумуляції. При опусканні земної кори в районах, суміжних з морем, відбувається наступ моря на сушу, зване трансгрессией. Зміна опускання підняттям веде до відступу моря, званого регресією.

Епейрогеніческіе руху зумовлюють слоистость морських відкладень. За характером нашарування виділяють трансгресивного і регресивні комплекси шарів. Послідовність шарів, в якій відбувається поступова зміна глибоководних відкладень молодшими мілководними, називається регресивним комплексом. Такі послідовності формуються при змінах глибини морського басейну. Якщо ділянка земної кори виявиться піднятим вище рівня моря, накопичення опадів на ньому припиняється.

Закономірне чергування трансгресивних і регресивних комплексів порід, що спостерігається в свердловинах, пробурених в різних районах Землі, є переконливим доказом вертикальних коливальних рухів в минулі епохи. Коливальні рухи проявляються в багатьох районах і в даний час. Про них свідчить результати багаторазових високоточних геодезичних нівеліровок, а також різні зовнішні ознаки.

Поряд з епейрогеніческімі коливаннями існують і горизонтальні рухи земної кори. Горизонтальні руху викликають утворення складок, тому їх називають складкообразовательние або орогеніческімі (орогенез означає «утворення гір»). Виявляються вони тільки в певних ділянках земної кори і в строго певні періоди її розвитку. Характерною особливістю їх є незворотність. Ділянка кори, зім'ятий в складки, не може повернутися до первісного стану і подальший його розвиток може йти тільки в сторону услоненія складчастих структур.

геотектонічні гіпотези

Протягом XIX-XX століть було запропоновано багато гіпотез, що пояснюють причини тектонічних рухів. До однієї з ранніх гіпотез, яка відіграла велику позитивну роль у розвитку геологічної науки відноситься гіпотеза контракції (стиснення) висунута французьким вченим Елі де Бомон в 50 р XIX століття. Контракційна гіпотеза заснована на припущенні про повільне охолодженні Землі, яке супроводжується зменшенням її об'єму. Земна кора, затверділа раніше внутрішніх зон планети, при зменшенні внутрішнього обсягу піддається зім'яту і дроблення. Зони зминання кори відповідають зонам складкообразования, а по великих розривів кори відбувається обрушення великих блоків і освіту океанічних западин. В рамках цієї гіпотези є розходження в будові і потужності континентальної і океанічної кори, періодичність епох складкообразования і т. Д. Новим шляхом тлумачення геотектонических процесів стало припущення про горизонтальному дрейф континентів. Одна з найбільш популярних гіпотез цієї групи була запропонована в 1912 р австрійським вченим А. Вегенером. За припущенням Вегенера, в кінці кам'яновугільного періоду сучасні континенти представляли один суперконтинент-Пангеї. У мезозої почалося дроблення Пангеї і дрейф окремих континентальних брил до їх сучасному стану. Освіта складчастості Вегенер пояснював зминанням зовнішніх кромок переміщаються брил (Кордильєри, Анди), або їх зіткненням (гималаи), а періодичність складкообразования-послідовним дробленням і розпадом Пангеї. Підтвердження своєї гіпотези Вегенер бачив в схожості контурів і геологічної будови узбереж материків. Однак ця гіпотеза не в змозі була пояснити коливальні рухи, незрозумілим залишався механізм переміщення континентальних брил. У 60-ті роки ХХ століття на основі аналізу великого матеріалу на тектоніку океанів ідеї горизонтального переміщення материків відродилися у вигляді гіпотези тектоніки плит або нової глобальної тектоніки, запропонованої американськими вченими Г. Хесом і Р. Діцом. Відповідно до цієї гіпотези літосфера складається з шести плит, які плавають по астепосфере, причому плити можуть порухатися один під одного. Ця гіпотеза дає струнку картину геотектонических процесів, але також не в змозі пояснити всі закономірності земної кори.

Апаратно-студійного КОМПЛЕКСИ радиодомами і телецентр



Геологічна робота вітру | Студії звукового і телевізійного мовлення
© um.co.ua - учбові матеріали та реферати