Часть VI. Прогнозирование развития наук о Земле в XXI в.

⇐ ПредыдущаяСтр 3 из 6Следующая ⇒

Новые задачи, поставленные обществом: а) контроль за сохранением природной среды и меры по предотвращению ее разрушения: б) рациональное использование недр планеты (геотехнология); в) предсказание и предотвращение стихийных бедствий (землетрясений, цунами, вулканических извержений, циклонов, селей и т.д.). Создание для этих целей комплексных наук, где науки о Земли останутся лидирующими. Развитие традиционных направлений геологии – всестороннее изучение пород Земли, ее строения и процессов в ней происходящих. Стремление к созданию общей теории развития планеты.

Понятие о минералах, их образование и классификация.

Минера́ л (нем. Мinеrаl или фр. miné ral, от позднелат. (аеs) minerale — руда) — природное тело с определённым химическим составом и упорядоченной атомной структурой (кристаллической структурой), образующееся в результате природных физико-химических процессов и обладающее определённым химическим составом и физическими свойствами. Является составной частью земной коры, горных пород, руд, метеоритов. Изучением минералов занимается наука минералогия. В настоящее время установлено около 4900 минеральных видов, более 4660 из которых было одобрено Международной минералогической ассоциацией (IMA). Однако лишь несколько десятков минералов (около 100) пользуются широким распространением. Они входят в состав горных пород и называются породообразующими

Минерал - это результат природных физико-химических процессов в земной коре (литосфере). Все виды процессов образования минералов, можно разделить на три основные группы.

- Эндогенные процессы (гипогенные, глубинные), связанны с внутренними источниками энергии литосферы. Связаны с магматической деятельностью, и поэтому протекают в недрах Земли. Внедрившаяся в земную кору магма застывает, образуя горные породы, а выделяемые ей водные и газовые растворы переносят химические вещества, которые откладываются в трещинах, пустотах породы и образуют минералы.

- Экзогенные процессы образования (гипергенные, т.е. поверхностные), связанны с внешними источниками энергии. Эти процессы протекают на поверхности литосферы, в гидросфере, иногда в атмосфере. Они связаны с выветриванием (разрушением) горных пород и минералов, вследствие которых, образуются другие породы и минералы, более устойчивые к этой среде. К экзогенному типу, следует отнести и процессы образования минералов, в результате жизнедеятельности биосферы Земли. Такие процессы, называются - биогенными.

- Метаморфические процессы образования минералов, при течении которых ранее образованные эндогенным или экзогенным способом минералы, изменяют свои физико-химические свойства, образуя совершенно новые минеральные виды.

Существует много вариантов классификаций минералов. Большинство из них построено по структурно-химическому принципу.

По распространённости минералы можно разделить на породообразующие — составляющие основу большинства горных пород, акцессорные — часто присутствующие в горных породах, но редко слагающие больше 5 % породы, редкие, случаи нахождения которых единичны или немногочисленны, и рудные, широко представленные в рудных месторождениях.

Наиболее широко используется классификация по химическому составу и кристаллической структуре. Вещества одного химического типа часто имеют близкую структуру, поэтому минералы сначала делятся на классы по химическому составу, а затем на подклассы по структурным признакам.

Общепринятая в настоящее время кристаллохимическая классификация минералов подразделяет все их на КЛАССЫ и выглядит следующим образом:

I. Раздел Самородные элементы

II. Раздел Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения

1. класс Сульфиды и им подобные соединения

2. класс Сульфосоли

III. Раздел Галоидные соединения (Галогениды)

1. класс Фториды

2. класс Хлориды, бромиды и иодиды

IV. Раздел Оксиды и гидроксиды

1. класс Оксиды

2. класс Гидроксиды

V. Раздел Кислородные соли (оксисоли)

1. класс Нитраты

2. класс Карбонаты

3. класс Сульфаты

4. класс Хроматы

5. Класс Вольфраматы и молибдаты

6. Класс Фосфаты, арсенаты и ванадаты

7. Класс Бораты

8. Класс Силикаты

А. Островные силикаты.

Б. Цепочечные силикаты.

В. Ленточные силикаты.

Г. Слоистые силикаты.

Д. Каркасные силикаты.

VI. Раздел Органические соединения

Горные породы: общие сведения, классификация, общие особенности.

Го́ рные поро́ ды — природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре. Планеты земной группы и другие твёрдые космические объекты состоят из горных пород.

По происхождению горные породы делятся на три группы: магматические (эффузивные и интрузивные), осадочные и метаморфические.

Магматические и метаморфические горные породы слагают около 90 % объёма земной коры, однако, на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. Остальные 10 % приходятся на долю осадочных пород, занимающие 75 % площади земной поверхности.

Магматические горные породы по своему происхождению делятся на эффузивные и интрузивные. Эффузивные (вулканические) горные породы образуются при изливании магмы на поверхность Земли. Интрузивные горные породы, напротив, возникают при изливании магмы в толще земной коры.

Разделение горных пород на магматические, метаморфические и осадочные не всегда очевидно. В осадочных горных породах, в процессе диагенеза, уже при очень низких (в геологическом смысле) температурах, начинаются минеральные превращения, однако породы считаются метаморфическими при появлении в них новообразованного гранита. При умеренных давлениях начало метаморфизма соответствует температуре 300 °C.

При высоких степенях метаморфизма стирается грань между метаморфическими и магматическими горными породами. Начинается плавление пород, смешение новообразованных расплавов с явно внешними. Часто наблюдаются постепенные переходы от явно метаморфических, полосчатых пород, к типичным гранитам. Такие процессы относятся к ультраметаморфизму.

Классификация горных пород:

Земная кора.

ЗЕМНАЯ КОРА (а. earth crust; н. Erdkruste; ф. croute terrestre; и. соrteza terrestre) — верхняя твёрдая оболочкаЗемли, ограниченная снизу поверхностью Мохоровичича. Термин " земная кора" появился в 18 в. в работах М. В. Ломоносова и в 19 в. в трудах английский учёного Ч. Лайеля; с развитием контракционной гипотезы в 19 в. получил определенный смысл, вытекающий из идеи охлаждения Земли до тех пор, пока не образовалась кора (американский геолог Дж. Дана). В основе современных представлений о структуре, составе и других характеристиках Земной коры лежат геофизические данные о скорости распространения упругих волн (в основном продольных, Vp), которые на границе Мохоровичича скачкообразно возрастают с 7, 5-7, 8 до 8, 1-8, 2 км/с. Природа нижней границы Земной коры, по-видимому, обусловлена изменением химического состава пород (габбро — перидотит) либо фазовыми переходами (в системе габбро — эклогит).

В целом для Земной коры характерна вертикальная и горизонтальная неоднородность (анизотропия), которая отражает различный характер её эволюции в разных частях планеты, а также её существенную переработку в процессе последнего этапа развития (40-30 млн. лет), когда были сформированы основные черты современного лика Земли. Значительная часть Земной коры находится в состоянии изостатического равновесия, которое в случае нарушения достаточно быстро (104 лет) восстанавливается благодаря наличию Астеносферы. Выделяют два главных типа Земной коры: континентальную и океаническую, различающихся по составу, строению, мощности и другим характеристикам (рис.). Мощность континентальной коры в зависимости от тектонических условий меняется в среднем от 25-45 км (на платформах) до 45-75 км (в областях горообразования), однако и в пределах каждой геоструктурной области она не остаётся строго постоянной.

В континентальной коре различают осадочный (Vp до 4, 5 км/с), " гранитный" (Vp 5, 1-6, 4 км/с) и " базальтовый" (Vp 6, 1-7, 4 км/с) слои. Мощность осадочного слоя достигает 20 км, распространён он не повсеместно. Названия " гранитного" и " базальтового" слоев условны и исторически связаны с выделением разделяющей их границы Конрада (Vp 6, 2 км/с), хотя последующие исследования (в том числе сверхглубокое бурение) показали некоторую сомнительность этой границы (а по некоторым данным её отсутствие). Оба эти слоя поэтому иногда объединяют в понятие консолидированной коры. Изучение выходов " гранитного" слоя в пределах щитов показало, что в него входят породы не только собственно гранитного состава, но и разнообразные гнейсы и другие метаморфические образования. Поэтому данный слой часто называют также гранитно-метаморфическим или гранитно-гнейсовым; его средняя плотность 2, 6-2, 7 т/м3. Прямое изучение " базальтового" слоя на континентах невозможно, и значениям скоростей сейсмических волн, по которым он выделен, могут удовлетворять как магматические породы основного состава (базиты), так и породы, испытавшие высокую степень метаморфизма (гранулиты, отсюда название гранулит-базитовый слой). Средняя плотность базальтового слоя колеблется от 2, 7 до 3, 0 т/м3.

Основные отличия океанической коры от континентальной — отсутствие " гранитного" слоя, существенно меньшая мощность (2-10 км), более молодой возраст (юра, мел, кайнозой), большая латеральная однородность. Океаническая кора состоит из трёх слоев. Первый слой, или осадочный, характеризуется широким диапазоном скоростей (V от 1, 6 до 5, 4 км/с) и мощностью до 2 км. Второй слой, или акустический фундамент, имеет в среднем мощность 1, 2-1, 8 км и Vp 5, 1-5, 5 км/с. Детальные исследования позволили разделить его на три горизонта (2А, 2В и 2С), причём наибольшей изменчивостью обладает горизонт 2А (Vp 3, 33-4, 12 км/с).Глубоководным бурением установлено, что горизонт 2А сложен сильнотрещиноватыми и брекчированными базальтами, которые с увеличением возраста океанической коры становятся более консолидированными. Мощность горизонта 2В (Vp 4, 9-5, 2 км/с) и 2С (Vp5, 9-6, 3 км/с) не постоянна в разных океанах. Третий слой океанической коры имеет достаточно близкие значения Vp и мощности, что указывает на его однородность. Однако в его строении также отмечаются вариации как по значениям скорости (6, 5-7, 7 км/с), так и мощности (от 2 до 5 км). Большинство исследователей считают, что третий слой океанической коры сложен породами в основном габброидного состава, а вариации скоростей в нём обусловлены степенью метаморфизма.

Кроме двух главных типов Земной коры, выделяют подтипы на основе соотношения толщины отдельных слоев и суммарной мощности (например, кора переходного типа — субконтинентальная в островных дугах и субокеанская на континентальных окраинах и т.д.). Земную кору нельзя отождествлять с литосферой, устанавливаемой на основе реологии, свойств вещества.

Возраст древнейших пород Земной коры достигает 4, 0-4, 1 млрд. лет. Вопрос о том, каков был состав первичной Земной коры и как она формировалась в течение первых сотен млн. лет, не ясен. В течение первых 2 млрд. лет, по-видимому, сформировалось около 50% (по некоторым оценкам, 70-80%) всей современной континентальной коры, следующие 2 млрд. лет — 40%, и лишь около 10% приходится на последние 500 млн. лет, т.е. на фанерозой. По вопросам формирования Земной коры в архее и раннем протерозое и характере её движений среди исследователей нет единого мнения. Одни учёные считают, что формирование Земной коры происходило при отсутствии крупномасштабных горизонтальных перемещений, когда развитие рифтогенных зеленокаменных поясов сочеталось с образованием гранитно-гнейсовых куполов, послуживших ядрами роста древнейшей континентальной коры. Другие учёные считают, что начиная с архея действовала эмбриональная форма тектоники плит, а гранитоиды формировались над зонамиСубдукции, хотя ещё не было крупных горизонтальных перемещений континентальной коры. Переломный момент в развитии Земной коры наступает в позднем докембрии, когда в условиях существования крупных плит уже зрелой континентальной коры стали возможны крупномасштабные горизонтальные перемещения, сопровождаемые субдукцией и обдукцией новообразованной литосферы. С этого времени образование и развитие Земной коры происходит в геодинамической обстановке, обусловленной механизмом тектоники плит.

Литосфера.

Литосфера

ЛИТОСФЕРА (от греческого lithos — камень и sphaira — шар) — внешняя, относительно прочная оболочка твёрдой Земли, расположенная над менее вязкой и более пластичной астеносферой.

Термин " литосфера" предложен американским геологом Дж. Барреллом в 1916 и первоначально отождествлялся с Земной корой; затем было установлено, что литосфера почти повсюду включает и верхний слой мантии Земли мощностью несколько десятков км. Нижняя граница литосферы нерезкая и выделяется по уменьшению вязкости, скорости сейсмичности волн и увеличению электропроводности, обусловленным повышением температуры и частичным (несколько %) плавлением вещества. Отсюда основные методы установления границы между литосферой и астеносферой — сейсмологический и магнитотеллурический. Мощность литосферы под океанами составляет 5-100 км (минимальна под Срединно-океаническими хребтами, максимальна на периферии океанов), под континентами — 25-200 и, возможно, более км (минимальна под молодыми горными сооружениями, вулканическими дугами и континентальными рифтовыми зонами, максимальна под щитами древних платформ).

Наибольшие значения мощности литосферы наблюдаются в наименее прогретых, и наименьшие — в наиболее прогретых областях. В ходе геологического времени мощность литосферы в среднем увеличивалась в связи со снижением теплового потока. По реакции на длительно действующие нагрузки в литосфере выделяют верхний упругий (мощностью несколько десятков км) и нижний пластичный слой. Кроме того, на разных уровнях в тектонически активных областях литосферы прослеживаются горизонтыотносительно пониженной вязкости (пониженной скорости сейсмических волн). По мнению некоторых исследователей, по этим горизонтам происходит " проскальзывание" одних слоёв относительно других. Это явление называется расслоённостью литосферы. Наиболее крупные структурные единицы литосферы — литосферные плиты, размеры которых в поперечнике составляют 1-10 тысяч км.

В современную эпоху литосфера разделена на 7 главных и несколько более мелких плит. Границы плит являются зонами максимальной тектонической, сейсмической и вулканической активности. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты движутся по астеносфере (в первом приближении как жёсткое целое) на расстояния до нескольких тысяч километров со скоростью до первых десятков см/год. Наряду с горизонтальными важную роль играют вертикальные движения литосферы (скорость до нескольких десятков см/год) по системе субвертикальных глубинных разломов, разбивающих литосферные плиты на блоки размером от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Блоки литосферы находятся в состоянии, близком к изостатическому равновесию (см. Изостазия). Движения литосферных плит и блоков и их возможные причины изучаются геодинамикой и составляют также предмет исследования по международному проекту " Литосфера", разрабатываемому в 1980-90-е года.

Мантия и ядро.

Мантия и ядро

1.МАНТИЯ ЗЕМЛИ (от среднегреческого mention — покрывало, плащ) — геосфера, расположенная между земной корой и ядром. Составляет 83% объёма и 67% массы Земли. Верхняя граница проходит на глубине от нескольких километров (под океанами) до 70 км (под континентами) поМохоровичича поверхности, нижняя — на глубине 2900 км.

Мантия земли делится на верхнюю мантию — до глубины 900 км (по некоторым геофизическим данным, до 700 км) и нижнюю. Иногда выделяют среднюю мантию, тогда верхнюю мантию земли ограничивают глубиной 400 км. В нижней мантии на границе с ядром выделяется особый слой, аналогичный астеносфере (слой Д), в котором, по-видимому, велика диссипация энергии сдвиговых процессов. Для этой области характерны высокая температура и значительная неоднородность вещественного состава.

Предполагают, что мантия земли сложена в основном оливином. Химический состав мантии близок к составу первичной Земли (за вычетом продуктов дифференциации, образовавших кору и ядро). С глубиной в мантии земли, по-видимому, растёт концентрация тяжёлых элементов (в частности, железа). В двух узких зонах (на глубине 420 и 670 км) толщиной несколько десятков км скачком увеличивается плотность; на глубине 420 км это связано с появлением более плотных модификаций минералов и переходом оливина из а в b и g фазы, на глубине 670 км — переходом в постшпинелевую фазу с большим координационным числом кремния. В нижней мантии земли возможен частичный распад минералов на оксиды и образование новых ещё более плотных структур. Вещество мантии способно медленно течь (со скоростями до десятков сантиметров в год). С процессами в мантии земли (дифференциация по плотности, тепловая конвекция и др.) связаны тектонические движения, магматизм и вулканизм в земной коре. Слои В, С, D' и D" входят в Мантию Земли.

Слой В простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 400 км. Его иногда отождествляют с верхней мантией Земли, хотя в динамических моделях она ограничивается глубиной 700 км, ниже которой отсутствуют очаги землетрясений. Между слоем В и коройпроисходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя В, составляющая до 10% его массы, равна массе современной коры. Внутри слоя В имеется зона понижения скоростей сейсмических волн: на глубине 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано с относительно высокой температурой, близкой к температуре плавления вещества при соответствующем давлении.

Слой С (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным с переходомминералов в более плотные модификации.

В слое D' (900-2700 км) скорость волн в основном растёт за счёт сжатия однородного вещества. Нерегулярность поведения сейсмических волн в переходном слое D" (2700-2885 км), граничащим с ядром, связана, видимо, с неоднородностью его состава и высоким градиентом температуры.

2. ЯДРО ЗЕМЛИ— центральная геосфера радиусом около 3470 км. Существование ядра земли установлено в 1897 немецким сейсмологом Э. Вихертом, глубина залегания (2900 км) определена в 1910 американские геофизиком Б. Гутенбергом.

Ядро Земли состоит из внешнего, по-видимому, жидкого ядра (до глубины 4980 км), переходного затвердевающего слоя (до глубины 5120 км) и твёрдого внутреннего ядра (субъядра). О происхождении ядра земли единого мнения нет. Предполагают, что оно образовалось путём гравитационной дифференциации первичной Земли в период её роста или позже (впервые высказано норвежским геофизиком В. Гольдшмидтом в 1922), либо железное ядро возникло ещё в протопланетном облаке (немецкий учёный А. Эйкен, 1944, американские Э. Орован и советский — А. П. Виноградов. Слои Е, F и G образуют ядро земли (радиусом 3486 км). На границе с ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, а поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внешнее ядро (слой Е, простирающийся до глубина 4980 км) жидкое. Ниже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутреннее ядро (слой G), в котором распространяются поперечные волны.

Физическое выветривание.

ВЫВЕТРИВАНИЕ (а. weathering, degradation, disengagement; н. Verwitterung; ф. alteration; и. meteorizacion) — процесс разрушения и изменения горной породы в условиях земной поверхности под влиянием механического и химического воздействия атмосферы, грунтовых и поверхностных вод и организмов. По характеру среды, в которой происходит выветривание, различают атмосферное (или наземное) выветривание и подводное (или гальмиролиз). Основные типы выветривания по роду воздействия на горные породы; физическое, химическое и органическое (биологическое).

Физическое выветривание проявляется в механическом разрушении коренных горных пород под воздействием солнечной энергии, атмосферы и воды. При морозном выветривании вода, попадающая днём в трещины горных пород, ночью замерзает и увеличивает свой объём, что влечёт за собой расширение трещин и дальнейшее разрушение вмещающей породы. Температурное выветривание протекает под влиянием колебаний температуры, вследствие чего минералы, слагающие породы, испытывают попеременно то сжатие, то расширение. Это приводит к образованию трещин и в конечном итоге к разрушению пород. Температурное выветривание особенно сильно проявляется в пустынях, где нередко в течение суток перепады температур достигают 40-50° и более, а также в резко континентальных климатических зонах. Разновидностью физического является морозное выветривание, характерное для арктических и субарктических климатических зон. Здесь вода замерзает не только в трещинах, но и в капиллярах, разрывая горную породу до рыхлого состояния.

Химическое выветривание

Химическое выветривание ведёт к изменению химического состава горной породы процессами окисления, гидратации и др. с образованием минералов, более стойких в условиях земной поверхности. Разрушение горных пород происходит под влиянием химического воздействия воздуха, воды и организмов. Наиболее активными агентами здесь являются кислород, углекислый газ, вода, а при органическом выветривании и органические кислоты.

Особенно велика в этом отношении роль воды, несущей в себе растворы солей и газов. Вода, содержащая кислород, углекислоту и другие вещества, способна растворять или химически изменять почти все минералы и горные породы. Химическое выветривание может быть выражено несколькими типами, главнейшими из которых являются: растворение, окисление, карбонатизация и восстановление. В результате химического выветривания происходит образование новых минералов, стойких в физико-химических и биохимических условиях земной поверхности.

Растворение происходит под действием воды, стекающей по поверхности выхода горной породы или просачивающейся через ее трещины и поры. При этом она избирательно выносит (выщелачивает) из породы только некоторые вещества.

Из химических соединений наилучшей растворимостью обладают хлориды, т. е. соли хлористоводородной, или соляной, кислоты. Они могут существовать в земной коре в виде твердых минералов только при условии изоляции от воды, например, если они защищены водонепроницаемыми глинистыми слоями. Значительно слабее растворяются сульфаты (соли серной кислоты).

Биологическое выветривание.

Биологическое выветривание сводится к механическому и химическому изменению пород, вызываемому жизнедеятельностью организмов. Биологические факторы играют важную роль в своеобразном типе выветривания — почвообразовании). Эта форма выветривание происходит под излиянием таких факторов: усвоение растениями и микроорганизмами элементов минерального питания; химических соединений, образовавшихся при жизни и после смерти организмов (кислоты, гумус, минеральные соли и т.д.); реакций окисления и восстановления с участием микроорганизмов.

Процессы биологического выветривания осуществляют представители многих групп живых организмов во всей толще коры выветривания. В природе практически нет чисто абиотических (безжизненных) процессов механического и химического выветривания. Одним из процессов биологического разрушения является процесс усвоения корневыми волосками минеральных элементов, входящих в кристаллические решетки минералов. Водород, растения выделяют в окружающую среду, входит в кристаллической решетки минерала и разрушает ее. Кроме того, корни растений и микроорганизмы выделяют в окружающую среду углекислый газ и различные кислоты (щавелевую, уксусную, яблочную и другие), которые разрушают минералы.

Почвы и горные породы населяющих определенные группы микроорганизмов, образующих минеральные кислоты: бактерии нитрификаторов — азотную кислоту, сиркобактерии — серную. Как и органические, эти кислоты растворяют минералы и усиливают выветривания. Животные механически измельчают горные породы и своими выделениями химически разрушают их.

Все виды выветривания действуют одновременно, но в зависимости от климата тот или иной вид преобладает. Физическое выветривание особенно характерно для территорий с сухим (аридным) климатом и высокогорных областей. В условиях холодного климата при частых колебаниях температуры около 0°С механическое разрушение пород происходит под влиянием морозного выветривания, химического и органического. Выветривания характерны для влажных, умеренных, тропических и субтропических климатов. Скорость и степень выветривания, мощность продуктов выветривания и их состав зависят также от рельефа, вещественного состава и структуры горной породы. Накопления непереотложенных продуктов образуют коры выветривания, с которыми связаны месторождения многих полезных ископаемых (каолинов, oxp, руд железа, алюминия и др).

Продукты выветривания.

Элювий (от лат. eluere — мыть, смывать). Продукты выветривания горных пород, накапливающиеся на месте своего образования, называются элювиальными продуктами или элювием. Несмотря на большое разнообразие продуктов выветривания в их строении намечаются общие черты, обусловленные общими закономерностями развития и течения процессов выветривания. Выше указывалось, что физическое выветривание может происходить только до пояса постоянной температуры и продукты выветривания предохраняют залегающие глубже коренные породы от разрушения. По тем же причинам верхние слои элювия выветриваются значительно дольше и сильнее, чем лежащие ниже. Поэтому при нормальных условиях верхние слои элювия измельчены значительно сильнее, чем лежащие глубже. С глубиной продукты выветривания становятся все более и более грубыми. Самый нижний слой элювия обычно состоит из кусков породы, хотя и отделенных от массивной породы, но залегающих на месте образования. Глубже массивные породы разбиты лишь трещинами, количество которых уменьшается с глубиной.

Примерно таким же закономерностям подчинено и химическое выветривание. Просачиваясь вниз, вода теряет активность, так как лишается кислорода и углекислого газа и насыщается выщелоченными ею соединениями и может производить лишь гидратизирующее действие. Поэтому глубокие слои элювия обычно изменены химически менее интенсивно, чем поверхностные. Однако в породах, химически устойчивых, вода проникает через элювий, сохраняя активность, и изменения, вызванные ею в верхних и нижних горизонтах элювия, мало разнятся. Органическое выветривание интенсивно проявляется также лишь в поверхностных горизонтах земной коры.

Элювий не обладает слоистостью. Часто даже граница элювия и невыветрелой породы может быть определена с большой долей условности. Она выражена достаточно резко только тогда, когда массивные породы трудно поддаются выветриванию.

Ю. А. Билибин выделяет процессы, уменьшающие массу элювия, и процессы, вызывающие в нем внутренние перемещения без изменения массы.

Масса элювия может уменьшаться благодаря выщелачиванию, вымыванию и выдуванию. Выщелачивание происходит интенсивно в верхних слоях элювия, но если в верхних слоях легко растворимые продукты полностью выщелочены, процесс протекает более интенсивно в более глубоких горизонтах. Вымывание мелкого материала происходит и на поверхности, и на глубине. На поверхности вымывание обычно сильнее, но если вода стекает но водоупору (например, по границе многолетней мерзлоты), то и на глубине вымывание может быть интенсивным. Выдувание частиц может происходить только с поверхности в условиях сухого климата и сильных ветров.

Перечисленные процессы уменьшают массу элювия и увеличивают его пористость, а также приводят к постоянному, но неравномерному его оседанию. Толщина защитного слоя элювия уменьшается и выветривание проникает глубже в толщу коренных пород. Это снова увеличивает толщу элювия, причем оба процесса — уменьшение массы элювия и увеличение его мощности — идут одновременно, находясь в состоянии динамического равновесия. При этом нижние горизонты элювия являются наиболее молодыми, а верхние — древними. Большая выветрелость верхних горизонтов объясняется также их возрастом.

При сокращении объема и последующем оседании элювиальных масс мелкие частицы более подвижны, чем крупные. Поэтому верхние слои элювия часто обогащаются крупным каменным материалом. Этому способствуют также выдувание и вымывание мелкозема с поверхности. В связи с этим иногда, вопреки нормальной последовательности, верхние слои элювия бывают более обогащены крупным материалом, чем нижние. Освобождению верхних слоев от мелкозема способствуют колебания температуры, при которых каменные глыбы, изменяясь в объеме, перемещаются, а мелкий материал проваливается в промежутки между ними. В субполярных странах физическое выветривание протекает настолько интенсивно, что коренные выходы даже очень стойких пород быстро превращаются в скопления каменных глыб, которые под действием силы тяжести постепенно расползаются в разные стороны, стремясь занять наинизшее положение. Так образуются каменные россыпи (курумы). Для их образования совсем не обязателен крутой уклон. Они возникают даже на плоской поверхности, сами сглаживая ее неровности.

Разрушительная работа ветра.

Разрушающая работа ветра

Ветер производит разрушение земной поверхности, во-первых, вследствие непосредственного соприкосновения воздушных струй с рыхлыми или слабо сцементированными горными породами и, во-вторых, при помощи тех твердых частиц (песчинки и т. п.), которые он несет. Первый вид эолового разрушения носит название дефляция, что значит в переводе с латинского «выдувание» или «развевание». Разрушительная работа ветра с помощью твердых частиц называется корразией.

Дефляция. Работа ветра особённо интенсивно проявляется в районах, не защищенных растительностью, причем результат работы прямо пропорционален силе ветра. В процессе дефляции ветер подхватывает рыхлые породы или отрывает частички слабосцементированных пород и переносит их в направлении своего движения. Особенно сильно проявляется дефляция в узких горных котловинах, где постоянно проносятся воздушные струи, или в котловинах, где от неравномерного нагрева возникают смерчи и, кружась у земли, захватывают обломочный материал.

Развевание происходит только на обнаженной поверхности земли; даже слабый растительный покров, не говоря уже о древесной растительности, защищает почву от развевания, так как: в этом случае сила ветра гасится у поверхности земли. Но грандиозно ее воздействие на незащищенную почву. На юге дореволюционной России великим бедствием были черные бури — суховеи. Эти ветры обрушивались на высушенный распаханный чернозем, поднимали его в воздух и уносили на запад, оставляя на месте плодородного чернозема бесплодную пустыню. Суховеи опустошали поля Украины в 1886, 1890, 1891, 1893 гг. и особенно в 1892 г., когда-то в ряде районов черноземная почва была содрана ветром на 20 см. При этом ветер в отдельных местах надувал черноземные бугры до 2 и даже 4 м. высотой. Там, где проносилась масса почвы, днем стояла такая мгла, что солнечные лучи слабо пробивались сквозь нее. Только в Бердянском уезде была снесена почва с 60 тыс. десятин.

Выдувание такого типа называется плоскостной дефляцией или эоловой абляцией. Последняя широко развита по краям пустынь. Так, например, в широком коридоре между Большим и Малым Балханом или Малым Балханом и Кюрендагом почти постоянно дующий ветер, стиснутый горами, подхватывает все рыхлые отложения и уносит их за пределы коридора.

В пустынном Закаспии есть много глубоких котловин, сложенных глиной. Одна из них — Карагие на п-ове Мангышлак имеет глубину 300 м. Образование подобных котловин в безводной местности объясняется происшедшей дефляцией. Глина в этой долине соленосна. Соль (мирабилит) то, высыхая, теряет воду, то, вновь получая ее, кристаллизуется и при этом, расширяясь, разрыхляет глину, превращая ее в белую глинисто-солевую пудру. Белая «пудра» сильно нагревается летом и вблизи ее поверхности в жаркие дни создаются постоянные восходящие токи воздуха, а вместе с ними взлетает вверх и сама пудра. Так из года в год происходит постепенное углубление котловины.

Существует теория, что знаменитые безводные удлиненные котловины в Сахаре и других пустынях, именуемые ваади, имеют не эрозионное, а эоловое происхождение.

Кроме плоскостной дефляции, существует еще бороздовая дефляция. В узкой щели, или борозде, сила ветра больше, и весь рыхлый материал в этой борозде развевается в первую очередь. Таким образом, растут и углубляются колеи дорог, узкие расщелины, особенно в мягких породах. В Средней Азии в лёссах можно наблюдать выемки дорог до 6 м глубиной, а в лёссах Китая на месте дорог образуются иногда узкие дорожные каньоны глубиной до 30 м, получившие от немецких ученых название хольвеги. Вследствие бороздовой дефляции образуются рытвины выдувания.

Созидательная работа ветра

Корразия. Постоянно бомбардируя какую-либо стенку или выступ породы миллионами гонимых ветром мелких песчинок, ветер обтачивает и разрушает их. В результате такой бомбардировки стекло, поставленное перпендикулярно к ветровому потоку, несущему песчинки, через несколько дней становится матовым, так как его поверхность оказывается шероховатой от появления тысяч мельчайших ямок. Также и скалы, когда о них ударяется лавина песчинок, начинают истачиваться, истираться.

Корразия может быть точечная, царапающая (бороздящая) и сверлящая. В результате корразии в породах возникают ниши, борозды, царапины. Максимальное насыщение ветрового потока песком наблюдается в нескольких сантиметрах от земли, поэтому именно на небольшой высоте в породах, однородных по составу, выбиваются ветром наиболее крупные ниши.

⇐ Предыдущая 1 234 5 6 Следующая ⇒