Происхождение озёрных котловин
Котловины озёр возникают в результате различных рельефообразующих процессов и по происхождению делятся на несколько групп.
С проявлением эндогенной активности связано образование тектонических и вулканических котловин.
Котловины тектонического происхождения образуются в результате движения участков земной коры. Многие озёра, возникшие в котловинах тектонического происхождения, занимают обширную площадь, характеризуются большой глубиной и имеют древний возраст. Характерными примерами озёр, принадлежащих этой группе, служат Великие Африканские озёра (в том числе Танганьика с глубиной -1470 м), приуроченные к Восточно-Африканской рифтовой системе, где происходят процессы растяжения и прогибания континентальной коры. Аналогичное происхождение имеют озеро Байкал в России (являющееся самым крупным пресноводным водоёмом и обладающее максимальной среди озёр глубиной -1620 м), озеро Бива в Японии (известное добываемым в нём пресноводным жемчугом) и другие. Котловины нередко приурочены к изометричным прогибам (Чад, Эйр) или крупным тектоническим разломам. С тектоническими процессами связано и формирование остаточных озёр, являющихся остатками древних океанов и морей. Так, Каспийское озеро отделилось от Средиземного и Чёрного морей в результате тектонических движений земной коры.
Котловины вулканического происхождения приурочены к кратерам и кальдерам потухших вулканов или располагающиеся среди застывших лавовых полей. В последнем случае озёрные котловины формируются, когда горячая лава вытекает из-под более холодного поверхностного лавового горизонта, что способствует проседанию последнего (так образовалось оз. Йеллоустон), или в случае подпруживания рек и ручьев лавой или грязевым потоком при извержении вулканов. Котловины такого происхождения встречаются в районах современной или древней вулканической деятельности (Камчатка, Закавказье, Исландия, Италия, Япония, Новая Зеландия и др.).
Многообразие экзогенных процессов приводит к образованию различных групп озёрных котловин.
Большое количество озёрных котловин имеют ледниковое происхождение. Их формирование может быть связано с деятельностью горных и равнинных ледников. В горах ледниковые озёрные котловины представлены моренно-запрудными и каровыми. Моренно-запрудные образуются при запруживании ледниками речных долин. При заполнении водой каровых котловин формируются небольшие живописные озера с чистой и холодной водой.
На равнинах котловины ледникового происхождения распространены на территории, подвергавшейся четвертичному оледенению. Среди них можно выделить котловины экзарационного, ледниково-аккумулятивного и морено-запрудного происхождения. Экзарационные котловины связаны с выработанным движущимся льдом отрицательными формами рельефа. Знаменитым примером озера, обязанного своим происхождением разрушительной деятельности ледников, служит Лох-Несс в Шотландии, образовавшееся в обработанной ледником долине реки. Тысячи озёр, образовавшихся в котловинах ледникового вспахивания, встречаются на территории Скандинавского полуострова, на севере Канады. Ледниково-аккумулятивные котловины образуются в области развития моренных отложений. Озерные котловины в области моренно-равнинного рельефа широкие, имеют овальную форму и небольшую глубину (Чудское, Ильмень); в условиях холмисто-западинного и холмисто-увалистого рельефа обладают неправильной формой, островами, сложной береговой линией, расчленённой полуостровами и заливами (Селигер). Моренно-запрудные котловины возникают при запруживании мореной доледниковой речной долины (например, оз. Сайма в Финляндии).
В областях многолетней мерзлоты образуются котловины термокарстового происхождения, обязанные своим происхождением таянию ископаемого льда и мерзлых пород и просадкам грунта. Такое происхождение имеют многие котловины тундровых озерков. Все они имеют небольшую глубину и невелики по площади. Ещё один район развития термокарстовых котловин – область распространения четверичных флювиогляциальных отложений. Здесь при таянии покровных ледников под толщей отложений, вынесенных талыми ледниковыми водами, оказались погребенными огромные глыбы мертвого льда. Многие из них растаяли только спустя сотни лет, и на их месте возникли котловины, заполнившиеся водой.
Озерные котловины карстового происхождения образуются в районах, сложенных растворимыми (карстующимися) породами. Растворение пород приводит к образованию глубоких, но обычно незначительных по площади котловин. Здесь же нередко случаются провалы, обусловленные обрушением сводов подземных карстовых полостей. Примерами карстовых котловин могут служить знаменитый «Провал» в Пятигорске (известный по роману Ильфа и Петрова «Двенадцать стульев») и оз. Жирот во Французских Альпах, имеющее глубину -99 м при площади всего 57 га.
Озерные котловины суффозионного происхождения образуются при просадке грунтов в связи с выносом подземными водами рыхлых пылеватых частиц. Котловины такого генезиса встречаются в степной и полупустынной зонах Центральной Азии, Казахстана и Западно-Сибирской равнины.
Котловины флювиального происхождения связаны с геологической деятельностью рек. Чаще всего это старичные и дельтовые озёра. Иногда образование озёр обусловлено преграждением русла реки аллювиальными наносами другой реки. Например, образование озера Сент-Крой (США) связано с подпруживанием р. Сент-Крой аллювиальными отложениями р. Миссисипи. В связи с динамичностью эрозионных и аккумулятивных флювиальных процессов и небольшими размерами котловин, последние относительно быстро заполняются наносами и зарастают в одних местах и вновь образуются в других.
Некоторые озёрные котловины формируются в результате подпруживания оползнями, горными обвалами или селями рек. Обычно такие озёра существуют недолго – происходит прорыв наносов, образующих «плотину». Так, в 1841 р. Инд на территории современного Пакистана была подпружена оползнем, возникшим в результате землетрясения, а через шесть месяцев «плотина» рухнула, и озеро длиной 64 км и глубиной 300 м было спущено за 24 часа. Озёра данной группы могут оставаться стабильным при условии, что избыток воды отводится через устойчивые к эрозии твердые породы. Например, Сарезское озеро, образовавшееся в 1911 в долине р. Мургаб на Восточном Памире, существует до сих пор и имеет глубину -500 м (десятое место по глубине среди озер мира).
Процесс подпруживания реки мощным обвалом способствовал и образованию одной и «жемчужин» Кавказа – озера Рица в Абхазии. Гигантский обвал на склоне горы Пшегиша запрудил реку Лашипсе. Воды реки более чем на 2 км затопили ущелье (трассирующее крупный тектонический разлом в толщах горных пород), вода поднялась на 130 м. Из-под природной каменной плотины выбивается река с уже другим названием – Юпшара (по-абхазски «раскол»).
Озёра искусственного происхождения связаны с заполнением водой искусственных котловин (карьеров и пр.), либо с подпруживанием речных потоков плотинами. При сооружении плотин образуются различные по размерам водоёмы – от небольших прудов до огромных водохранилищ (расположенные в Африке водохранилища Виктория на реке Виктория-Нил, Вольта на р. Вольта и Кариба на р. Замбези; самым крупным по объему в России является Братское водохранилище на реке Ангаре). Некоторые плотины возводились с целью производства электроэнергии для выплавки алюминия на базе крупных залежей бокситов. Нужно добавить, что плотины создаются не только человеком. Плотины, построенные бобрами, могут достигать длины более 500 м, но существуют они лишь непродолжительное время.
Котловины прибрежно-морского происхождения образуются преимущественно в результате отделения морских бухт барами от акватории моря в процессе перемещения вдольберегового потока наносов. На начальном этапе котловина заполнена солёными морскими водами, в дальнейшем образовавшееся соленое озеро постепенно опресняется.
Котловины органогенного происхождения возникают обычно на сфагновых болотах тайги, лесотундры и тундры, а также на коралловых островах. В первом случае они обязаны своим происхождением неравномерному нарастанию мхов, во втором – коралловых полипов.
Органический мир озёр
Органический мир озёр состоит из планктона - совокупности пассивно переносимых течениями водорослей и животных, бентоса - животных и растений, обитающих на дне, и нектона - активно плавающих водных животных, преимущественно рыб. По физико-географическим условиями и характеру биологических сообществ в озёрах выделяются три биономические области: литораль, профундаль и пелагиаль. Литораль соответствует прибрежной области и распространяется до глубины проникновения света, обычно 10-30 м в зависимости от прозрачности воды. В соответствии с нарастанием глубин полосами размещается растительность:
Профундаль соответствует глубоководной области и располагается глубже границы проникновения света и, соответственно, распространения зеленой растительности. В силу этого обладает низкой биологической продуктивностью. Профундаль свойственна наиболее глубоким озёрам. Пелагиаль - водная масса вдали от берегов и дна, населённая фитопланктоном, зоопланктоном и нектоном.
Осадконакопление в озёрах
Отложения озёр представлены терригенными, хемогенными и органогенными осадками. Состав накапливающихся в озёрах осадков в первую очередь определяется климатической зональностью.
В озёрах гумидных областей накапливаются преимущественно алевро-глинистые отложения, часто с большим количеством органики. Отмершие организмы, а также материал, сносимый в озеро, откладываются на дне и образуют гиттию (от швед. gyttja - ил, тина) – озёрные отложения, состоящие из органических остатков. Органическое вещество гиттий образуется преимущественно за счёт продуктов распада живущих в воде растительных и животных организмов, в меньшей степени за счёт принесённых с окружающей суши остатков наземных растений. Минеральная часть состоит из песчано-глинистого материала и осаждённых из вод окислов кальция, железа и магния. Гиттию называют также сапропель (от греч. sapros - гнилой и pelos - ил, грязь - "гнилостный ил"). В озере Неро, расположенном у города Ростов-Ярославский (Ростов Великий), слой сапропеля достигает 20 м. Сапропели используются в качестве удобрения или в качестве минеральной подкормки для скота; иногда в бальнеологических целях (грязелечение).
В полупустынных и пустынных аридных зонах озёра бессточные с интенсивным испарением. Поскольку реки и подземные воды всегда приносят соли, а испаряется только чистая вода, то происходит постепенное повышение солёности озёрных вод. Концентрация солей может повышаться настолько значительно, что из пересыщенной солями воды (рапы) происходит осаждение соли на дно озера (самосадочные озёра). При осолонении континентальных озёр накапливаются карбонатные, содовые, сульфатные, соляные и другие хемогенные отложения. В России современные содовые озёра известны в Забайкалье и в Западной Сибири; за рубежом большой известностью пользуется озеро Натрон в Танзании и озеро Серлс в Калифорнии. К ископаемым отложениям подобных озёр приурочены месторождения природной соды.
В целом, для аридных областей характерны галогенно-карбонатные отложения, бедные органикой.
В ряде случаев решающую роль в характере осадконакопления имеет происхождение озёрных котловин. Для ледниковых озёр характерны ленточные глины, формирующиеся за счёт сочетания озёрных и ледниковых отложений. В карстовых озёрах накапливаются карбонаты, иногда нагромождения глыб обвального происхождения.
Эволюция озёр
Озёра в масштабах геологического времени существуют относительно недолго. Исключение составляют лишь некоторые озёра с котловинами тектонического происхождения, приуроченные к активным зонам земной коры, и крупные остаточные озёра. Со временем котловины заполняются осадками или заболачиваются.
11. Болота та їх геологічна роль.
Болота и торфяные болотные почвы играют важную роль в биосфере и в хозяйстве Российской Федерации. Прежде всего следует отметить их водоохранные и водорегулирующие функции. В болотах мира содержится 115 000 км3 воды. Так, болота Западно-Сибирской низменности вмещают около 15 годовых стоков рек Иртыша и Оби, что свидетельствует об их значении в питании и регулировании водообмена речных бассейнов. Болота являются также регуляторами уровня грунтовых вод на прилегающих территориях. Из-за близости Васюганского болотного массива заболочено примерно 25 % Барабинской степи. Особо следует отметить положительное значение болот в увлажнении воздуха, в обеспечении диких животных своеобразным местообитанием, в заготовке ягод (клюквы, морошки, голубики).
Наиболее значительную роль играют болота на водоразделах, в истоках рек, в районах с песчано-супесчаными отложениями и почвами. Их сплошное осушение без учета регионально-ландшафтных особенностей часто приводит к негативным экологическим последствиям (резкому снижению уровня грунтовых вод, высыханию и обмелению малых рек, усыханию еловых лесов и др.). Поэтому при осушении болот необходимо регулировать водный режим (создавать мелкую дренажную сеть, водоемы в верховьях рек и т. д.). В истоках рек и на водоразделах обязательно следует оставлять часть болот в естественном состоянии. Не подлежат осушению верховые и переходные болота, расположенные у истоков рек и озер при меженном расходе 1 л/с по основному источнику или при наличии родников, которые используют в качестве источников питьевой воды с дебетом более 2 л/с. Нельзя осушать болота, регулирующие водный режим, а также болота, развитые на песчаных и супесчаных отложениях. Не следует осваивать и болота с клюквой, морошкой, голубикой при условии, если площадь таких участков превышает 10 га в массиве. Необходимо сохранять часть болотных массивов с редкими, исчезающими видами флоры и фауны, с большими запасами лекарственных растений. Запрещается добыча торфа у поселков городского типа с населением до 20 тыс. человек в зоне до 5 км, у городов с населением 20... 100 тыс. человек в зоне 5... 10 км, с населением более 100 тыс. человек в зоне 10...25 км. Маломощные торфяники, подстилаемые галечниками, гравием, скальными породами, не подлежат осушению, ибо после выработки торфа территории будут бесплодными. Общая площадь сохраняемых болот должна составлять не менее 25 %. Доказана нецелесообразность осушения более 50 % заболоченных лесов в таежно-лесной зоне.
Часто болота используют для добычи торфа и сапропеля на удобрение. Особенно богат питательными элементами для растений сапропель.
Верховые болота следует сохранять в естественном состоянии или использовать для добычи торфа на подстилку скоту, на топливо. Сельскохозяйственное освоение верховых торфяных почв связано с большими трудностями и малоэффективно в связи с их низким плодородием, так как их торф сильнокислый (рН 2,4...4,0), слабогумифицирован (гумусового фульватного вещества менее 10 % общего углерода), содержит мало азота (менее 1 %), калия и фосфора, с низкой зольностью (3...4 %). В таких случаях требуются коренная мелиорация, известкование, полное удобрение.
Переходные болота имеют более высокую зольность (5,0...6,4 %), кислую реакцию, они занимают промежуточное положение между верховыми и низинными болотами. Переходные болота вполне пригодны для сельскохозяйственного использования, однако их освоение связано с большими трудностями. После осушения в зависимости от условий района их используют под лесное или сельское хозяйство, для добычи торфа на подстилку животным и удобрение.
Почвы низинных болот наиболее плодородны, так как в их верхнем горизонте содержится до 30...40 % гумусовых веществ от общего углерода сильноразложившегося торфа, 3...4% азота. Они отличаются нейтральной или слабокислой реакцией, высокой степенью насыщенности основаниями (70...95 %), однако они также бедны фосфором и калием. Почвы низинных болот в целинном состоянии — малопродуктивные сенокосы и пастбища (до 1 т/га сена плохого качества). Их следует использовать для добычи торфа на удобрение, получения торфокомпостов, а после осушения — в качестве улучшенных лугов и пастбищ, пахотных угодий. Низинные типичные торфяные почвы нуждаются в применении калийных и фосфорных удобрений, а низинные обедненные торфяные почвы — в известковании, внесении полного минерального удобрения. В первые годы освоения такие почвы лучше использовать под посевы трав, а лишь после этого — под зерновые, овощные и технические культуры. Почвы с глубиной залежи торфа до 1 м после осушения рекомендуется отводить только под посевы многолетних трав, под культурные сенокосы и пастбища с возделыванием зерновых культур в период перезалужения. Осушенные торфяные почвы с глубиной залежи торфа более 1 м используют в основном под луга, зернотравяные севообороты, в которых многолетние травы должны занимать не менее 50 % площади.
В некоторых районах произошло переосушение болот, так как недооценивались особенности сложного и разнообразного почвенного покрова. Доказано, что глубокие дрены, особенно коллекторы и магистрали (1,5...3,0 м), заложенные в торфяниках, и лежащие под ними песчаные отложения вызывают катастрофическое иссушение ландшафтов, угнетение лесов, быстрое разложение торфов, их возгорание, развевание пересохших торфов и песков. Неоправданное повсеместное строительство излишне глубоких каналов, дрен и коллекторов приводит к снижению уровня грунтовых вод ниже оптимума, к угнетению лесов, уменьшению продуктивности лугов и полей на соседних территориях.
12. Геологічна діяльність підземних вод
Подземные воды играют существенную роль в ходе геологического развития земной коры. Их широкое и повсеместное распространение и подвижность приводят к постоянному взаимодействию с горными породами, к перераспределению вещества, к образованию и разрушению месторождений полезных ископаемых и т. д. Геологическая работа подземных вод прежде всего выражается в химическом взаимодействии с горными породами — в растворении, гидратации, гидролизе, карбонатизации, окислении, выщелачивании, переносе и переотложении вещества.
Растворение, выщелачивание, перенос и переотложение пород подземными водами наглядно проявляются при образовании карста и суффозии.
Суффозией (от лат. suffosio — подкапывание) называется вынос из горных пород подземной водой растворенных веществ и мелких минеральных частиц. Она особенно широко проявляется в лёссах и лёссовидных грунтах и сопровождается проседанием поверхности с образованием небольших суффозионных воронок, западин и блюдец. Суффозия наблюдается на склонах долин, в оврагах, на ровной поверхности (в степях); часто вызывает суффозионные оползни. Карстово-суффозионные процессы развиваются в песчаниках и конгломератах с известковым, гипсовым и другим растворимым цементом. Цемент выносится в растворе, а песок и галька — водой, уже чисто механически. Так создаются иногда значительные подземные пустоты и полости, сходные с глубинными формами карста.
Подземные воды играют большую роль при образовании оползней.
Оползнями называют передвижение масс горных пород по склонам под влиянием силы тяжести. Расположенные на склоне массы делювия не сползают вниз, пока их вес уравновешивается величиной трения любой поверхности как внутри делювиальной массы, так и на границе ее с подстилающими породами. Как только это равновесие нарушится и вес делювия окажется
больше удерживающей его силы трения, произойдет оползень. Схема структуры оползня представлена на рис., на котором видны три его основные части: поверхность скольжения, оползневый уступ и оползневая терраса. Поверхность скольжения — самая существенная часть оползня. При исследовании оползней ее изучают прежде всего. Положение и форма поверхности скольжения позволяют определить контур и размеры оползневого участка, а также установить величину сползающей массы и характер движения оползня. Обычно скольжение происходит по поверхности глинистого или какого-нибудь другого водоупорного слоя (например, поверхности мерзлоты). Наиболее подвержены оползням склоны, сложенные чередующимися водоупорными глинистыми, водопроницаемыми и водоносными слоями, а также породами, легко выветривающимися.
Оползни разнообразны, встречаются в разных условиях и на различной стадии развития, но оползневый рельеф участков, где происходили или происходят оползни, чрезвычайно типичен. В плане такие участки часто имеют форму амфитеатра, образуя понижение на склоне, которое называется оползневым цирком. У подножия склона сползшие породы иногда образуют оползневый вал выпирания. Поверхность оползней покрыта то буграми, то углублениями, то многоуступными обрывами, трещинами и западинами. Масса пород обычно сползает целиком, разбиваясь лишь трещинами, по которым происходят относительные перемещения отдельных частей, но внутреннее строение ее сохраняется.
Действие подземных вод при развитии оползней выражается в следующем.
1. Оползни происходят обычно после дождей, когда породы на склоне насыщаются водой, увеличивается их вес я ослабляются физико-механические свойства. Это — один из основных факторов нарушения равновесия, вызывающих оползни.
2. Другой основной фактор — смачивание грунтовыми водами поверхности скольжения, уменьшающее силу трения.
3. Вода, насыщающая делювий, снижает силу сцепления слагающих его частиц, что также способствует их сползанию.
4. Движение пород вниз по склону облегчается гидродинамическим давлением подземной воды, текущей обычно в направлении перемещения оползня.
А. П. Павлов выделял свободно соскальзывающие, или деляпсивные, и толкающие, или детрузивные, оползни. Движение оползней иногда происходит очень быстро, но чаще они сползают достаточно медленно. Например, оползень горы Соколовой в г. Саратове происходил в течение почти суток, так что все жители разрушенных домов успели спастись.
Для борьбы с оползнями стремятся увеличить прочность склонов. Это достигается лесонасаждением, искусственным выполаживанием склона путем срезания и подсыпки, путем покрытия склона дерном с прошивкой сваями и шпильками. Более надежно склон закрепляется террасированием и постройкой бетонных и каменных стенок. Однако все эти мероприятия дают эффект лишь при закреплении сравнительно небольших оползней. Значительно надежнее мероприятия, преобразующие физические свойства пород на склонах и коренным образом меняющие режим подземных вод. К их числу относится устройство поверхностного и подземного дренажа: перехват воды нагорными канавами, осушение подземными галереями и забивными фильтрами. Применяются также замораживание и цементация оползневых участков. Эти мероприятия очень эффективны, но дорогостоящи.
13.Класифікація та хімічний склад підземних вод
Формирование вод – длительный физико-химический процесс преобразования, происходящий на различных глубинах при различных температура и давлениях и включающий испарение и конденсацию, катионный обмен между водами и породами. Один из основных способов образования подземной воды — просачивание, или инфильтрация, атмосферных осадков и поверхностных вод. Просачивающаяся вода доходит до водоупорного слоя и накапливается на нем, насыщая породы пористого и пористо-трещинноватого характера. Кроме того, подземные воды формируются путём конденсации водяных паров. Выделяются также подземные воды ювенильного происхождения. Инфильтрационные подземные воды образуются из наземных вод атмосферного происхождения. Одним из главных видов питания их является инфильтрация, или просачивание в глубь Земли. Конденсационные водыобразуются в результате конденсации водяных паров воздуха в порах и трещинах горных пород. Седиментогенные подземные воды- это высокоминерализованные (соленые) подземные воды в глубоких слоях осадочных горных пород. Происхождение таких вод, большинство исследователей связывают с захоронением вод морского генезиса, сильно измененных под влиянием давления и температуры. Магматогенные подземные воды, образующиеся непосредственно из магмы. В процессе кристаллизации магмы и образования магматических пород вода отжимается, по разломам и тектоническим трещинам поднимается вверх, поступает в земную кору и местами выходит на поверхность. Количество магматогенных вод незначительно.
26. Процессы формирования химического состава подземных вод.Растворение – важный, широко распространенный процесс, при котором вся порода целиком переходит в раствор (например? растворение галита NaCL). Растворение продолжается до тех пор, пока вода не достигнет предела насыщения. Растворимость натриевых и калиевых солей с повышением температуры увеличивается, а кальциевых (сульфатных) уменьшается, то соответственно холодные воды кальциевые, горячие – натриевые. Выщелачиваниегорных пород состоит в том, что в раствор переходит не вся порода, а только ее растворимая часть. Например из глинистого известняка вода удаляет углекислый кальция, образуя при этом пустоты. Обменные реакции (обменная адсорбция) заключается в том, что некоторые катионы, содержащиеся в подземных водах, вытесняют из породы находящиеся на ее поверхности адсорбированные катионы. CaSO4+2Na+ = Na2SO4 + Ca2+. Микробиологические процессы, обусловлены жизнедеятельностью организмов. Для неглубокозалегающих подземных вод, большой значение имеют аэробные серобактерии, окисляющие сероводород и серу до серной кислоты. В результате чего воды обогащаются сульфатами, что повышает их агрессивность и жесткость. В некоторых глубоких горизонтах артезианских вод распространены анаэробные бактерии – микробы-десульфуризаторы и микробы-денитрификаторы. Смешение различных типов водПример: разломы являются путями, по которым глубинные воды поступают в верхние пласты, а в речных долинных часто происходит подпитывание ненапорных вод напорными. Так образуются смеси различных типов подземных вод.
27. Состав подземных вод. Основные компоненты, содержащиеся в воде. Способы выражения и изображения химического состава. В природных водах обнаружено более 80 химических элементов. Наиболее широко распространены Cl-, HCO3-, CO22-, SO42-, Na+, K+, Ca2+, Mg2+, которые часто называют главными; их разнообразные сочетания определяют основные типы природных вод. В водах так же содержатся OH-, F-, NO2-, H+, NH4+, Fe2+, Mn2+, Sr2+ и некоторые микроэлементы – йод, бром, бор, медь, свинец. Необходимо подчеркнуть, что малое содержание таких элементов как Si, Al и Fe объясняется их малоподвижностью и растворимостью. Главные ионы. Хлор – ион находится в воде в виде соединения хлористого натрия. Главный компонент солоноватых, соленых и рассольных вод, хлор вызывает засоление почв и грунтовых вод. Сульфат-ион в соединения с кальцием и магнием обуславливает жесткость воды (постоянную), заголяет почвы и грунтовые воды, ядовит для растений. Гидрокарбонатный ион – его появление вызывается растворением карбонатов Ca2+ и Mg2+. Этот ион обуславливает щелочность подземных вод. Натрий-ион широко распространен и сопутствует главным образом иону хлора, резе связан с сульфатными и гидрокарбонатными ионами. Все соединения натрия вредны для растений. Калий-ион содержание этого иона намного меньше чем натрия, это объясняется главным образом тем, что калий хорошо усваивается растениями. Кальций-ион и магний-ион очень широко распространены в водах, обуславливая важное свойство вод –их жесткость. Источником кальция являются гипс, известняка. Ионы магния поступают при растворении доломитов, мергелей, слюд. В водах железо присутствует в виде Fe2+, Fe3+, соединения железа придают воде неприятный вкус в питьевых водах допустимый предел – 0.3 мг/л. Газовый состав: обычно присутствуют кислород, водород, углекислый газ, азот и резже сероводород, аммиак, аргон. Органические соединения весьма широко распространены в подземных водах. Так же в подземных водах широко распространены микробы. В настоящие время принята ионная форма выражения химических анализов воды. Данные лабораторных анализов выраженные в миллиграммах на литр, подвергаются дальнейшей обработке. Для графического изображения химического состава вод пользуются различными геометрическими фигурами, на сторонах которых откладывают преобладающие шесть катионов и анионов.
14. Морфологія дна океанів.
В рельефе дна океана выделяют четыре геотектуры. Три геотектуры полностью располагаются в пределах дна океана: ложе океана, переходная зона, срединно-океанические хребты; последняя – подводная окраина материка – представляет собой часть геотектуры – материкового выступа.
1. Подводная окраина материков, состоит из трех ступеней: материковой отмели, или шельфа, материкового склона и материкового подножия. Шельф – продолжение сухопутных низменностей, имеет ровный рельеф, глубины в среднем 200 м (шельф Охотского моря имеет глубину 500 м, Баренцева моря – 400 м). Материковый склон сильно расчленен. Сверху вниз он спускается уступами или своеобразными террасами, а вдоль склона изрезан глубокими ложбинами или каньонами (глубина вреза достигает 2000 м). Материковое подножие снова равнинно, поскольку сложено рыхлыми наносами, снесенными с материка, шельфа и склона. Подводная окраина материка имеет материковый тип земной коры и генетически представляет собой единое целое с материковым выступом.
2. Типичный переход материков к океанам нарушается в поясах разломов земной коры. Здесь континенты переходят в океаны через широкие и сложные переходные полосы: несколько переходных полос расположены вдоль восточной окраины материка Евразии (от Камчатки до Зондских островов), две зоны наблюдаются у берегов Северной и Южной Америки (в Карибском море, у Южных Сандвичевых островов). Здесь всюду находятся островные дуги, которые переходят в глубоководные океанические желоба с глубинами свыше 6000 м, обычно около 10 000 м. В некоторых местах рельеф осложняется еще подводными хребтами. Переходный характер названных областей проявляется в том, что здесь взаимопроникают океаническая и материковая земная кора. В этих полосах, действительно преобразуется древняя океаническая земная кора в молодую материковую, происходит рост континентов за счет океанов. Переходная зона состоит из котловины окраинного моря, островной дуги и глубоководного желоба. Примером может служить Курильская переходная зона: котловиной окраинного моря является наиболее глубокая часть Охотского моря, островная дуга представлена Курильскими островами, рядом располагается Курильский желоб.
Современная тектоническая активность переходных областей выражается в вулканизме и сейсмичности. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, 28 из них – в Тихом океане (Алеутский –7822 м, Курило-Камчатский – 10 542, Марианский – 11 034, Кермадек – 10 047, Центрально-Американский – 6662 м).
В Атлантическом океане глубоководные желоба также сопровождают островные дуги: Желоб Пуэрто-Рико – 8383 м и Южно-Сандвичев – 8037 м.
В Индийском океане один желоб – Яванский – глубиной 7450 м.
3. За материковым подножием или за переходной полосой следует собственно океаническое дно (ложе океана), сложенное земной корой океанического типа и соответствует в структурном отношении океаническим платформам - талласократонам. Наибольшее распространение, особенно в тихом океане, имеют холмистые равнины, рельеф которых осложнен подводными горами и валообразными поднятиями различных размеров (океанические кряжи, цепи вулканических гор и отдельных вулканов). Для океанического дна характерна единая планетарная система срединных океанических хребтов, которые вероятно представляют собой пояса современного горообразования, геосинклинали внутри океанов.
Система срединных океанических хребтов включает сплошное кольцо поднятий в южном полушарии на широтах от 40 до 60 ю.ш. От него на север отходят три хребта, простирающиеся меридионально в каждом океане: Срединно-Атлантический (наибольшие его вершины образуют острова Буве, Тристан-да-Кунья, Вознесенья, Сан-Паулу, Азорские); Центрально-Индийский(вершины – архипелаги островов западной половины Индийского океана); Южно-Тихоокеанский и хребет Гаккеля.Некоторые авторы причисляют к срединно-океаническим хребтам и Восточно-Тихоокеанское поднятие, но здесь типичная осевая рифтовая долина есть только на самой северной оконечности поднятия.
15. Робота моря у формуванні рельєфу узбереж.
Абразия(от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание) – процесс разрушения пород волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя.
Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:
1. удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/ 
);
2. абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;
3. растворение пород;
4. сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к растрескиванию пород под воздействием высокого давления;
5. термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие виды воздействия на берега.
Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м и более.
Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку.
Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф. На месте отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (англ. «bench»), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы.
Последовательные стадии опускания берега: А,Б,В – разные положения отступающего берегового склона, обрадируемого морем; 
- различные стадия развития подводной аккумулятивной террасы.
По мере развития абразионных и аккумулятивных террас волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию не доходя до коренного берега, из-за этого процесс абразии прекращается.
В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные и аккумулятивные.
Волны осуществляют не только разрушительную работу, но и работу по перемещению и аккумуляции обломочного материала. Набегающая волна выносит гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны, так образуются пляжи. Пляжем (от франц. «plage» - отлогий морской берег) называют полосу наносов на морском побережье в зоне действия прибойного потока. Морфологически выделяются пляжи полного профиля, имеющие вид пологого вала, и пляжи неполного профиля, представляющие собой наклонённое в сторону моря скопление наносов, примыкающее тыльной стороной к подножию берегового обрыва. Пляжи полного профиля характерны для аккумулятивных берегов, неполного – преимущественно для абразионных берегов.
При забурунивании волн на глубинах в первые метры, отлагаемый под водой материал (песок, гравий или ракуша) образуетподводный песчаный вал. Иногда подводный аккумулятивный вал, разрастаясь, выступает над поверхностью воды, протягиваясь параллельно берегу. Такие валы называются барами (от франц. «barre» - преграда, отмель).
Формирование бара может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна от основной акватории – образуются лагуны. Лагуна (от лат. «lacus» - озеро) представляет собой неглубокий естественный водный бассейн, отделённый от моря баром или соединяющийся с морем узким проливом (или проливами). Основной особенностью лагун является отличие солёности вод и биологических сообществ.
16. Роль океану накопиченні осадків. Типи морських осадків.
В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы:
1. терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород;
2. биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;
3. хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;
вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений;
4. полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения;
5. вулканогенные, образующиеся из продуктов извержения надводных и подводных вулканов.
Таблица 2
Площадное распространение основных типов донных отложений в Мировом океане
| Типы осадков | Площадь | |
в млн. 
| в % | |
| Терригенные тложения | 13,8 | |
| Полигенные осадки (красная океаническая глина) | ||
| Вулканогенные | 2,7 | |
| Фораминиферовы | ||
| Птероподовые | 0,27 | |
| Коралловые и ракушечные | 3,32 | |
| Диатомовые | 8,86 | |
| Радиоляриевые | 1,6 |
В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами:
1. глубиной области осадконакопления и рельефом дна;
2. гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности);
3. характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической зональностью и удалённостью от континентов);
4. биологической продуктивностью (морские организмы извлекают из воды минеральные вещества и поставляют их на дно после отмирания (в виде раковин, коралловых построек и пр.));
5. вулканизмом и гидротермальной деятельностью.
Одним из определяющих факторов является глубина, позволяющая выделять несколько зон, отличающихся особенностями осадконакопления.
Литораль(от лат. «litoralis» - береговой) - пограничная полоса между сушей и морем, регулярно затопляемая во время прилива и осушаемая при отливе. Литораль представляет собой зону морского дна, расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива.
Неритовая зона соответствует глубинам шельфа (от греч. «erites» - морской моллюск).
Батиальная зона (от греч. «глубокий») примерно соответствует области континентального склона и подножия и глубинам 200 – 2500 м. Эта зона характеризуется следующими экологическими условиями: значительное давление, почти полное отсутствие света, незначительные сезонные колебания температуры и плотности воды; в составе органического мира преобладают представители зообентоса и рыбы, растительный мир весьма беден из-за отсутствия света.
Абиссальная зона (от греч. «бездонный») соответствует морским глубинам более 2500 м, что отвечает глубоководным котловинам. Воды этой зоны характеризуются относительно слабой подвижностью, постоянно низкой температурой (1-20C, в полярных областях ниже 00C), постоянной солёностью; здесь полностью отсутствует солнечный свет и достигаются огромные давления, что определяют своеобразие и бедность органического мира.
Участки, глубиной более 6000 м обычно выделяют как ультраабиссальные зоны, соответствующие наиболее глубоким участкам котловин и глубоководным желобам.
17. Структурні елементи літосфери
В качестве структурных элементов литосферы первого порядка выступают океаны и континенты. Отличаются они прежде всего толщиной, строением и составом коры. Кора океанов тонкая, всего 5-6 км, трехслойная: 1-й слой осадочный - глубоководные глинистые, кремнистые, карбонатные осадки мощностью до 1 км; 2-й слой базальтовый, с системой параллельных даек внизу; 3-й слой - габбро вверху, полосчатый габбро-ультрамафитовый комплекс внизу. Возраст коры современных океанов и глубоководных котловин окраинных морей - до 180 млн лет. Кора континентов толстая - до 70-75 км (35- 40 км в среднем), тоже трехслойная: с верхним осадочным слоем, в котором практически нет глубоководных отложений, но широко развиты континентальные; средним - гранитогнейсовым; и нижним гранулит-базитовым. Возраст пород континентальной коры близок к возрасту Земли - до 4,0 млрд. лет. Существенно отличается в пределах океанов и континентов и мощность литосферы - в океане до 80-100 км, на континентах до 150-200 км и, возможно, больше - до 400 км (Т.Джордан). Наблюдаются отличия и в составе литосферной мантии - под континентами она в основном деплетированная, под океаном деплетированная лишь в верхней части. Заметные отличия можно предполагать и для астеносферы - ее мощность под океанами значительно больше, а вязкость ниже, чем под континентами.
Выделяя континенты и океаны в качестве главных структурных единиц литосферы и всей тектоносферы, необходимо иметь в виду, что их геолого-геофизическое понимание отличается от чисто географического. К континентам по типу пород относятся также континентальные шельфы, местами, в особенности в Русской Арктике, достигающие ширины более 1000 км, краевые плато типа Иберийского, Квинслендского, Новозеландского и др., и микроконтиненты, такие как Мадагаскар, Роколл в Атлантическом океане и др. С другой стороны, корой океанского типа характеризуются глубоководные котловины окраинных и даже ряда внутренних морей, поскольку последние входят в состав подвижных поясов - pppa.ru. Кора переходного типа - субокеанская - подстилает зоны континентальных склонов и подножий. Кроме того, в структуру континентов как бы вкраплены реликтовые микроокеаны - остатки древних океанских бассейнов, в которых океанская кора перекрыта исключительно мощным слоем осадков. Все это осложняет, но не отменяет принципиальные различия между океанами и континентами.
По тем же признакам - строению и составу коры и всей литосферы, а также по тектоническому режиму - эти единицы первого порядка подразделяются на единицы второго порядка - подвижные пояса и устойчивые площади. В океанах первые представлены срединно-океанскими хребтами, вторые - абиссальными равнинами1, на континентах соответственно выделяются складчатые пояса - орогены и платформы - кратоны. Кроме того, существуют подвижные пояса переходных зон между континентами и океанами - активных континентальных окраин. Противоположность активным окраинам составляют пассивные окраины, а наиболее резкая граница между областями развития континентальной и океанской коры наблюдается вдоль трансформных окраин.
В океанах абиссальные равнины занимают наибольшую площадь и являются тектонически наиболее спокойными их структурными элементами, практически почти асейсмичными и с ограниченным проявлением вулканизма. Поэтому их пытались называть океанскими плитами (но это создает путаницу с литосферными плитами) или талассократонами (Р. Фэйрбридж) по аналогии с континентальными кратонами, но сходство здесь лишь относительно и оба термина не получили распространения. Если все же применять для абиссальных равнин чисто тектонический термин, то наиболее предпочтительным представляется термин «талассоплен».
Абиссальные paвнины отличаются oдноoбpaзным cтpoeниeм, выдержанной мощностью коры, типично океанской, и плавным изменением мощности литосферы, возрастающей с увеличением возраста коры, т.е. в направлении континента. Аналогичное возpacтание обнаруживает мощность осадочного слоя за счет появления более древних горизонтов. Из этих общих закономерностей выпадают участки внутриплитных поднятий и хребтов - структурных элементов третьего порядка.
Другим структурным элементом океанов того же порядка, что и абиссальные равнины, являются срединно-океанские хребты - внутриокеанские подвижные пояса. Для них также предлагался специальный термин «георифтогеналь» (Г.Б. Удинцев), но и он не привился. Кроме того, морфологически выраженные рифты наблюдаются вдоль срединных хребтов далеко не повсеместно. Несомненно, однако, что существование этих хребтов обязано процессам современного и недавнего спрединга; они почти целиком вписываются в контуры линейной магнитной аномалии, отвечающей олигоцену. В отличие от абиссальных равнин и хребтов в их пределах срединные хребты на всем своем протяжении сеисмйчны и вулканически активны.
В пределах континентов тектонически спокойные плошади получили название платформ или кратонов. Оба термина имеют неоднозначное толкование. В зарубежной литературе предпочтением пользуется термин «кратон», но он применяется практически исключительно для единиц с древним, докембрийским фундаментом, т.е. древних платформ в обычном у нас в стране понимании. Термин «платформа» применяется для площадей, покрытых осадочным чехлом, т.е. плит платформ в нашей системе терминов. Но молодые платформы с этих позиций будут называться платформами и в западном смысле, так как они, за редким исключением (Центральноказахстанский и немногие другие массивы), всегда покрыты осадочным чехлом. В дальнейшем мы будем применять термины «древняя платформа» и «кратон» как синонимы.
Платформы, как и их абиссальные гомологи, практически асейсмичны и отличаются слабым проявлением магматической деятельности, за исключением вспышек базальтового вулканизма, создающих трапповые поля. Они характеризуются выдержанной мощностью коры и литосферы, причем мощность последней может вдвое или даже больше превышать максимальную мощность океанской литосферы. На отдельных участках, как отмечалось, консолидированная кора по сейсмическим параметрам близка к океанской, но она перекрывается мощным осадочным чехлом и ее суммарная мощность все равно оказывается близкой к нормальной для платформ мощности континентальной коры - 35-40 км.
Подвижные пояса континентов представлены внутриконтинентальными орогенами, известными еще как эпиплатформенные (С.С. Шульц), вторичные, дейтероорогены (К.В. Боголепов) Все эти названия связаны с тем, что исторически образованию этих орогенов, в отличие от первичных, о которых будет сказано ниже, предшествует платформенный этап развития. Внутриконтинентальные орогены обладают горным рельефом, в котором хребты чередуются с межгорными впадинами, а по высоте в общем не уступают высоте первичных орогенов. Кора вторичных орогенов относится к континентальному типу, но обладает почти вдвое большей мощностью, которая может достигать 70-75 км, но обычно порядка 50-60 км. Сейсмичность, как правило, высокая, но магматическая активность невелика и намного уступает таковой первичных орогенов, нередко проявляясь лишь в виде базальтовых излияний, а местами и вовсе отсутствуя. Наиболее ярким и типичным орогеном данного типа является Центральноазиатскнй, но большая часть этих орогенов занимает периферическое по отношению к континентам положение.
Подвижные пояса, расположенные между континентами и океанами и отвечающие активным континентальным окраинам, подобно поясам периферии Тихого океана, или занимающие межконтинентальное положение, как современные Карибский, Индонезийский, Южноантильский (моря Скотия) регионы, прежде называли геосинклинальными или геосинклинально-орогенными, складчатыми геосинклинальными поясами, а в современной литературе - просто складчатыми или орогенными. Последние два термина неудобны, так как обычно далеко не вся площадь современных представителей этих поясов оказывается охваченной складчатостью и орогенезом; для древних поясов, закончивших свое активное развитие, эти термины вполне подходящи. Называя их орогенами, имеют в виду первичный (эпигеосинклинальный в прежней терминологии - pppa.ru) орогенез, непосредственно сменяющий режим преобладающих погружений и накопления морских осадков. Термин «геосинклиналь» имеет долгую, более чем столетнюю историю и сложную судьбу. Он давно утратил свой первоначальный смысл синклинали, т.е. прогиба, линейного бассейна глобального масштаба, сначала заполняющегося осадками, а затем испытывающего складчатость и превращающегося в горное сооружение, ибо уже сам автор термина, американский геолог Дж. Дэна, показал, что рядом с подобным прогибом должно существовать поднятие, которые он назвал геоантиклиналью, а затем европейские, в том числе русские, геологи выяснили, что в подвижном поясе обычно присутствуют не один прогиб и не одно поднятие, и пытались исправить положение введением терминов «геосинклинальная система», «геосинклинальная область», наконец «геосинклинальный пояс». Положение усложнилось еще больше, когда обнаружилось, что в пределах геосинклинальных областей и поясов существуют более устойчивые глыбы, получившие название срединных массивов.
Однако, пожалуй, главным вопросом оказался вопрос о том, где находятся современные аналоги геосинклиналей. Мнения в этом отношении разделились. Американские геологи, опираясь на примеры Аппалачей - прототипа геосинклиналей - и Кордильер, усматривали такие аналоги в окраинах континентов - пассивных окраинах атлантического типа, как их теперь определяют. Часть европейских геологов видела современные аналоги геосинклиналей в океанах, в частности в Атлантическом с его тогда уже известным срединным хребтом, основываясь на распространении в геосинклиналях глубоководных осадков. Другая часть европейских геологов обратила внимание в этом смысле на Индонезию и Антильско-Карибский регион, оказавшись ближе всех к истине. Но конкретных данных для сравнения обстановки подвижных поясов геологического прошлого с современными обстановками еще не было и учение о геосинклиналях развивалось в отрыве от знаний о современном строении коры и литосферы. Такие сведения появились лишь в 50-60-е годы, причем особенно большое значение имело установление сходства офиолитов, постоянно присутствующих в геосинклиналях с корой океанского типа.
Теперь мы знаем, что ближайшими аналогами подвижных поясов данного типа в геологическом прошлом были активные окраины континентов и межконтинентальные пространства с их достаточно сложным строением, включающим элементы пассивных окраин, окраинные глубоководные моря, островные дуги с задуговыми, междуговыми и преддуговыми прогибами, глубоководные желоба (все это ранее описывалось как прогибы - частные геосинклинали и поднятия - геоантиклинали) и, наконец, микроконтиненты («срединные массивы»). Таким образом, появилась возможность перейти от абстрактной геосинклинальной терминологии к конкретной актуалистической интерпретации строения и развития подвижных поясов геосинклинального типа, в дальнейшем превращающихся в складчато-орогенные пояса.
По-иному следует смотреть на стадийность и направленность эволюции этих поясов, установленную учением о геосинклиналях (главным здесь теперь выступает преобразование тонкой океанской коры в толстую континентальную - pppa.ru) и на разделение геосинклинальных систем на внешние амагматичные зоны - миогеосинклинали - и магматичные внутренние - эвгеосинклинали (Г.Штилле, М.Кэй), в действительности отвечающие: первые - пассивным континентальным окраинам, заложенным на континентальной коре; вторые - окраинным морям, островным дугам, глубоководным желобам, развивавшимся на коре окeaнcкого типа. И наконец, совсем по-другому приходится интерпретировать геодинамику эволюции подвижных поясов данного типа - вместо господствовавшего в последние десятилетия, до появления тектоники плит, фиксистского объяснения их развития только процессами в мантии, происходящими непосредственно в основании поясов без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, ныне в качестве первопричины выступают перемещения литосферных плит глобального масштаба, вызывающие сначала растяжение и раздвиг - спрединг, а затем сжатие - конвергенцию и коллизию поясов со всеми сопутствующими явлениями - аккрецией, складчатостью, метаморфизмом, гранитизацией, горообразованием, которые и ведут к преобразованию океанской коры в континентальную.
Остается еще раз подчеркнуть, что подвижные пояса геосинклинально-орогенного типа обладают весьма изменчивыми вкрест их простирания мощностью, составом и строением коры континентального типа - на шельфе внешних окраин, переходного - субокеанского типа - на склоне и подножии последних, субокеанского и океанского в котловинах окраинных морей, субконтинентального - в островных дугах и на внутренних склонах глубоководных желобов и, наконец, океанского - на внешних склонах последних.
18. Формування та поширення геосинкліналей.