Оледенение горных сооружений

Общие сведения

Сам термин образован из трёх греческих слов: гео – земля, морфе – форма и логос – слово, познание. Это наука о рельефе твёрдой поверхности Земли и его развитии в пространстве и во времени. Отрасль геоморфологии, изучающая внешние особенности рельефа и дающее его описание, называется морфологией. Она различает простые и сложные формы рельефа, крупные формы (макрорельеф) и мелкие – микрорельеф. Геоморфология не ограничивается только количественной (морфометрической) и описательной (морфологической) характеристиками рельефа, но и изучает его происхождение и закономерности его развития. Она эффективно применяется при поисках полезных ископаемых, является обязательной частью инженерно-геологических изысканий при сооружении каналов, тоннелей, дорог и мостов. Эти изыскания проводятся параллельно с инженерно-геодезическими изысканиями. Выбор участка для гидротехнического сооружения требует решения специальных геоморфологических задач. В оползневых районах большое значение имеет геоморфологическое изучение новейшего строения склонов и форм рыхлого покрова.

 

Рельефообразующие факторы

Процессы формирования всего многообразия видов и форм рельефа определяются тремя факторами: эндогенными процессами, экзогеннымипроцессами и климатом. Процессы, протекающие внутри Земли, называются эндогенными. Те же процессы, которые происходят на земной поверхности и выше её, носят название экзогенных процессов.

Эндогенные процессы проявляются в механическом движении литосферы (лито – камень), в вулканизме, магматизме, землетрясениях. Они участвуют в образовании положительных форм рельефа: от холма до континента. Источники энергии эндогенных процессов, формирующих рельеф твёрдой поверхности Земли, подразделяются на внешние – космические и внутренние – земные.

К внешним источникам относятся:

-лучистая энергия и корпускулярное излучение Солнца;

-энергия метеоритов, падающих на Землю и сгорающих в атмосфере;

-гравитационное воздействие Луны и Солнца.

К внутренним источникам относятся:

-энергия гравитационного сжатия Земли;

-энергия движения Земли;

-энергия, выделяемая Землёй в процессе развития планетарной материи (ядерная и химическая энергия).

Рельефообразующие эндогенные процессы происходят на Земле уже 3.5 млрд. лет. Основные из них это магматизм, метаморфизм и тектонические деформации. По своему воздействию на земную поверхность эндогенные факторы подразделяются на статические и динамические. Условия, при которых статические («мёртвые) деформации могут быть выражены в рельефе, заключаются в наличии чередования пород с различной устойчивостью к процессам денудации и в общих поднятиях.

Интрузивный магматизм – это процесс внедрения (интрузия – внедрение, латынь) магмы (расплавленный материал из астеносферы) в земную кору без выхода на земную поверхность. Они застывают внутри земной коры и образуют батолиты, штоки, дайки, жилы, останцы. Интрузии бывают секущие (пересекают осадочные слои) и согласные – магматические тела, раздвигающие геологические слои, почти достигшие поверхности и испытавшие охлаждение в приповерхностных условиях (лакколиты, интрузивные купола). В рельефе эти формы образуют одиночные возвышенности размером от небольших холмов до гор, возвышающихся на многие сотни метров. Плоские магматические тела, внедряющиеся по поверхности напластования, носят называние силы. Они могут образовывать столообразные возвышенности и плато.

Эффузивный магматизм (эффузио – излияние, латынь) – это площадные, часто древние, излияния магмы на поверхность. В Исландии и Новой Зеландии встречаются трещинные излияния. Вулканы – это центральные излияния. В древних вулканах, в жерлах которых находятся ультраосновные породы, кимберлиты (кимберлитовых трубках), находят алмазы.

Экзогенные факторы рельефообразования подразделяются на три обширные группы: выветривания, сноса и накопления. Эти факторы по эффекту их действия на рельеф могут быть названы нивелирующими. Процессы аккумуляции (накопления) стремятся заполнить впадины, а процессы денудации (выветривание и снос) – срезать возвышенности. Выветривание разрушает коренные породы, а снос переносит материал во впадины. Экзогенные процессы происходят под воздействием Солнца через атмосферу и гидросферу и тесно связаны с климатом.
Под воздействием гравитационных сил Земли происходит снос вещества вниз и, наоборот, всплывание более лёгкого вещества в толще земной коры вверх. Например, соляные купола. Огромное влияние на выработку рельефа оказывают такие крупные геологические события, как оледенение и вулканизм, которые создают специфический гляциогенный и вулканогенный рельеф.

В горных пустынях редкие, но многоводные дожди, производят энергичный размыв склонов, расчленяя их густой сетью ветвящихся крутостенных сухих ущелий. Крайнее их развитие приводит к образованию бросовых земель – бедленд.
По происхождению формы рельефа подразделяются на:

1.Вызванные тектоническими движениями.

2.Возникшие под воздействием магматизма.

3.Образованные в результате влияния гидросферы.

4.Созданные комплексным воздействием атмосферы – климатом.

 

Элементы земного рельефа

Водоразделы в каждой отдельной системе характеризуются наименьшим уклоном поверхности и наиболее высоким гипсометрическим положением. Здесь осуществляется первичное разрушение коренных пород. В начале денудации они представляют собой возвышенную равнину, в конце – узкую линейную поверхность, которая называется гребень хребта.

Склоны – это поверхности, объединяющие дно речных долин с водоразделами. По ним осуществляются процессы денудации и транзита обломочного материала в долины или в другие промежуточные базисы денудации (места его накопления на площадках террас). При этом происходят различные гравитационные процессы: обвалы, оползни, осыпи, медленное перемещение делювиальных и солифлюкционных покровов. На пологих склонах (до 100) формируются покровы обломочного материала. На склонах средней крутизны(150-350) Развиваются осыпи и оползни. В большинстве случаев денудация носит площадной характер, но по мере увеличения крутизны появляются линейные формы. Они обладают меньшей глубиной, чем эрозионные промоины.

Эндогенные склоны. Основные их параметры склона: крутизна, высота и простираниевозникают под действием тектонических сил и магматизма.

Экзогенные склоны образуются под воздействием эрозии, абразии и др. Форма склона может быть прямой, выпуклой, вогнутой и ступенчатой. Последняя форма отражает импульсный рост поднятий. Реки чутко реагируют на неравномерность тектонических поднятий, и каждому импульсу соответствует врез русла с различной степенью заполнения аллювием.

Обвальные и осыпные склоны. Осыпь имеет рыхлое сложение из обломков разных размеров с пустотами между ними и перемещается в результате несвязного скатывания – осыпания. Если пустоты заполнены мелкозёмом, то осыпь имеет плотное сложение. На пологих склонах осыпи полностью покрывают склон и образуют осыпные покровы, у которых область питания совпадает с областью распространения. При крутой верхней части склона и пологой нижней, развиваются линейные формы, для которых существует область питания, транспортировки и накопления. На дне долин возникают конусы выноса, которые, сливаясь, создают единый фронт осыпей основания.

Делювиальные склоны (делювио – смываю) возникают в результате плоскостного смыва с наклонных поверхностей дождевыми и талыми водами продуктов разрушения и отложения их в виде покровов делювия. Поверхность осложняется микрорельефом, частыми понижениями –западинками. В аридной обстановке (ветры и мало дождей) снос осуществляется по системам разветвлённых мелких борозд, глубиной от 2см. до 10 см., из которых развиваются более крупные формы – промоины и овраги.

Оползневые склоны. Поверхность такого склона отделены от общего массива плоскостью скольжения. Высота её нижней части называется уровнем оползания. Если уровни оползания располагаются выше базиса эрозии, то такие оползни называются соскальзующими. А если уровень оползания лежит ниже базиса эрозии, то это оползни выдавливания. Соскальзыванию пород способствуют: падение слоёв согласное с уклоном склона, наличие трещин, крутизна и высота склона. Подземные воды, а также дождевые и талые при наличии трещиноватости, стимулируют отрыв оползня и его движение. Тектонические и сейсмические подвижки провоцируют активизацию оползня. В рельефе оползневого склона выделяются характерные бугры пучения, чередующиеся с западинками – отстойниками атмосферных вод и часто заболоченными. Подошва оползня представляет собой выход плоскости смещения на поверхность у подножья оползневого склона. Оползневой массив разбит системой трещин, возникающих в процессе трения сползающего тела. Оползни соскальзывания развиваются снизу вверх.

В Средней Азии широко развиты мощные лессовидные толщи, залегающие на скальных и полускальных породах. Быстрое и значительное увлажнение по трещинам и разрывам растяжения вызывает в этих толщах сплывы с возникновением новых трещин растяжения и оползневых потоков. Эти потоки могут следовать по долинообразным понижениям и при поступлении в речную долину (сай), трансформироваться в сель. Оползни выдавливания начинают формироваться с отделения оползневого массива в верхней части косогора. Они возникают при залегании неустойчивых пород (глины, аргиллиты) под устойчивыми породами (известняки, песчаники, метаморфические и магматические породы). Если такой оползень подмывается рекой и уровень воды выше уровня оползания, подвижность оползня усиливается, и выдавленные массы образуют острова. Основной метод борьбы с оползнями – обезвоживание склонов.

 

Речные долины

Флювиальные формы рельефа образованы текучими водами. Они генетически выстраиваются в ряд: эрозионная борозда, рытвина, промоина, овраг, балка и речная долина. В долине реки различают её исток, верхнее, среднее и нижнее течение и устье, которое находится в самом низу продольного профиля реки и является базисом эрозии. На этом уровне живая сила реки стремится к нулю и ниже этой поверхности (базиса эрозии) не может углубить своё русло.

Живая сила реки – это кинетическая энергия реки. Одной из важнейших особенностей строения склонов речных долин в поперечном сечении является ступенчатость (террасирование). Ступени – террасы представляют собой фрагменты разновозрастных долин – серию врезов рек. Поверхности каждой ступени соответствует присклоновый участок днища. Эти форма отражают импульсный (циклический) характер деятельности реки. Самый нижний и самый молодой врез включает пойму и русло реки. Пойма ограничена склонами террас.
На поверхности поймы сохраняются древние русла в виде серповидно изогнутых заболоченностей и маленьких старичных озёр (стариц) или линейно вытянутых полуизолированных и изолированных протоков (меандр), выделяемых как притеррасные и прирусловые протоки. Наиболее молодой участок поймы представляет прирусловый вал, иногда поросший кустарником. Меандры сползают вниз по течению и перемещаются от правого берега к левому. В продольном профиле русла меандрирующих рек наблюдается чередование глубоких участков – плёсовых ложбин и более мелких – перекатов. Стрежень – линия наибольших скоростей поверхностных течений реки – проходит примерно в центральной части русла. Плёсовые ложбины тяготеют к крутому вогнутому и размываемому склону (берегу) русла. На противоположной стороне формируются прирусловые отмели, песчаные валы, сложенные материалом, вынесенным донными течениями из пристрежневой части русла. При уменьшении уклона русла и извилистости возникают аккумулированные (намывные) острова, а так же происходит фуркация(ветвление) русла. Например, при выходе реки из горной долины на равнину. Все острова перемещаются вниз по течению, изменяя свои очертания и положение в долине.

Терраса представляет собой уступ, состоящий из горизонтальной площадки и нижерасположенного склона. Высота террас зависит от уклона реки. При больших уклонах возникают теснины, горловины, пороги и т.п.

 

Формы карстового рельефа

Под карстовым рельефом понимаются формы, возникшие в результате явления растворения и частичного механического разрушения горных пород поверхностными и подземными водами в верхних слоях земной коры. Чаще карстовые явления развиваются на известняках, реже на гипсе, солях и других галогенных отложениях.

Карры представляют систему узких, линейно вытянутых впадинок или желобков глубиной до 2 метров с разделяющими их грядками округлых форм. Карстовые воронки округлой формы образуются в процессе поверхностного выщелачивания. Закрытый карст образуется после обрушения подземных пустот. Район развития карстовых явлений непригоден для любого строительства. На Тянь-Шане встречается древний карст перекрытый молодыми отложениями.

 

Геоморфология побережья

Главная рельефообразующая роль здесь принадлежит работе волн на мелководье. Волны возникают в результате воздействия ветра на верхние слои воды. При этом возникают «орбитальные» движения частиц воды в плоскости перпендикулярной к поверхности моря (водоёма) и параллельной направлению ветра. Линия, соединяющая наивысшие точки одной волны, называется фронтом волны, а перпендикулярное к нему направление (в сторону берега) – лучом волны. Длина волны – расстояние между двумя гребнями, высота волны – расстояние между наивысшей и наинизшей точками волны, между ложбиной и гребнем. Период волны – время, за которое частица воды совершит один оборот, а путь, пройденный за одну секунду – скорость распространение волны. Правильные волновые движения с симметричными профилями возникают после прекращения ветра и называются волнами зыби. Под действием ветра передний склон волны имеет больший уклон, чем задний. На мелководье резко изменяются волновые движения вследствие трения, обусловленного шероховатостью дна. Скорость движения частиц у дна уменьшается, и волны распадаются, а энергия волны уходит на разрушение дна, берега и преобразования берегов путём аккумуляции наносов. Воздействие волн на берег продолжается до тех пор, пока процессы разрушения берега (абразия) восполняются процессами аккумуляции (отложение наносного материала). В это время возникает профиль равновесия.

По величине уклона дна у побережья берега разделяются на два вида: отмелые берега и приглубые берега. На отмелых наиболее развиваются аккумулятивные формы, создающиеся поперечным перемешиванием наносов. Наиболее простой формой такого берега является пляж. Иногда образуются подводные валы, которые постепенно разрастаясь, превращаются в надводные валы и острова. В пределах приглубых берегов происходит разрушительная деятельность моря – механическая абразия. Сила ударов волн достигает 30 000 кг/см2, если береговой склон представляет собой крутой обрыв с волнобойной нишей в его основании. Параллельно нише простирается узкий пляж. Когда склоны берегов сложены растворимыми породами (известняки, соленосные глины) абразия усиливается. Формирование приглубого побережья может сопровождаться оползневыми процессами. Геологическая деятельность волн в условиях различного рельефа побережья направлена к выравниванию береговой линии: срезанию – абразия положительных форм выдающихся в море участков и заполнению – аккумуляции в заливах, бухтах. В результате вырабатывается стабильный профиль равновесия, искусственное разрушение которого приводит к возобновлению разрушения берега. Современные тектонические движения земной коры приводят к нарушению профиля равновесия. Опускания земной поверхности ведёт к затоплению низменностей, образованию островов и заболачиваемости. В горной местности затопляются горные долины и образуются фиорды. При поднятии берегов устья рек выдвигаются в море, так же появляются острова, бывшие отмелями, образуются террасы, если поднятия происходят резкими скачками.

Оледенение горных сооружений

С высотой температура воздуха понижается примерно на 0.50 – 0.60 С на каждые 100 метров, и на определённой высоте начинается граница, выше которой снег не тает даже летом, а идёт его постоянное накопление. Верхняя граница снежного пояса ограничивается подножьем крутых скал, снег на них не задерживается. Высота, на которой наступает равенство между количеством выпавшего и стаявшего снега в течение года, называется нижней снеговой границей. Под давлением выпавшего снега нижние его слои начинают кристаллизовываться, превращаясь в лёд, который, обладая пластической текучестью, сползает вниз. Зона, в которой преобладает аккумуляция льда над его летним таянием, называется гляциальной. При движении ледника вниз происходит разрушения коренных пород с образованием каров, цирков и трогов со снежно-ледовыми массами. При общем потоплении климата наступает регрессия оледенения, в результате которой горная страна оказывается ниже снеговой линии. К этому приводит и разрушение гор, и опускание земной коры, и уменьшение питания ледников. Тогда растаявший ледник обнажает послеледниковый рельеф, выработанный энергией его движения. Наоборот, похолодание, рост гор, увеличение количества осадков, покрытие ледника обломочным материалом уменьшает таяние льда, и ледники спускаются ниже снеговой линии.
В гляциальной зоне основными формами аккумуляции являются: ледники, снежники, лавины. К крупным формам относятся: горные ледники, покровные и материковые. Покровные ледники разделяются на ледниковый щит и ледниковые шапки. Существуют следующие типы горных ледников: предгорный или подножный, булавовидный или с расширенным концом, древовидный, простой долинный, каровый, регенерированный и висячий.
Лёд в долинных ледниках подразделяется на типы: активный, пассивный в конце, пассивный в верховье и мёртвый в конце и разобщённые линзы мёртвого (стоячего) льда.

Предгорные ледники имеют общую большую область питания, мощные потоки льда в долинных областях транзита и слияния этих потоков в предгорьях, где они образуют сплошной массив. Булавовидные ледники имеют линейные формы в области питания и транзита, и расширяются в конце потока – ледниковом языке. При плохих условиях питания возникают древовидные ледники, для которых характерна большая протяжённость системы ледников – протоков. Простые долинные ледники состоят из ледникового цирка в области питания, области транзита – троговой долины и языка ледника. В низкогорных районах встречаются каровые ледники, расположенные в небольшом цирке, и не выходящие за его пределы. У регенерированных (возрождённых) ледников отсутствует область питания в виде цирка, и процесс пополнения снежно-ледовыми массами осуществляется периодически за счёт лавин. Скопления льда в долинообразных ложбинах на крутых скальных склонах образуют висячие ледники.
В морфометрическом отношении цирк представляет понижение округлых очертаний, обрамлённоё скалистым льдоразделом. На дне эрозионного цирка скапливается снег, постепенно переходящий в фирн и глетчерный лёд. В соответствии с уклоном происходит вязкопластичное течение льда из цирка в троговую долину – корытообразное понижение со скалистыми ступенчатыми склонами. На границе областей питания и транзита основным препятствием при движении потока льда является уступ – главный порог или ригель в устье цирка. Здесь образуется перегиб ледового потока и возникает ледопад с большим количеством трещин растяжения. Ригели образуются и в других местах ледника. Они обусловлены различной устойчивостью к разрушению пород ложа ледника.

В современных долинных ледниках выделяются области: питания, транзита, таяния и морен древнего оледенения. Морены состоят из обломков породы, упавших на ледник с боковых скал, оторванных с боков трога или от ложа ледника. Морены бывают конечные, боковые и срединные. Ледники, обладающие скоростью движения от 80 до 1300 метров в год, называют активными. Пассивные ледники имеют малые скорости движения, а неподвижные остаточные массы льда, погребённые под породами, вытаявшими изо льда и осыпавшимися со скал, называют мёртвым льдом.

Известны ледники, пульсирующие отдельными рывками со скоростью один метр в час при общей скорости движения до 10 км. в год. Пульсация ледника сопровождается паводком ледниковой реки, текущей по поверхности ледника. Ниже языка образуются приледниковые озёра, часто прорывоопасные.

Мореныразделяются на абляционные и донные. Первые формируются из обломков скал, поступающих со склонов цирка и трога, донная морена – результат выпахивания активным льдом дна и склонов ледниковой долины. Срединная морена образуется из двух боковых морен сливающихся ледников.

Каменные глетчеры (ледники, нем.) образуются в приледниковом поясе гор за счёт накопления и многолетнего промерзания грубообломочного материала, поступающего со скалистых склонов. При этом происходит их интенсивное морозное выветривание. Льдистые массы каменного глетчера за счёт пластических деформаций, вызванных гравитацией, способны к движению. Оно длится до тех пор, пока сохраняется лёд, а давление достаточно велико. Каменные глетчеры могут образовывать подпрудные озёра или оттеснять горную реку к противоположному склону, образуя плотину. Прорыв её ведёт к образованию селей.
Долинные каменные глетчеры обычно зарождаются в ледниковых карах – огромных получашах, образованных геологической деятельностью ледника. Формироваться они начинают после полного или частичного исчезновения в каре ледника. В такой обстановке резко активизируется морозное выветривание скальных склонов кара. Обломочный материал в изобилии поступает к подножью склонов, а ледник уже не в состоянии его уносить и преобразовывать в морены. Он накапливается, подвергаясь многолетнему промерзанию, насыщается льдом различного происхождения и со временем приобретает способность к движению.
Фронтальный уступ каменного глетчера (лоб) – это передовой склон нижнего конца высотой от20м. до 80м. и крутизной до 350. На откосе обломочный материал крайне неустойчив. Основная часть глетчера имеет гофрированную поверхность – следствие его движения, а подковообразная конфигурация валов и ложбин – результат большой скорости движения его срединной части по сравнению с боковыми. Уклон каменного глетчера не более 100.
На Тянь-Шане самые крупные глетчеры достигают в длину 3.0 – 3.5 км. В других странах до 12 км. Ширина более сотни метров. Лёд в каменных глетчерах играет роль цемента. На северном склоне Кунгей-Алатоо расположен каменный глетчер Каракорум, который начинается на высоте 3 400м. от морены ледника и заканчивается на высоте 2 650м. у берега р. Чон-Кемин. Гляциосели –потоки обломочного материала, поступающие со склонов русла горных рек внезапно и в больших количествах. Они перемещаются по рекам в виде грязекаменной массы со скоростью нескольких метров в секунду. Ледники на северных склонах развиваются активнее, чем на южных, что приводит к пропилу водоразделов и отступанию древних водоразделов на север, с формированием новых водоразделов (хребтов) значительно южнее.

 

Рельеф пустынь

Пустыни образуются в областях с жарким и сухим климатом. Полупустыни – области сезонным выпадением дождей. В зависимости от высоты расположения пустынь относительно уровня моря они подразделяются на горные и равнинные. По составу пород пустыни бывают песчаные, щебенисто-галечниковые, глинистые и каменистые. Равнинные пустыни в основном песчаные или суглинисто-галечниковые.

Дюны (кельтск.) – эоловые формы на незакреплённых песках, встречаются на берегах рек, озёр, морей, а также в пустынях. Подветренный склон дюны 350, а наветренный150. Дюна – движущая форма рельефа, её движение определяется господствующим направлением ветра.

Барханы (тюрк.) имеют угол наклона наветренного слабовогнутого в нижней части склона 50 – 150 . В верхней части он выпуклый с рябью и заканчивается острым гребнем, изогнутым в плане в виде дуги. Подветренный склон (склон осыпания) крутой (до 350) и соответствует углу естественного откоса. Высота барханов в Средней Азии 3 – 4 метра. Одиночные барханы сливаются в парные, которые соединяются в простые и сложные барханные цепи. Длина таких цепей десятки километров, а высоты до 100 метров. Расстояние между цепями достигает 1.5 км. При смене постоянных ветров на противоположное направление, формируются гряды, как продольные, так и поперечные и даже диагональные к направлению ветра.