Геологическая деятельность ледников

Геологическая деятельность ледников

Ледники – многолетние толщи естественного скопления льда на земной поверхности, масса которого постоянно пополняется поступлениями снега за счет его накопления и перекристаллизации в условиях достаточно низких температур воздуха на протяжении года и превышении количества твердых атмосферных осадков над стаиванием и испарением.

Сбалансированное  поступление снега, с одной стороны, а с другой — таяние и испарение  льда обусловливают поддержание  массы ледника. Преобладание потерь над поступлением влечет за собой  деградацию ледника. Исходя из этого, очевидно, что ледники приурочены либо к  приполярным областям, либо к высоким  горным массивам, так как температура  воздуха понижается как с высотой  над уровнем моря, так и с  приближением к полюсам Земного  шара.

Образующиеся массы  льда могут сохраняться лишь выше снеговой границы, отражающей сбалансированность поступления твердых атмосферных  осадков и потери ледника на таяние и испарение. Эта граница расположена  в приполярных областях на уровне моря, а во внутритропическом пространстве на высоте около 6 км.

В настоящее время  ледники покрывают 11% площади мировой  суши. Основная масса материковых  льдов сосредоточена в Антарктическом ледниковом покрове, площадь которого составляет 13,5 млн км2. Ледники на арктических островах и архипелагах занимают значительно меньшую площадь: в Гренландии — 1802,5 тыс. км2 (рис. 1.33), на Канадском арктическом архипелаге — 148 тыс. км2, на Шпицбергене - 34,8 тыс. км2, в Исландии - 11,8 тыс. км2, на острове Ян-Майен - 0,1 тыс. км2. В пределах России ледники имеются на Новой Земле (18,3 тыс. км2), Земле Франца-Иосифа (13,7 тыс. км2). Меньшие площади имеют ледники на островах Де-Лонга, Ушакова, Виктории и Врангеля, а также на Таймыре и Чукотском нагорье. В сумме ледники Российской Арктики занимают 56159 км2.

Рис. 1.33. Материковый  ледник Гренладнии

Морские льды занимают 7% площади акватории Земли. Средняя  многолетняя площадь устойчивого  ледникового покрова Арктического бассейна оценивается в 7 млн км2. За зимний период эта площадь увеличивается почти вдвое — до 11 млн км2.

Образование и движение ледников. Выпавший в области питания ледника снег под влиянием многолетнего частичного оттаивания и замерзания приобретает зернистую структуру. Снег превращается в фирн (от нем. firn — крупнозернистый снег). Зерна фирна достигают размеров 2-5 см, благодаря чему в его толщу проникает оттаивающая вода и пар, что ускоряет образование однородной массы льда. По мере накопления снега происходит уплотнение фирна, отдельные зерна сливаются, и фирн превращается в мутно-белый фирновый лед, а затем в плотный прозрачный, голубоватый глетчерный лед(от нем.gletcher— ледник). Удельный вес свежевыпавшего снега около 0,1, фирна — 0,5-0,6, льда — 0,9-0,96 г/см3. Процесс трансформации снега в глетчерный лед в относительно теплых и влажных условиях обычно занимает несколько десятков лет, а в наиболее холодных и аридных полярных районах - до 1000 лет.

Характерной чертой образования и существования  ледника является постоянное движение масс льда от области накопления твердых  атмосферных осадков к снеговой линии. Движение ледника, обусловленное  гравитационным фактором и давлением  собственной массы, представляет собой  весьма сложный процесс. Нижние части  ледника, испытывающие большое давление, проявляют пластичность, верхние  разбиваются трещинами, происходит скольжение отдельных блоков по образующимся плоскостям. Движению блоков и всего  ледника способствует подтаивание, поэтому в теплое время года движение ускоряется.

Скорость движения ледника прогрессивно возрастает в  зависимости от массы; при увеличении массы ледника на 25% скорость его  движения возрастает в 10 раз.

В мощных покровных  ледниках имеет место пластичное перемещение масс льда от центральной  части к периферии, где давление масс уменьшается по причине стаивания  льда. Скорость движения льда в ледниковых щитах Антарктиды — от 10 до 30 м  в год. По крутым склонам горные ледники  перемещаются в несколько раз  быстрее. Так, скорость движения ледников в Альпах составляет 100-150 м в год, а скорость движения отдельных ледников в Гималаях превышает 1000 м в год.

В строении ледника  выделяют три части: область питания, в пределах которой происходит накопление снега и его дальнейшее преобразование в глетчерный лед, область стока  и область абляции. Абляцией (от лат. ablatio — отнимание) называется процесс уменьшения массы ледника, главным образом путем таяния, а также испарения и механического разрушения.

Если накопление массы фирна превышает потерю массы ледника в результате абляции, то происходит наступание ледника. При равенстве накопления фирна и абляции имеет место стационарное положение края ледника. Преобладание абляции влечет за собой сокращение массы ледника и отступание его края.

Типы  ледников. Существуют два главных типа ледников: горные и покровные материковые. Они существенно различаются размерами, морфологией, условиями питания и стока. Выделяют также тип переходных ледников.

Горные  ледники.Исторически сложилось так, что система горных ледников Альп, находящаяся в центре Западной Европы, стала первым объектом подробных гляциологических исследований. По этой причине многие термины ледниковой геологии были приняты в процессе этих исследований.

Среди ледников этого  типа наиболее полно сформированными  являются долинные, или альпийские, ледники. Они имеют довольно большую область питания (рис. 1.34), в которой происходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в лед. Эта область обычно приурочена к сходящимся верховьям горных рек. У альпийских ледников хорошо выражена долина стока. Выходящий из области питания ледниковый язык распространяется по уже выработанному эрозионному или тектонически-эрозионному ущелью, имеющему V-образный поперечный профиль. В результате воздействия ледника долина приобретает U-образные очертания поперечного профиля, благодаря чему получила название трог(от нем. trog — корыто). Дно трогов очень неровное; наряду с углублениями в местах залегания относительно мягких горных пород (ваннами выпахивания) встречаются выступы более твердых пород, образующие ступени, которые называются ригелями(от нем. riegel — преграда).

Рис. 1.34. Горный ледник

Весьма распространены каровые ледники, имеющие форму полуцирка и выработанные на крутых склонах гор. В таких ледниковых цирках накапливается снег и фирн, выходу которых часто препятствует крупный ригель, выступающий на границе цирка.

В том случае, когда  цирк переполняется фирном и льдом, образуется ледниковый язык, выходящий  на склон по эрозионному углублению. Такой ледник называется висячим, так как он не достигает основания склона. Можно считать, что каровые и висячие ледники представляют собой последовательные стадии формирования альпийских (долинных) ледников.

Из одного фирнового  бассейна могут выходить несколько  ледниковых языков. В том случае, если они направлены в противоположные  стороны, их называют переметными.

Горные ледники  представлены не только каровыми, висячими и альпийскими. На крупных вулканах образуютсяледниковые шапки, покрывающие вершины вулканических конусов, находящиеся выше снеговой линии, откуда ледник отдельными языками спускается по радиально расходящимся эрозионным ущельям и барранкасам. Таковы ледники Эльбруса, Казбека и Арарата на Кавказе, нижняя граница которых располагается на высоте около 4250 м. На Эльбрусе известно свыше 50 ледников, на Арарате — около 30.

При усиленном поступлении  снега в фирновый бассейн помимо главной долины, по которой движется основной ледник, образуются ответвляющиеся ледниковые языки, заполняющие более  мелкие долины. Все они в нижней части склона вблизи зоны абляции  могут сливаться между собой  наподобие кроны дерева под стволом. Такие ледники, в плане напоминающие деревья, называются древовидными.

Ледники переходного типа.В некоторых случаях долинные ледники выходят на предгорную равнину, образуя широкие ледниковые поля. Подобные ледники получили название предгорныхи по существу должны относиться к переходному между горными и покровными типу. В европейском секторе Арктики они имеются на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа и Новой Земле. Самый большой предгорный ледник находится на тихоокеанском побережье Аляски, его площадь равна 3800км2 (ледник Маляпсина).

Характерной особенностью нижней части крупных долинных и  особенно предгорных ледников являются нунатаки(эскимосское название, принятое в качестве научного термина) — скалистые островершинные выступы плотных пород, возвышающиеся над обтекающим их ледником. Черные нунатаки, эффектно выделяющиеся над белой сияющей под лучами солнца поверхностью ледников, подчеркивают суровую красоту полярных ландшафтов арктических островов.

К переходному типу относятся также плоскогорные ледники, покрывающие выровненные поверхности древних гор на площади в сотни квадратных километров. По окраинам плоскогорий они сползают в долины в форме языков. Их называют также скандинавскими или норвежскими, так как они впервые были изучены в Норвегии в области Скандинавских гор.

Покровные ледники.Они получили свое название потому, что не локализованы в определенных формах рельефа, а покрывают всю поверхность крупных полярных островов и даже одного континента — Антарктиды. Среди ледников этого типа выделяют ледниковые шапки, ледниковые покровы и щиты.

Ледниковые шапкирасполагаются на невысоких возвышенностях среди равнинного рельефа. Их площадь измеряют тысячами квадратных километров.

Ледниковые  покровыеще более обширны. Они покрывают все формы рельефа, хотя и отражают их на своей поверхности.

Ледниковые щитыобладают значительной мощностью и по этой причине полностью скрывают подледниковый рельеф. Они имеют очень уплощенную куполообразную форму и вследствие пластического растекания могут образовывать на периферии отдельные, также весьма обширные языки.

Особую группу покровных  ледников образуют шельфовые ледники, располагающиеся частично на суше, частично в море. Отдельные блоки покровов, обламываясь, превращаются в айсберги. Подобные ледники распространены, главным образом, на побережьях Антарктиды и Гренландии.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Деятельность ледников.

Экзарация. Как и проточные воды, ледники производят большую работу по разрушению, транспортировке и переотложению горных пород и созданию характерных форм ледникового рельефа. Процесс разрушения горных пород — ледниковая эрозия, или экзарация (от лат. ехаratio— выпахивание), — проявляется одновременно с образованием ледников. В области питания ледников она выражается, как мы видели, в образовании каров и выработке альпийского рельефа, в области стока — в выработке характерного ледникового ландшафта.

Лед, проникая в долины рек  и двигаясь по ним, сильно давит на их ложе и стенки. Рыхлый материал, заполняющий  долины рек, на некоторых участках сдирается. Часть его вмерзает в лед и  способствует углублению дна и расширению стенок долины, царапая и обдирая, как рашпилем, слагающие их породы. Долина постепенно принимает форму, оказывающую наи- меньшее сопротивление движению ледника. Обработанные ледником долины имеют корытообразный поперечный профиль и называютсятроговыми долинами или ледниковыми трогами (рис. 60).

Интенсивность экзарации  в значительной мере зависит от мощности льда. Узкие горные долины, в которых  мощность льда бывает очень большой, быстро превращаются в троги. В широких долинах мощность льда и интенсивность экзарации уменьшаются. Поэтому широкие долины превращаются в троги гораздо медленнее и далеко не всегда. Имеет значение также скорость движения льда, снижающаяся в пологих широких долинах при уменьшении уклона ложа и увеличении силы трения (площадь соприкасающихся поверхностей льда и ложа увеличена).

Ледник вырабатывает не только поперечный, но и продольный профиль, переуглубляя на некоторых участках дно долины. Переуглубление наиболее интенсивно на участках с увеличенной мощностью льда (при слиянии ледников, в узких частях долин, на их поворотах и пр.), а также там, где обнажены мягкие породы или усиливается сопротивление ложа долины движению льда (например, на участках резкого уменьшения уклона долины). В таких местах образуются котловины выпахивания, ограниченные в нижнем по течению льда конце выступом коренных пород, который называется ригелем. Наличие ригелей и переуглубленных участков в продольном профиле долин доказывает существование ледников в тех районах, где в настоящее время оледенения отсутствуют. Очень часто котловины выпахивания примыкают непосредственно к конечной морене. В настоящее время они заняты озерами или заболочены.

Характерной особенностью формирования трогов является отсутствие связи между ними во время их углубления ледником. Каждая долина (трог) углубляется независимо от другой, а так как интенсивность углубления зависит от мощности льда, главная долина, вмещающая основную массу льда, в любом ледниковом бассейне бывает значительно переуглублена по сравнению с долинами ее притоков, которые располагаются на более высоком гипсометрическом уровне: это висячие долины, образующие при впадении в главную долину уступы.

 

 

 

 

 

3.2. Геологическая деятельность рек 
 
 
Реки – постоянные водные потоки, текущие в созданных ими долинах – вытянутых понижениях в рельефе. Основные элементы рек – исток, русло, приток. В результате деятельности реки образуются пойма, терраса, меандра, водопад, озеро-старица, перекат, острова, пляж. 
 
 
 
 
Рис. 3.18. Основные элементы реки 
 
 
Геологическая деятельность рек проявляется в эрозии, переносе продуктов разрушения горных пород и накоплении отложений, которые часто называюталлювиальными отложениями (аллювием). 
 
 
 
 
 
Рис. 3.19. Аллювиальные отложения р. Канака. Крым 
 
 
Разрушение горных пород происходит как в результате механического воздействия текучих вод, в той или иной степени насыщенных обломочным материалом, так и вследствие растворения. Содержание растворенных веществ в речных водах изменяется от 50 до 200 мг/л. Крупные реки в течение года выносят в моря и океаны огромное количество веществ в растворенном виде. Для Волги эта величина составляет 46,5 млн т, для Днепра — более 8 млн т. 
 
Разрушительная способность водного потока зависит от массы движущейся воды и ее скорости. Принято выделять донную, или глубинную эрозию, направленную на углубление речных долин, и боковую, проявляющуюся в подмыве берегов и расширении долины реки. Соотношение между этими двумя типами эрозии изменяется на разных стадиях развития реки. 
 
 
 
 
 
 
 
Рис. 3.20. Элементы русла реки и типы эрозии: 1 – донная эрозия; 2 – донная и боковая эрозии; 3 – долина реки с поймой и боковой эрозией; 4 – долина реки с поймой и надпойменной террасой 
 
 
Первоначально преобладает глубинная (донная) эрозия, она направлена на выработку профиля реки, который характеризуется тем, что эрозионное воздействие уравновешивается силой сопротивления пород русла. Такой профиль называется профилем равновесия и имеет вид плавной кривой, подходящей непосредственно к урезу воды в озере, море или другом водоеме, в который впадает данная река. Уровень этого приемного бассейна называется базисом эрозии. Профиль равновесияпредставляет собой идеальный случай, предполагающий равномерный уклон поверхности, по которой протекает река, и однородный состав размываемых его пород. В природе, как правило, эта поверхность отличается значительной неровностью, а в русле реки залегают породы различного состава и плотности. Наличие выходов более плотных пород приводит к образованию порогов и водопадов. 
 
^ Боковая эрозия проявляется одновременно с линейной. На первых этапах существования реки роль ее незначительна, основными процессами являются линейные: углубление русла и перенос большого количества обломочного материала. Роль боковой эрозии увеличивается при достижении рекой профиля равновесия. Данному процессу способствует извилистость русла: водный поток подмывает вогнутые берега и расширяется в их сторону. При этом обломочный материал переносится на противоположный выпуклый берег. 
 
Подмыв берегов и асимметрия речных долин обусловлены также действием закона Бэра, согласно которому реки, текущие в меридиональном направлении в северном полушарии, подмывают правые берега, а в южном — левые. 
 
Перенос рекой разрушенных горных пород осуществляется путем волочения осадков по дну, во взвешенном и растворенном состоянии. Переносимые по дну и взвешенные осадки образуют твердый сток рек. Величина твердого стока рек в Мировой океан, по Г. В. Лопатину, составляет 13695 – 106 т, а растворенных веществ — 3600 – 106 т. Каждому изменению положения базиса эрозии соответствует новый цикл врезания реки, в связи с чем зрелые речные долины имеют ступенчатый поперечный профиль. В строении такой долины, кроме русла, выделяется серия более или менее горизонтальных площадок, возвышающихся на различной высоте над урезом воды. Эти площадки называются террасами. Терраса, заливаемая водой во время паводков, именуется поймой. Рельеф поймы часто неровный, с большим количеством стариц, повышений, вытянутых вдоль русла (прирусловые валы). Счет террас ведется от поймы (надпойменные террасы). Чем выше расположена терраса, тем она древнее. 
 
 
 
 
Рис. 3.21. Элементы реки и речные террасы: 1 – русло; 2 – пойма; 
 
3 – аккумулятивная терраса; 3 – цокольная терраса; 4 – эрозионная терраса 
 
 
Причины террасообразования можно разделить на локальные и региональные. К первой категории относятся такие, как изменение состава пород ложа, впадение крупных притоков, оползни и обвалы склонов и т.д. Локальные террасы прослеживаются на небольшие расстояния и быстро выклиниваются. Региональными факторами обусловлено возникновение цикловых террас, которые прослеживаются по всей речной долине или по большей ее части и по крупным притокам. Образование этих террас связано с изменением высотного положения базиса эрозии, вызванным климатическими или тектоническими факторами. 
 
В результате эрозионно-аккумулятивной деятельности в устьевых частях рек формируются обширные плоские низменные равнины, имеющие вид греческой буквы дельта (λ), понижающиеся к морю и называемые дельтами. Дельты занимают большие пространства, в пределах которых русло разбивается на множество потоков. Так, например, площадь дельты Амударьи составляет 10 тыс. км², Волги — 18, а Ганга и Брахмапутры — около 150 тыс. км². Дельты являются развивающимися формами рельефа и часто увеличиваются со значительной скоростью: для Волги — 170 м/год, Миссисипи — 75 м/год.  
 
Условия образования дельт следующие:  
 
1) небольшая глубина моря;  
 
2) обилие обломочного материала в выносах реки;  
 
3) незначительная высота приливов и отсутствие сильных прибрежных течений;  
 
4) медленные колебательные движения земной коры. 
 
Дельты сложены породами различного генезиса: аллювиальными, озерными, болотными, морскими. Их мощность может достигать нескольких сотен метров. С ископаемыми дельтами связаны месторождения нефти (Апшеронский полуостров), бурых и каменных углей (Подмосковный, Кизиловский бассейны). 
 
 
 
 
Рис. 3.22. Дельта реки Лена. Река с низким базисом эрозии 
 
 
Созидательная деятельность рек проявляется в накоплении толщ аллювиальных отложений.  
 
В основании аллювиальной толщи залегают породы, сложенные наиболее грубым материалом — валунами, галькой, гравием, в составе которых значительную роль играют местные породы. Эти образования служат составной частью руслового аллювия, образующегося в пределах самого русла долины за счет влекомого по дну материала. Благодаря блужданию русла этот тип аллювия может заполнять все дно плоской долины. 
 
^ Периферийная часть долины реки сложена тонкими песками, формирующимися в первые фазы отчленения старичных водоемов, когда связь с основным водотоком периодически восстанавливается. Старичные озера возникают на месте речных петель после изменения русла реки 
 
Пойменная часть долины реки — отложения паводков, представленные преимущественно глинистыми, часто органогенно-глинистыми породами. В ряде случаев пойменная фация отсутствует. Русловый и пойменный аллювий различаются не только составом, но и типом слоистости. Наклонная и косая слоистость руслового аллювия обусловлены наклоном русла реки и динамикой водного потока. 
 
Соотношение пород аллювия характеризует режим реки, условия накопления осадков. Важным показателем хода аллювиальных процессов является мощность аллювия. Нормальная мощность аллювия соответствует разнице абсолютных высот наиболее глубоких плесов и высоких паводков, недостаточная — указывает на преобладание эрозионных процессов, избыточная — на процесс заполнения речной долины аллювиальными осадками. 
 
Накопление аллювия связано, во-первых, с увеличением количества обломочного материала за счет таяния ледников, оползней, подмыва берегов и т. д. и, во-вторых, с уменьшением кинетической энергии потока, что может быть обусловлено различными факторами: усиленное испарение, просачивание вод в более глубокие горизонты, уменьшение интенсивности питания, изменение уклона при переходе от горных районов к предгорьям и равнинам. 
 
Г.И. Горецкий предлагает выделять несколько типов погребенных речных долин. Эореки — формировавшиеся в докембрии, протореки — реки палеозоя, палеореки — речные долины мезо-кайнозоя и прареки — существовавшие в течение антропогенового периода. Более достоверно изучены прареки, на примере которых можно проследить унаследованность в формировании современных речных долин. Так в пределах современной долины Днепра Г.И. Горецким выделены четыре аллювиальные свиты, сформировавшиеся за время нижнего и среднего антропогена. 
 
Продукты геологической деятельности рек представлены глинами, песками, гравием, валунами. Изучение речных долин имеет чрезвычайно большое значение, так как с ними связаны многие россыпные месторождения золота, алмазов, строительного песка и т. д. 
 
По условиям нахождения реки подразделяются на равнинные и горные.  
 
Равнинные реки характеризуются прежде всего продуктами переноса, т.е. русла и пойма реки включает хорошо отсортированный материал. Для горных рек это несвойственно. 
 
Горные реки имеют быстрое течение, которое способно нести песок и гальку, перекатывать валуны. Ударная энергия речной воды в верховьях размывает дно и берега, переносит обломки и откладывает их в низовьях, на равнинах, где скорость течения падает. Если река протекает по мягким породам, дно размывается быстро, и русло заметно углубляется. При этом формируется долина с крутыми берегами V-образного профиля. Когда скорость размыва дна замедляется и, из-за смыва обломков со склона и подмывания берегов, дно долины расширяется, она приобретает V-образный профиль. В твердых, не склонных к разрушению породах, река пропиливает каньоны практически с отвесными склонами. 
 
 
   
 
 
Рис. 3.23. Первая надпойменная терасса р. Канака. Кавернозный котел в верховье  
 
р.Чуин-Игла 
 
 
^ 3.3. Геологическая работа подземных вод 
 
 
Подземными называются все воды земной коры, которые находятся в жидком, твердом и газообразном состоянии. Подземные воды установлены на глубинах до 4 км, но теоретически они могут присутствовать и на глубинах до 60 км, так как при температуре более 200 °С диссоциирует всего лишь 2% воды. В земной коре (до глубины 16 км) содержится 400 млн км³ воды, т. е. примерно 1/3 Мирового океана. Этого количества воды достаточно, чтобы покрыть всю поверхность Земли слоем в 1100 м. 
 
В горных породах вода может находиться в различном виде. Она удерживается за счет капиллярных и пленочных сил, входит в состав минералов и горных пород в виде кислорода и водорода или молекул. Наибольшее значение имеет гравитационная вода, которая перемещается по порам и трещинам в горных породах. 
 
 
 
 
 
Рис. 3.24. Формы нахождение воды в горных породах: а – гигроскопическая; б – пленочная; в – капиллярная; г – гравитационная. 1 – зерна породы; 2 – вода 
 
 
В зависимости от способности фильтровать воды горные породы подразделяются на водоносные (гравий, галька, песок, трещиноватые скальные породы) и водоупорные (глины, суглинки, плотные кристаллические породы). 
 
В разрезе земной коры наблюдается чередование водопроницаемых и водоупорных пород, вследствие чего выделяется серия водоносных горизонтов, т.е. пластов или их частей, насыщенных водой. Каждый водоносный горизонт характеризуется коэффициентом водоотдачи, который показывает, какая часть из содержащейся в нем воды может быть получена через водозаборные сооружения. Для песков этот показатель составляет 26 – 28%. Скорость движения подземных вод по горным породам определяется коэффициентом фильтрации, представляющим собой скорость движения при уклоне, равном единице. 
 
Химический состав подземных вод формируется за счет растворения горных пород, минералов, газов, микробиологических процессов. Из 106 элементов, известных в настоящее время, в подземных водах обнаружено 45. Химизм подземных вод отображается содержанием катионов и анионов. Наиболее распространеныкарбонатные, сульфатные и хлоридные воды, которые содержат соответственно более 25% общего состава минеральных веществ. 
 
Минерализация подземных вод определяется величиной сухого остатка в граммах на литр воды при температуре 105 – 110° С. По этому признаку подземные воды делятся на пресные (до 1 г/л), солоноватые (1 – 10), соленые (10 – 15) и рассолы (более 50 г/л). 
 
Происхождение подземных вод обусловлено несколькими процессами. Прежде всего выделяются метеорные (водозные) воды, которые формируются вследствие инфильтрации поверхностных вод и конденсации водяных паров атмосферы. Осадочные (седиментационные) воды являются первоначально составной частью Мирового океана, а затем накапливаются совместно с осадками озер и морей. Наконец, пополнение подземного океана происходит за счет паров воды, связанных с магматическими очагами. 
 
По условиям залегания выделяются следующие типы подземных вод. 
 
^ Почвенные воды содержатся в почвенном слое и часто лишены водоупора. Они существуют сезонно и принимают участие в формировании почв. Хозяйственного значения не имеют. 
 
^ Грунтовые воды образуют первый от поверхности водоносный горизонт. Они тесно связаны с поверхностными водами, за счет которых пополняются. Область питания их совпадает с областью распространения. Зеркало грунтовых вод располагается на различных глубинах (обычно до 25 – 30 м), которые в значительной степени зависят от рельефа местности. Реки часто питают грунтовые воды или сами питаются за их счет. 
 
^ Напорные (межпластовые) воды залегают между двумя водоупорными слоями и образуют значительные по площади бассейны, т.е. крупные геологические структуры, содержащие несколько водоносных горизонтов. Так в пределах Днепровско-Донецкого бассейна выделяются водоносные горизонты юрских, меловых, палеогеновых и антропогеновых отложений. Величина напора межпластовых горизонтов определяется разностью высот области питания и области разгрузки. Воды такого типа называются артезианскими. 
 
Естественные выходы подземных вод на поверхность называются источниками или родниками. Источники подразделяются на нисходящие (выходы грунтовых вод) и восходящие, когда на поверхность проникают напорные воды. И те и другие могут быть трещинными или пластовыми в зависимости от типа водовмещающих пород (кристаллические и рыхлые). 
 
 
 
 
Рис. 3.25. Виды и расположение подземных вод 
 
 
Геологическая работа подземных вод проявляется, прежде всего, в растворении и в меньшей степени в размыве горных пород. 
 
 
 
 
 
^ Рис. 3.26. Разрушительная и созидательная деятельность подземных вод 
 
 
Растворимость горных пород различна. Так в 1 т воды растворяется около 600 кг каменной соли, примерно 2 кг гипса и около 1 кг известняка. Наиболее активно разрушительная работа подземных вод проявляется в карстообразовании. Карст (по названию плато в Югославии) — это совокупность геологических явлений, связанных с растворением, размывом горных пород и образованием в них полостей, пустот. Различают несколько видов карста: соляной, гипсовый, карбонатный. 
 
Поверхностный карст проявляется в образовании на поверхности горных пород борозд, воронок, колодцев, пропастей, в которых часто исчезают поверхностные воды. За счет резкого снижения уровня грунтовых вод карстовые районы представляют собой безводные пустыни. Диаметр карстовых воронок составляет 10 – 200 м, глубина — 2 – 40 м. Количество воронок очень велико. В Югославии на отдельных участках можно наблюдать до 150 воронок на 1 км², в Крыму — 40 – 80. Сливаясь, они образуют котловины, или полья, занимающие площади в несколько сотен квадратных километров. Особенно интенсивно развиваются полья по линиям тектонических разломов на Урале, Кавказе, в Крыму. Наиболее глубокие пропасти известны в Альпах: Танталь — более 1000 м, Антро-дель-Коркия — 805 м. 
 
Подземный карст проявляется в образовании пещер. Самая большая пещера в мире открыта в штате Кентукки (США), которая названа Мамонтовой. Протяженность всех звеньев этого подземного сооружения достигает 240 км. Здесь текут три реки с восемью водопадами, причем они связаны с поверхностной рекой Грин-Ривер, а также находятся три озера. Обширные подземные залы пещер называются гротами. Грот Храм Мамонтовой пещеры имеет длину 163 м, высоту 40 и ширину 87 м. Еще более величествен грот Житта (Ливан). Его длина 6200 м, высота около 100 м.  
 
С деятельностью подземных вод связано возникновение оползней. Это монолитные массы горных пород, отделившиеся от склона или захватывающие окраину прилегающего плато и медленно оползающие вниз по склону. Часто при этом сохраняются и растения, образуя «пьяный лес». Условия образования оползней следующие: падение пластов в сторону долины или основания склона, наличие водоносных и водоупорных пород и достаточно большого количества воды на поверхности водоупора, под влиянием которой размокающая глина становится пластичной. 
 
Созидательная деятельность подземных вод проявляется прежде всего в образовании сталактитов и сталагмитов пещер. Колонны сталактитов, свисающих с потолка пещер, и сталагмитов, поднимающихся с их дна, создают самые причудливые формы и придают пещерам неповторимое своеобразие. Образование этих натечных форм происходит чрезвычайно медленно. Сталактиты Крымских пещер диаметром 50 см имеют возраст около 2 тыс. лет, а сталактит диаметром 4,9 м из Карлсбадской пещеры (США) — около 60 млн лет. На поперечном срезе сталактита отчетливо выделяются сезонные кольца, такие же, как на срезе древесного ствола. 
 
 
 
 
 
Рис. 3.27. Сталактиты и сталагмиты пещеры Мраморной. Крым 
 
 
Подземные воды, выходя на дневную поверхность, отлагают растворенные в них минеральные вещества в виде известковых туфов (травертины), кремнистых туфов (гейзериты). Выходы горячих подземных вод (гидротермы) приводят к образованию ряда рудных месторождений (медь, цветные металлы, золото). 
 
 
 
 
 
Рис. 3.28. Карбонатные «червячки» при выходе подземной реки на дневную поверхность. 
 
Красные пещеры. Крым 
 
 
 
 
 
Рис. 3.29. Травертины в районе водопада Су-Учхан. Крым 
 
 
Наконец, циркулируя по рыхлым породам, подземные воды способствуют их цементации, превращению песков в песчаники, грубообломочных рыхлых пород — в брекчии, конгломераты. 
 
Подземные воды нередко являются источником различных минеральных веществ. Так в ряде случаев из них получают каменную соль. Только из подземных вод получают йод и бром. В Северной Италии их содержание достигает 0,5 г/л. Йодо-бромные воды связаны с нефтяными месторождениями и поэтому часто используются попутно после отработки нефтяных залежей (Азербайджан, Туркмения). Кроме того, из горячих вод Италии, США, Японии извлекается бор, из рассолов США, Японии, Китая — литий. В Иркутской области (Ангаро-Ленский бассейн) в рассолах обнаружены концентрации бора, превышающие минимальные промышленные кондиции в 500 раз, стронция — в 1000 раз. Во многих странах ведутся работы по получению из подземных вод калия, магния, рубидия, стронция, цезия. 
 
 
^ 3.4. Геологическая деятельность озер 
 
 
Геологическая деятельность озер сходна с геологической деятельностью моря, но проявляется в меньших масштабах. Озера могут быть пресными и солеными, они занимают 1,8 % суши.  
 
Озерные котловины по своему происхождению подразделяются на три группы: кратеры древних вулканов (озера Камчатки, Курильских островов); тектонические грабены и прогибы (Байкал, Виктория, Каспийское озеро) и плотинные озера (Сарезское, Севан). Различные типы озер могут возникать в связи с деятельностью ледников. Запрудные озера образуются между моренными грядами или к северу от них в результате подпруживания ледниковых вод. Примерами таких озер в Белоруссии являются Освейское, Лукомльское. Озера ложбинного типа возникают вследствие выпахивающей деятельности ледника и размыва ледниковыми водами. Такие озера имеют линейные очертания, крутые берега и значительную глубину (Долгое, Сарро, Свирь, Сенно и др.). 
 
 
а б в 
 
     
 
г д е 
 
 
 
 
Рис. 3.30. Классификация озер по происхождению: а – озеро в прогибе земной коры; б – зеро в грабене; в – озеро в понижении между моренными холмами; г – озеро в горах; д – старица; е – в карстовой воронке 
 
 
 
 
 
Рис. 3.31. Озеро в жерле вулкана 
 
 
В зависимости от способа заполнения озерных котловин водой они делятся на остаточные (Каспийское, Ладожское, Онежское, озера ледниковой зоны) и вновь образованные. В последнем случае озерные котловины заполняются атмосферными осадками, реками. 
 
Озера могут быть сточные (питающие реки), проточные (расходующие и собирающие воду) и бессточные (Аральское, Балхаш, Иссык-Куль и др.).  
 
Геологическая деятельность озер проявляется в разрушении горных пород, сортировке продуктов разрушения, их переносе и отложении. 
 
На берегах больших озер (типа Каспийского, Аральского) отчетливо проявляются абразионные процессы, подобные тем, которые характерны для морских побережий. Об интенсивности хода этих процессов можно судить по изменению берегов искусственных водохранилищ.  
 
Отложения пресных озер представлены терригенными, органогенными и хемогенными породами. 
 
Образование терригенных (обломочных) пород определяется климатическими особенностями, типами берегов, размерами озера. В их распределении наблюдается отчетливая зональность. В прибрежных частях накапливается грубый материал, который сменяется глинами и илами. В оз. Балхаш эта граница проходит на глубине 3 м, в Каспийском море – 15 – 20 м. Глинистые и пылеватые породы отличаются ритмичной слоистостью, обусловленной сезонными колебаниями режима озера. В этом отношении показательны озера, питающиеся талыми водами ледников. Летом за счет большого поступления песчаного материала образуются песчаные слои, зимой, когда таяние льдов прекращается, осаждается глинистая муть. Пара слойков (летний и зимний) составляет ленту, соответствующую одному году. 
 
Органогенные породы представлены диатомитами, фораминиферовыми илами. Озерные диатомиты иногда образуют крупные залежи, они состоят в основном из опала. 
 
Для озер умеренных широт характерно накопление сапропелей — черной, жирной студнеобразной породы, исходным материалом для образования которой служат органические остатки (в основном планктон), разлагающиеся на дне в условиях недостаточного количества кислорода. Сапропели часто содержат примесь терригенного материала (сапропелиты), в ископаемом состоянии они уплотняются и переходят в сапроколы. 
 
Хемогенные осадки представлены известковыми конкрециями, скоплениями оолитовых железных руд, в тропических странах – бокситами.  
 
 
 
 
 
Рис. 3.32. Боксит из девонских отложений  
 
 
Известковые конкреции образуются в глинистых илах на стадии диагенеза. Лишь в отдельных небольших озерах, питающихся подземными водами, накапливаются светло-серые глинисто-карбонатные осадки — озерные мергели. Озерные железные руды образуются за счет коллоидных гидроокислов железа и алюминия, которые приносятся реками. Выпадению коллоидов в осадок с образованием желваков, оолитов способствуют бактерии. Озерные бокситы возникают в результате переотложения мощных осадков тропических стран. Они распространены среди отложений палеозоя и мезозоя и в ряде случаев образуют месторождения (например, Тихвинское под Ленинградом). 
 
Отложения соленых озер формируются в условиях жаркого аридного климата, при отсутствии постоянного притока пресных вод. В таких условиях соленость составляет 28 – 30%. (Эльтон, Баскунчак). Накопление солей происходит по сезонам, при этом скорость осадконакопления может достигать 30 см/год. В соленых озерах отлагаются сода, гипс, каменная соль, мирабилит, которые переслаиваются с карбонатными породами. Кристаллизация солей в озерах происходит только тогда, когда их содержание будет равно 250 – 300 г/л, т.е. в 10 раз превысит концентрацию солей в морской воде, причем в первую очередь выпадают в осадок труднорастворимые соли (гипс, ангидрит).