ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3572
Скачиваний: 5
Конечная морена – неподвижная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка.
Основная морена – это отложения, оставшиеся после таяния ледника на всем протяжении троговой долины.
С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальные отложения, которые возникают в результате деятельности временных водных потоков, образующихся при таянии ледников. Такие водные потоки размывают морену и выносят рыхло-обломочный материал за ее пределы. При этом вблизи границы ледника откладывается более грубообломочный материал, далее – мелкий песчаный и затем тонкий, глинистый. Флювиогляциальные отложения являются частью перемытой морены и переносятся водным потоком на незначительные расстояния.
|
|
|
|
Рис. 2.80 Ледниковая морена
Геологическая деятельность озер и болот
Озерами называются замкнутые впадины поверхности суши, заполненные водой.
Болотами называются избыточно увлажненные участки суши, на которых происходит накопление неразложившегося органического вещества, переходящего в дальнейшем в торф.
Озера и их геологическая деятельность
По ставу воды озёра делятся на: 1) пресные; 2) соленые.
По химическому составу соленые озера подразделяются на: а) карбонатные или содовые; б) сульфатные; в) хлоридные.
Геологическая деятельность озер сходна с геологической деятельностью морей, но масштабы ее значительно меньше. Для крупных озер характерно проявление абразии с образованием береговых обрывов, абразионных террас.
На разнообразие, характер и состав озерных осадков влияют климат, размер и форма озера, его глубина, способ питания осадочным материалом, характер берегов и рельеф водосборной площади, состав пород на этой площади.
Отложения пресных озер. Во влажном климате озера получают много воды, мало испаряют, поэтому они, как правило, пресные. Растворенные вещества в таких озерах не накапливаются, а выносятся. Отложения пресных озер представлены терригенными, органогенными и хемогенными фациями.
Образование терригенных 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. Глинистые и суглинистые породы отличаются ритмической слоистостью, обусловленной сезонными колебаниями режима озера.
Органогенные озерные отложения – это диатомиты, известковые илы и сапропели. Сапропель – это озерный органический ил, образуется в водоемах, богатых микроскопическими простейшими животными и растительными организмами. Все органические остатки, падающие на дно озера, разлагаются без доступа кислорода воздуха. В результате деятельности микроорганизмов возникают углеводороды, происходит частичная битуминизация органического вещества. Во влажном состоянии сапропель – темная серо-зеленая или коричневая студенистая масса. В ходе дальнейшего накопления сапропелевые осадки уплотняются, твердеют и превращаются в разновидность угля, называемую сапропелитом.
Хемогенные осадки представлены известковыми конкрециями, скоплениями оолитовых железных руд, бокситов.
В некоторых озерах вода обладает большой жесткостью вследствие привноса грунтовыми водами карбонатов кальция. Жесткость воды может увеличиваться до концентраций, приводящих к химическому осаждению тонкозернистого карбоната. Известковые конкреции образуются в глинистых илах в стадию диагенеза. Лишь в отдельных небольших озерах, питающимися подземными водами, накапливаются светло-серые глинисто-карбонатные осадки – озерные мергели.
Речными водами в пресноводные озера поступает нередко большое количество коллоидных веществ, образующихся в процессе выветривания и почвообразования. Такими коллоидами являются гидроокислы железа, марганца, алюминия, которые осаждаются на дно.
Озерные железные руды образуются за счет принесенных коллоидных гидроксидов железа и алюминия. Выпадению коллоидов в осадок с образованием бобовин и желваков оолитов способствуют бактерии.
В тропических и субтропических областях с мощной корой латеритного выветривания в озерных впадинах накапливаются наряду с железными рудами окислы алюминия – бокситы. Они распространены среди отложений палеозоя и мезозоя и в ряде случаев образуют месторождения (например, Тихвинское в Ленинградской обл.).
Отложения соленых озер.
Характер озерных осадков в засушливых зонах (жаркий аридный климат) существенно отличается от отложений, формирующихся во влажном климате. Озера получают воды меньше, чем ее испаряется, поэтому озера часто бессточные и, как правило, соленые. Соленость составляет 28 - 30‰ (Эльтон, Баскунчак). Соли накапливаются по сезонам, при этом скорость осадконакопления может достигать 30 см/год. В соленых озерах отлагаются гипс, сода, каменная соль, мирабилит, которые переслаиваются карбонатными породами.
Таким образом, с геологической деятельностью озер связано формирование кирпично-черепичных глин, сапропелитов, озерных углей (богхедов), солей, руд железа и алюминия. Важным полезным ископаемым являются озерные мергели.
Геологическая деятельность болот
Болота – это избыточно увлажненные участки, в пределах которых постоянно происходит накопление органического вещества.
В результате геологической деятельности болот формируются органогенные и хемогенные осадки. Наиболее типичная порода болот – торф. Он представляет собой скопления неразложившихся остатков высших растений – мхов, трав, кустарников, деревьев. Благодаря тому, что остатки растений в болоте насыщены или покрыты водой, они разлагаются без доступа кислорода. Под воздействием сложных биохимических процессов, в которых существенная роль принадлежит бактериям, растительные остатки теряют значительную часть кислорода, водорода и азота и обогащаются углеродом. За счет разложения органических веществ образуется гумус, что является основным признаком торфообразования. В условиях жаркого климата органическое вещество разлагается быстро, мощные торфяники при этом не образуются.
В зависимости от состава преобладающих растительных осадков выделяется несколько типов торфа. Для низинных болот, покрывающихся травянистыми растениями и осоками характерен осоковый торф, для верховых – сфагновый. Мощность торфа может достигать 10-15 м.
В процессе дальнейших преобразований в толще осадков торф превращается в различные виды ископаемых углей. Большой интерес вызывает изучение ископаемых торфяников, формировавшихся ы межледниковые эпохи. Такие разрезы известны в Беларуси в районах Гродно, Шклова, Борисова и других местах.
Рис.
2.81
Хемогенные осадки болот представлены луговыми или болотными мергелями и болотными железными рудами.
Мергели образуются в тех болотах, где имеются выходы подземных вод, богатых углекислым кальцием. Накоплению карбоната кальция способствует испарение воды с поверхности торфяника, что влечет за собой поступление все новых порций грунтовых вод по капиллярам почвы. В результате этого нижние части почвенного горизонта обогащаются тонкозернистым кальцитом, который в смеси с глинистым материалом дает серую рыхлую массу.
Болотные железные руды накапливаются в грунтовых водах. В восстановительной среде торфяника железо выпадает в осадок в виде карбоната (сидерита), который, окисляясь кислородом воздуха, переходит в окислы и гидроокислы. Болотные железистые руды скапливаются, образуя оолиты, конкреции, порой линзовидные залежи мощностью до 1 – 1,5 м. вместе с оксидами в болотах иногда образуется фосфат железа – белый минерал вивианит, который при окислении переходит в ярко-синий керченит, используемый как удобрение вместе с торфом.
2.17 Древние оледенения
Изучение древних ледниковых отложений позволило установить, что в истории Земли неоднократно наблюдались периоды оледенения. Последние сменялись межледниковыми эпохами. Последние сменялись межледниковыми эпохами. Сейчас удалось установить семь периодов материковых оледенений (табл. 2.18). Из таблицы видно, что практически все континенты в разное время в значительной степени покрывались ледниками. В таблице сплошными линиями отмечены материки, где достоверно установлены ледниковые отложения, прерывистыми – материки, где имеются признаки существования древних оледенений.
Таблица – 2.18 Распределение оледенений в различные геологические эпохи (по М.Е. Раабен.)
Ледниковый период – периодически повторяющийся этап геологической истории Земли продолжительностью в несколько миллионов лет, в течение которого на фоне общего относительного похолодания климата происходят неоднократные резкие разрастания материковых ледниковых покровов – ледниковые эпохи. Эти эпохи, в свою очередь, чередуются с относительными потеплениями – эпохами сокращения оледенения (межледниковьями). Внутри отдельной ледниковой эпохи иногда выделяются интерстадиалы – периоды более мягкого климата.
Периоды похолодания климата, сопровождающиеся формированием континентальных ледниковых покровов, являются повторяющимися событиями в истории Земли. Интервалы холодного климата, в течение которых образуются обширные материковые ледниковые покровы и отложения длительностью в сотни миллионов лет, именуются ледниковыми эрами; в ледниковых эрах выделяются ледниковые периоды длительностью в десятки миллионов лет, которые, в свою очередь, состоят из ледниковых эпох – оледенений (гляциалов), чередующихся с межледниковьями (интергляциалами).
В истории Земли выделяются следующие ледниковые эры:
- Раннепротерозойская — 2,5—2 млрд лет назад
- Позднепротерозойская — 900—630 млн лет назад
- Палеозойская — 460—230 млн лет назад
- Кайнозойская — 65 млн лет назад — настоящее время
За последние 65 млн лет климатическая кривая выглядит следующим образом:
•34 млн лет назад — зарождение Антарктического ледникового покрова;
•25 млн лет назад — его сокращение;
•13 млн лет назад — его повторное разрастание;
•около 3 млн лет назад — начало плейстоценового ледникового периода, многократное появление и исчезновение ледниковых покровов в северных областях Земли
Кайнозойская ледниковая эра (65 млн лет назад – настоящее время) – недавно (по геологическим масштабам) начавшаяся ледниковая эра.
Древние метаморфизованные морены называются тиллитами. Соотношение тиллитов с другими породами, наличие в их составе валунов с ледниковой штриховкой или галек, несущих следы характерной ледниковой обработки, несортированность и другие признаки позволяют отличать их от осадочных пород и выделят даже в древнейших толщах. Они представлены конгломератами, состоящими из неслоистого, плохо отсортированного материала, с галькой и исштрихованными валунами, подобно тем, которые встречаются в современных и четвертичных моренах. С тиллитами связаны тонкозернистые отложения озерного типа, часто характеризующиеся тонкой ленточной слоистостью.
Древние оледенения – оледенения, характеризующиеся развитием ледниковых покровов на обширных площадях материков в дочетвертичное время. Наиболее крупными являются:
1) архейское оледенение, установленное в Канаде и Южной Африке (система дамара);
2) раннепротерозойское (тимискаминское) оледенение в Северной Америке;
3) позднепротерозойское (гуронское) оледенение в Северной Америке;
4) оледенение на границе протерозоя и палеозоя - в Сибири, Северной Европе, Южной Африке, Китае, Австралии и Северной Америке;
5) позднепалеозойское (гондванское) оледенение в Индии, Южной Африке, Австралии и Бразилии (началось в верхнему карбону).
Докембрийские оледенения. По данным Б.М. Келлера (1970) следы оледенений обнаружены в ряде мест и в древнейших докембрийских отложениях. Особенно характерны они для самой верхней части докембрийского разреза (абсолютный возраст 570 — 680 млн.лет), выделяемой под названием венда (по древнему славянскому племени венды, или венеды). Тиллиты с исштрихованными валунами, соответствующие этому времени, обнаружены в Норвегии, на Северном Урале, вскрыты буровыми скважинами в Белоруссии. Они известны также на Шпицбергене, в Гренландии, во Франции (Бретань). Из приведенных данных следует, что в вендское время имело место огромное оледенение, захватившее почти всю Европу.
Тиллитоподобные образования в более древних отложениях, чем вендские, отмечаются также в некоторых местах Сибири, Северной Америки. Но чем древнее образования, тем они более изменены и метаморфизованы, и восстановить по ним истинную палеогеографическую картину становится все трудней и трудней.
В палеозое оледенения были очень широко развиты на территории современных тропиков. Верхнепалеозойские тиллиты известны в Южной Америке, Африке, Индии и Австралии. От этих оледенений кроме хорошо сохранившихся морен остались и другие следы деятельности ледников — ленточные глины, отполированные древними ледниками бараньи лбы и т. п.
В мезозое сколько-нибудь крупных ледниковых эпох неизвестно.
Оледенения достигли крупного масштаба лишь в четвертичном периоде, когда наступило общее похолодание климата. В это время один из центров оледенения находился на Скандинавском полуострове, откуда ледники распространялись на всю Европу. Другой крупный центр находился в Альпах. Альпийские ледники далеко заходили в окрестные равнины. В Азии Гималаи и другие горные системы были охвачены оледенениями, сравнимыми с оледенением Альп. В Африке ледники спускались с вулканов Кении и Килиманджаро много ниже, чем в настоящее время. В Южной Америке огромные ледники спускались с Анд в тропические равнины. Отложенные ими толщи морен тянутся вдоль хребта. В Северной Америке ледники спускались с трех центров — Лабрадорского, Киватинского и Кордильерского — значительно южнее Великих озер, но северная оконечность материка не подвергалась оледенению.
Ледник из Скандинавского центра перешел акваторию современного Северного моря и соединился с местными ледниками Великобритании, покрыл всю Северо-Германскую низменность, где его движение было остановлено возвышенностями Гарца и Исполиновых гор, на северных склонах которых норвежские валуны поднимаются до высоты 580 м. На Русской равнине ледник спускался до 50° с. ш. двумя мощными языками по долинам Днепра и Дона. Как и современные покровные ледники, Скандинавский ледник двигался мощным слоем, сминая и скручивая подстилающие его горные породы, надвигая их друг на друга. Судя по высоте распространения экзотических валунов, оставленных ледником в Исполиновых горах, мощность его льда на Скандинавском полуострове была не менее 2 тыс. м. На южном побережье Балтийского моря она достигала 1000 м. В Московской области мощность льда, как полагают, превышала 1000 м. Ледник наступал троекратно, оставляя покров донной морены — валунные суглинки и супеси с валунами из скандинавских, финляндских и местных пород.
Время самого древнего четвертичного оледенения было установлено в Альпах и названо по р. Миндель минделъским веком. Впоследствии миндельским было также названо время первого четвертичного оледенения в Русской равнине. Это оледенение охватило всю Северную Европу, Кавказ и другие горные области. В Европе миндельское оледенение распространялось до Карпат. В России ледник доходил до г. Мозыря на р. Припяти, среднего течения р. Оки и далее к Соликамску. Не все, однако, геологи разделяют мнение о наличии миндельского оледенения в России, указывая на отсутствие следов похолодания, отразившегося на изменении фауны и флоры. На юге Росии для этого времени характерны остатки южных животных (слонов, носорогов, лошадей, бизонов и др.) и теплолюбивых растений.