Земля в мировом пространстве и ее происхождение 

Содержание

1. Земля в мировом пространстве и ее происхождение.................................................. 3

2. Методика диагностирования минералов с пояснением каждого   8 .......................

3. Геологическая деятельность вод поверхностного стока......................................... 12

4. Виды воды в горных породах........................................................................................... 20

5. Параметры депрессионной воронки............................................................................... 23

6. Сдвиговые характеристики песчано-глинистых пород........................................... 26

Список используемой литературы....................................................................................... 31

свойства.............................................................................................................

1.  Земля в мировом пространстве и ее происхождение

Земля - это одна из планет Солнечной системы (Рис. 1)., в которую входят девять больших планет с их спутниками, свыше 1000 малых планет и около 100 периодических комет. Солнечная система, к которой принадлежит Земля, состоит из центрального тела - Солнца, вокруг которого движутся 9 больших планет (Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон), свыше 100 малых и около 100 периодических комет. По положению в Солнечной системе, размерам и особенностям строения планеты делятся на две группы: "земного" типа (Меркурий, Венера, Земля, Марс) и планеты-гиганты (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун). Планеты первой группы имеют сравнительно высокую плотность, небольшие размеры, мало спутников. Планеты-гиганты, напротив, имеют малую плотность, близкую к 1, огромные размеры, много спутников.

Рисунок 1. Планеты солнечной системы.

Масса Солнца в 33240 раз превосходит массу Земли и в 700 раз массу всех планет. В то же время средняя плотность Солнца составляет 0,256 плотности Земли. Все планеты умещаются в Солнце 475 раз, Земля - 1301200 раз. Расстояние от Земли до Солнца 149,5 млн.км. Из 105 элементов таблицы Менделеева на Солнце обнаружено 75, преобладающее место среди них занимает водород. Диаметр Солнечной системы - 11 световых часов (световой час - расстояние, которое проходит световой луч при скорости равной 300 тыс.км/ч) При сопоставлении приведенных данных становится очевидным, что Земля занимает довольно скромное место в системе мироздания. Солнечная система перемещается в пределах Галактики со скоростью 19,5 км/с и одновременно вращается вокруг центра галактики со скоростью 250 км/с. Галактика - один из островов в системе мироздания. В центре галактики находится ее ядро, где происходят активные процессы. Истинное положение Земли как одной из планет Солнечной системы было доказано в XVI веке польским астрономом Николаем Коперником (14731543). Его открытие послужило толчком для развития астрономии на научной основе. Солнце - центральное тело Солнечной системы, оказывающее на Землю наибольшее влияние. Масса Солнца в 332400 раз больше земной. Диаметр Солнца в 109 раз больше диаметра Земли и равен 1391 тыс. км. Температура поверхности солнца 6000о, а в недрах 20000000о. Энергия Солнца обусловливает большинство физических и химических процессов на Земле, является источником жизни. В то же время Солнце - рядовая звезда Вселенной. Земля получает лишь 1/2200000000 долю энергии Солнца, но и ее хватает для создания благоприятных жизненных условий. Форма Земли, близкая к эллипсоиду вращения, представляет собой двухостный эллипсоид, малая ось которого является осью вращения. Большая ось эллипсоида составляет 12756 км, малая - 12714 км. Сечение эллипсоида по экватору представляет собой круг диаметром, равным большой оси. Сравнительно малая разница (42 км) между длинами обеих осей эллипсоида делает его близким к шару, что определяет обычное употребление «земной шар». Земной шар имеет следующие размеры:    

1.            длина меридиана - 40009 км; 

2.            длина экватора - 40076 км; 

3.            площадь поверхности Земли - 510 млн.км² ;

4.            Объем Земли - 1080000 км³.

Непосредственному изучению подвергнута только часть земного шара в пределах 10 км от поверхности земли. Земля состоит из ряда концентрических оболочек, называемых геосферами. К пушферическим геосферам относятся атмосфера и гидросфера, а к геосферам тела Земли - 1) земная кора, иначе называемая метосферой, 2)мантия и 3) ядро. В центре находится ядро (радиус 3400 км), вокруг которого располагается мантия в интервале глубин от 50 до 2900 км. Внутренняя часть ядра предполагается твёрдой, железо — никелевого состава. Мантия находится в расплавленном состоянии, в верхней части которой располагаются магматические очаги. На глубине 120 - 250 км под материками и 60 - 400 км под океанами залегает слой мантии, называемый астеносферой. Здесь вещество находится в близком к плавлению состоянии, вязкость его сильно понижена. Все литосферные плиты как бы плавают в полужидкой астеносфере, как льдины в воде. Выше мантии находится земная кора, мощность которой резко изменяется на материках и в океанах. Подошва коры (поверхность Мохоровичича) под континентами находится на глубине в среднем 40 км, а под океанами — на глубине 11 — 12 км. Поэтому, средняя мощность коры под океанами (за вычетом толщи воды) составляет около 7 км. Масса Земли равна 5, 975*1027т, объемная масса - 5,52 г/см3, плотность ядра от 9 до 12 г/см3. Земля создает огромное гравитационное поле. Ускорение свободного падения на поверхности земли на уровне моря равно: на экваторе 9,78 см/с2, на полюсе - 9,83 см/сек2. (Фильм «Слои Земли). Из химических элементов таблицы Менделеева лишь не многие имеют широкое распространение в земной коре - это кислород, кремний, железо, алюминий, магний. Содержание остальных элементов составляет всего лишь 3 массовых процента.

          Проблема происхождения Земли и Солнечной системы интересовала человечество еще в глубокой древности. Уже в средние века по этому вопросу существовало два принципиально различных представления. Одни ученые утверждали, что в центре мироздания располагается неподвижная Земля, а все остальные планеты, Солнце и другие звезды обращаются вокруг нее, другие — что в центре мироздания находится Солнце. В середине XVI века великий польский астроном Николай Коперник (1473 - 1543) математически развил гелиоцентрическую гипотезу. Открытие Кеплером

(1571 - 1630) закона движения планет, а Ньютоном (1643 - 1727) закона всемирного тяготения имело огромное значение для объяснения происхождения Солнечной системы. Начало научной космогонии связано с именами Иммануила Канта (1729 - 1804) и Пьера-Симона Лапласа (1749 1827). Ими впервые был провозглашен принцип развития Солнечной системы под воздействием природных сил. Оба они придерживались мнения, что исходный материал, из которого формируются планеты, находится в разреженном состоянии в виде газа (Лаплас) или в виде определенных частиц (Кант). В основу гипотезы Канта положены реальные физические силы — притяжение и отталкивание. По его представлениям Солнечная система образовалась из первичной пылеобразной материи, находившейся в хаотическом состоянии. По закону всемирного тяготения зти разнообразные по величине частицы приходят в движение. В результате возникают разнообразные звездные сгущения, которые в свою очередь начинают притягивать более мелкие. Таким образом, образовались отдельные крупные сгустки звездного вещества — звезды. Лапласом за прообраз Солнечной системы принимается распаленная газовая туманность, обладавшая изначальным вращением, во время которого она сплющивалась так, что полярный диаметр ее стал в 1,5 раза короче экваториального. Вся туманность по мере охлаждения сжималась все быстрее и быстрее, сплющиваясь по экватору, и, наконец, под влиянием центробежной силы наступил момент отрыва частиц внешней экваториальной части по кольцу газовой туманности («Отрыв колец»). Оторванные частицы образовали «уплотнения», которые продолжают вращаться вокруг оси. В дальнейшем эти «кольца» разрывались, и вещество их свертывалось в планеты, а центральный сгусток туманности превратился в Солнце. По Лапласу Солнечная система — раскаленная, но постепенно остывающая масса. Гипотеза Лапласа приобрела большую популярность и оказала огромное влияние на развитие астрономии конца XIX века. Однако вскоре было установлено, что превращение газового кольца в планету невозможно; газ должен «рассеяться», раздробиться на ряд больших тел, кроме того, эта гипотеза не учитывала одно из основных положений механики — момент вращения: она не объяснила, почему почти вся энергия (98%) оказалась захваченной столь малой частью всей системы - планетами, тогда как основная масса материи (99,87%) сосредоточена на Солнце, на которое приходится 2% момента количества движения. Согласно теории О.Ю. Шмидта (1891 - 1956) Солнце старше планет, в том числе и Земли. Земля и другие планеты образовались из межзвездной метеоритной пыли, захваченной Солнцем путем «сбора» твердых частиц -метеоритов. Шмидт полагал, что поверхность земли не была в раскаленном состоянии, а имела температуру около 44° и с момента своего возникновения получила тепло от Солнца. По мнению В.Г. Фесенкова, Земля образовалась сразу во всей массе, а не «собиралась» из отдельных частиц. Солнце, Земля и окружающие их планеты образовались одновременно, это единый процесс происхождения звездной системы из одной и той же исходной среды — некоторой газово-пылевой туманности. Внутренние части этого уплотнения послужили материалом для образования Солнца, внешние — других планет и

Земли.

2.       Методика диагностирования минералов с пояснением каждого свойства

          Простейшие     свойства,    используемые      для    визуального определения    минералов,          называют диагностическими свойствами,         или признаками. К ним относятся цвет, цвет черты минерала, блеск, твердость, спайность и др.

Цвет минералов- В настоящее время различают три вида окраски минералов: идиохроматическую, аллохроматическую, псевдохроматическую.

Идиохроматическая окраска обусловлена кристаллохимическими особенностями минерала и вызывается вхождением в состав хромофоров (элементов носителей окраски). Минералы всегда обладают постоянным цветом. Например, хлорит (греч. "хлорос"_-. зеленый), рубин (лат, "рубер" — красный), гематит (греч, "гематикос" - кровавый).

Аллохроматическая окраска не зависит от кристаллохимической природы, а связана с тонкорассеянными в нем посторонними механическими примесями, окрашенными в те или иные тона. Цвет минерала не постоянен. Например, бесцветный кварц может быть окрашен в фиолетовые (аметист), золотисто-желтые (цитрит), черные (морион) и другие тона. Если красящий пигмент распределен в минерале неравномерно, возникает пестрая неравномерная окраска, (агат, яшма).

Псевдохроматическая, или ложная, окраска вызывается оптическими эффектами, чаще всего интерференцией падающего света при его отражении

– от трещин, включений в минералах, тонких пленок на их поверхности

      (облицовочный                камень                лабрадорит). Это                явление

называют иризацией. Иризирующие пестроокрашенные пленки часто наблюдаются на слегка окислившейся поверхности халькопирита, борнита.

Такие пленки называют побежалостями.

Цвет черты минерала на матовой фарфоровой пластинке или цвет минерала в порошке может совпадать с собственным цветом минерала (у красной киновари – черта красная, у черного магнетита – черная) или отличаться от него (у латунно-желтого пирита – черта черная, у

стальносерого гематита – красновато-бурая и т.д.).

Цвет черты имеет смысл определять для непрозрачных или полупрозрачных ясноокрашенных минералов, твердость которых меньше твердости фарфоровой пластинки. Для некоторых минералов цвет черты является важным диагностическим признаком. Например, сфалерит всегда дает желтовато-коричневую черту, по которой легко отличается от галенита, имеющего черную черту

Блеск минералов.  Эта характеристика является достаточно объективным диагностическим признаком, так как зависит от показателя преломления и показателя отражения. Интенсивность блеска тем больше, чем выше показатель преломления минерала.

Стеклянный – напоминает блеск стекла, характерен для прозрачных и полупрозрачных минералов с показателями преломления 1,3 - 1,9 (флюорит, полевые шпаты, карбонаты и др).

Алмазный – достаточно сильный искрящийся блеск; характерен для минералов с показателем преломления 1,9 - 2,6 (алмаз, сфалерит касситерит, циркон и др.).

Полуметаллический - сходный с блеском потускневшей поверхности металла, характерен для полупрозрачных минералов с показателями преломления от 2,6 до 3,0 (киноварь, гематит, графит и др.).

Металлический, напоминающий блеск гладкой поверхности металла, характерен для непрозрачных минералов с показателем преломление больше 3,0 (пирит, галенит, молибденит, халькопирит и др.).

Прозрачность. По этому признаку минералы делят на прозрачные - хорошо пропускающие падающий на них свет, через которые отчетливо видны предметы (горный хрусталь, исландский шпат); полупрозрачные, через которые видны только очертания предметов, просвечивающие, через которые свет проходит лишь в тонком слое (полевые шпаты) и непрозрачные, через которые свет не проходит (абсолютное большинство сульфидов, многие оксиды, самородные металлы).

Твердость - способность минералов противостоять внешнему механическому воздействию более прочного тела. Обычно в минералогии определяется относительная твердость путем царапания одного минерала другим. Для этих целей используется шкала твердости Мосса, в которую входят следующие 10 минералов, расположенные в порядке увеличения твердости: тальк - 1, гипс - 2, кальцит -3, флюорит - 4, апатит - 5, ортоклаз - 6, кварц - 7, топаз - 8, корунд - 9, алмаз - 10.

Спайность и излом. Спайностью – способность минералов раскалываться или расщепляться по определенным кристаллографическим направлениям с образованием ровных плоскостей, называемых плоскостями спайности. Плоскости спайности ориентированы параллельно действительным или возможным граням кристалла. Это свойство всецело зависит от внутреннего строения минералов и проявляется в тех направлениях, в которых наблюдаются наименьшие силы сцепления между материальными частицами. Названия ряду минералов даны в зависимости от проявления спайности. Например, шпатами называют минералы с хорошей спайностью в нескольких направлениях; ортоклаз спайность под углом 90° и т.д.

В зависимости от степени совершенства выделяют несколько видов спайности:

1.        Весьма совершенная. Минерал легко расщепляется на отдельные тонкие пластины или листочки, получить излом в другом направлении очень трудно (слюды, хлорида, тальк).

2.        Совершенная. Минерал легко раскалывается по плоскостям спайности, причем отбитые кусочки напоминают отдельные кристаллы (кальцит, галенит, галит, флюорит).

3.        Средняя. При раскалывании образуются как плоскости спайности, так и неровные изломы по случайным направлениям (полевые шпаты, роговая обманка).

4.        Несовершенная. Минералы раскалываются по произвольным направлениям с образованием неровных поверхностей излома, отдельные плоскости спайности обнаруживаются с трудом (апатит, кварц, нефелин, касситерит, самородная сера).

Плотность – зависит от атомной массы или ионов, слагающих кристаллическую решетку минералов. Существенную роль играют размеры ионных радиусов, возрастание которых обычно компенсирует увеличение атомной массы.

Плотность минералов изменяется в пределах от 0,9 до 23. При этом к легким относятся минералы, обладающие плотностью до 2,5 (сера, гипс, галит, опал). Средней плотностью (от 2,5 до 4) например кварц, полевые шпат, слюды, кальцит. Тяжелыми считаются минералы с плотностью более 4. Чаще всего это - рудные минералы (пирит, галенит, сфалерит, халькопирит к др.). Из нерудных минералов высокой плотностью обладает барит.

Магнитность. Магнитными свойствами обладают немногие минералы (магнетит, пирротин)

Реакция с разбавленной соляной кислотой используется для диагностики минералов класса карбонатов. Эти минералы имеют стеклянный, реже матовый блеск, среднюю твердость, совершенную спайность и сравнительно светлую окраску. Интенсивность протекания реакции не одинакова для различных карбонатов.

Растворимость в воде (вкус) характерна для природных хлоридов. По нему соленый галит легко отличается от горько-соленого сильвина.

Из других свойств минералов для их диагностики имеют значение радиоактивность, люминесценция (свечение под действием облучения ультрафиолетовыми лучами), ковкость, хрупкость и др.

3.   Геологическая деятельность вод поверхностного стока

Осадки, стекающие по поверхности суши в виде дождевых и снеговых вод, составляют ПОВЕРХНОСТНЫЙ СТОК. Суммарное количество воды, ежедневно стекающей с континентов в Мировой океан достигает 37 тыс.км³.

Поверхностный сток в зависимости от характера отекания вод делят на ПЛОЩАДНОЙ и РУСЛОВОЙ, или ЛИНЕЙНЫЙ. В первом случае основным источником питания являются атмосферные осадки и сезонное таяние снега. Эти воды на ровных пологих склонах растекаются в виде многочисленных струек. Живая сила таких струек везде одинакова. Наиболее благоприятные условия для такого стока создается в пределах равнинных степей районов умеренного и субтропического поясов, в горных районах, на берегах оврагов и речных долин. Процесс плоскостного смыва, совершаемый на склонах дождевыми и талыми водами, называется ДЕЛЮВИАЛЬНЫМ (лат, «делюо» - смываю).

В другом случае поверхностные воды в виде линейно вытянутых струй и потоков собираются в определенные русла: рытвины, ложбины, овраги и речные долины. По времени и результатам своего действия русловые потоки делятся на ВРЕМЕННЫЕ и ПОСТОЯННЫЕ, и ли ПЕРИОДИЧЕСКИ ДЕЙСТВУЮЩИЕ.

Среди временных потоков выделяются потоки равнинных территорий, благодаря которым формируются овраги, и горные потоки. Они образуются за счет атмосферных осадок, таяния снегов, а иногда питаются подземными водами.

Постоянными водотоками поверхностного стока являются реки. Их питание осуществляется за счет атмосферных осадков, подземных вод, ледников, озер и болот. В зависимости от характера питания меняется и режим рек, количество воды, уровень и скорость течения.

Для каждой реки в течение года характерно чередование периодов ВЫСОКОГО (паводок или половодье) и НИЗКОГО (межень) уровня воды, вызванное изменением количества воды в реке. В период половодья скорость потока возрастает в 3-4 раза. Скорость потока зависит от поперечного сечения реки. Максимальная скорость наблюдается в наиболее глубокой части потока, и называемой СТРЕЖНЕМ.

В зависимости от характера рельефа реки разделяются на равнинные и горные. РАВНИННЫЕ реки текут в неглубоких и широких долинах, заполненных рыхлыми отложениями. Для них характерны малые русловые уклоны и спокойное течение. ГОРНЫЕ реки протекают в глубоких, узких долинах, часто с каменным ложем. Для них характерны большой уклон русла, быстрые течения, частые пороги и водопады.

Независимо от типа реки в ней принято выделять три части: ВЕРХНЕЕ ТЕЧЕНИЕ, или верховодье, примыкающее к истоку, СРЕДНЕЕ и НИЖНЕЕ ТЕЧЕНИЕ, или низовье, заканчивающееся устьем - местом впадения реки в какой-либо водоем.

Любая река характеризуется протяженностью, площадью бассейна, или водосбора, и расходом воды. Самой протяженной рекой мира является Миссисипи с Миссури (7330 км) самой большой площадью бассейна обладает Амазонка (7000 км²),самый мощный расход воды у Амазонки

(120000 м³/с).

Разрушительная деятельность вод поверхностного стока заключается в плоскостном смыве продуктов выветривания со склонов возвышенного участков рельефа и русловым размыве горных пород водными потоками (эрозионные процессы).

При плоскостном смыве временные потоки захватывают часть рыхлого материала и перемещают его к основанию склона. Благодаря этому происходит общее выравнивание поверхности континентов. Интенсивность смыва определяется объемом стекающей воды, крутизной склонов и отсутствием на пути движения растительного покрова.

Делювиальный снос является весьма угрожающим для сельского хозяйства и горного производства. Со склонов смываются плодородные почвы; борта карьеров, сложенные рыхлыми породами, переувлажняются, что приводит не только к смыву верхнего подвижного слоя, но и к созданию условий для водно-гравитационных процессов (оползней, оплывин),

Русловой (линейный) размыв водными потоками развивается в соответствии с физическими законами гидродинамики и осуществляется в процессе взаимодействия между силами текучей воды и сопротивлением размыву горных пород. Работа текучей воды определяется энергией потока

(живой силой -  ) и зависит от скорости течения, которая прямо пропорциональна уклону ложа, а также от массы воды в потоке. Вся работа потока, начиная от явлений смыва и размыва и кончая явлениями шлифования и царапания русла, называется ЭРОЗИЕЙ (лат." еrodo" размываю). Следовательно, понятие эрозии объединяет следующие явления: 1)смыв и размыв горных пород силой водного потока; 2) шлифованием и царапанием дна русла переносимым потоком минеральных частиц ( КОРРАЗИЯ) и 3) химическое растворение (коррозия) горных пород водным потоком.

Различные породы в зависимости от их состава и структурнотекстурных особенностей, начинают размываться при различных скоростях движущейся в потоке воды. Так, глинистые породы разрушаются при скорости потока 0,15 м/с, песчаные - 0,3-0,4 м/с, слабо сцементированные конгломераты - 1,0-1,2 м/с, слюдяные сланцы - 1,5-1,8 м/с,габбро-3,0-3,2 м/с

Захваченные потоками воды минеральные частицы и их растворы переносятся вниз по течению. При этом перенос материала осуществляется:!) во взвешенном состоянии (в виде мути, суспензии); 2) во влекомом состоянии - путем перекатывания по руслу волоком ; 3) в растворенном состоянии. Транспортирующая сила водяного потока пропорциональна шестой степени скорости течения.

                      На    разных    стадиях    развития    водного    потока    его    эрозионная

деятельность меняется не только по величине, но и по своей направленности.

Различают два вида его эрозии - глубинную и боковую. ГЛУБИННАЯ, или ДОННАЯ эрозия характеризуется процессами размыва и углубления дна ложа потока (врезание потока в породы дна) силами движущиеся воды. БОКОВАЯ эрозия выражается в разрушении водными потоками основания стенок эрозионной борозды, вследствие чего происходит расширение русла потока.

В начальные стадии развития разрушительная деятельность водного потока начинается с глубинной эрозии. Уровень углубления ложа потока, ниже которого прекращается эрозионная деятельность потока, называется БАЗИСОМ ЭРОЗИИ. Для большинства водных потоков на континентах базисом эрозии является уровень Мирового океана, называемый абсолютным базисом эрозии. Кроме того существуют местные базисы эрозии, представляющие собой уровни водосборных элементов.

Скорость врезания зависит от состава горных пород. На участках водного потока, где выходят на поверхность кристаллические массивные породы, образуются пороги и перекаты.

Общая закономерность эрозионных процессов заключает в прорытии склона текучими водами от устья к верховью и начинается от определенной точки, находящейся у подножия склона или же на уровне водосборного бассейна.

В верховодье потока происходят смыв и размыв русла, и вынос продуктов смыва и. размыва. В среднем течением поток лишь переносит материал, поток на этом уровне не углубляет русла и отлагает наносов. В нижнем течении происходит намыв, отложение материала. Границы отмеченных частей потока во

времени перемещаются в направлении, обратном течению потока. Состояние потока, при котором четко выделяются три отмеченные части, называется СОСТОЯНИЕ РАВНОВЕСИЯ. Кривая русла в состоянии равновесия потока называется ПРОФИЛЕМ РАВНОВЕСИЯ. Она соответствует условиям минимальной работе водотока по размыву русла.

При приближении продольного профиля к положению профиля равновесия глубинная эрозия замедляется, а освобождающаяся энергия потока расходуется на расширение русла, т.е. поток вступает в стадию боковой эрозии. Согласно действию кориолисого ускорения в северном полушарии Земли на больших реках более интенсивно подмывается правый берег. Течение потока, отразившись от подмываемого берега, отклоняется в противоположную сторону. На возникшем изгибе стержня образуются системы поперечной циркуляции воды.

Образование изгиба русла в одном месте неизбежно влечет возникновение целой серии сопряженных с ним изгибов ниже по течению, так как стрежень будет отражаться последовательно то от одного берега, то от другого.

Русло, благодаря боковой эрозии, не только расширяется, но и приобретает извилистое строение - река МЕАНДИРУЕТ. Дальнейшее расширение ложа потока связано с развитием излучин, меандр и боковым смещением русла.

С расширением русла уменьшается скорость потока и его транспортирующая способность. Это приводит к началу аккумулятивной деятельности.

В деятельности потоков выделяют три стадии, постепенно сменяющиеся по мере выхолаживания уклона:1-стадия молодости - характеризуется поперечным V -образным врезом, преобладает глубинная эрозия; 2- стадия зрелости - русло расширяется, поперечный профиль V образный, появляется боковая эрозия и 3-етадня, когда достигается профиль равновесия - широкая долина, извилистое русло (стадия старости).

Изменение базиса эрозии ведет к возобновлению донной эрозии. Следствием омоложения долин является образование НАДПОЙМЕННЫХ ТЕРРАС - остатков прежнего днища долин с залегающим на нем покровом осадочных пород, возникающих в результате деятельности русловых потоков.

Каждая терраса состоит из почти горизонтальной площадки, вытянутой вдоль русла реки и уступа, ограничивающего эту площадку со стороны русла. Линия пересечения площадки и уступа называется бровкой, внутренний край площадки - швом террасы.

Образуется терраса в фазу боковой эрозии и аккумуляции вещества. Уступ террасы формируется в последующую стадию углубления русла. В долинах рек можно наблюдать несколько террас. При этом самая низкая терраса, заливаемая в половодье, называется пойменной террасой. Соответственно вышележащие террасы называются надпойменными - первой, второй и т.д.

Временные русловые потоки формируют следующие эрозионные формы рельефа: эрозионные борозды глубиной до 0,5 м; рытвины (до 1-2 м), промоины (до 3-5) и овраги. Русло оврага называется тальвегом.

Реки формируют крупные понижения в рельефе земной поверхности - речные эрозионные долины, в строении которых выделяются русло, днище, склоны и берега.

Смываемые струйками дождя и талых вод продукты разрушения горных пород отлагаются в нижних частях склона и у его подножия. Так происходит накопление ДЕЛЮВИЯ (греч.- смытый). Чаще всего он представлен глинистыми породами, включающими обломками твердых коренных пород.

Иной характер имеют отложения временных потоков смывающих материал с горных склонов. Эти потоки имеют характер грязевых потоков несущих огромную массу не только взвешенных частиц, но и искомого материала - гравий, гальку и камни. Такие потоки называют в Средней Азии - СЕЛЯМИ, а в Альпах - МУРАМИ.

При многократном повторении грязевых потоков формируются мощные толщи, называемые ПРОЛЮВИЕМ (промытый).

Отложения сосредоточенных потоков - ручьев, речек и рек называются

АЛЛЮВИЕМ (намытый). Эти отложения в долинах и устьях рек в основном в период половодья. На поверхности поймы, где глубина и скорость потока минимальные, отлагается мелкий обломочный материал-песок и пылеватоглинистые частицы. В русле рек откладываются наиболее крупный обломочный материал - гравий, галька, песок.

Русловые отложения, выступающие из-под воды в меженное время в виде удлиненных островков и подводных гряд, называются мелями и косами.

В устье реки происходит образование намытых островков- дельт, разделе иных многочисленными речными рукавами.

Вода производит огромную геологическую работу не только в жидком состоянии, но в твердом – в виде льда ледников. ЛЕДНИКОВЫЙ (ГЛЕТЧЕРНЫЙ) лед образует крупные естественные скопления - ЛЕДНИКИ, отличающиеся большим разнообразием размеров и форм. В современную эпоху ими занято более 10 % суши земного шара.

Все ледники благодаря пластичности льда и силам тяжести движутся из области накопления льда в область разгрузки, где они постепенно стаивают. Скорость движения ледников зависит от размеров ледника, количества атмосферных осадков, рельефа ледникового ложа, скорости таяния и температуры льда. Средняя часть ледника движется быстрее придонной и боковых частей. Вообще же скорость движения ледников невелика и измеряется десятками и первыми сотнями метров в год.

По виду областей питания и характеру движения ледники подразделяются на два типа: материковый и горный.

Движущиеся ледники осуществляют разрушительную работу и перенос разрушенного материала. Это разрушение получило название ЭКЗАРАЦИИ (лат. «экзарацио» -выпахивание).В результате перемещения материковых ледников мощные толщи льда сглаживают выступы на земной поверхности, а после их таяния остаются отшлифованные породы ложа. При движении материковых льдов происходит ледниковая корразия, в результате которой на сглаженной поверхности пород остаются борозды и царапины.

Материковые льды создают характерные формы рельефа: борозды и котловины заполненные водой; ассиметричные сглаженные холмы - бараньи лбы; курчавые скалы; скалы - "отторженцы" - перемещенные ледниками холмы податливых пород. Под напором льда могут происходить нарушения первичного залегания пород с образованием складок, надвигов и др.

Обломочный материал перемещается льдом частично во влекомом состоянии, часто вмерзшим в лед, частично на поверхности ледников. Весь этот материал вместе с материалом, содранным ледником с ложа уносится вниз, где он откладывается в виде МОРЕНЫ. Грубообломочный материал при этом шлифуется, округляется, покрывается царапинами, превращается в валуны - обязательные части морен. В зависимости от положения обломочного материала в толще движущего льда выделяют донные, поверхностные и внутренние подвижные, а среди поверхностных - боковые и срединные. Для горных ледников характерны всех вида подвижных морен, для материкового льда - поверхностные и внутренние.

Талые воды ледника, размываясь впереди края ледника, откладывают приносимый им взвешенный и влекомый материал. Так происходит накопление ФЛЮВИОГЛЯЦИАЛЬНЫХ отложений, имеющими некоторое сходство с аллювиальными. Те же талые воды доставляют обломочный материал в озерные водоемы. За их счет формируются ОЗЕРНОЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ. Некоторые из них называются ленточными глинами, имеющими очень тонкую слоистость.

Смываемые и размываемые потоками поверхностных вод рыхлые продукты разрушения горных пород частично отлагаются в руслах поймах, а в основной своей массе выносятся в море. Минеральные массы, выносимые реками в море во взвешенном и влекомом состоянии, составляют твердый сток реки. Те же минеральные вещества, которые выносятся в море в растворенном состоянии, образуют химический сток реки.

Твердый сток всех рек РФ равен 472,3 млн.т в год, что составляет

3,7% твердого стока всех рек земного шара. Химический сток рек нашей страны достигает 374 млн.т в год или 6 % стока всех рек мира. Масштабы денудации территории РФ выражаются 846,3 млн.т в год. Таковы размеры разрушения (денудации) материков.

Следствием таких геологических процессов является общее снижение уровня поверхности суши. Величина этого снижения в среднем оценивается величиной 1 м в течение 12 лет.

4.  Виды воды в горных породах

1.        Вода в форме пара. Пары воды, образующиеся при испарении в атмосфере или земной коре, заполняют вместе с воздухом не занятые водой поры и трещины в горных породах.

Количество паров не превышает несколько тысячных долей процента от массы пород. В определенных условиях при понижении температуры до точки росы пары могут конденсироваться и переходить в жидкое состояние. Точка росы – это температурный предел, при котором водяные пары, находящиеся в воздухе, начинают конденсироваться и переходить в жидкое, а при очень резком изменении температуры, и в твердое состояние.

В общем объеме парообразной воды значительная доля принадлежит горячему пару больших глубин или выходу перегретых вод на поверхность Земли. Обособленные скопления пара встречаются на месторождениях нефти и газа.

2.        Физически связанная вода. Присуща преимущественно глинистым породам; в скальных и раздельнозернистых породах эта вода практического значения не имеет.

Существование физически связанной воды обусловлено наличием на поверхности минеральной частицы слабого отрицательного заряда. Благодаря дипольному строению, молекулы воды притягиваются к поверхности минеральной частицы со слабым отрицательным зарядом, водородными положительными концами, образуя прочную связь. Связанная вода составляет примерно 42 % всей воды, содержащейся в земной коре.

Средняя её плотность 1,2 – 1,4 г/см³.

-            прочно связанная, или адсорбированная, вода;

Прочносвязанная вода образуется непосредственно на поверхности частиц горных пород в результате процессов адсорбции молекул воды из паров и прочно удерживается под влиянием электрокинетических и межмолекулярных сил. Особенно много физически связанной воды содержится в тонкодисперсных глинистых породах.

-            слабо связанная вода (пленочная).

Слабосвязанная (пленочная) вода имеет меньший уровень энергетической связи. Она образует на поверхности частиц как бы вторую пленку поверх прочносвязанной и может передвигаться от участков с большей толщиной пленки к участкам, где толщина меньше. Пленка удерживается молекулярными силами, возникающими между молекулами прочносвязанной воды и молекулами воды вновь образующейся пленки. По мере роста толщины пленки действие молекулярных связей уменьшается. Внешние слои слабосвязанной воды доступны для питания растений и могут служить средой развития микроорганизмов.

Признаки физически связанной воды:

-            не подчиняется силе тяжести;

-            не замерзает при температуре минус 78°С;

-            не обладает растворяющей способностью;

-            гигроскопическая вода не замерзает до минус 78°С –и до минус 6°С – пленочная.

 3. Свободная вода - капиллярная вода.

Капиллярная вода частично или полностью заполняет тонкие капиллярные поры и трещинки горных пород и удерживается в них силами поверхностного натяжения.

- гравитационная вода

представляет собой подземные воды, движущиеся в порах и трещинах горных пород под действием силы тяжести. Гравитационная вода обладает растворяющей способностью, передает гидростатическое давление (давление, вызываемое весом жидкости), оказывает при движении механическое воздействие на породы. Механическое действие движущейся воды на породы проявляется в выносе мелких частиц из рыхлых несвязных пород на откосах выемок и котлованов — суффозии, что может обусловить неустойчивость откосов и последующую деформацию склонов. В зоне насыщения гравитационные воды образуют водоносные горизонты. Изучение гравитационных вод, их движения, физических свойств и химического состава является основной задачей при гидрогеологических исследованиях. Такая вода характерна для зернистых и трещиноватых пород, образуя свободные постоянные водоносные горизонты в зоне насыщения верхней части подземной гидросферы.

4. Вода в твердом состоянии. Эта вода распространена в зонах многолетнемерзлых пород в виде кристаллов, жил, линз, прослоев льда. При температуре пород ниже нуля гравитационная и часть связанной воды. Кристаллы льда цементируют отдельные минеральные частицы, превращая рыхлые породы в твердые. Свойства пород, сцементированных льдом, резко отличны от свойств талых пород. Изучением свойств мерзлых пород занимается особая наука — геокриология или мерзлотоведение.

 6. Вода в кристаллической решетке минералов (химически связанная вода). принимает участие в строении кристаллической решетки в виде молекулы (Н₂О), гидроксида (ОН^-), водорода (Н⁺) и оксания (Н₃О⁺).

-                конституционная          вода -          вода в        минералах, входящая   в

кристаллическую решетку и учавствующая в их строении в виде ионов ОН^-, Н⁺, H₃0⁺ ,сама вода образуется после полного разрушения. Выделяется из минерала в пределах от 300° до 1000°С.

-кристаллизационная вода участвует в строении кристаллических решеток некоторых минералов в виде молекул воды в строго определенных количествах (например, гипс СaSO₄-2H₈0). Эта вода также выделяется из минералов при определенной температуре (от 300 до 100° С) и сопровождается поглощением тепла, что и позволяет определять исследуемый минерал при помощи метода термического анализа. Выделение кристаллизационной воды обусловливает разрушение кристаллической решетки минерала и ее перестройку (например, гипс превращается в ангидрит).

-                цеолитная вода — часть кристаллизационной воды, которая может выделяться и вновь поглощается без разрушения кристаллической решетки; входит в состав кристаллических решеток некоторых минералов— цеолитов, представляющих собой водные алюмосиликаты.

5.   Параметры депрессионной воронки

При принудительной откачке грунтовой воды в целях водоснабжения или понижения уровней вследствие трения воды о частицы пород, при прохождении воды через поры происходит снижение уровней в виде воронок. В плане воронки имеют форму, близкую к кругу (рис. 2). В разрезе воронки ограничиваются кривыми депрессии, кривизна которых возрастает по мере приближения к точке откачки.

Радиус депрессионной воронки называют радиусом влияния водозабора Я. Величина Язависит от водопроницаемости пород, глубины понижения уровня подземной воды 5 и других причин.

Ниже приведены значения Я (м) в различных породах:

Песок мелкозернистый........... 50—100

Песок среднезернистый........... 100—200

Песок крупнозернистый........... 200—400

Галечники, гравий.............. 400—600

Суглинки.................... Менее 50

Рис. 2. Депрессионная воронка в разрезе (а) и в плане (б):

О — точка откачки воды; Я — радиус воронки, 5 — понижение уровня в центре воронки

Рис. 3. Величина радиусов Я депрессионных воронок в различных породах: У—гравий;

2—песок; 3— суглинок. Величина 5 одинаковая

Рис. 4. Зависимость радиуса депрессионной воронки Я от глубины откачки воды, т. е. от понижения уровня в центре воронки 5

На рис. 3 хорошо видно, что Я имеет наибольшие значения в хорошо водопроницаемых породах (гравий, крупнозернистый песок) — 400—600 м, где трение воды о частицы породы меньше, чем это наблюдается в слабопроницаемых породах типа суглинков (Я < 50 м). На рис. 4 показана взаимосвязь Я с величиной чем глубже размещается точка откачки воды, тем больше величина Я, но пределом заглубления этой точки служит водоупор. Таким образом, максимальное значение ? будет обеспечивать наибольшее значение Я в данных геологических условиях.

Значения Я входят во многие расчетные формулы при проектировании водозаборных сооружений. Радиус депрессионной воронки можно определить: 1) по формулам; 2) бурением наблюдательных скважин и 3) по аналогии с действующими водозаборами.

Из формул используют расчет Кусакина (для грунтовой воды): Я=23^Щ, где 5 — понижение уровня воды з центре депрессионной воронки, м; Н

— мощность слоя грунтовой воды, м; Аф — коэффициент фильтрации, м/сут.

Рис. 5. Определение величины Я по буровым скважинам:

1 — скважина, из которой откачивают воду; 2—6 — скважины для замера уровней грунтовых вод

Бурение скважин дает точные значения, но это дорогостоящая и трудоемкая работа. На рис. 5 показано, как это обычно выполняют в производственных условиях.

Установление границы депрессионной воронки имеет большое практическое значение при оценке фильтрационных свойств пород, выделении зон санитарной охраны, определении площадей, которые должны осушаться дренажами, при установлении расстояний между соседними водозаборными сооружениями.

6.   Сдвиговые характеристики песчано-глинистых пород

Морфология разрушения образцов при сжатии как скальных, так и глинистых пород характеризуется большим сходством. Различие заключается лишь в большей или меньшей величине пластической деформации, происходящей до и после появления разрывов. Если деформация разрушения прочных скальных пород не превосходит десятых долей процента, то для глинистых пород она может достигать десятков процентов.

Влияние минералогического состава глинистых грунтов на коэффициент одноосного сжатия. Минералогический состав связных грунтов влияет на величину их прочности. Наибольшей прочностью обладает монтмориллонитовая глина, а наименьшей гидрослюдистая и каолинитовая (при одинаковых значениях плотности — влажности). Интересно отметить, что гидрослюдистая глина, уплотнявшаяся в природных условиях (дно Каспийского моря), имела несколько большую прочность, чем аналогичная глина, но уплотнявшаяся искусственно.

Состав обменных катионов глин влияет через изменение расстояния между частицами (изменение плотности). Для Са-монтмориллонита плотность при данном давлении оказывается больше, чем для Na-глин, поэтому у них и прочность несколько выше. Влияние обменных катионов в гидрослюдистых и каолинитовых глинах на их прочность проявляется в незначительной степени.

Влияние высушивания на прочность глинистых грунтов. В результате высушивания связных грунтов прочность их возрастает. Увеличение прочности обусловлено сближением частиц при усадке в результате удаления прослоев воды из контактов между, частицами. Вследствие этого интенсивность электростатического и молекулярного взаимодействия между частицами резко возрастает и обусловливает большую прочность, чем для влажных образцов.

Прочность высушенных глинистых паст может достигать высоких значений, измеряемых десятками и сотнями кГ/см2: для монтмориллонитовых глин — до 260—290 кГ/см2;для гидрослюдистых — до 120—130 кГ/см2; для каолинитовых — до 30— 75 кГ/см2.

Влияние цементации и связности на прочность глинистых грунтов.

Для глинистых грунтов с естественной структурой прочность, обусловленная наличием цементационных (кристаллизационных) связей между частицами, проявляется особенно отчетливо. Так, для нормально уплотненных гидрослюдистых глин дна Каспийского моря прочность на сжатие увеличивалась с ростом содержания в них CaCO3.

Различная связующая роль глинистых частиц разного химикоминералогического состава отчетливо выявляется при добавках к песку монтмориллонитовой и каолиновой глин. После высушивания прочность этих образцов получается неодинаковой. При всех соотношениях песка и глины наибольшая прочность получается при смешивании песка с монтмориллонитовой глиной.

Прочность образцов, изготовленных из, смесей кварцевый песок + монтмориллонит, в 3—5 раз больше прочности образцов, в состав которых входит кварцевый песок и каолин. Дисперсность и кристаллохимическая активность монтмориллонитовой глины выше, чем у каолиновой, в результате чего взаимодействие глинистых добавок с песчаными частицами происходит более интенсивно, что и приводит к повышению прочности.

Влияние дисперсности глин на их прочность. С ростом дисперсности глинистых грунтов прочность их будет возрастать. Однако строгая зависимость между содержанием глинистых частиц и величиной прочности отсутствует. Большое содержание коллоидов среди глинистых частиц может вести не к увеличению, а к уменьшению прочности грунта. Это явление можно объяснить тем, что чем однороднее гранулометрический состав грунта, тем больше величина его пористости и тем больше в нем содержится одноименно заряженных частиц, в силу чего уменьшается действие молекулярных и электростатических сил притяжения.

Влияние обменных катионов на прочность глинистых грунтов. Прочность глинистых грунтов изменяется в зависимости от того, в скоагулированном или диспергированном состоянии находятся частицы в процессе высыхания грунта. При диспергации частиц величина прочности сухих грунтов повышается. Этим объясняется изменение величины прочности глинистых грунтов в зависимости от состава обменных катионов. В опытах П. И. Шаврыгина (1936) предел прочности на сжатие изменялся в зависимости от состава обменных катионов по следующему ряду: Na+ > NH+4> Mn2+ > Mg2+ > Ca2+ >К+ > H+ > Al3+

183 161 148 138 128 112 34 30 кГ/см2.

Как видно, Na+ и NH+, обусловливающие диспергацию каштановой почвы, придают наибольшую прочность образцам. Al3+, вызывая коагуляцию, уменьшает величину прочности по сравнению с Na+ в 6 раз.

Несколько меньшее изменение прочности наблюдается при насыщении Na+ суглинистых грунтов. Однако и в этом случае прочность образцов, насыщенных Na+, в 1,5—2 раза больше прочности образцов, насыщенных Ca2+ и H+.

Оптимальная нагрузка уплотнения глинистых грунтов. Прочность связных и особенно глинистых грунтов сильно увеличивается с ростом их плотности.

Наибольшее уплотнение глинистых грунтов при минимуме затраченной работы достигается при определенной их влажности. А. Ф. Лeбедев установил, что каждой величине влажности образца грунта соответствует определенная величина работы, посредством которой может быть достигнут максимальный объемный вес уплотненного образца. При одной и той же величине работы наибольшая уплотняемость грунта достигается при оптимальной влажности уплотнения. Величина оптимальной влажности уплотнения несколько больше нижнего предела пластичности.

Однако если, уплотнять образцы глинистых грунтов разными нагрузками и определять их прочность после высушивания до воздушносухого состояния, то прочность их возрастает с увеличением нагрузки лишь до определенного предела, после которого остается или постоянной, или незначительно изменяется при дальнейшем увеличении нагрузки (Охотин, 1935).

Такие же данные получены Е. М. Сергеевым (1949) для глин и суглинков различного минералогического состава и дисперсности. Образцы уплотнялись при влажности, соответствующей нижнему пределу пластичности, и доводились до воздушно-сухого состояния, после чего определялась их прочность на сжатие. С ростом уплотняющей нагрузки прочность образцов резко увеличивается до определенного значения, после которого для большинства грунтов остается более или менее постоянной и лишь для моренных суглинков продолжает несколько возрастать.

Нагрузка, при которой достигается прочность грунтов, практически близкая к ее максимальной величине, была названа Е. М. Сергеевым оптимальной нагрузкой уплотнения.

Для того чтобы судить о достижении оптимальной нагрузки уплотнения, необходимо определить степень изменения прочности образцов с ростом уплотняющей нагрузки. Отношение приращения прочности образцов в Г/см2 при увеличении уплотняющей нагрузки на 1 кГ/см2 было названо Е. М. Сергеевым показателем повышения прочности Пп.п..

В большинстве случаев показатель повышения прочности до достижения оптимальной нагрузки уплотнения превышал 500, а после оптимальной нагрузки уплотнения был меньше 10.

Оптимальная нагрузка уплотнения является для определенного грунта величиной устойчивой. Образцы во влажном состоянии после уплотнения имеют меньшую прочность, чем в воздушно-сухом состоянии, но максимальное ее значение достигается при той же оптимальной нагрузке уплотнения. При прогреве и обжиге глинистых грунтов величина прочности их сильно повышается. Однако и в этом случае наибольшую прочность приобретают образцы, подвергнутые до термической обработки уплотнению оптимальной нагрузкой.

В результате действия оптимальной нагрузки уплотнения и последующего высыхания глинистый грунт достигает такого состояния, при котором силы сцепления между частицами проявляются в наибольшей степени. При уплотнении образцов происходит не только сближение ча стиц, но и переориентация их относительно друг друга. Форма и размеры пор становятся более однородными, вследствие чего усадка грунта происходит равномерно, без возникновения перенапряжения, а поэтому повышается и прочность спрессованных образцов.

При оптимальной нагрузке уплотнения (Ропт) создаются такие структура и текстура, которые лишь незначительно могут быть изменены в процессе усадки сформованных образцов и при которых грунт приобретает плотность, достаточную для полного проявления молекулярных и электростатических сил притяжения между частицами. Так, Е. М. Сергеев показал, что при уплотнении образцов до достижения оптимальной нагрузки уплотнения объемный вес их возрос в среднем на 0,42, после же достижения оптимальной нагрузки уплотнения дальнейшее увеличение нагрузки вызвало рост объемного веса в среднем только на 0,05.

При нагрузке, меньшей оптимальной нагрузки уплотнения, не успевает сформироваться микроструктура и текстура, обладающая достаточной плотностью для того, чтобы полностью проявить силы молекулярного и электростатического притяжения, вследствие чего прочность образцов грунта сравнительно невелика. Нагрузка, большая оптимальной нагрузки уплотнения, существенно не изменяет образовавшуюся структуру образцов, в результате чего прочность их возрастает в меньшей степени, чем при Р<Ропт.

Величина оптимальной нагрузки уплотнения зависит от дисперсности глинистого грунта. Чем больше в грунте содержится глинистых частиц и коллоидов, тем меньше величина оптимальной нагрузки уплотнения.

Список используемой литературы

1.                     Ботт М. Внутренее строение Земли/ Пер. с англ. Ю.С.Доброхотова; под ред. Е.Ф.Саваренского.-М.:Мир,1974.

2.                     Сорохтин О.Г. Теория развитии Земли: происхождение, эволюция и трагическое будущее/О.Г. Сорохтин, Дж.В. Чилингар, Н.О. Сорохтин; Рос. акад. наук, Рос. акад. естеств. наук. - Москва; Ижевск: Ин-т компьютерных исслед.,2010.

3.                     Короновский, Н.В. Общая геология: учебник. - М.: КДУ, 2006, С. 418430.

4.                     Миловский, А.В. Минералогия и петрография. - М.: Недра, 1985, С.351378.

5.                     Оллиер К., Выветривание, М., Недра, 2010.

6.                     Киссин И.Г. Вода под землёй. - М.: Наука, 1976. - 224 с.

7.                     Справочное руководство гидрогеолога. В 2 томах. Под ред. В.П.

Якуцени. - Л.: Недра, 1967. - Т.1. - 592с.

8.                     Бондарик Г. К., Ярг Л. А. Инженерно-геологические изыскания. М., 2007.

9.                     Зверев, В. П. Подземные воды земной коры и геологические процессы. – М.: Научный мир. – 2006. – 256 с.

10.                 Кирюхин, В. А., Коротков, А. И., Павлов, А. Н. Общая гидрогеология. – Л.: Недра. – 1988. – 359 с.

11.                 Климентов, П. П., Богданов, Г. Я. Общая гидрогеология. – М.: Недра. – 1977. – 312 с.

12.                 Ланге, О. К. Гидрогеология. – М.: Высшая школа. – 1969. – 356 с.