ТОР 5 статей: Методические подходы к анализу финансового состояния предприятия Проблема периодизации русской литературы ХХ века. Краткая характеристика второй половины ХХ века Характеристика шлифовальных кругов и ее маркировка Служебные части речи. Предлог. Союз. Частицы КАТЕГОРИИ:
|
АБРАЗИОННЫЕ И АККУМУЛЯТИВНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА И ОТЛОЖЕНИЯ МОРСКИХ ПОБЕРЕЖИЙ И ОЗЕРВажным рельефообразующим фактором на земной поверхности является деятельность морей и озер, которая приводит как к возникновению характерных абразионных и аккумулятивных форм рельефа морских побережий, так и к накоплению специфических типов морских и озерных отложений. Важнейшим фактором развития берегов является движение морской воды. Наибольшее значение имеют волнение, волнопри-бой, связанные с действием ветра, затем приливно-отливные движения, обусловленные притяжением Луны и Солнца, и различные виды морских течений. Существенное влияние оказывают также структурно-литологические особенности строения морских берегов, их изрезанность, высота и крутизна, характер новейших тектонических движений. Кроме того, развитие береговой зоны происходит в связи с жизнедеятельностью некоторых организмов. Береговой линией принято называть линию пересечения поверхности моря (океана, озера или водохранилища) с поверхностью суши. Положение береговой линии быстро меняется в связи с приливами и отливами, в зависимости от сгонов и нагонов воды ветром и значительно медленнее от размыва берега или накопления осадков. Эти перемещения береговой линии сравнительно невелики. Главные же перемещения ее связаны с трансгрессиями и регрессиями моря. Полоса суши, примыкающая к современной береговой линии и отличающаяся развитием форм рельефа, созданных волнами при современном положении уровня моря, называется берегом (рис. 36). Полоса морского дна, примыкающая к берегу и подвергающаяся воздействию волн и прибрежных течений, называется подводным береговым склоном (прибрежье, или взморье). Берег и подводный береговой склон образуют береговую зону. Вследствие тектонических опусканий или поднятий берега либо в результате эветатических колебаний ранее созданные древние береговые линии и связанные с ними формы рельефа окажутся либо «поднятыми», т. е. сформировавшимися при относительно более высоком уровне моря, либо «погруженными» — образовавшимися при более низком его положении, чем современное. Обе эти зоны ограничивают распространение сохранившихся форм древнего взаимодействия моря и суши и вместе с береговой зоной называются побережьем. Под влиянием береговых процессов именно в береговой зоне происходит разрушение ранее существовавших и образование новых форм рельефа и толщ прибрежных отложений. Движение морской воды. Основным фактором формирования рельефа и процессов перемещения наносов в береговой зоне являются волны, волноприбойная деятельность воды, развивающаяся на водной поверхности под действием ветра. Энергия ветра передается верхнему слою водной оболочки, вызывая колебательные движения частиц воды, описывающих замкнутые круговые орбиты в вертикальной плоскости и одновременно совершающих поступательное движение по направлению действия ветра. Там, где частицы воды занимают наивысшее положение на орбите, на поверхности воды образуется выпуклость — гребень волны, наивысшая часть которого называется вершиной волны; наинизшему положению соответствует углубление — ложбина волны. Волна характеризуется высотой, длиной, скоростью распространения и периодом (промежуток времени, в течение которого частица воды описывает полную орбиту, или, иначе говоря, промежуток времени между прохождением двух вершин волны через одну определенную точку). Волновые движения, передаваясь от поверхностного слоя в глубину толщи воды, постепенно затухают, так что основная часть волновой энергии сосредоточена у самой поверхности волнующегося слоя. Большинство исследователей считает, что уже на глубине, равной половине длины волны (или даже '/з)> практически воздействие волнения прекращается. Ветровые волны при движении к прибрежным участкам моря, где глубина его меньше глубины распространения волновых движений, преобразуются в волны мелководья. Вследствие влияния дна изменяется форма орбит, описываемых частицами. Вместо круговых орбиты становятся эллиптическими и по мере удаления от поверхности еще больше уплощаются снизу. Поэтому частицы воды в придонном слое совершают уже не вращательные движения, а возвратно-поступательные (к берегу и от него). Наряду с деформацией орбит происходит деформация и поперечного профиля волн — передний склон волны становится круче, а задний 106 выполаживается. Асимметрия профиля волн связана с неравенством орбитальных скоростей вследствие трения о дно в зоне мелководья. Когда волна достигает критической глубины, равной ее высоте, на какой-то момент фронтальный склон волны становится вертикальным, затем происходит закручивание, нависание и обрушение гребня. Такой тип разрушения волны называют прибоем. С прибойными волнами и связана основная разрушительная деятельность моря, или абразия (лат. abradera — соскабливаю). Известный исследователь морфологии и динамики морских берегов В. П. Зенкович выделяет абразионный и аккумулятивный типы берегов, отличающиеся друг от друга своим развитием и образованием различных, характерных для каждого типа, форм рельефа. Величина уклона дна в пределах подводного берегового склона определяет расход энергии волн, а в зависимости от этого берег развивается либо как абразионный, либо как аккумулятивный. Абразионный тип берегов. Наиболее интенсивное разрушение происходит у берегов, близ которых дно моря имеет крутой уклон (приглубый берег). На берегах, сложенных кристаллическими и крепкими осадочными породами, абразия протекает медленно, но в конечном итоге приводит к образованию отчетливых абразионных форм. Рыхлые породы песчаного и гравийно-галечного составов наиболее интенсивно абрадируются и образуют значительные наносы. При достаточной крутизне дна приглубых берегов ширина прибрежного мелководья мала и волны, проходя над ним, мало расходуют свою энергию на трение о дно. В результате волны, имея еще большой запас энергии, доносимый до берега, с большой силой обрушиваются на него. Давление волн во время шторма может достигать 30—70 т/м2. У линии уреза или выше, до уровня заплеска волн при прибое, в породах вырабатывается волноприбойная ниша, над которой коренные породы нависают в виде карниза. По мере углубления ниши происходит обрушение нависающего карниза и образование отве сной стенки абразионного уступа, называемого клифом. При дальнейшем разрушении береговой обрыв отодвигается в сторону суши. Одновременно волны разрушают и подводный склон, ниже береговой линии. Перед подножием отступающего клифа в коренных породах образуется все расширяющаяся в сторону суши и слабо наклоненная (0,05—0,02) к морю широкая абразионная прибрежная площадка (платформа) — бенч. Между подводной частью площадки и береговым обрывом у его подножия образуется узкая полоса пляжа, покрывающего надводную часть бенча, образованного обломоч-ным материалом (гравием, галькой, ракушечным детритом, песком). Это очень подвижный материал; в сильные штормы он может временно уноситься на подводный склон, а затем снова выбрасываться на берег. В породах, дающих мало материала для наносов, часть бенча может быть обнажена над водой. Перемещаемый обломочный материал обрабатывает абразионную площадку, понижает ее. Иногда над водой на абразионной площадке - -Рис. 37. Стадия развития абразионного берега — I, II, III (по В. П. Зенковичу). T I, Т II, Т III — абразионные террасы в соответствующие стадии развития; A I, А II, А III —то же, аккумулятивные террасы; П—пляж возвышаются остроконечные или столбообразные скалы крепких пород — абразионные останцы прежнего положения отступающего берега моря — кекуры. Обломочный материал, уносимый с пляжа на подводный склон, во время движения дробится, истирается, окатывается, сортируется. Более крупный материал перемещается к берегу прямой волной, движущейся с большей скоростью, чем обратная, которая уносит за нижний край бенча более тонкий материал. Здесь начинается формирование подводной аккумулятивной прислоненной террасы, пологая поверхность которой в процессе ее развития непосредственно продолжает поверхность абразионной террасы (рис. 37). Процесс абразии и отступания берега постепенно за^ медляется вследствие увеличения полосы мелководья за счет расширения абразионной и аккумулятивной террас. Профиль береговой зоны приближается к состоянию абразионного профиля равновесия, при котором в любой точке берегового профиля уже не происходит ни абразия, ни аккумуляция материала. На всех участках профиля выработаны уклоны, уравновешивающие размывающую силу волн. Оживление абразии может быть вызвано понижением поверхности берега, т. е. увеличением глубины бенча, связанным с трансгрессией моря. В результате же регрессии моря абразионная терраса может оказаться выше уровня моря, а абразионная деятельность приведет к выработке новой абразионной террасы на более низком уровне. Неоднократные регрессии формируют несколько уровней морских террас. Реальные профили абразионных берегов в зависимости от состава слагающих их пород могут быть различными. Наиболее близки к теоретическому профилю абразионные берега, сложенные глинистыми или мергелистыми породами. Наиболее далеки от теоретического профиля берега, сложенные массивными кристаллическими или крепкими плотными осадочными породами. В зависимости от особенностей структуры коренных пород и их литологии образуются различные морфологические типы бенчей и клифов. Можно различать клифы по степени их развития: к л и -108 фы активные с четко выраженной вертикальной стенкой и волноприбойной нишей у основания, свидетельствующие о высокой активности абразионного процесса; отмирающие клифы, которые абрадируются только эпизодически во время очень сильных штормов; на отмершем клифе отсутствуют совершенно какие-либо следы современной абразии; если клиф наблюдается в пределах морских террас, вне современной береговой зоны, то он называется древним. Аккумулятивные формы береговой зоны. Для отмелых берегов с пологим уклоном дна, в отличие от приглубых интенсивно размывающихся берегов, характерно накопление обломочного материала и образование аккумулятивных форм. Морские отложения, формирующиеся в береговой зоне в условиях мелководья — при-брежно-морские наносы — очень подвижны. Если волны по отношению к берегу направлены под прямым углом, морские наносы будут испытывать поперечное перемещение, а если волны подходят под косым утлом, наносы будут перемещаться продольно вдоль берега. Чаще всего волны подходят к берегу под некоторым углом, поэтому оба вида перемещения происходят одновременно. Основные закономерности поперечного перемещения обломков были впервые рассмотрены В. П. Зенковичем в 1946 г. В связи с асимметричным строением волнового потока скорости прямых волновых движений (направленных к берегу), возникших под действием ветра, больше скорости обратных (идущих от берега), подчиненных действию силы тяжести. Это преобладание возрастает по мере приближения к берегу. В верхней части пологого склона, ближе к береговой линии вследствие преобладания прямых скоростей над обратными в итоге волнового колебания частицы наноса будут перемещаться вверх по склону, в сторону берега. В нижней части склона, где асимметрия скоростей небольшая, суммарное действие прямой и обратной скоростей и составляющей силы тяжести, приведет к тому, что итоговое перемещение частицы наноса будет направлено вниз по склону. Между этими двумя участками подводного склона располагается такая зона, где преобладание прямой волновой скорости над обратной компенсирует действие составляющей силы тяжести. На этом участке, называемом нейтральной зоной, частицы не перемещаются ни вверх, ни вниз по склону, а испытывают колебательные движения. В результате различных типов перемещения обломочного материала образуются разнообразные аккумулятивные формы рельефа берегов. Наиболее характерными формами аккумулятивных типов берегов при поперечном перемещении наносов являются пляжи, подводные и береговые валы и береговые бары. Пляжи представляют собой скопления наносов, образовавшихся действием прибойного потока. На отмелых берегах формируется пляж полного профиля, обычно песчаный, с образованием на внешнем крае пляжа берегового вала с более пологим склоном, обращенным к морю, и более крутым тыловым склоном, разделенным гребнем вала. При разнородной величине обломков мелкие части-
цы накапливаются на пологом склоне вала, крупные забрасываются большими волнами на гребень и крутой склон вала, где также наблюдается, вследствие процесса сепарации по удельному весу, обогащение тяжелыми минералами. Такой тип пляжа формируется при резком преобладании прямых волновых скоростей над обратными. На приглубых же берегах (у обрывов), где обратные скорости достаточно велики, образуется пляж неполного профиля, односторонний. Тут более характерны галечные пляжи. Береговые валы. Пляж полного профиля с береговым валом во время затухания штормового волнения осложняется более мелкими валами, формирующимися на его фронтальном склоне. В сильный шторм мелкие валы разрушаются, а слагающий их материал частично уносится на подводный склон, частично перебрасывается через гребень вала на тыловой склон, увеличивая высоту вала и продвигая его в сторону суши. При значительной высоте крупного берегового вала последний может оказаться уже вне действия волн, тогда у основания морского склона его будет формироваться новый, более молодой крупный береговой вал. В процессе формирования берегов аккумулятивного типа может возникнуть таким образом целый ряд древних береговых валов, что приведет в итоге к наращиванию берега и продвижению его в сторону моря. Строение и расположение береговых валов позволяет восстановить историю формирования берега, положение древних береговых линий. Подводные валы наблюдаются обычно в верхней части пологого подводного склона, сложенного мелкозернистым песком, и протягиваются вдоль берега в виде параллельных песчаных гряд вы сотой от 0,5 до 2,5 м. Обычно насчитывается от двух-трех до десятка таких валов, протягивающихся на несколько десятков километров. Особенно широко развиты подводные валы на обширных мелководьях с большим количеством наносного материала. По В. П. Зенковичу, образование подводных валов происходит на глубинах, близких к двойной высоте волны, где наблюдается забурунивание — частичное разрушение (потеря энергии) волны и отложение переносимого материала. Ближе к берегу ослабленная волна может снова на глубине, равной двойной высоте, но уже новой меньшей волны, частично разрушиться и снова отложить материал на дне. При неоднократном повторении процесса возникает несколько подводных валов, которые растут в высоту, ширину и перемещаются к берегу за счет переотложения материала с фронтального склона на тыловой (обращенный в сторону берега). В конечном итоге подводный вал может выйти на дневную поверхность и присоединиться к пляжу, образовав береговой вал. Береговые бары это крупные береговые аккумулятивные формы, протягивающиеся параллельно общему направлению берега на многие десятки километров. Высота их, включая и подводную часть, достигает 10—25 м, ширина — от сотен метров до нескольких километров. Береговые бары имеют очень широкое распро-110 Рис. 38. Стадии развития берегового бара в плане (а, б, в) и в разрезе (I—II, III—IV, V-VI): а —подводная, б —островная, в — береговая странение. Особенностью является то, что они сложены материалом донного происхождения (ракушечником, оолитовым песком и т. п.), который выстилает дно моря непосредственно перед баром, что свидетельствует о поперечном перемещении этих наносов при образовании бара. Береговой бар в своем развитии последовательно проходит три стадии — подводную, островную и береговую; в соответствии с этим различаются подводный, островной и береговой бары. Подводный бар формируется полностью за счет придонных вод, а в образовании островного и берегового баров участвует волноприбойный поток. Островной бар возвышается над водой, но в отличие от берегового не соединяется с берегом ни в одной точке (рис. 38). О происхождении баров существует несколько гипотез. Многие исследователи считали, что береговые бары образуются за счет роста подводных песчаных валов в высоту, перемещения их вверх по склону мелководья и выхода на поверхность. Работы О. К. Леонтьева, В. П. Зенковича показали, что образование подводных валов и баров — это,, явления разного масштаба. Аккумулятивные формы, образовавшиеся при продольном перемещении наносов. При подходе волн под косым углом к берегу, на полосе мелководья происходит вдольбереговое перемещение наносов. Набегающий под некоторым углом волновой поток и переносимый им обломочный материал при обратном движении перемещаются не в направлении распространения волн, а в направлении силы тяжести, описывая асимметричные кривые. Максимальное перемещение вдоль берега происходит при подходе волн под углом 45° к берегу. Рис. 39. Образование элементарных аккумулятивных форм при продольном перемещении наносов (по В. П Зенковичу) новой равнодействующей; 2-направление перемещения наносов В зависимости от формы береговой линии продольное переме 1.Заполнение входящего угла берега. Берего 2.Огибание выступа берега. Береговая линия изо замедляется из-за рефракции волн и начинается аккумуляция наносов. Вновь поступающие наносы наращивают аккумулятивную форму, которая свободным концом выдвигается в море в виде косы. Коса часто имеет серповидную форму, может быть крючковидной, петлевидной или очень протяженной при незначительной ширине — стрелка. 3. Внешняя блокировка берега. В случае блоки 4. Общее падение энергии волнового поля в Изучение процессов, связанных с вдольбереговым перемещением наносов, направлением и изменением формы берегов, имеет важнейшее значение для портостроения и укрепления берегов. Побережья с сильно изрезанной береговой линией (при быстром погружении под уровень моря сильно расчлененного рельефа) развиваются по типу абразионно-аккумулятивных систем. Берег приглубый, у мысов, будет абрадироваться, отступать в сторону суши; берег отмелый, занятый бухтами, будет наращиваться за счет аккумуляции наносов, отодвигаться в сторону моря. Вся эта система, состоящая из сочетания абразионных и аккумулятивных форм, развивается взаимосвязанно и стремится в конечной стадии (стадии зрелости) к выравниванию и спрямлению береговой линии. Такой тип берега называется выровненным аккумулятивна-абразионным. Важнейшими геоморфологическими результатами деятельности моря являются: 1) формирование надводных морских абразионных террас, образующихся при быстрых поднятиях земной коры; образование подводных террас свидетельствует о быстром опускании суши, при этом на дне морей сохраняются часто и эрозионные формы — погребенные долины, прослеживающиеся иногда очень далеко в море; 2) формирование абразионных поверхностей, растущих при медленном поднятии и выступающих в рельефе обычно уже в отпрепарированном денудацией состоянии, но тем не менее имеющих очень существенное значение для изучения истории формирования рельефа; 3) формирование аккумулятивных морских равнин (и аккумулятивных морских террас), выступающих в рельефе в результате поднятия аккумулятивных берегов. Чрезвычайно важно установление связи, существующей между морскими и речными террасами и сопряженными с ними отложениями при решении вопросов увязки стратиграфии континентальных и морских отложений. Типы исходного расчленения береговой линии. Кроме геологического строения прибрежных участков, величины уклона подводного берегового склона, характера волновых процессов, тектонических движений и других названных факторов, на дальнейшее развитие берегов влияет также тип исходного расчленения береговой линии. По генезису расчленения исходного контура береговой линии различают берега с эрозионным расчленением (риасо-вый и лиманный берега), с гляциальным расчленением (фиордо-вые и шхерные берега), берега с эоловым расчленением (аральский тип), с расчленением, обусловленным геологической структурой побережья (далматинский и сбросово-глыбовый тип) и берега с вулканогенным расчленением. Риасовый берег возникает при затоплении долин, расчленяющих горную страну. Эти берега характеризуются большим количеством извилистых заливов, островов, например юго-западное побережье Ирландии, побережья Восточно- и Южно-Китайского морей и др. Лиманные берега образуются при ингрессии моря в долины, расчленяющие низкую прибрежную равнину. Этот тип берегов изобилует лиманами, косами, пересыпями, например северо-западное побережье Черного моря. Фиордовые берега формируются при затоплении ледниковых троговых долин горных побережий, эти берега очень изрезаны и сохраняют основные черты строения ледниковых трогов. При затоплении участков бывшего покровного оледенения, ландшафта «бараньих лбов», «курчавых скал», друмлинов, озов (см. главу VIII) образуется шхерный тип берега. Примером названных типов берегов с ледниковым расчленением служит побережье Скандинавского полуострова. Берега аральского типа образуются при затоплении морем эолового рельефа, когда над уровнем моря выступают острова и полуострова барханов, песчаных бугров, гряд и т. п. (восточный берег Аральского моря, Балхаш и др.). При затоплении берегов горных складчатых стран, основные структуры которых ориентированы вдоль береговой линии, образуются полуострова и острова, вытянутые параллельно побережью и совпадающие с моноклинальными гребнями, сводами антиклиналей. Это далматинский тип расчленения (югославское побережье Адриатического моря—Далмация). При ингрессии в заливы, образованные дифференцированными блоковыми тектоническими движениями, формируются берега сбросово-глыбового типа, где острова, полуострова и заливы имеют угловатые очертания за счет ограничивающих,их разрывав. Вулканический тип расчленения берегов образуется при затоплении морем вулканических кальдер и кратеров (острова Мадейра, Санторин, Авачинская губа и др.). На берегах некоторых морей существенную роль играют в развитии рельефа береговой линии приливы и отливы. Характерным геоморфологическим элементом этого типа морей являются о с у ш-к и, или ватты, окаймляющие отмелые берега приливных морей и представляющие собой широкую песчаную или илистую (реже каменистую) полого-наклонную к морю поверхность, периодически затопляющуюся и осушающуюся. За осушкой располагается поверхность, затопляемая только при крупных (сизигийных) приливах, обычно покрытая растительностью (марши, а на севере их называют лайды); такие типы берегов получили название ватто-вые, или маршевые (побережье Северного моря, местами побережье Франции, западной и восточной Англии). Биогенные берега. В тропических странах существенную роль в формировании берегов играют рифостроящие организмы, создающие коралловые и мшанковые рифы. Различаются береговые (окаймляющие), барьерные и внутрилагунные коралловые рифы. Разновидностью барьерных рифов являются атоллы (кольцевые рифы). В мангровых берегах лесные заросли мангров, задерживая песчаные и илистые частицы, приносимые реками и приливами, способствуют росту аккумулятивного берега, выдвижению в сторону моря (Красное моро, берега Флориды, Австралии и др.). Сходную картину представляют тростниковые берега умеренного пояса (оз. Балхаш). Прибрежные россыпи. В береговой зоне морей, океанов и озер наиболее активно протекают процессы осадочной дифференциации вещества и интенсивнее происходит минералогическая сепарация наносов, разделение материала по крупности и удельному весу. Именно здесь, в прибрежной зоне формируются прибрежные россыпи. Наибольшая концентрация тяжелых компонентов происходит в сравнительно узкой полосе береговой зоны, непосредственно примыкающей к урезу воды. В более глубоководных частях морей и океанов россыпи не встречены. Источником питания прибрежных россыпей служит терригенный материал, выносимый реками, либо образованный при абразии береговых обрывов, либо при размыве подводного склона. Наиболее благоприятные условия для образования повышенной концентрации тяжелых минералов создаются в волноприбойной полосе, на пляже. Второй благоприятной областью является подводный береговой склон, главным образом его верхняя прибрежная мелководная часть. Под действием прибрежного потока на пляже происходит природное «шлихование», в результате чего смываются легкие минералы, а тяжелые минералы концентрируются на перегибе берегового вала, в верхней части зоны заплеска крупных волн, а также у подножия пляжа и берегового вала. При абразии рыхлых отложений россыпи концентрируются у подножия клифов. Концентрация тяжелых минералов усиливается также вблизи устьев рек, в максимальных изгибах аккумулятивных бухтовых берегов, на концевых участках кос, где происходит усиленный вынос на глубину более легких минералов. Пляжевые россыпи современной прибрежной зоны очень молодые, образуются быстро и могут сформироваться после отработ- ки снова. Террасовые росыпи являются чаще всего отмершими пляжевыми, поднятыми на различную высоту над уровнем моря. Россыпи древней прибрежно-морской зоны обычно являются погребенными, т. е. перекрытыми толщей аллювиальных, солифлюк-ционных и других континентальных отложений. В пределах подводного берегового склона, вследствие того же природного «шлихования», длительно повторяющегося перемещения и переотложения материала, россыпи формируются на гребнях и внешних склонах подводных валов, у подножия скального бенча. Миграция подводных валов может привести к обогащению тяжелыми минералами более широкой зоны подводного склона. На подводном склоне могут оказаться россыпи, затопленные при трансгрессии моря (аллювиальные и другие континентальные или более древние пляжевые россыпи). Озера иих развитие Формирование рельефа в береговой зоне озерных водоемов происходит аналогично развитию рельефа на морском побережье, поскольку геологическая деятельность озер близка к деятельности моря (абразия береговых уступов и подводного берегового склона, обработка, сортировка и аккумуляция обломочного материала). Сами же озера развиваются по-разному в зависимости от климата (влажный, сухой), гидрологического режима (бессточные, проточные, с перемежающимся стоком), происхождения озер (тектонические, ледниковые, вулканические, пойменные и дельтовые, карстовые, термокарстовые и суффозионные, плотинные озера), площади и объема озерного бассейна, рельефа и геологического строения окружающей местности и т. п. Развитие озер и озерное осадкообразование в области жаркого и сухого (аридного) климата происходит совершенно отлично от осадкообразования в условиях влажного (гумидного) климата. Озера влажного климата характеризуются преобладанием терри-генных осадков и осадков органического и химического происхождения. Озера имеют склонность к зарастанию, к переходу в торфяные болота. Крупные озера гумидного климата пресные, слабоминерализованные. В них накапливается терригенный материал, образованный при разрушении берегов и приносимый реками, сначала более грубый, галечно-песчаный, затем — алевритовый и глинистый. Вместе с терригенным материалом реки приносят и коллоидные вещества, возникающие в результате выветривания и почвообразования (гидроокислы железа и др.), которые концентрируются в мелководных прибрежных участках, формируя озерные бобовые железные руды. В тропических и субтропических странах приносимые в озерные бассейны наряду с железом из коры выветривания окислы алюминия образуют бокситы. За счет приноса грунтовыми водами карбоната кальция формируются известковые осадки (мел и мергель). Таким образом воды озера постепенно минерализуются, заселяются планктоном и бентосом; увеличивается роль органического вещества. В результате разложения планктонных животных и растительных организмов без доступа кислорода на дне озера образуются гнилостные илы — сапропели или гиттии, в дальнейшем превращающиеся в сапропелит (разновидность угля). Обмелевшее заиленное озеро постепенно зарастает, начиная с прибрежных участков, тростником, камышом и т. д. Все эти растения в дальнейшем образуют соответственно наслаивающийся камышовый, тростниковый, осоковый торф, и озеро постепенно превращается в болото. Для небольших озерных водоемов обычно выпадает первая стадия — заполнение чисто обломочным материалом. В озерах аридных и семиаридных (засушливых) областей процесс осадконакопления имеет другой характер. Эволюция гидрохимического процесса в этих озерах заключается в осолонении. В связи с активным испарением, характерным для этих областей, в озерах образуются пересыщенные растворы и начинается осаждение солей. Осолонение зависит от состава солей, приносимых в озеро реками; главную роль играют карбонаты, затем сульфаты и далее хлориды. Сначала садятся карбонаты (известняки и доломиты), затем образуются прослои и линзы гипса или ангидрита; в более позднюю стадию откладывается мирабилит. Это сульфатные озера. Если в бассейне рек, впадающих в озеро, имеются залежи каменной соли (например, в пермских отложениях При-каспия — соляные купола), они приносят соли в озеро, где происходит осаждение («садка») солей хлористого натрия. Примером хлоридных озер являются Баскунчак, Эльтон, Индер и др. При изменении климатических условий возможен переход одного типа соленого озера в другой (от карбонатного к сульфатному, затем к хлоридному при увеличении сухости климата, и обратная картина — при увеличении влажности климата). Содовые озера образуются за счет осолодения солончаков. Для осадков озер жарких сухих областей характерно очень небольшое осаждение органических веществ, отсутствие чистых сапропелевых илов (из-за бедности планктона), светлые тона окраски. В итоге заполнения озер осадками и высыхания или спуска проточных пресноводных озер реками возникает плоская аккумулятивная равнина, по периферии которой могут сохраниться следы абразии (уступы), или береговые валы; часто последние скрыты под слоем торфяника. В краевых частях озерных равнин можно наблюдать озерные аккумулятивные и абразионные террасы. Глава VIII Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском:
|