Контрольная работа по "Геологии"

Конечные (краевые) морены представляют собой валообразные возвышенности, распространённые по периферии ледника, и образующиеся за счёт «сгружения» обломочного материала при таянии его краевых частей. Положение конечной морены трассирует длительное стационарное положение края ледника. При этом ледник остаётся активным, но скорость движения ледника из области питания соответствует скорости абляции (происходит «сгружение» вновь и вновь поступающих к тающему краю ледника движущихся морен). Наличие нескольких гряд конечных морен отражает «остановки» края ледника в процессе его отступления. Среди конечных морен выделяютнасыпные (обязанные своим происхождением описанному механизму «сгружения» обломочного материала) и напорные, образующиеся при напоре края движущегося ледника на уже отложенные насыпные морены и коренные породы. 
Основные морены образуются как в процессе движения ледника, так и при его остановке и стаивании. При движении ледника происходит насыщение нижних горизонтов мореносодержащего льда обломочным материалом, что приводит к снижению его пластичности и, как следствие, отслаиванию части донной морены (и образованию за счёт неё отложенной основной морены). Доказательством такой модели образования основной морены (предложенной Ю.А. Лаврушиным) является её высокая плотность, штриховка на поверхности морены и её чешуйчато-блоковое строение. Согласно другой широко известной модели, образование основной морены происходит путём отложения обломочного материала донной морены при донном таянии ледника. 
Абляционные морены возникают при стаивании остановившегося ледника (мёртвого льда) и «сгружении» рыхлого материала всех морен на поверхность основной морены. Абляционные морены представлены преимущественно рыхлыми грубообломочными и песчаными частицами, что связано с выносом более мелкозернистого материала образующимися при таянии ледника водами.

Наряду с отложенными  моренами, в процессе аккумуляции  формируются водно-ледниковые образования, объединяющие флювиогляциальные и  ледниково-озёрные отложения.

Строение ледника и  ледникового трога 
 
1 – ригель; 2 – котловина ледникового вспахивания; 3 – трещины в леднике; 4 – донная морена; 5 – боковые морены, 6 - срединная морена, образованная за счёт слияния боковых морен; 7 – конечная морена; 8 – флювиогляциальные приледниковые отложения; 9 – фирновый бассейн

 Флювиогляциальные отложения (от лат. «fluvius» - река и «glacialis» - ледяной) – группа отложений, образующихся в результате вымывания, переноса и отложения материала морен потоками талых ледниковых вод. Среди них выделяют два генетических типа: внутриледниковые и приледниковые.

Внутриледниковые флювиогляциальные отложения образуются в результате отложения материала внутри тающего ледника (в над- и внутриледниковых ледяных руслах).

Приледниковые флювиогляциальные отложения накапливаются за пределами тающего ледника в результате отложения талыми водами материала, вымытого из внутриледниковой области и краевых морен. 
Ледниково-озёрные отложения образуются на дне внутриледниковых и приледниковых озёр.

Морены и вводно-ледниковые отложения относятся кледниковому ряду континентальных отложений, часто объединяемых понятием «ледниковые отложения».

4. Что такое области питания, распространения и разгрузки подземных вод, зона аэрации и насыщения ими пород.

 

Под грунтовыми водами понимают свободные (гравитационные) воды первого от поверхности  Земли стабильного водоносного  горизонта, заключенного в рыхлых отложениях или верхней трещиноватой части  коренных пород, залегающего на первом от поверхности, выдержанном по площади  водоупорном слое. Область их питания  совпадает с областью распространения  водопроницаемых пород. Верхняя  граница зоны насыщения называется уровнем или зеркалом грунтовых  вод. Порода, насыщенная водой, называется водоносным горизонтом, мощность которого определяется расстоянием по вертикали  от зеркала грунтовых вод до водоупора. Она изменяется в пространстве и во времени. Питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков, местами за счет инфильтрации вод рек и других поверхностных водоемов.  
          По гидравлическим свойствам грунтовые воды безнапорные со свободной поверхностью. Уровень воды в буровых скважинах и колодцах, вскрывающих грунтовые воды, устанавливается на высоте, соответствующей верхней границе их свободной поверхности. Выше уровня грунтовых вод располагается капиллярная кайма.  
 
            Движение грунтовых вод подчиняется силе тяжести и осуществляется в виде потоков по сообщающимся порам или трещинам. Зеркало грунтовых вод до известной степени повторяет рельеф поверхности, и грунтовые потоки движутся от повышенных участков (начиная от водораздела грунтовых вод) к пониженным участкам (оврагам, рекам, озерам, морям), где происходит их разгрузка в виде нисходящих источников (родников) или скрытым субаквальным рассредоточенным способом (например, под водами русел рек, дном озер и морей). Такие области называются областями разгрузки или дренирования (франц. "дренаж" - сток). Грунтовый поток, направленный к местам разгрузки, образует криволинейную поверхность, называемую депрессионной. Течение грунтовой воды называется фильтрацией. Она зависит от наклона зеркала грунтовых вод или от гидравлического (напорного) градиента, а также от водопроницаемости горных пород.  
 
           Движение грунтовых вод через относительно мелкие поры и неширокие трещины происходит в виде отдельных струек и называется ламинарным (параллельно-струйчатым) и только в галечниках, сильно трещиноватых и закарстованных породах приобретает местами турбулентный характер. Скорость движения воды V, по линейному закону А. Дарси, пропорциональна коэффициенту проницаемости (коэффициенту фильтрации) К и гидравлическому градиенту J: V=KJ, где J=h (разница высот) /е (пройденное расстояние).  
 
           Скорость движения воды в песках от 0,5 до 1-5 м/сут, в галечниках значительно увеличивается. Особенно большая скорость потока грунтовых вод местами наблюдается в крупных подземных карстовых каналах и пещерах. Расход грунтовых вод (Q) прямо пропорционален гидравлическому градиенту (J) и площади поперечного сечения (F): Q = KJF, или Q=VF.  
 
            Режим грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод, количество и качество их изменяются во времени. Это тесно связано с меняющимся количеством инфильтрующихся атмосферных осадков. В многоводные годы при большом количестве атмосферных осадков (включая и снеговой покров) уровень грунтовых вод повышается, а в маловодные годы понижается. При таких колебаниях некоторые слои пород то заполняются водой, то осушаются. В результате периодически появляется зона переменного насыщения, находящаяся над зоной постоянного насыщения . Вместе с колебанием уровня грунтовых вод изменяется дебит (франц. "дебит" - расход) источников, а иногда и химический состав.  
 
            В режиме грунтовых вод определенное значение имеет также их взаимодействие с поверхностными водотоками и другими водоемами. Направленность процессов взаимодействия во всех случаях определяется соотношением уровней подземных и поверхностных вод, что связано с рядом факторов, среди которых важнейшее значение имеют климатические условия. В районах с влажным и умеренным климатом реки, как правило, дренируют подземные воды, уровень которых имеет наклон к реке, но во время половодья и паводков происходит отток воды из реки и повышение уровня грунтовых вод .  
 
             В этом случае реки выступают в качестве временного дополнительного источника питания подземных вод, в результате происходит сокращение или полное прекращение разгрузки грунтовых вод в бортах долины реки. После спада паводка уровень грунтовых вод, стремясь к равновесию, постепенно снижается и приобретает свой обычный уклон к реке. В районах с аридным климатом, где количество атмосферных осадков очень мало, уровень грунтовых вод нередко понижается от реки. В этих условиях происходит инфильтрация воды из рек, пополняющая подземные воды. Такая инфильтрация имеет место из рек Амударьи и Сырдарьи при пересечении ими степных районов. В аридных областях могут формироваться линзы пресных вод под такырами и вблизи каналов.  
 
              При изучении режима грунтовых вод важно знать: 1) высотное положение их уровня и уменьшение его во времени и по площади; 2) дебит источников; 3) количество выпадающих атмосферных осадков; 4) изменение уровня воды в поверхностных водоемах и реках, с которыми связаны грунтовые воды. Изучение этих вопросов и систематические замеры уровня грунтовой воды в колодцах и специальных буровых скважинах производятся на многочисленных режимных гидрогеологических станциях. По результатам этих замеров, соответствующих определенному времени, строятся карты гидроизогипс (греч. "изос" - равный, "гипсос" - высота), на которых отражаются линии, соединяющие точки с одинаковыми абсолютными отметками уровня грунтовых вод. По карте гидроизогипс можно определить направление грунтового потока, глубину и характер залегания уровня грунтовых вод и зависимость его уклона от водопроницаемости отложений и мощности водоносного горизонта. Как видно из данных рис. 7.6, А, при пересечении хорошо водопроницаемых галечников уровень грунтовых вод выполаживается, что отражено и на карте гидроизогипс (Б). Изучение режима грунтовых вод имеет большое значение при решении ряда важнейших народнохозяйственных задач. К ним относятся питьевое и промышленное водоснабжение, мелиорация земель, строительство гидростанций и других крупных промышленных сооружений. Во всех случаях необходим точный прогноз возможных изменений режима грунтовых вод во времени и по площади. Межпластовые ненапорные воды. Эти безнапорные воды располагаются в водопроницаемых породах, которые сверху и снизу ограничены водонепроницаемыми пластами. Обычно они встречаются на приподнятых междуречных массивах в условиях расчлененного рельефа (местной гидрографической сети) и выходят в виде нисходящих источников в береговых склонах оврагов, рек и других поверхностных водоемов .

 

5. Укажите способы определения влажности грунтов, границ раскатывания и текучести, показателя консистенции глинистых грунтов. Оценка состояния и состава грунта.

 

Влажностью называется отношение  массы воды, находящейся в грунте, к массе абсолютно сухого грунта в данном объеме. Количество воды,  содержащейся в порах грунта в естественных условиях залегания, называется естественной (природной) влажностью. Влажность грунта определяют весовым методом.

Свойства глинистого грунта в первую очередь зависят от его минералогического,  гранулометрического состава и от влажности. С изменением влажности меняется и его состояние  (консистенция).  Глинистый грунт может находиться в твердом, пластичном или текучем состояниях.

Границами между состояниями грунта,  именуемыми пределами консистенции, являются характерные значения влажности: нижний предел – граница раскатывания и верхний предел – граница текучести. Граница раскатывания – это влажность, при увеличении которой грунт переходит из твердого состояния в пластичное,  а граница текучести –  это влажность, при увеличении которой грунт переходит из пластичного состояния в текучее.

Согласно стандартной методике за границу раскатывания принимается влажность грунта, при которой он при раскатывании в шнур диаметром 3 мм распадается на кусочки длиной до 10  мм; за границу текучести принимается влажность грунта, при которой стандартный конус погружается в него на глубину 10 мм под действием собственной массы за время 5  с.  По характерным влажностям определяется число пластичности глинистого грунта и показатель текучести, по которым устанавливают наименование и состояние грунта.

 

 

Определение границы текучести.

1.  Увлажняют грунтовое тесто  дистиллированной водой и тщательно перемешивают до состояния грунтовой пасты.

2. Подготовленную грунтовую пасту  укладывают небольшими порциями в металлическую чашку, не допуская образования в тесте пузырьков воздуха. Поверхность грунтовой пасты заглаживают шпателем вровень с краями чашки.

3. Балансирный конус подносят  к поверхности грунтовой пасты так, чтобы его острие касалось поверхности пасты, и отпускают, позволяя ему погружаться в пасту под действием собственного веса (рис. 3).

4. При погружении конуса на  глубину менее 10 мм грунтовую пасту следует вынуть из стаканчика, присоединить к оставшейся пасте, добавить немного дистиллированной воды, тщательно перемешать и повторить операции, указанные в пп. 2 и 3.

5.  При погружении конуса на  глубину более 10  мм грунтовую пасту из стаканчика следует переложить в фарфоровую чашку,  подсушить на воздухе, непрерывно помешивая шпателем, затем повторить операции, указанные в  пп.2 и 3.

6. Погружение конуса в пасту  в течение 5 с на глубину 10 мм показывает, что грунт имеет влажность, соответствующую границе текучести.

7.  По достижении границы текучести  из грунтовой пасты отбирают две пробы массой не менее 15 г в заранее подготовленные и взвешенные бюксы и определяют влажность грунта на границе текучести  wL, весовым способом по методике описанной в лабораторной работе № 4.

 

 

Определение границы раскатывания.

1.  Подготовленное грунтовое  тесто тщательно перемешивают,  берут небольшой кусочек и раскатывают ладонью на пластмассовой пластинке до образования жгута диаметром около 3 мм. Если при этой толщине жгут сохраняет связность и пластичность, его собирают в комок и вновь раскатывают до образования жгута диаметром около 3 мм. Раскатывать следует, слегка нажимая на жгут,  длина жгута не должна превышать ширины ладони.  Раскатывание продолжают до тех пор, пока жгут диаметром около 3 мм не начнет распадаться на кусочки длиной 3-10 мм.

2. По достижении границы раскатывания кусочки распадающегося жгута собирают в заранее подготовленные и взвешенные бюксы (не менее двух проб) и определяют их влажность на границе раскатывания wp, весовым способом.

 

 

Определение вычисляемых  характеристик глинистого грунта.

К вычисляемым характеристикам  глинистого грунта, кроме удельного веса сухого грунта γd, пористости n, коэффициента пористости е и степени влажности Sr, которые определяются аналогично песчаным грунтам, относятся число определяется по формуле  Ip= W_т – W_п

где W_т – влажность на границе текучести, %; W_п – влажность на границе раскатывания, %.  Эта характеристика косвенно отражает количество глинистых частиц в грунте и используется для определения наименования глинистого грунта по таблице;

 

 

 

Типы глинистых грунтов

Типы грунтов пластичности	Число
Супесь	1 ≤ Iр ≤ 7
Суглинок	7 < Iр ≤ 17
Глина	Iр> 17

 

6. Назовите основные почвенные зоны и типы почв в России.

 

   
             Все разнообразие типов почв определяется соотношением основных почвообразовательных процессов: глеевого, подзолообразования, дернового (гумусонакопления), оглинения (образования вторичных глинистых минералов), соленакопления (засоления), торфонакопления (болотного). На равнинах при движении с севера на юг сменяют друг друга следующие типы почв. Арктические почвы формируются на невысоких плато и низких берегах арктических островов, на участках, лишенных льда. Они очень молоды, слабо развиты и распространены фрагментарно. Значительные пространства лишены даже примитивных почв. Арктические почвы характеризуются слабодифференцированным укороченным профилем и высокой скелетностью. Верхние горизонты содержат много подвижного железа. Характерна весьма малая интенсивность выщелачивания Са и Мд, образующихся при выветривании первичных минералов. Выщелачиванию препятствует малое количество осадков и близкое залегание мерзлоты, поэтому почвы ожелезнены с поверхности, а местами даже солончаковаты. Оглеение для них не типично, видимо, не столько из-за малого количества осадков и скелетности, сколько из-за отсутствия заметных количеств органического вещества. 
            Южнее арктических почвы сменяются тундровыми, которые представлены четырьмя подтипами: арктотундровыми гумусовыми глееватыми, тундровыми глеевыми типичными, тундровыми иллювиально-гумусовыми оподзоленными (тундровые подбуры), торфянисто- и торфяно-глеевыми тундровыми. Наиболее распространен здесь тундрово-глеевый тип почвообразования, проявляющийся на глинистых и суглинистых породах под сомкнутой растительностью. Криогенные явления, способствующие развитию процессов пучения, пятнообразования, солифлюкции, образованию трещин, нарушают правильность в распределении генетических горизонтов, вплоть до включения одних в другие и погребения, поэтому почвенный профиль слабо дифференцирован. 
  

Для типичных тундровых почв характерно яркое проявление глеевого процесса и замедленное разложение растительного опада с образованием грубого гумуса. Формирующиеся севернее арктотундровые гумусовые глееватые почвы обычно в минимальной степени переувлажнены и оглеены. Для почвенного покрова характерна комплексность, связанная с полигональными образованиями, возникающими в результате мерзлотных процессов. В условиях затрудненного оттока влаги образуются торфянисто-глеевые, а в южных районах, где выше температуры и: происходит более быстрый прирост мха, формируются торфяно-глеевые почвы. В местах, где условия дренажа лучше (на песчаных породах или в условиях расчлененного рельефа), в южной тундре и лесотундре формируются иллювиально-гумусовые оподзоленные почвы. На щебнистом субстрате при глубоком залегании мерзлоты или при ее отсутствии они могут вовсе не иметь признаков переувлажнения и оглеения. Тундровые почвы маломощны, отличаются малым содержанием гумуса (2-5%), в составе которого резко преобладают фульвокислоты (до 70%), и повышенной кислотностью, выще-лоченностью от легкорастворимых солей и карбонатов. 
              Подзолистые почвы — самый распространенный в России тип почв. Они формируются под хвойными и смешанными лесами в условиях положительного баланса влаги (Кувл = 1,1-1,3). Преобладание осадков над испарением обеспечивает промывной режим почв в течение значительной части вегетационного периода. Происходит интенсивный вынос химических элементов из верхних горизонтов почвы, поэтому для подзолистых почв характерен горизонт вымывания (A2). Легкорастворимые соединения выносятся за пределы почвенного профиля, а менее подвижные полуторные окислы накапливаются в нижней части профиля, где формируется горизонт вмывания (иллювиальный). Подзолообразовательный процесс в чистом виде протекает под пологом темнохвойных лесов с моховым напочвенным покровом или мертвопокровных. Возникающие в этих условиях подзолистые почвы и подзолы наиболее характерны для средней тайги. Для них типичны четкая дифференциация на горизонты, малая мощность гумусового горизонта (1-3 см) или его отсутствие (в подзолах), малое количество гумуса, в составе которого преобладают фульвокислоты, и кислая реакция почвенного раствора. При временном избыточном поверхностном увлажнении процесс подзолообразования осложняется глеевым процессом. В таких условиях образуются глеево-подзолистые почвы, наиболее характерные для северной тайги с ее более суровым климатом или для низин с неглубоким залеганием грунтовых вод. 
              Подзолистые иллювиально-гумусовые и иллювиально-железисто-гумусовые почвы встречаются главным образом в северной тайге и приурочены к щебнистым, песчаным породам. На этом бедном основаниями субстрате обладающие повышенной подвижностью фульвокислоты образуют преимущественно органо-алюминиевые и органо-железистые соединения, которые перемещаются в иллювиальный горизонт, окрашивая его в охристо-ржавый или темно-коричневый цвет. Таким образом, в распределении органического вещества в этих почвах отмечаются два максимума — в верхней части и в иллювиальном горизонте. 
              В южной тайге и смешанных лесах, где увеличивается поступление растительного спада в почву и все большую роль играет опад трав, а не мхов, растущих под пологом леса, распространены дерново-подзолистые почвы. При их формировании на подзолистый процесс накладывается дерновый (гумусонакопление). Увеличиваются запасы гумуса и мощность гумусового горизонта. В тайге распространены подзолисто-болотные почвы, связанные со сменой промывного режима застойным и наоборот, что обусловливает постоянное сочетание подзолистого и болотного процессов. В профиле этих почв не только проявляется оглеение, как в глеево-подзолистых, но и образуется в верхней части профиля торфянисто-гумусовый горизонт. В условиях постоянного избыточного увлажнения формируются болотные почвы: торфяные и торфяно-глеевые (торфяно-болотные), широко распространенные в лесных зонах. 
              В районах распространения многолетней мерзлоты под лесами развиваются своеобразные таежно-мерзлотные почвы. Особенности почвообразования здесь связаны с низкими температурами грунтов, чем обусловлено замедление процессов химического выветривания и разложения органики. Поэтому в верхнем горизонте почв накапливается плохо разложившееся органическое вещество — грубый гумус. Многолетняя мерзлота служит водоупором, поэтому при ее неглубоком залегании сквозного промывания почвенной толщи не происходит. В периоды таяния снега и выпадения осадков почва промывается, но вынесенные соединения аккумулируются в надмерзлотном слое, а в бездождные периоды они вместе с почвенной влагой подтягиваются к поверхности, поэтому здесь нет горизонта вымывания (подзолистого). Ежегодное промерзание почв приводит к перемешиванию почвенной массы (как известно, вода при замерзании расширяется). По этим причинам таежно-мерзлотные почвы характеризуются слабо дифференцированным почвенным профилем. Таяние мерзлоты обусловливает более или менее продолжительное переувлажнение почвенного профиля или его нижней части, с чем связано наличие в таежно-мерзлотных почвах признаков оглеения. 
               Таежно-мерзлотные почвы подразделяются на несколько подтипов. Наиболее ярко черты данного почвенного типа проявляются в таежно-мерзлотных кислых почвах. Там, где наблюдается более продолжительное переувлажнение, развиты глеетаежно-мерзлотные почвы. Наиболее характерны они для северных районов, где мощность деятельного слоя мала и переувлажненным оказывается весь почвенный профиль. Встречаются эти почвы и в более южных районах на влагонасыщенных грунтах тяжелого механического состава, в озерно-термокарстовых понижениях. На почвообразующих породах, богатых основаниями (лессовидных суглинках, известняках), формируются таежно-мерзлотные нейтральные (палевые) почвы. Особенно типичны они для Центральной Якутии.