АСТРАХАНСКИ
advertisement
7. СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ 7.1.Склоновые процессы и рельеф склонов 7.1.1. Обвальные склоны 7.1.2. Осыпные склоны. 7.1.3. Лавинные склоны. 7.1.4. Оползневые склоны. 7.1.5. Делювиальные склоны. 7.1.6. Солифлюкционные и дефлюкционные склоны. 7.2. Возраст склонов 7.3. Развитие склонов К склонам следует относить такие поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет сила тяжести. При углах наклона 1-2 градуса сила тяжести еще очень мала. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Склоновая денудация является одним из основных экзогенных факторов формирования рельефа и основным поставщиком материала, из которого образуются потом аллювиальные, ледниковые, морские и другие генетические типы отложений. Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу и тем самым способствует усилению выветривания. Медленная денудация склонов, напротив, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способствует интенсификации склоновых процессов. 7.1. Склоновые процессы и рельеф склонов. Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие на склонах, и их морфологические результаты. 7.1.1. Обвальные склоны. Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине реки Мургаб (Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил более 2 км3, а ее масса — около 7 млрд. т. Обвальные процессы или горные обвалы представляют собой обрушения крупных массивов горных пород происходящие внезапно и сопровождающиеся дроблением сорвавшейся массы при ее падении к подножию склона. Обвалом называется процесс отрыва от основной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходит отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образование стенок срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий. При обвалах значительная доля обломков проходит часть пути в свободном падении и лишь ниже по склону основная масса обвала приобретает скользящее движение, развивая огромную скорость, достигающую 150 м/с. Трение о ложе или встреча с крупным препятствием гасит скорость, и обвальная масса останавливается. Важнейшими условиями образования обвалов являются крутизна склонов, сложная тектоника, присутствие крупных трещин, длительная подготовка склона, выражающаяся в развитии трещиноватости в скальных породах. Непосредственной причиной обвалов могут быть землетрясения, сильные ливни, удары молнии. Как правило, горные обвалы имеют катастрофический характер. В историческое время одним из грандиознейших был обвал, произошедший в 1911 г. в ущелье р. Мургаб на Памире. Масса горных пород около 7 млрд. т обрушилась в долину и засыпала ущелье, образовав плотину до 740 м высотой. За ней образовалось озеро, получившее название Сарезского, достигающее и в настоящее время 60 км длины и до 505 м глубины. Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков размером не более 1 м3, называют камнепадами. Аккумулятивная часть обвального склона обладает беспорядочным холмистым рельефом с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Сложена она крупнообломочным материалом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до десятков метров. В результате обвальной денудации склонов возникают гравитационные или обвальные обрывы и обвальные цирки и ниши. К аккумулятивным формам относятся обвальные гряды и холмы. Гряды располагаются обычно вдоль склона, но встречаются и поперечные гряды, 98 расположенные под обвальными цирками. Поверхность обвальных гряд имеет крайне неправильный, хаотический рельеф и изобилует беспорядочно расположенными скальными выступами и глыбами. Обвальные отложения, слагающие эти формы рельефа, характеризуются полным отсутствием сортировки обломков, совместным нахождением очень крупных глыб, мелко раздробленного материала, средних и мелких обломков, хаотически сгруженных и совершенно не окатанных. Петрографический состав обломков обычно однороден и полностью соответствует составу пород, слагающих обрыв. 7.1.2. Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимущественно с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблюдаются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. У классически выраженной осыпи различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз по склону, оказывают механическое воздействие на поверхность склона и вырабатывают в нем желоб — осыпной лоток глубиной 1—2 м при ширине в несколько метров (рис. 81). Рис. 81. Схема строения осыпи: а—в плане, б — в разрезе. 1 — осыпной шлейф; 2 — осыпные лотки; 3 — скальные породы; стрелки — направления осыпания обломков; пунктир — условные горизонтали. В нижних частях денудационных участков склонов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина которых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестончатой. Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой башен, колонн и т. п. (рис. 82). Рис. 82. Денудационные склоны Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, формируется конус осыпи. Формируются отложения, которые называют коллювиальными (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сортировкой материала. При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель отлагает несомый материал в виде небольшого «языка» с расширенной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в своем движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у подножья склонов сразу после ливня. В этом процессе примерно равное участие принимают силы гравитации и текущей воды. 7.1.3. Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная особенность горных склонов, на 99 которых образуется устойчивый снежный покров (рис. 83). Рис. 83. Лавина Лавины - это сход снежной массы каменно-глыбового состава или просто снежная масса, которая характерна для высокогорных районов с наиболее высоким количеством атмосферных осадков. Обычно лавины формируются в тех участках, где сильно расчленён микро и мезорельеф, особенно “воронки”, “карманы” и др., то есть там, где имеются условия для формирования и накопления снега. Площади лавиносбросов различны и нередко достигают 2 - 3 км2. Основными факторами лавинообразования являются снегопады, связанные с прохождением циклонов, резким колебанием температуры и иногда землетрясения. Лавинные лотки — крутостенные врезы отшлифованными склонами и лишенными растительности. В поперечном сечении они имеют нередко корытообразную форму. Продольный профиль лотков может быть ровным или с уклонами различной величины. Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обломочным материалом. Обломочный материал, вытаивающий из лавинного снега и скапливающийся из года в год у основания лавинных лотков, образует своеобразную рыхлую толщу, которую часто называют лавинным «мусором». Лавинные конуса выноса состоят из несортированного обломочного материала и включения большого количества органических остатков — обломков деревьев, дерна и т. д. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая. При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверхности дна долин иногда наблюдается выпахивание аллювия. В результате создаются гряды, похожие на снежные валы, образующиеся после прохода снегоочистительного клина. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10—15 см до 2—5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут образоваться бугры высотой 2—3 м. 7.1.4. Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше процессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловлены. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще всего глин. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. Встречаются громадные оползни, захватывающие сотни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров (рис. 84). Рис. 84. Оползень. Оползни имеют большое инженерно-геологическое значение. Они развиваются нередко в местах чрезвычайно важных для жизни человека — по берегам крупных рек и морей (например, в Среднем Поволжье, по побережью Кавказа, Крыма) и представляют серьезное препятствие для строительства зданий и дорог. Причинами образования оползней могут быть: 1) быстрое возникновение крутых склонов (например, при подмыве их рекой, морем); 2) присутствие водоносных и водоупорных (глинистых) слоев, обусловливающих повышение влажности пород и тем самым уменьшающих внутреннее трение с возникновением поверхностей облегченного скольжения, по которым и происходит срыв вышележащего блока; 3) геологическое строение — расположение слоев, крупных тектонических трещин и в особенности наличие глинистых пород, пластичность которых резко возрастает при увлажнении; 4) большая высота склона, обеспечивающая минимальный вес горных пород, необходимый для отрыва блока. 100 Оползанию способствует и переувлажнение пород склона водами атмосферных осадков, образование при быстром развитии крутых склонов продольных к ним трещин бортового отпора (отседания), обусловленных силами упругого последействия, связанными с разгрузкой от давления уничтожаемых денудацией толщ. Важна роль деятельности человека: строительство зданий вызывает перегрузку склонов, прокладка оросительных каналов ведет к смачиванию и оползанию. При оползании формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев запрокинутостью верхней площади (оползневой террасы) в сторону оползневого склона и крутым уступом, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. Оползни описанного типа встречаются наиболее часто. Их называют блоковыми или структурными. Кроме них встречаются и другие виды оползней, например, оползни-сплывы (рис. 85). Рис. 85. Рельеф и строение оползней. I виды поверхностей оползания (показаны жирной линией): а - динамическая, б и в предопределенные. БО - базис оползания, ВС - водоупорный слой, ОЛ - оползневое ложе, ТБ - трещины бортового отпора. II виды оползней по форме поверхности оползания в плане: г - линейный, д циркообразный, е - ложкообразный; III схема строения детрузивного оползня: ж в плане, з - в разрезе: е - тело оползня: 1а тыловая и 1б - лобовая (фронтальная) части; 2 - оползневое ложе; 3 - стенка отрыва, 4 - оползневая западина, 5 оползневая терраса, 6 - озерца, 7 - бугры выпирания с трещинами и оползневыми складками, 8 - трещины бортового отпора; Р - внешняя гряда выпирания с трещинами, 10 - брекчии и глины трения; стрелка - направление стока подземных вод; пунктир - первоначальная форма склона Оползни-сплывы — мелкие формы оползневых деформаций, возникающие на склонах средней крутизны (15—30°). Они образуются за счет сплыва рыхлого материала по поверхности скальных пород или мерзлых грунтов и захватывают толщу мощностью от 2 до 5 м. В результате на склоне образуются линейно вытянутые полосы, глубина которых соответствует мощности оползшего слоя, а у подножья склона нагромождаются массы сплывшего материала с беспорядочной бугристой поверхностью Оползни-оплывины, представляющие собой мелкие блоковые оползни, захватывающие толщи пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего горизонта рыхлых осадков, слагающих склоны, иногда только почвенного слоя. По характеру движения блоков оползни подразделяются на соскальзывающие и выталкивающие, названные А. П. Павловым деляпсивными и детрузивными. Деляпсивные оползни развиваются путем свободного скольжения блоков под действием своего веса при сравнительно ровной поверхности склона и положении базиса оползания на уровне подошвы склона или выше нее. Обычно эти оползни возникают в нижней части склона. Детрузивные оползни бывают более крупными и возникают чаще в верхней части склона. Базис оползания располагается ниже уровня лежащих впереди горных пород, которые при оползании выталкиваются. Тело оползня при этом в нижней части оказывается интенсивно разрушенными. Кроме того бывают оползни смешанного типа, когда при наличии более пологой нижней части склона сползающий блок лишь толкает перед собой нижняя часть оползневого тела. Горные породы оползневого тела образуют оползневые или деляпсивные отложения, представляющие собой очень своеобразный генетический тип. В тыловой части оползня они обычно сохраняют облик коренных пород склона. Ниже возникают сложные оползневые складчатые дислокации, блоки приобретают форму линз. В основании и между линзами появляются брекчии и глины трения. На поверхности — дефлюкционные потоки оползневых брекчий и грязей. 101 Оползневой рельеф развивается обычно на склонах на большом протяжении — там, где для этого имеются соответствующие геологические условия, вызывая образование оползневых склонов. Развитие оползневых склонов представляет собой весьма длительный процесс. По данным Г.С. Золотарева, позднечетвертичный цикл развития оползней в Среднем Поволжье продолжался около 100 тыс. лет. Эволюция оползневого склона начинается с увеличения его крутизны за счет стенок отрыва, но затем приводит к его выполаживанию. 7.1.5. Делювиальные склоны. Водно-склоновые процессы связаны с проявлением плоскостного смыва продуктов выветривания и разрушением склонов мелкими временными струями воды. Оба эти процесса очень тесно связаны и обычно рассматриваются вместе как процесс склонового смыва. Поскольку важным результатом его является образование делювиальных отложений, его называют также делювиальным процессом. Кроме того на склонах периодически образуются и более крупные ручьи. Возникает другая форма смыва — склоновая эрозия или мелкоовражный размыв. Склоновый смыв обусловлен деятельностью дождевых и талых снеговых вод, стекающих по поверхности склонов. Наиболее интенсивно он протекает в условиях слабого развития растительности в областях семиаридного климата. Деятельность текучих вод на склонах принимает различные формы в зависимости от крутизны склона. На пологих склонах с уклоном до 5° проявляется плоскостное действие текущей по поверхности воды без каких-либо русел. Перемещается только самый мелкий материал, так как мощность струек крайне невелика. На более крутых склонах разрушительная способность струек воды возрастает, в связи с чем они начинают врезаться в поверхность склона. Возникает струйчатый, или мелкорытвинный смыв. Постоянное перемещение мелких рытвинок вызывает в целом плоскостное разрушение склона, общее и равномерное понижение его поверхности. Следовательно, обе описанные формы стока ведут к плоскостному смыву. Верхняя часть склона при этом разрушается, нижняя — погребается в продуктах выноса. Переносимый материал откладывается, попадая на более пологие участки склона, образуется аккумулятивный шлейф, верхний край которого поднимается вверх по склону, способствуя его выравниванию. Процесс ведет, таким образом, к выполаживанию склонов, к сглаживанию и срезанию выпуклостей. Однако в зависимости от прочности пород это происходит очень неравномерно. Прочные горные породы значительно медленнее разрушаются и обычно образуют выступы, слабые наоборот — выполаживаются быстрее. Здесь создаются ложбины с более пологим скатом. В ослабленных сильно трещиноватых зонах развиваются более глубокие рытвины. В условиях еще более крутых склонов с уклоном 20—30° сток концентрируется лишь по немногим более крупным рытвинам, быстро перерастающим в промоины и в мелкие овраги. Развивается склоновая эрозия. В особенности большое значение приобретает она на горных склонах, где овражное расчленение становится основным процессом их разрушения. Интенсивность склонового смыва в большой степени зависит от процессов выветривания, рыхлые продукты которого удаляются смывом. Денудационные формы рельефа, возникающие при склоновом смыве, очень разнообразны. На равнинах в однородных породах образуются сглаженные склоны смыва, очень постепенно переходящие в водораздельные равнины. При неравномерной прочности пород присутствуют останцовые выступы и ложбины стока — делли. Все эти денудационные формы бывают обычно скрыты маломощным покровом элювия и делювия и постепенно сливаются с рельефом аккумулятивного шлейфа в нижней части склона. В результате склоновой эрозии образуются рытвины, промоины, мелкие овраги. Все они направлены по линии наибольшего ската, очень слабо извилисты в плане. Характерно снижение высоты бортов этих ложбин вниз по склону до их полного исчезновения и почти прямая или слабо вогнутая форма продольного профиля. В нижней части склонов и у подножий образуются аккумулятивные делювиальные шлейфы. Они имеют плоскую поверхность, полого спускающуюся ко дну долины, и отличаются слабо вогнутым поперечным профилем (рис. 86). Рис. 86. Строение делювиального шлейфа: а — склон смыва; б — делювиальный шлейф; фация: I — присклоновая, II — срединная, III — низовая 102 В начальной стадии склонового смыва более активно развиваются отдельные конусы выноса, образующиеся в устьях более крупных рытвин и промоин. Однако они быстро погребаются в общем едином аккумулятивном шлейфе. Образующиеся при этом делювиальные отложения или делювий были впервые выделены как особый генетический тип А.П. Павловым в 1890 г. Делювий представляет собой отложения склонов и их подножий, возникшие в процессе плоскостного смыва при действии непостоянных безрусловых струек дождевых и талых вод. Он характеризуется мелкоземистостью, местами тонкой наклонной слоистостью, а также плащеобразным залеганием. В составе делювия преобладают суглинки и супеси, в большей или меньшей степени обогащенные песком, а иногда дресвой или даже мелким щебнем. Сортировка материала выражена слабо. Она осуществляется за счет того, что вода уносит дальше более мелкие частицы, а также в результате неравномерности стока. Сильные ливни вызывают снос значительно более крупных частиц. В связи с этим характер материала меняется. В строении делювия выделяются три фации (рис. 66): присклоновая (I), обогащенная более крупным обломочным материалом; срединная (II), отличающаяся более отчетливой слоистостью, связанной с неустойчивым тут режимом стока, и периферическая или низовая (III), сложенная наиболее тонким материалом. Слоистость в делювии имеет наклон параллельно поверхности шлейфа. Выражена она прослойками песчано-дресвяного материала или чередованием суглинков разного тона окраски и разного механического состава. Мощность делювия в верховой части шлейфа очень мала (1—2 м), затем резко увеличивается, и над погребенной подошвой склона достигает максимума (10—15 м), а в низовой части шлейфа уменьшается до нуля. При одновременном накоплении делювия и пойманного аллювия низовая часть шлейфа редуцируется и делювиальные отложения средней части шлейфа фациально переходят в аллювий. Делювий имеет площадное распространение. Он не связан с линейными (русловыми) потоками. В этом его коренное отличие от других водных отложений — аллювия и пролювия. С делювиальными отложениями связаны склоновые россыпи, образующиеся в результате отмыва более тяжелых и трудно разрушаемых минералов, остающихся на месте. В зависимости от формы и положения рудного тела россыпи могут быть поперечными или продольными к склону. Эти россыпи, как правило, не имеют промышленного значения, но указывают на положение коренных руд. Такую же роль играет делювиальный снос продуктов выветривания рудных тел. Делювий широко распространен на равнинах, но встречается и в горах, где он приурочен к более пологим склонам. В горах характерно его смешение с другими генетическими типами отложений — с осыпями, с пролювием и т. д. Иногда они картируются под общим названием «коллювия», т. е. отложений подножий. Недопустимо называть эти смешанные отложения делювием, так как они резко отличаются от делювия по своим инженерно-геологическим свойствам. В результате склоновой эрозии образуется склоновый пролювий — отложения мелких конусов выноса у устьев промоин на склоне. Он сложен дресвой и щебнем в обильном землистосуглинистом цементе. Конусы выноса сближенных промоин постепенно сливаются и вместе с делювием образуют единый шлейф коллювия смыва. В целом делювиальные склоны характеризуются очень сглаженными выпукло-вогнутыми формами с широким развитием в равнинных условиях аккумулятивных шлейфов. Образование делювия ведет к смягчению форм и общему выполаживанию рельефа. На склонах большой протяженности или значительной относительной высоты нередко удается наблюдать одновременно многие из описанных выше склоновых процессов, причем в их приуроченности к тем или иным участкам склона отмечается определенная закономерность — вертикальная зональность. Представим себе, например, склоны асимметричной куэстовой гряды. В верхней части пологого структурного склона в условиях разреженного растительного покрова доминирующим будет процесс делювиального смыва. Накопление делювиального материала осуществляется в нижней части склона. Если поступление делювия протекает с небольшой скоростью, на делювиальном шлейфе формируется почвенный покров. Здесь в условиях повышенной увлажненности будет происходить медленное дефлюкционное смещение накопившегося рыхлого материала вместе со сформировавшейся на его поверхности почвой. На крутом склоне куэсты также будет прослеживаться четкая вертикальная зональность склоновых процессов. Верхняя обрывистая часть склона — это зона обвально-осыпных процессов, поддерживающих вертикальность стенки срыва. Ниже располагается зона накопления обвально103 осыпного материала. На «живых», не закрепленных растительностью осыпях материал осыпей смещается дефлюкцией, делювиальным смывом и микроселями. Причем в верхней части осыпи четко выражен плоскостной или мелкоструйчатый смыв, который в нижней части сменяется бороздчатым. Если поверхность осыпного шлейфа задернована, развивается дефлюкционный процесс. 7.1.6. Солифлюкционные и дефлюкционные склоны. Солифлюкция представляет собой процесс медленного течения поверхностного выветрелого слоя горных пород под влиянием силы тяжести и увлажнения. Наиболее характерно и типично выражена солифлюкция в условиях многолетней мерзлоты. Кроме того, солифлюкция проявляется в областях сильного увлажнения поверхностного грунта, в особенности в зоне влажного тропического климата (тропическая солифлюкция, по Е. В. Шанцеру). Развитие мерзлотной солифлюкции связано с возникновением во время теплого сезона оттаивающего деятельного слоя (рис. 87), насыщенного водой, в котором разрыхленная поверхностная часть горных пород, переувлажненная до вязко-текучей консистенции, приходит в состояние вязкого течения. Рис. 87. Солифлюкционные террасы на склоне и их строение. дс — деятельный слой, мс — мерзлотный слой С повышением температуры количество влаги в грунте непрерывно увеличивается за счет таяния мерзлоты. Кроме того, из-за суточных колебаний температуры возникает интенсивное морозное выветривание, вследствие чего стекающие массы постепенно измельчаются, достигая состояния физической пыли. Перемещение грунта начинается уже при уклонах в 2—3° и наиболее активно идет на склонах с уклоном 5—20°. Скорость движения при солифлюкции очень мала и обычно измеряется сантиметрам, редко — первыми метрами за сезон. Солифлюкционный рельеф и отложения его распространены очень широко. Главная область их распространения — север и восток Сибири, Забайкалье, северо-восток Азии. Кроме того, солифлюкция встречается в горах, а следы древней солифлюкции имеются всюду в области былого четвертичного оледенения. Солифлюкция часто сопровождает нивацию — процесс, связанный с подтаиванием скоплений снега — снежников и включающий дробление горных пород, вследствие морозного выветривания, и вынос размельченного материала талыми водами и солифлюкцией. Описываемые процессы имеют большое значение для всевозможного строительства и проведения геологоразведочных работ в зоне мерзлоты, влекут за собой важные последствия для геологического картирования и поисков. Формы рельефа, развивающиеся при солифлюкции и нивации в зоне денудации, имеют сложное происхождение и обусловлены совместным действием морозного выветривания, солифлюкции и нивации. Наиболее крупными формами являются нагорные террасы. На месте снежника с нагорной cтороны возникает крутая стенка в скальных породах — снеговой (морозный) забой, в результате физического выветривания смещающийся в сторону склона (рис. 88). Ниже забоя разрастается пологая площадка — поверхность террасы, в верхней части врезанная в скальных породах, а в нижней части сложенная солифлюкционными отложениями и материалом, снесенным талыми водами. Рис. 88. Схема строения нагорных (гольцовых) террас и образования поверхности нивального выравнивания. 1 104 — первоначальная форма возвышенности; 2 — скальные породы; 3 — обломочный материал; 4 — стадии отступания уступа нагорной террасы. Нагорные террасы (1) и снеговой (морозный) забой (2); абв — поверхность нивального (гольцового) выравнивания; ГД — положение древней поверхности выравнивания; а1б1 — тумп (останец верхней поверхности в процессе развития нижней поверхности выравнивания); б — скалистые останцы разрушения тумпа. Ширина площадок террас достигает десятков метров, уклон их 3—5°, высота может быть до 10 м, но обычно невелика. Нагорные террасы, разрастаясь, срезают вершину, сливаясь в единую плоскую поверхность (рис. 88). В областях нивального климата этот процесс является важным фактором выравнивания рельефа. В условиях, когда вершины гор сложены особо крепкими массивными породами, высота и протяженность морозобойных стенок может резко возрастать. Таково происхождение многих обрывов гольцовых вершин в Сибири. В зоне солифлюкционной аккумуляции возникает бугристый рельеф. При увеличении уклона и более однородном составе грунта образуются солифлюкционные террасы. В плане они каплеобразные с уступами в виде фестонов и плоской наклонной поверхностью, которая обычно на 5—10° положе склона. Наиболее крупной аккумулятивной формой являются солифлюкционные увалы, образующиеся у подошвы склона, где сгруживается главная масса солифлюкционных отложений. Солифлюкционные отложения при сравнительно пологих склонах и медленном оплывании в ходе постоянного морозного выветривания сильно измельчаются и представлены суглинками, всегда содержащими щебенку и мелкие глыбы более прочных пород. В зоне активного стока в этом материале нередко наблюдается полосчатая текстура течения. В увалах полосчатость исчезает. Преобладают суглинки с беспорядочно распределенными щебнем и глыбами. Для солифлюкционных отложений характерны различные мерзлотные явления — криотурбации (кипуны), клиновидные тела, каменные полигоны. Внешними признаками солифлюкции являются также покосившиеся деревья, сооружения и столбы на склонах, деформации дорог. На аэроснимках бывает заметна полосчатость, вытянутая поперек склона. Курумы. Совершенно особый тип солифлюкционных образований возникает на поверхностях, сложенных массивными гранитами, гнейсами и другими породами, дающими при выветривании глыбовую отдельность. На склонах здесь скапливаются развалы каменных глыб, медленно смещающиеся вниз по склону и называемые курумами (курум — по-якутски камень). На пологих водоразделах они образуют целые поля — «каменные моря», ниже по склону разбивающиеся на полосы - «каменные реки», подчиненные ложбинам на склоне. У подножий каменные потоки нередко сливаются, образуя обширные глыбовые россыпи. При смещении материала играют роль температурные колебания и сезонное оттаивание деятельного слоя, облегчающие смещение глыб. В связи с этим движение глыб идет и на очень пологих склонах с уклоном не более 2—3°. Скорость движения составляет от 5 до 150 см в год, сильно увеличиваясь в середине потока. Изучение курумов важно при проведении горных дорог. Кроме того, смещение глыбовых развалов — курумов необходимо учитывать при геологическом картировании. Тропическая солифлюкция в условиях жаркого влажного климата осуществляется существенно иначе. Тут происходит вязко-пластичное течение переувлажненного грунта, чему способствует обилие влаги и быстрое выветривание, дающее большое количество глинистого материала. Дефлюкция представляет собой движение вязко-пластичной массы грунта на склонах под влиянием силы тяжести и умеренного увлажнения. Скорости движения измеряются долями миллиметров в год. Из-за крайней медленности этого процесса он может играть существенную роль лишь на древних склонах. С этим процессом связано массовое смещение грунта к подножью склона и такое явление, как изгиб слоев, жил, поверхностей разрывов вниз по склону. Характер и интенсивность описанных выше процессов меняется не только в пространстве, но и во времени. Так, летом при отсутствии дождей делювиальные процессы прекращаются совсем, а скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений резко уменьшается вследствие их сухости. При ливневых дождях или интенсивном весеннем снеготаянии резко возрастает роль делювиального смыва, увеличивается скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений. При значительном насыщении материала осыпей влагой (при затяжных дождях или весеннем снеготаянии) к делювиально-дефлюкционным процессам, обычным для этих частей склонов, могут прибавиться оползни, сплывы. Как уже отмечалось, проявление склоновых процессов зависит от ряда условий, главными из которых являются: уклоны первичных склонов, мощность и механический состав склоновых 105 отложений, режим их увлажнения. Анализируя течение склоновых процессов в различной природной обстановке, можно видеть, что часть условий определяется региональными особенностями процессов выветривания, характером и режимом выпадения осадков, испарения и т. п. Эта часть условий хорошо коррелируется ландшафтными особенностями того или иного региона. Другая часть условий от ландшафтных особенностей не зависит и проявляется почти одинаково и в условиях тундры, и в умеренной зоне, и в условиях пустыни. Склоновые процессы, обусловленные второй группой причин, являются как бы интразональными. В любой из природных зон они локальны и занимают малые площади. К ним в первую очередь относятся обвальные и осыпные процессы, а также процессы отседания блоков и блоковое оползание, т. е. процессы, происходящие на склонах, угол наклона которых больше угла естественного откоса, колеблющегося от 30 до 45°. Эти процессы Ю. Г. Симонов называет локальными. Процессы делювиального смыва, медленного сползания масс (дефлюкция), солифлюкции тесно связаны с региональными ландшафтными условиями. Их называют региональными склоновыми процессами. Еще более сложное взаимодействие между склоновыми процессами сами, смена одних процессов другими наблюдается при изменении физико-географических условий того или иного региона, а также в результате эволюции самих склонов, главным образом в результате изменения, их крутизны. Вся эта сложная картина взаимоотношения склоновых процессов во времени и пространстве может быть восстановлена только на основании тщательного изучения склоновых отложений. 7.2. Возраст склонов. Подобно определению возраста рельефа определение возраста склонов представляет большие затруднения. Обусловлено это тем, что на любом первично возникшем склоне постов явно идут те или иные склоновые процессы, меняющие облик склона. Поэтому, когда мы говорим о возрасте склона, речь идет о времени действия того агента, который создал основные морфологические особенности первичного склона. Для склонов эндогенного происхождения это время проявления того или иного типа тектонических движений или магматизма, для экзогенных — время действия одного из экзогенных агентов. Проще решается вопрос о возрасте склонов аккумулятивных форм рельефа. Определив тем или иным путем возраст осадков, слагающих аккумулятивную форму, решается вопрос о возрасте ее склонов. Труднее обстоит дело с определением возраста денудационных склонов. Он может быть определен или по возрасту коррелятных (склоновых) отложений, если таковые сохранились, или по соотношению форм рельефа, возраст которых известен. Так, например, склоны речных долин Подмосковья сформировались после таяния московского ледника, так как долины врезаны в поверхность междуречий, сложенных ледниковыми отложениями московскского возраста. При наличии в долине реки террас возраст разных участков ее склонов может быть уточнен. Так, если в долине имеется надпойменная терраса позднечетвертичного (валдайского) возраста, то склон долины, опирающийся на ее поверхность, имеет средне- и позднечетвертичный (московско-валдайский) возраст, а склон от поверхности террасы к пойме — позднечетвертично-голоценовый (послевалдайский) возраст. 7.3.Развитие склонов Склоновые процессы ведут к выполаживанию склонов, к сглаживанию рельефа, к плавным переходам от одних форм или элементов рельефа к другим. Если участок земной поверхности более или менее продолжительное время находится в состоянии тектонического покоя, выполаживание образовавшихся на нем ранее эндогенных или экзогенных склонов агентами склоновой денудации (при непременном участии выветривания) приведет к «съеданию», понижению междуречных (водораздельных) пространств и формированию на месте расчлененного участка земной поверхности невысокой, слегка волнистой равнины, которую В. Дэвис предложил назвать пенепленом (рис. 89, А). Рис. 89. Процесс пенепленизации по В. Девису (А) и педипленизации — по В. Пенку. Стрелками показано направление, в котором идет срезание междуречий; 1, 2, 3, 4, 5, 6 — последовательные стадии развития пенеплена и педиплена. 106 Образование денудационных выровненных поверхностей происходит путем отступания склонов параллельно самим себе (рис 89, Б). Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина — педипленом (рис. 90). Рис. 90. Схема развития склонов путем пенепленизации (А) и педипленизации (Б). а аккумулятивный склон, б - денудационный склон; в - транзитно-аккумулятивный склон; БД - базис денудации; точечный пунктир - стадии последовательного развития склона Простейшей формой педипленизации является образование педиплена — пологонаклоненной площадки (3—5°), формирующейся в коренных породах у подножья отступающего склона. Наклон площадки обусловлен особенностями образования педимента. На каждый данный момент отступания склона его подножье защищено шлейфом склоновых отложений; на каждый данный момент остается все меньшая часть склона, которая может продолжать отступание параллельно самой себе. Вместе с тем по мере отступания склона происходит постепенное удаление материала шлейфа волнистой равнины, которую В. Дэвис предложил назвать пенепленом (рис. 90, А). В результате поверхность коренных пород у подножья отступающего склона постепенно обнажается. Так в ходе описанного процесса возникает наклонная выровненная поверхность, прилегающая к подножью склона, т. е. педимент (рис. 90, Б). Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются на платформах со спокойным тектоническим режимом и умеренным гумидным климатом, например в центральной и северной частях Русской равнины, в юго-западной и центральной частях США. Для этих областей характерны длинные и пологие склоны, здесь зачастую очень трудно или даже невозможно отграничить склоны с преобладанием смыва или аккумуляции. В условиях более континентального гумидного климата Канады и Сибири развитии склонов идет по типу педиментов. Главным образом под воздействием таких процессов, как дефлюкация и солифлюкация. В результате процесс педипленизации протекает медленно и в настоящее время в основном находится на стадии образования педиментов. В условиях аридного полупустынного и пустынного климата развитие склонов сначала происходит преимущественно путем отступания склонов и формирования педиментов и останцовых гор (рис 91-93). Рис. 91. Педиплен с отдельными останцами (по Н. В. Башениной) Рис. 92. Предгорная наклонная равнина, выработанная в коренных породах (педимент) Рис. 93. Педимент с останцовыми столовыми горами. Берег Кара Богаз Гола: (по Н. И. Андрусову) При резко выраженной сухости климата, а также при благоприятных геологических условиях образуются огромные 107 скопления грубообломочного материала, под которым педименты оказываются погребенными. Формируются так называемые каменистые пустыни, очень ярко представленные, например, в Сахаре, Ливийской пустыне, в Западной Австралии и в Большом бассейне на западе США. Во влажных тропиках, где широко развита тропическая солифлюкция, выполаживание и последующее выравнивание рельефа идет одновременно и по пути пенепленизации и по пути педипленизации. Огромное количество влаги переувлажняет грунт, представленный на значительных пространствах глинистыми продуктами латеритного типа выветривания. Переувлажненные массы материала сползают вниз. Это приводит к оплыванию и «растеканию» верхних участков склонов, следствием чего является общее снижение рельефа — пенепленизация. Одновременно на крутых склонах энергично протекает педипленизация. В условиях арктического и субарктического климата главным механизмом образования поверхностей выравнивания является педипленизация. Морозное выветривание, солифлюкция а также геоморфологическая деятельность снежников обуславливают быстрое отступание склонов и образование педиментов, а затем за счет слияния последних — педиплена. Результатом педипленизации в высоких горах Арктики и Субарктики являются «гольцовые террасы» — площадки, выработанные в скальных породах, нередко образующие концентрические системы на склонах гольцов. «Террасы» обычно образуются применительно к местным базисам денудации, которыми для нивальных процессов всегда служат перегибы склона от более крутого участка к более пологому. Здесь создаются условия для значительного накопления снега, а это благоприятствует интенсивной деятельности морозного выветривания, нивальных и солифлюкционных процессов. Следовательно, для образования педипленов, представляющих собой конечный результат развития склонов в условиях тектонического покоя, наиболее благоприятны области с резкими климатическими контрастами — пустыни и полупустыни, арктическая и субарктическая зоны, а также области умеренной зоны с резкоконтинентальным климатом. В областях влажного и более равномерного умеренного климата, как и в гумидных областях тропической зоны, выравнивание идет примерно при равном участии пенепленизации и педипленизации. Образование педиментов, педипленов и пенепленов возможно только в условиях нисходящего развития рельефа, т.е. в условиях преобладания экзогенных процессов над эндогенными. При этом происходит общее, уменьшение относительных высот и выполаживание склонов. При восходящем развитии рельефа, т. е. при преобладании эндогенных процессов над экзогенными, склоны вновь становятся более крутыми. А образовавшиеся выровненные поверхности испытывают поднятие и в течение какого-то времени, продолжительность которого определяется как площадью выровненной поверхности, так и интенсивностью последующих денудационных процессов, могут сохраняться как реликтовые формы рельефа. При неоднократной смене этапов нисходящего и восходящего развития рельефа в горных странах образуется ряд денудационных уровней, располагающихся в виде ступней или ярусов на различных высотах. Они получили название поверхностей выравнивания. Каждая в отдельности поверхность выравнивания может оказаться не только поднятой, но и деформированной в результате складчатых или разрывных тектонических движении. 108 8. КАРСТ И КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА 8.1.Условия карстообразования 8.2.Формы рельефа открытого карста 8.3.Пещеры карстовых областей 8.4.Пути развития карста 8.5.Зонально-климатические типы карста 8.6. Псевдокарстовые процессы и формы 8.1. Условия карстообразования. Под термином «карст» понимают совокупность специфических форм рельефа и особенностей наземной и подземной гидрографии, свойственной некоторым областям, сложенным растворимыми горными породами, такими, как каменная соль, гипс, известняк, доломит и др. И хотя каменная соль и гипс обладают большей растворимостью, чем известняки и доломиты, гипсовый и соляной карст развит сравнительно мало из-за незначительного распространения этих пород, особенно выходов их на дневную поверхность. Известняки и доломиты в обычных условиях характеризуются слабой растворимостью, но распространены они несравненно более широко, чем гипс или каменная соль. Кроме того, в определенных физико-географических условиях химическая агрессивность воды может в известняковых областях существенно возрастать и, если это еще сочетается с благоприятными геологическими условиями, возникают наиболее выразительные и занимающие обширные пространства карстовые ландшафты, приуроченные именно к известнякам. Поэтому, имея в виду преимущественную приуроченность карстовых образований к областям развития известняков, можно считать, что наиболее изучен и наиболее распространен именно известняковый карст. Сущность карстовых процессов состоит в растворении породы атмосферными, поверхностными, талыми, подземными, а в некоторых случаях и морскими водами. Главное условие растворимости известняка — достаточное количество растворенного СО2 в воде. Тогда вода становится химически агрессивной и энергично воздействует на карбонатные породы. Источниками СО2, содержащегося в природных водах, являются: атмосфера, биохимические процессы, протекающие в почве и коре выветривания, разложение органических остатков при свободном доступе воздуха, поступление углекислоты из недр земли в областях современной или недавней вулканической деятельности. Кроме углекислоты растворяющее действие на известняки могут оказывать и другие кислоты, например гуминовая, серная, но в целом, по-видимому, главную роль в карстовых процессах играет С02. К другим важнейшим условиям, определяющим развитие карста, относятся: а) рельеф на пологонаклонных поверхностях, как правило, карстовые образования возникают быстрее и представлены разнообразнее, чем на крутых склонах; б) чистота и мощность известняков — чем чище и мощнее толща известняков, тем интенсивнее они подвержены карстообразованию; в) структура породы— грубообломочные или ракушечные известняки карстуются гораздо меньше, чем однородные мелкозернистые известняки; г) климат, т. е. температурный режим, количество и характер выпадающих осадков наличие многолетней мерзлоты, препятствующей проникновению воды в карстующиеся породы; климатом обусловливается также характер растительного покрова, способствующего повышению химической агрессивности воды; вследствие разложения растительных остатков вода обогащается углекислым газом, гуминовыми кислотами, азотной кислотой и т. п.; д) трещиноватость карстующихся пород — при наличии трещиноватости возникает возможность проникновения агрессивных вод в толщу породы и образования различных форм подземного карста, а также оттока вод, насыщенных углекислотой, с поверхности в глубь карстующихся пород. Подземная циркуляция, т. е. гидрогеологические условия, имеют важнейшее значение для развития карстового процесса. В каждой карстовой области можно выделить три этажа, или зоны, различающиеся по гидрогеологическому режиму (рис. 94). Верхняя зона охватывает толщу породы от ее выхода на поверхность до зеркала грунтовых вод. Это зона аэрации, или зона вертикальной циркуляции. Здесь преобладает свободное гравитационное движение воды, происходящее периодически, во время дождей или таяния снега. 109 Следующая зона получила название зоны периодически полного насыщения. Здесь совершаются резкие колебания уровня подземных вод, связанные, прежде всего с периодическим поступлением воды с поверхности. Рис. 94. Схема движения карстовых вод по вертикальным зонам. Зоны: 1—аэрации, 2 — сезонного колебания уровня подземных вод, 3— полного насыщения (За—сфера разгрузки подземных вод на дне долины), 4— глубинной циркуляции Циркуляция воды в этой зоне близка к горизонтальной, но может происходить и с большим уклоном водной поверхности у края карстовой области. Зону периодически полного насыщения многие исследователи рассматривают как наиболее активную в отношении глубинного карстообразования, в частности пещерообразования. Границы её — наивысший и наинизший уровни зеркала грунтовых вод. Нижняя зона — зона постоянного полного насыщения. Верхняя ее граница — наинизший уровень зеркала грунтовых вод, нижняя — водоупорный горизонт. Циркуляция здесь преимущественно горизонтальная. По окраинам карстовой области эта зона дает начало рекам, карстовым источникам, через которые происходит разгрузка подземных вод на земную поверхность (рис. 95). Рис. 95. Идеальный карстовый массив (по И. С. Щукину): А-А мощная известняковая свита; В-В водоупорная порода; Р многочисленные воронки; П единичные крупные провалы над подземными пустотами; а-а - зона аэрации и эфемерных источников; б-б зона периодического полного насыщения с периодически действующими источниками; б-с - зона постоянного полного насыщенна и постоянных источников (стрелками показано направление циркуляции подземных вод); М - мешкообразная долина. 8.2. Формы рельефа открытого карста В зависимости от того, выходят ли карстующиеся породы на земную поверхность, или они перекрыты сверху некарстующимися отложениями, различают голый и закрытый (покрытый) карст. Голый карст, чаще всего свойствен горным территориям, где наиболее интенсивно идут процессы денудации, закрытый — равнинам. Наибольшее разнообразие форм рельефа и наибольшая активность карстовых процессов обычно свойственна голому карсту. Дождевые или талые воды, стекая по поверхности известняка, разъедают стенки трещин. В результате образуется микрорельеф карров или шраттов — система гребней и разделяющих их рытвин или борозд. Карры (нем. karren) — небольшие остроконечные гребешки, разделяющие неглубокие крутосклонные впадины от нескольких сантиметров до 2 м (рис. 96). Образуются растворяющим действием воды атмосферных осадков. Карры располагаются вдоль ветвящихся бороздок или небольших трещин на поверхности обнажающихся известняков, реже других карстующихся горных пород. Рис. 96. Карры. Борозды и гребни располагаются примерно параллельно друг друга, если четко выражено падение слоев и трещиноватость пород совпадает с 110 направлением падения. При более сложной системе трещиноватости карры располагаются совершенно неправильно, пересекаются, разветвляются и вновь сливаются. Глубина борозд может достигать 2,0 м. Покрытые каррами пространства называют карровыми полями (рис. 97). По мере расширения трещин гребни становятся все уже, надламываются и распадаются на отдельные обломки. Рис. 97. Карровые поля на побережье. Такие старые карровые поля представляют собой нередко хаотические нагромождения крупных и мелких обломков известняка с кое-где сохранившимися и выступающими над этими нагромождениями карровыми гребнями. Карры могут образоваться на прибрежной полосе при воздействии морского прибоя на карстующиеся породы. При интенсивной вертикальной циркуляции воды процесс растворения карстующихся пород приводит к образованию поноров — каналов, поглощающих поверхностные воды и отводящих их в глубину закарстованного массива. Величина и форма поноров разнообразны и зависят от степени их разработанности. На поверхности поноры выражены зияющими трещинами или отверстиями, в глубине ими начинается сложная система каналов вертикальной циркуляции воды. Расширение устий понора в процессе дальнейшего растворения приводит к образованию карстовых воронок различных размеров и форм в зависимости от возраста, типа карстующихся пород и их залегания от щеле- и колодцеобразных до блюдцеобразных (рис 98). Рис. 98. Типы карстовых воронок. В закрытом карсте воронки образуются не только за счет растворения, но и в результате механического выноса — суффозии—в поноры залегающих с поверхности нерастворимых пород. Такие воронки называют карстовосуффозионными или воронками просасывания. Карстовая воронка - отрицательная форма рельефа, замкнутая впадина чашеобразной, конической или другой формы, диаметром до 50 метров, глубиной до 15 (иногда до 200) метров (рис. 99). Рис. 99. Карстовая воронка в Гватемале. Карстовые воронки располагаются поодиночке или цепью вдоль тектонического разлома или подземного водотока. Обычно карстовые воронки образуются путем растворения поверхностных пород или при обрушении кровли подземной полости. Карстовые блюдца, воронки и неглубокие колодцы в западноевропейской литературе носят название долины. 111 Карстовые формы рельефа могут быть беспорядочно разбросаны по поверхности карстового массива или сосредоточены вдоль определенных линий, обусловленных направлением подземного стока или залеганием карстующихся пород. Эти формы не являются «застывшими». Они могут переходить одна в другую. Так карстовое блюдце в результате углубления, а карстовый колодец в результате выполаживания склонов могут превратиться в карстовую воронку (рис. 100). Если стенки понора продолжают растворяться, то канал становится достаточно большим и превращается в естественный колодец или естественную шахту. Рис.100. Превращение колодцеобразного провала (А) в воронкообразную впадину (Б) Карстовые шахты и колодцы нередко достигают очень, большой глубины (в несколько десятков или сотен метров). Одна из таких шахт в северной Италии, в окрестностях г. Верона, достигает глубины 637 м. Общее направление шахт близко к вертикальному, но имеются и значительные отклонения отдельные участки шахт могут быть почти горизонтальными или наклонными. Шахты часто закладываются на пересечении нескольких систем трещиноватости. При дальнейшем растворении стенок шахты могут превратиться в достаточно широкие подземные ходы в пещеры. Естественными колодцами нередко называют формы типа естественных шахт, но меньших размеров. Некоторые исследователи закрепляют термин «колодец» за определенными формами которые образуются не за счет поверхностного выщелачивания, а путем обрушения свода над подземной полостью. В таких случаях возникают отрицательные формы рельефа цилиндрической формы с вертикальными стенками и загроможденным Если стенки понора продолжают растворяться, то канал становится достаточно большим и превращается в естественный колодeц или естественную шахту. Карстовые шахты и колодцы нередко достигают очень большой глубины (в несколько десятков или сотен метров). Одна из таких шахт в северной Италии, в окрестностях г. Верона, достигает глубины 637 м. Общее направление шахт близко к вертикальному, но имеются и значительные отклонения отдельные участки шахт могут быть почти горизонтальными или наклонными. Шахты часто закладываются на пересечении нескольких систем трещиноватости. При дальнейшем растворении стенок шахты могут превратиться в достаточно широкие подземные ходы в пещеры. Естественными колодцами нередко называют формы типа естественных шахт, но меньших размеров. Некоторые исследователи закрепляют термин «колодец» за определенными формами которые образуются не за счет поверхностного выщелачивания, а путем обрушения свода над подземной полостью. В таких случаях возникают отрицательные формы рельефа цилиндрической формы с вертикальными стенками и загроможденным обломками дном. Часто такие колодцы располагаются рядами, как бы отмечая на поверхности направление подземных галерей, над которыми они образуются. Провальные, или поверхностные, воронки, сливаясь, образуют слепые овраги или формы довольно причудливых очертаний, получившие название «увала». Известны, например, увала до 700 м в поперечнике при глубинах до 30 м. Такие образования представляют собой как бы переходные формы к еще более крупным карстовым ваннам — польям. Встречаются долины, которые не имеют устья, т. е. они не открываются в другую долину или в какой-то водоем, а оканчиваются тупиком. Такие долины принято называть слепыми. От слепых следует отличать полуслепые, которые тоже замкнуты на нижнем конце, но уступ, в который «упирается» водоток, низкий, и во время половодья вода переливается через нижнюю часть долин таких рек представляет собой неглубоко врезанную ложбину, сухую в течение большей части года. Карстовые желоба и рвы – более глубокие, чем кары и обязательно с крутыми бортами, развиваются вдоль тектонических трещин. Они могут тянуться на десятки и сотни метров, иногда на несколько километров. На концах они замкнуты, на дне могут иметь многочисленные углубления. Прямолинейные рвы в известняках разработанные по вертикальным тектоническим трещинам, шириной 2-4 м и глубиной до 5 метров в Югославии называют богазами. 112 Блюдцеобразные впадины и западины характеризуются небольшой глубиной, которая в десятки раз меньше поперечника. Дно полого-вогнуто, пологие склоны плавно сочленяются с окружающей местностью. В большинстве случаев блюдца заполнены глинистым элювием или другим рыхлым материалом. Скопление глинистых частиц в блюдцах закупоривает трещины, поноры и делает их дно водоупорным. После дождей, таяния снега скапливается вода в виде озерков, которые быстро пересыхают. Карстовые останцы (моготе) – формы, характерные для тропического карста (в тропических широтах, высокие температуры, ливневые осадки, относительно чистые карстующиеся породы, и, как следствие, бурное протекание процесса выщелачивания). Моготе представляют собой столбы, конусы, плосковерхие башни и другие формы останцов. Их склоны могут быть голыми, покрытыми карами, либо покрытыми растительностью. В обрывистых стенах встречаются гроты, ниши. Полья — обширные, обычно плоскодонные и с крутыми стенками карстовые понижения в несколько километров, а в некоторых случаях — в несколько десятков километров в поперечнике. Площадь Попова полья в западной Герцеговине достигает, например, 180 км2. По ровному дну полья иногда протекает водоток, который в большинстве случаев появляется из одной стенки полья и скрывается в подземной галерее в противоположной стенке. Полье — это одна из поздних стадий развития карстового рельефа, образующаяся за счет слияния многих карстовых воронок и котловин. При этом, если в ходе развития карстового процесса достигается базис карстовой денудации (уровень грунтовых вод), дальнейшее развитие такой формы будет возможна только за счет отступания стенок, т.е. роста в ширину, что и приводит к образованию полья. Полья – это обширные замкнутые котловины, длина которых больше ширины в 2-3 раза. Полья образуются преимущественно в дислоцированных областях и часто приурочены к направлению линии сбросов. Площадь их колеблется от 2-10 км2 до 200-400 кв.км. Для польев характерно наличие почти горизонтального, сложенного наносами дна, резко ограниченного крутыми склонами высотой до нескольких сотен метров. Иногда среди ровного дна поднимаются отдельные горы-останцы. Часто по дну протекает сильно меандрирующая река со слабо врезанным руслом. Река может начинаться в самом полье от родника, и тогда река скорее напоминает ручей. Но река может начинаться и за пределами полья. Часто воды реки поглощаются понорами, образуя сухие русла. В гидрологическом отношении полья подразделяются на три группы: 1) постоянно сухие полья; 2) периодически затопляемые и 3) озерные(прослеживаются озеровидные углубления, заполненные водой). Иногда на днище полья наблюдаются воронкообразные углубления, действующие часть года как источники, а другую как поглощающие поноры (это связано с гидростатическим напором). Во французской Юре такие поноры называют эставеллами. По генезису можно выделить несколько типов польев: 1. полья тектонического происхождения, образовавшиеся в результате опускания отдельных участков земной коры по трещинам разломов в виде грабенов или тем же путем прогибания пластов в виде синклинальных мульд. 2.полья, образующиеся путем слияния группы смежных воронок при их росте в горизонтальных размерах. В результате накопления рыхлых материалов дно выполаживается. Размеры этого типа польев наибольшие и часто они имеют неправильное очертание. 3. Провальные полья возникают в результате обрушения на некотором протяжении свода над руслом пещерной реки. Наличие элювия, аллювия способствует образованию почвенного горизонта и развитию здесь сельскохозяйственных полей. Карстообразование в сочетании с эрозионной деятельностью поверхностных вод приводит к образованию характерных для 113 карстовых областей четкообразных слепых долин, заканчивающихся ручьем, уходящим по трещине вглубь. Расширенные участки долины, соответствующие карстовым воронкам, соединяются более узкими отрезками эрозионного пропиливания. Исчезающие реки могут течь на глубине по карстовым каналам на протяжении сотен и даже тысяч метров, а затем снова появиться на поверхности, в склонах гор в виде мощных карстовых источников со значительным гидростатическим напором, которые получили название воклюзы. 3. Пещеры карстовых областей. Пещерами называют разнообразные подземные полости, образующиеся в карстовых областях, и имеющие один или несколько выходов на поверхность (рис. 101). Рис. 101. Глубочайшая в СНГ карстовая пропасть Снежная (вертикальный разрез вдоль галереи, по данным 1980 г.) В Нижнем Поволжье пещеры приурочены к гипсам кунгура. В Предуралье расположена Кунгурская пещера, состоящая из 58 гротов. Самый большой грот Географов(155м на 32м). Толща перекрывающих пород 52м. Самая протяженная карстовая пещера в мире – Флинт-Мамонтова (341,1 км), расположенная в Северной Америке. Она была открыта в 1809 году охотником, преследовавшим раненного медведя. Сейчас создан национальный парк в штате Кентукки, где и находится эта пещера. Заложение пещер и их топография предопределяются расположением систем трещин, пронизывающих карстующуюся породу, и гидрогеологическими особенностями карстовых областей. Образование пещер связано с растворяющей деятельностью воды, проникающей в трещины. Расширяя трещины, вода создает в толще породы сложную систему каналов. В зоне горизонтальной циркуляции, где вода производит наибольший растворяющий эффект, образуется магистральный канал, который постепенно расширяется за счет соседних небольших трещин и стягивает воды из смежных каналов. Так постепенно формируется подводная река. Но при расширении новых трещин и частичной закупорке старых каналов принесенным с поверхности обломочным материалом или вследствие обрушения сводов река может проложить себе новый подземный путь стока, а прежние галереи становятся сухими. Пещера может иметь лишь одно входное отверстие. На противоположном конце она будет заканчиваться либо системой очень узких ходов и трещин, либо обвальными или натечными образованиями, закупоривающими ее. Такие пещеры называют слепыми. Возможны пещеры с выходами с двух сторон. Это проходные пещеры. На потолках и днищах многих пещер развиты натечные известковистые образования — сталактиты и сталагмиты (рис. 102), которые при слиянии могут образовать мощные колонны (сталагнаты). Рис. 102. Обобщенная схема пещерных образований. 1 сталактит; 2 - бахрома и занавеси; 3 - флаг; 4 «макароны»; 5 – гелектиты; 6 - сложный сталагмит; 7 - шесты; 8 кальцитовые «водопады»; 9 - столбы и колонны (сталагнаты); 10 озеро с кальцитовым обрамлением; 11 «пещерный жемчуг» кальцитовые пизолиты; 12 - глыбы; 13 песчано-глинистые отложения Стенки пещер обычно неровные, часто осложнены нишами и трубчатыми ходами, покрыты карбонатными корками или рыхлыми продуктами выщелачивания известняков. На дне пещеры карстовые воды 114 образуют подземные деки или вода скапливается в карстовых озерах (рис. 103). Рис. 103. Сталагмиты и карстовое озеро Часто пещеры располагаются одна над другой несколькими этажами. По мере развития подземного карста усиливается дренаж подземных вод, снижается их уровень, а следовательно, и «базис карстования». Образование пещер переходит на более низкий уровень. Этот процесс может быть вызван и понижением базиса эрозии вследствие прерывистых тектонических поднятий района. Отсюда нередко видна связь уровней карстовых пещер с определенными уровнями надпойменных террас в речной долине. Интересно, что в некоторых пещерах накапливается лед. Такие пещеры так и называют ледяными или холодными. Ледяные пещеры известны в Крыму, в Дагестане. Наиболее значительная среди них — знаменитая Кунгурская пещера на Урале (рис. 104). Рис. 104. Ледяные сталагмиты и сталагнаты (колонны) в Кунгурской пещере Для накопления льда и снега необходимы, во-первых, соответствующие климатические условия (в тропиках ледяных пещер не бывает), а во-вторых, благоприятная конфигурация пещеры. Если, например, вход в пещеру идет не по горизонтали, а сверху вниз, то возникают благоприятные условия для накопления в пещере холодного воздуха, а вместе с тем снега и льда. 4. Пути развития карста. Карстовый процесс ведет к удалению массы горной породы как с поверхности, так и с глубины. Карстовый процесс проходит до подстилающих некарствующихся пород. Уровень, до которого идет карстовый процесс, называется базисом денудации. В процессе развития карста дневная поверхность будет постепенно понижаться к базису денудации. Когда обе поверхности сольются, карст перестанет существовать. По мере опускания топографической поверхности карстового массива поверхностные формы, возникшие на ней ранее и связанные с глубинными формами генетически, будут продолжать развиваться и дальше. Одновременно с этим денудация начнет вскрывать все новые трещины в породе, которые будут поглощать поверхностные воды и создавать формы только начинающие свое развитие. Таким образом, общее развитие карста идет в направлении, при котором к старым формам будут присоединяться все новые молодые формы, а мощность карстующихся пород сокращается. Если присутствуют чистые карстующиеся породы, большая смывающая сила атмосферных осадков, повышенная трещиноватость, то формируется открытый карст, т.е. карстующиеся горные породы выходят на дневную поверхность. Если же породы характеризуются слабой трещиноватостью, примесью нерастворимых пород, малая интенсивность атмосферных осадков, то на поверхности образуется водонепроницаемый покров. Образуется покрытый карст. В зависимости от типа карста развитие рельефа протекает неодинаково. Открытый карст. 1 стадия – стадия юности. В это время атмосферные осадки, стекая по известковым склонам, образуют каровые рытвины. Воронки и колодцы в небольшом еще числе разбросаны по поверхности без всякого порядка. Встречаются поверхностнын реки и ручьи, т.к. трещины еще узкие и не в состоянии поглощать и отводить вглубь всю воду. Грунтовые воды стоят глубоко, движутся по сети узких каналов, среди которых нет еще дифференциации по величине. Стадия зрелости. По сравнению с предыдущей стадией наблюдаются большие изменения как на поверхности, так и внутри карстового массива. Грунтовые воды залегают сравнительно глубоко и развитие карстового процесса идет энергично. Поверхностные реки большей частью исчезли, т.к. трещины стали широкими и отводят всю воду в глубину. Сухие долины по тальвегам покрылись воронками и утратили однообразный уклон. В расположении воронок и колодцев отражается направление тектонических линий(разломов, простирание пород). Наряду с молодыми 115 воронками встречаются старые, в которых накапливается элювий. Часть воронок переходит в блюдцеобразные понижения. Воронки, расположенные цепочкой, сливаются, образуя котловины и полья. Подземные полости увеличиваются происходит их дифференциация по величине, прослеживаются обвалы над пустотами, образуются натечные формы в пещерах. В общем происходит понижение топографической поверхности и постепенное приближение к базису денудации карстовой области. Стадия старости. Дневная (топографическая) поверхность достигает на больших пространствах базиса денудации. Карстовые формы рельефа изменяют первоначальный облик. Воронки, колодцы уплощаются, полья делаются обширнее, многочисленнее. Во многих местах глубинная циркуляция заменяется поверхностной как в результате провала потолка над пещерными реками, так и в результате углубления польев до горизонта грунтовых вод. Реки, протекающие почти на уровне грунтовых вод, имеют ничтожное падение и поэтому медленное извилистое течение. Карст достигает базиса денудации. Дальнейшее развитие рельефа идет по другим законам. Классическим районом его развития является вершинная поверхность(выровненная) главной гряды Крымских гор – Яйлы. Отсюда более или менее изолированные платообразные массивы монолитных карстующихся пород называют яйлами. Здесь в верхнее-юрских известняках развиты все формы рельефа, присущие открытому карсту. Такие как каровые поля, котловины, западины, воронки, полья, колодцы, шахты и пещеры. Из пещер горного Крыма выделяется Красная, состоящая из 6-ти этажей и исследованная на протяжении 13,1 км. Покрытый карст. На поверхности карстующейся породы происходит быстрое и обильное накопление глиняного материала, что приводит к закупорке трещин и отделяет дневную поверхность от глубинных частей карстового массива. Вертикальная циркуляция, благодаря наличию с поверхности изолирующего слоя, прекращается, хотя грунтовые воды лежат еще очень глубоко. В толще карстового массива наступает задержка и замедление развития. Процесс выщелачивания и образования натечных форм в полостях не происходит, т.к. воды с поверхности не проникают вглубь. Происходят провалы над пустотами, обусловленные силой тяжести как на поверхности, так и в подземных пустотах. Уровень грунтовых вод понижается, т.к. отсутствует прямой приток поверхностных вод. Источники карстовой области становятся беднее водой, а некоторые совсем исчезают. Происходят значительные изменения на поверхности. Благодаря накоплению обломочного материала, элювия, контраст высот сглаживается. Кора выветривания, сформированная на поверхности, состоит из двух слоев: с поверхности – грубый материал, образовавшийся путем механического распада. Ниже залегают глинистые продукты химического выветривания, принесенные сюда дождевыми и талыми водами, т.е. образуется своеобразный водоупорный горизонт. Вода стекает в самые пониженные места, где образуется или верховодка(грунтовые воды, расположенные очень близко от поверхности), или выступает вода на поверхность, образуя небольшие озерца, которые не имеют никакой связи с залегающими глубоко грунтовыми водами. Формируется «ванновый» или озерный ландшафт. Слабые, питаемые верховодкой источники, болотца и вороночные озерки, свойственные зрелому покрытому карсту, делают его поверхность сравнительно богатой водой. В процессе денудации карстовые формы сглаживаются. Воронки, расположенные цепочкой, рядами, в процессе денудации сливаются и образуются долинообразные понижения. «Ванновый»(озерный) ландшафт переходит в долинный. В долинах наблюдается периодический сток или, если произошел перехват реки некарстовой области на периферии, устанавливается постоянный срок. Базис эрозии лежит глубоко и реки производят интенсивную глубинную эрозию. Благодаря этому на поверхность могут вновь выводиться карстующиеся породы, вскрываются трещины, начинают действовать поноры. Углубление долин способствует увеличению крутизны склонов. Это усиливает снос коры выветривания с примыкающих водораздельных пространств. На поверхность выходят карстующиеся породы, на которых развиваются карстовые формы рельефа. Но благодаря наличию глинистого материала, поноры закупориваются и начинается процесс, который приводит к образованию «ваннового» ландшафта, но уже на более низком гипсометрическом уровне. Это происходит в том случае, если не было новейших тектонических движений. Такие циклы могут повторяться неоднократно и сопровождаться каждый раз общим понижением местности, пока не произойдет ее слияние с поверхностью нерастворимых пород. 5.Зонально-климатические типы карста. Карстовый процесс — прежде всего денудационный процесс, поэтому он протекает по-разному в разных климатических зонах. 116 Большая часть приведенного выше материала относится к голому карсту, который наиболее типичен для областей со средиземноморским субтропическим климатом. Карстовым процессам наряду с благоприятным геологическим строением здесь способствует климат. Ливневый характер атмосферных осадков и наличие засушливого сезона способствуют интенсивному воздействию дождевых вод на поверхность известняковых пород, сравнительно медленному накоплению элювия. В странах с умеренным климатом карстовые процессы также развиваются довольно интенсивно, но карстующиеся породы почти всегда прикрыты слоем наносов и хорошо развитым почвенно-растительным покровом. Поэтому поверхностные карстовые образования типа долин и провалов не имеют столь резкой выраженности, как в средиземноморских странах. Это области преимущественно покрытого карста, карстовые образования связаны исключительно с подземным выщелачиванием, а поверхностные формы обусловлены провалами и проседанием рыхлого покрова над подземными карстовыми полостями (воронки просасывания). В тропическом карсте в процессе его развития возникают понижения, разделяющие весь карстовый массив на отдельные возвышенности. Понижения углубляются до уровня базальной поверхности, и дальнейшее развитие тропического карста сводится к расширению этой поверхности за счет сокращения площадей занятых возвышенностями, до их полного уничтожения. В конечном счете это приводит к образованию выровненных карстоводенудационных поверхностей. Обычно процесс выравнивания распространяется в определенном направлении, и там, где он начался раньше, перед карстовой областью формируется равнина, получившая наименование окраинной равнины карста. Окраинная равнина по своему существу является педиментом карстового происхождения. По морфологии положительных элементов рельефа тропический карст подразделяют на куполовидный, башенный, конический и котловинный. Как указывает И. С. Щукин, эти типы генетически связаны и скорее всего, представляют собой лишь разные стадии в формировании карстового ландшафта или же могут быть обусловлены некоторыми местными геологическими условиями. Куполовидный карст характеризуется тесным скоплением куполообразных возвышенностей, разделенных узкими вогнутыми седловинами то более высокими, то более низкими. Относительная высота куполовидных холмов колеблется от 25 до 150 м при поперечнике основания до 80 м. Седловины не достигают уровня предгорной равнины. Куполовидный карст — всего лишь одна из самых ранних стадий развития карста в тропических областях. Башенный карст — тип тропического карста, чаще всего наблюдается по периферии области распространения куполовидного карста. Для него характерно наличие крутостенных, изолированных, друг от друга возвышенностей, напоминающих башни или столбы, относительная высота которых может достигать 300 и более метров. Возвышенности-башни расположены на значительном расстоянии друг от друга (в отличие от куполовидного карста) и отделены плоскими понижениями, являющимися как бы ответвлением окраинной равнины. Обычно башни пронизаны пещерами и естественными шахтами, их вершинные поверхности изведены кардами и карстовыми воронками. Здесь можно встретить и достаточно обширные плоскодонные понижения типа польев, окруженные башнями и образовавшиеся на месте уже полностью уничтоженных карстовых башен. Морфология башенного карста свидетельствует о том, что в данном типе тропического карста углубление понижений уже закончилось. Конический карст отличается от башенного морфологией возвышенностей, которые имеют вид более или менее правильных конусов, т. е. склоны их уже значительно выположены. Есть мнение, что формы конического карста образуются в том случае, если развитие башенного карста прерывается тектоническим поднятием. Тогда наступает новый цикл врезания, уровень денудации понижается, и подножья возвышенностей уже не подвергаются, воздействию застаивающихся дождевых вод. Склоны их выполаживаются за счет склоновых процессов. Необходимо упомянуть также о котловинном карсте, который в наиболее полном виде представлен на Ямайке. Он отличается развитием вогнутых карстовых котловин, отделенных друг от друга островерхими известняковыми гребнями. Формирование котловинного карста определяется здесь глубоким залеганием уровня грунтовых вод и сильной раздробленностью известняков. 117 Типы карстовых отложений. С карстом связано образование различных отложений, а также некоторых полезных ископаемых. Остаточные отложения представляют собой нерастворимый глинистый и алевритовый остаток, образующийся при выщелачивании карстующихся пород. Это, прежде всего краснозем (terra-rossa), состоящий из нерастворимых окислов кремния, алюминия, железа (отсюда и красный цвет) и др., накапливающийся в днище карстовых воронок и пещер, который может преобразовываться в залежи бокситов. Обвальные накопления образуются вследствие обрушения сводов и стен пещер, при провалах днищ карстовых воронок и колодцев, при землетрясениях, а также вследствие резкой смены суточной и сезонной температуры воздуха (обвалы у входа в пещеру). Представлены отложения неокатанными, несортированными обломками карстующихся пород различной величины (глыбы, щебень, дресва), часто заключенными в алевритовый или глинистый материал, неслоистый или с плохо выраженной слоистостью. Иногда эти обломки сцементированы и образуют брекчии. Мощность отложений иногда достигает нескольких десятков метров. Водные механические отложения накапливаются в основном в пещерных реках и озерах. Представлены они обломочным материалом, часто слоистым. Размыв, перенос и отложение обломочного материала подземными реками подчиняются законам аллювиального процесса наземных рек, хотя и имеют ряд специфических особенностей. Часто в разрезах отложений подземных рек и озер присутствуют прослои и натечные корки осажденного из водного раствора кальцита. Водные хемогенные отложения подразделяются на субаэральные (натечные), образованные главным образом в воздушной среде, и субаквальные — преимущественно в водной среде. К натечным образованиям относятся разнообразной формы и размеров сталактиты, нарастающие со свода, и сталагмиты — со дна пещеры, образующиеся при медленном испарении насыщенной углекислотой воды, проникающей по трещинам внутрь пещеры (рис.105). Рис. 105. В Новоафонской пещере Сталактиты могут иметь вид бахромы, занавесей, встречаются также бочонковидные и причудливо ветвящиеся формы (гелектиты). Сталагмиты часто имеют конусовидную форму, иногда они сложные пальмовидные, палкообразные, в форме подсвечника и т. п. Размеры их различны, возраст может быть более 200—300 тысяч лет. Обычно сталактиты и сталагмиты сложены кальцитом, но могут состоять из барита, окислов кремния, железа и др. Субаквальные образования пещер представлены корками кальцита, возникающими в пещерных озерах — турах. На дне озер и в небольших углублениях с водой можно встретить белый или желтоватый «пещерный жемчуг» величиной до 15—20 мм, или скопление многочисленных мелких оолитов. Отложения источников карстовых вод развиты на склонах и в днищах долин у выхода на поверхность, где они образуют иногда значительных размеров по площади известковые туфы. Это обычно пористая порода, часто содержащая органические остатки (растения и раковины моллюсков). С выходами термальных углекислокальциевых вод связано образование травертинов — известковых образований более твердых и хорошо раскристаллизованных в отличие от известкового туфа. Пещерный лед и снег накапливаются в вертикальных карстовых полостях и в карстовых пещерах, где температура воздуха близка к нулю. Холодные и талые воды, проникающие в подземные полости, могут образовывать ледяные натечные формы (сталактиты, сталагмиты и др.). В России известна Кунгурская ледяная пещера на Урале, где вековые толщи льда достигают 3—4 м мощности. 118 Органогенные отложения встречаются в пещерах, которые были населены летучими мышами и птицами. Здесь образуются залежи фосфоритов в виде скоплений костей и экскрементов (гуано) летучих мышей и птиц, а также глин, обогащенных фосфатом. Эти отложения служат отличным азотно-фосфорным удобрением. Отложения культурного слоя представлены продуктами жизнедеятельности человека и встречаются в пещерах, которые использовались первобытным человеком в качестве жилища. Здесь встречаются кости животных, раковины, орудия труда, глиняные черепки, кострища, погребения и т. п. 6. Псевдокарстовые процессы и формы. Наряду с настоящим карстом в некоторых районах встречаются явления и формы, внешне очень похожие на карст, но имеющие в основе другие причины, чем те, которые ведут к образованию карстовых форм. С деятельностью подземных вод связан процесс суффозии, по своему морфологическому выражению очень напоминающий карст. Однако сущность этого процесса отлична от карстообразования, отчего суффозию относят к ложному карсту, или псевдокарсту. Суффозия — это механический вынос мельчайших частиц породы циркулирующими подземными водами. Наиболее широко распространена суффозия в глинистых породах (глинах, суглинках, лессах), благодаря чему существует и другое не совсем правильное название этого явления «глинистый карст». Особенно характерен этот процесс для областей с засушливым климатом (Казахстан, Средняя Азия, Закавказье и др.). По трещинам усыхания и отдельностям, образующимся в глинистых породах, циркулируют подземные воды и вымывают все более мелкие частицы, нарушая структуру и устойчивость породы. Возникают разнообразные формы просадки грунтов — суффозионные провалы, колодцы, овраги, воронки и блюдца. Уносящая мелкие частицы вода расширяет трещины в глинистых породах, превращая их в колодцы до нескольких метров глубиной. При наличии водоупора, расположенного близко от дневной поверхности, возникает сток подземной воды и вынос частиц в полость, образующуюся под дном оврага. Иногда поверхностный водоток совсем прекращается, поскольку весь сток идет по оврагу под землей. Выход эти воды находят либо в склоне долины, либо у подножия его. Вдоль тальвега поверхностного оврага наблюдается несколько таких колодцев, чередующихся с провалами, образованными при обрушении сводов подземных оврагов. Провалы представляют собой впадины с вертикальными станками, часто разделенные перемычками — мостами. На участках более интенсивного выноса частиц из глинистых пород (над пустотами, в более рыхлых породах) более энергично происходит процесс просадки грунта, образуются воронки проседания (суффозионные воронки). Они имеют правильную форму и измеряются несколькими метрами в диаметре. В областях развития лёссовых пород значительной мощности, на ровных водораздельных пространствах наблюдается характерный просадочный рельеф, связанный с суффозией, так называемые степные блюдца (поды). Это понижения овальной формы с пологими склонами, глубиной 3—6 м и несколько десятков или сотен метров в поперечнике. Их образование связано с просачиванием поверхностных вод, выносом из лёссов карбонатов, уплотнением его при замачивании и смыкании пор, приводящим к проседанию. Примером могут служить лёссовые равнины, Украины, Молдавии, Юго-Западной Сибири и Средней Азии. Сущность термокарста (термического карста) заключается в вытаивании подземного льда, входящего в состав толщи мерзлых пород, сопровождающемся образованием различных просадочных форм на земной поверхности. Процесс этот свойствен областям с холодным климатом и многолетнемерзлыми горными породами. Вытаивание ледяных включений, расположенных на небольшой глубине в мерзлых породах, происходит вследствие местного увеличения в них притока тепла (усиление дренажа, уничтожение растительного покрова и т. п.). В зависимости от генетического типа льда возникают различные формы термокарста. На участках вытаивания жильных льдов образуются полигональные просадочные формы (сетчатые, ячеистые и др.), при вытаивании инъекционных льдов — плоскодонно-западинные и западиннобугристые формы (различной формы блюдца, воронки, ложбины до 1—3 м глубиной и несколько десятков метров длиной). Глубокие термокарстовые котловины возникают на сильно льдистых мерзлых породах, пронизанных мощными ледяными жилами. Часто на дне просадочных форм встречаются мелкие и крупные (до 10—20 км в поперечнике) термо-карстовые озера, болота или заболоченные луговины (аласы). 119 Изучение карста, термокарста и суффозии имеет большое практическое значение. Развитие подземных карстовых полостей в горных породах часто приводит к деформации вышележащих пород (грунтов), что создает угрозу для нормальной эксплуатации различных сооружений (деформации транспортных путей, промышленных и гражданских построек). При строительстве в областях развития многолетнемерзлых грунтов важно учитывать возможность возникновения термокарстовых явлений вследствие строительных работ (выемка грунта и т. п.). При гидротехническом строительстве (плотин для электростанций, водохранилищ, шлюзовых судоходных каналов и т. п.) через карстовые и суффозионные полости может произойти фильтрация воды и осушение водохранилищ и каналов. При разработке полезных ископаемых в карстовых районах необходимо предусмотреть возможный мощный приток карстовых вод и затопление горных выработок. Карстовый процесс играет вместе с тем и положительную роль во многих аспектах хозяйственной деятельности человека: при поисках и разведке месторождений полезных ископаемых, при изыскании источников водоснабжения, при осушении болот и т. д. Сами карстующиеся породы (гипс, соль, известняки) часто представляют собой полезные ископаемые; с трещинами и карстовыми пустотами в этих породах связаны месторождения полезных ископаемых, образовавшихся при отложении из гидротермальных растворов различных рудных и других минералов. С погребенным или ископаемым карстом связаны месторождения бокситов, образующихся при поступлении коллоидальных растворов глинозема. 120
