Строение земной коры континентов и состав её слоев

Содержание

1. Строение земной коры континентов и состав ее слоев 3
Геологическая деятельность ветра. Элементы эолового рельефа. Эоловые отложения 11
Диагенез осадков. Основные диагенетические процессы 16 и их характеристика.
Тектонические движения. Их классификация и свойства. Методы изучения тектонических движений. 19
Список используемой литературы 23

1. Строение земной коры континентов и состав ее слоев.

Представление о земной коре возникло в XVIII в. В то время ученые считали, что Земля образовалась из облака раскаленных газов. Охлаждаясь, это облако сгущалось до огненно-жидкого, уплотнялось и покрывалось с поверхности твердой коркой, под которой, как полагали, существует еще. не остывшее жидкое ядро. Теперь геофизики единодушно считают почти всю Землю твердой. По современным представлениям земная кора — это верхняя, твердая, в основном кристаллическая, сложно построенная оболочка земного шара с плотностью вещества у своей подошвы 2,9—3,2 г/см3. Ниже коры лежит более плотная оболочка — мантия.

Толщина земной коры, строение, состав слагающих ее горных пород и их свойства резко различаются в разных частях материков и особенно в океанах. На материках кора состоит из трех слоев: осадочного, гранита-гнейсового и базальтового. Названия их условны: они укоренились в геологии потому, что скорости распространения сейсмических волн в них близки к тем, которые наблюдались при прохождении через осадочные породы, граниты и базальты на поверхности Земли. На больших глубинах, в условиях высоких давлений и температур известные скорости могут быть в других породах. В океанах гранитный слой отсутствует, а слой осадков очень тонкий — не более 2 км. В переходной области от материков к океанам кора промежуточного типа, с более мощным гранитным слоем. В зоне вулканических дуг, как, например, в Курило-Камчатской или Японской, более утолщен гранито-гнейсовый слой, а в срединно-океанических хребтах — базальтовый слой.

В горных странах кора почти вдвое толще (до 70—80 км), чем в равнинных, за счет утолщения осадочного и гранитного слоев. Последний вместе с базальтовым слоем образует как бы корни молодых горно-складчатых систем — таких, как Кавказ, Памир и Гималаи. В Черном море и в южной части Каспийского кора напоминает океаническую, но покрыта слоем осадков мощностью до 15—20 км. Размах рельефа между максимальными глубинами океанов (11022 м) и вершиной Гималаев (8848 М) составляет примерно 20 км, т. е. он вдвое меньше толщины коры материков. Это указывает на большую подвижность окраин океанов, межгорных морей и гор. Такие подвижные области называются геосинклиналями. Равнины, напротив, связаны с устойчивыми, малоподвижными структурами коры — жесткими плитами, которые называют платформами. Толщина коры здесь составляет 30— 40 км. Вулканические островные дуги вытянуты вдоль зон глубинных разломов, отделяющих океан с базальтовой корой толщиной 5—10 км от материковых окраинных морей с корой промежуточного типа, и представляют собой зародыши материковой коры.

Строение Земли и земной коры. Оболочки земного шара: А — земная кора; В и С — верхняя мантия; D — нижняя мантия; Е — внешняя часть ядра; F — переходная зона между внутренним и внешним ядром; G — внутреннее ядро; d — плотность; р — давление. Цифрами указаны глубины границ в км.

Чем объясняется такое разделение коры на неоднородные слои? Сопоставление химического состава Земли в целом, мантии и коры, а также всех трех основных слоев коры показывает, что от ядра к коре увеличивается содержание более легких элементов: кислорода, кремния, алюминия, калия, натрия. Та же закономерность наблюдается в осадочной оболочке по сравнению с гранитным слоем, а в гранитном слое — по сравнению с базальтовым слоем. Такое распределение веществ в Земле и коре, очевидно, связано с законом всемирного тяготения и с его проявлением на Земле — силой тяжести.

Существует много методов исследования земной коры. Исследования начинаются с описания рельефа, изучения состава и строения горных пород на поверхности Земли. О глубинном строении земной коры геологи судят по составу, строению и условиям залегания горных пород, наблюдаемым на местности, или пО пробам грунтов со дна океана и т. д. Ценные сведения дают буровые скважины, глубина которых уже превысила 8 км. Геофизики определяют плотность, упругость, магнитные и электрические свойства собранных геологами горных пород, а затем с помощью сложных приборов выясняют, где, на каких глубинах такие породы залегают. Геохимики изучают химический состав пород из разных слоев коры, а возраст слоев определяют с помощью радиометрических методов. Для познания структуры и стадий развития горных систем большое значение имеют палеогеографические методы их изучения.

В основе палеогеографических методов лежит сравнение современных процессов, протекающих в земной коре и на ее поверхности, с древними геологическими процессами, создавшими разные слои пород. Так, Мы знаем, что в полосе морского прибоя образуются галечники. Встретив в геологическом разрезе галечники, можно определить береговую линию, проходившую в этом месте в далеком прошлом. Если же в разрезе прерывается последовательность наслоения, значит, был перерыв в накоплении осадков. А это свидетельствует о том, что на какой-то период здесь была суша, т. е. земная кора поднималась: только при поднятии выше уровня моря отложение осадков прекращается и начинается их размыв. Если затем местность снова опускается под уровень моря, то параллельные слои осадков отложатся на неровную размытую поверхность, перекрыв ее «несогласно». Такое «несогласие» с параллельными слоями указывает на вертикальные колебательные движения вниз-вверх, снова вниз.

Известно, что состав отложений зависит от условий их накопления. Например, даже морские относительно однородные осадки изменяются в зависимости от близости берега. На морских пляжах и в мелководье накапливаются галечники или пески, а глубже и дальше от берега в морях отлагаются различные илы, частицы которых имеют размеры менее одной сотой части миллиметра. На больших глубинах вдали от берегов осаждаются тончайшие глины. Осадки разного состава, образовавшиеся в одно и то же время в разных условиях, называются фациями отложений. Различают морские песчаные, глинистые и известняковые фации, или фации больших глубин, континентальные озерные, болотные, речные (аллювиальные), ледниковые и т. д. Встречая в геологических разрезах эти фации, геолог делает вывод о древних географических условиях, о рельефе и структуре того или иного района. А по изменению состава и строения слоев осадочных пород в разрезах на большой площади можно установить границы суши и моря в древние времена, рельеф суши и глубину моря, близость и удаленность берега, т. е. выявить области поднятия или опускания коры. По этим данным составляют географическую карту для времени отложения изученных пластов, называемую палеогеографической.

Изучая мощность накопившихся толщ осадков, выясняют взаимное положение опускающихся и поднимающихся районов, а также скорости их движения. Если дно моря опускается с большой скоростью и также быстро поднимается соседняя суша материка, в бассейне отложится мощная толща осадков, снесенных с суши реками, — до нескольких километров за один геологический период. Это будут пески и суглинки, накопившиеся в мелком море. Измерив их мощность, можно сказать, как глубоко опустилась кора в море и как высоко поднялась смежная суша. Внеся поправки на неравенство площадей, разную скорость опускания моря и поднятия суши, можно восстановить картину тектонических движений и геологических структур, существовавших в минувшие геологические времена.

Для восстановления истории развития земной коры осадочные толщи расчленяют на формации. Так называют мощные серии пород, образовавшиеся в сходных, характерных только для них условиях. Например, выделяютмолассовую формацию грубообломочных, песчано-галечных и валунных отложений предгорных и межгорных впадин. Эти отложения могут накапливаться в мелком море или на суше, но обязательно в подвижной области с сильно расчлененным горным рельефом. Присутствие моласс в геологическом разрезе говорит об активной тектонической деятельности и разнонаправленных движениях смежных глыб (блоков) земной коры. Такая раздробленность характерна для подвижных горных поясов, например Кавказа или Тянь-Шаня.

В других условиях отлагалась известняковая формация. Это чистые белые однородные известняки без примесей песков или глин. Они могут образоваться только в море. Поэтому присутствие известняковой формации в геологическом разрезе указывает на большую удаленность места их накопления от суши, т. е. в открытом море. Например, на Русской равнине была обнаружена известняковая формация каменноугольного периода. Отсюда можно сделать вывод, что Русская равнина в то время была дном моря.

Мощные отложения известняковой формации на большой площади свидетельствуют о равномерном опускании дна моря, о монолитности и однородности коры, характерной для материковых платформ. Таким образом, изучение формаций позволяет выделить крупнейшие структурные области материков — геосинклинали и платформы и проследить историю их развития.

О многом можно судить и по характеру залегания слоев. Рыхлые современные образования, как чехол, облекают все неровности поверхности Земли, повторяя рельеф склонов долин и водоразделов, или покрывают обширные низменные и предгорные равнины, как, например, в пустынях Средней Азии. Более древние окаменевшие морские слои лежат обычно горизонтально на равнинах, а в горах собраны в складки различной сложности. Нередко в горах верхние, лежащие горизонтально слои как бы срезают более глубокие слои, наклоненные или собранные в складки. По этим так называемым угловым несогласиям видно, что первоначально горизонтальные слои древних осадков были смяты в складки и приподняты. Затем складки были размыты на поверхности Земли и снова опущены; тогда на них образовались верхние слои, впоследствии также приподнятые на поверхность.

Образование складок обычно сопровождается разрывами — сбросами и надвигами. Приподнятые блоки между двумя опущенными называются горстами, а опущенные блоки между приподнятыми — грабенами. Сложные системы ступенчатых глубоких грабенов — провалов, вроде озера Байкал, называют рифтами. Нередко разломы, ограничивающие рифты, проникают глубже подошвы коры — в мантию. При этом в коре и верхней части мантии понижается давление и температура плавления горных пород. В зонах глубинных разломов на границах материков и океанов обычно проявляется вулканизм. По разломам в земную кору внедряются расплавы глубинных пород разного состава, называемые магмой. Застывая на глубине, магма образует крупные тела гранитов — батолиты и пластообразные тела базальтов, или долеритов. На основании изучения геологических разрезов разных районов составляют геологические карты и профили. Они показывают строение земной коры, т. е. особенности состава, мощностей и залегания слоев разного возраста, их взаимоотношения между собой и с магматическими глубинными породами. По этим особенностям выделяют структурные элементы земной коры. Крупнейшие из них — материки и океаны. На материках выделяют подвижные пояса, или геосинклинальные области, и относительно устойчивые платформы. В океанах различают океанические плиты, соответствующие котловинам, срединно-океанические хребты, вулканические островные дуги и глубоководные желоба. Все эти крупные элементы, или структуры, подразделяются на более мелкие. Обычно структурные элементы земной коры отделены друг от друга глубинными разломами. Поэтому кора как бы разделена на глыбы (блоки).

Подвижные пояса материков представляют собой сложно построенные горно-складчатые системы длиной в тысячи и десятки тысяч километров, как, например, Альпийско-Гималайский, Монголо-Охотский, Верхояно-Чукотский, Урало-Тянь-Шаньский, Андийско-Кордильерский. Они состоят из отдельных звеньев вроде Альп, Кавказа, Эльбруса, Каракорума, Памира и т. д. Каждое из этих звеньев представляет собой самостоятельное горное сооружение длиной 1—2 тыс. км и шириной 200—300 км. Такие горные хребты разделены морями (Черное, Каспийское) или межгорными впадинами (Куринская, Рионская, Ферганская и другие впадины). Складчато-блоковая структура горных стран очень сложная. Если пересечь Кавказ от Еревана на север, то можно увидеть, что в районе Малого Кавказа, или Армянского нагорья, толщи осадочных пород мезозоя и кайнозоя мощностью в несколько тысяч метров пронизаны или перекрыты вулканическими породами. Кроме того, они собраны в складки и нарушены разломами так, что образуют выпуклую сложноскладчатую структуру, называемую антиклинорием. Высота складок уменьшается на севере по мере наклона слоев и понижения поверхности рельефа.

В бассейне реки Куры высокие горы Армянского нагорья сменяются холмами и равниной. Слои третичных и четвертичных пород залегают горизонтально или образуют простые складки. Здесь находится Куринская впадина. По своей структуре она вогнута и называется синклинорием.Еще далее на север поднимается глыбово-складчатый антиклино-рий Большого Кавказа, отделенный разломами от Куринского синклинория и от Терского передового прогиба. Этот прогиб находится в долине Терека. Он заполнен толщей осадков мезозоя и кайнозоя мощностью до 6—8 км. Они полого наклонены к оси корытообразного прогиба и лишь на южном склоне его смяты в простые складки. Прогиб отделяет Кавказ от Прикавказской равнины и складчатой области Донбасса.

Таким образом в подвижной горно-складчатой области Кавказа чередуются выпуклые зоны, или антиклинории, и вогнутые зоны — синклинории, выраженные межгорными равнинами. Эти структуры отличаются не только формой складок, но также мощностью осадочной оболочки. В антиклинориях она наиболее мощная и достигает 15—25 км, в передовом прогибе промежуточной мощности — до 8 — 10 км, а в межгорной впадине очень тонкая — 2— 3 км. Под слоем рыхлых молодых осадков здесь залегают древние кристаллические породы гранито-гнейсового слоя коры, пронизанные интрузиями. Этот блок приподнят по сравнению с антиклинориями и передовыми прогибами на несколько километров и называется срединным массивом.

Все перечисленные структурные элементы Кавказа отделены друг от друга разломами, которые нередко нарушают и складки. Картина еще более усложняется интрузивными массивами гранитов и других магматических пород, прорывающих ядра антиклинориев. Столь сложная структура характерна и для других горно-складчатых областей — Карпат, Урала, Памира и др. Она образовалась на месте системы глубоких, ограниченных разломами прогибов земной коры, называемых геосинклиналью или геосинклинальной системой.

На протяжении одной-двух геологических эр эта система прогибов заполнялась осадками мощностью в 10—15 тыс. м, которые подверглись метаморфизму и были смяты л складки в эпоху перехода геосинклинали от погружения к поднятию. Этот переход называется инверсией тектонических движений и завершается горообразованием, раскалыванием и поднятием коры.

Таким образом, мы изучили структуру подвижного пояса на примере Кавказа и проследили ее развитие. Платформаминазывают обширные равнинные и платообразные участки земной коры, ограниченные горно-складчатыми областями. От поверхности на глубину до 2—3, а иногда 10—15 км они сложены осадочными породами, которые залегают почти горизонтально или слегка наклонно. Нередко встречаются обширные покровы вулканических пород, переслоенные с осадочными. Таково, например, Средне-Сибирское плоскогорье к востоку от Енисея. Осадочный покров платформ называется чехлом, потому что он покрывает все неровности кристаллического основания платформы, которое называется фундаментом. Он сложен метаморфизированными породами — гнейсами, сланцами, мраморами и пронизан интрузивными магматическими породами. До образования осадочного чехла области современных платформ пережили такое же развитие, как и геосинклинальные горно-складчатые системы. Впоследствии горы здесь были разрушены, местность выравнялась и опустилась под уровень моря, в котором затем длительное время накапливались осадки современного чехла.

Таким образом, платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус, или фундамент, иногда выступает на поверхность, образуя такие крупные элементы платформ, как щиты и кристаллические массивы. На Русской платформе выступают Балтийский и Азово-Подольский щиты, а на Сибирской — Алданский щит и Анабарский массив. На склонах щитов осадочный чехол имеет небольшую мощность и фундамент постепенно опускается к периферии, погружаясь на большую глубину в центральных частях платформ и образуя впадины, которые называются синеклизами.Осадочный чехол в синеклизах имеет мощность до 10—15 км, как, например, в Прикаспийской и Тунгусской синеклизах. В Московской синеклизе он не превышает 2 км. Наиболее опущенные части синеклиз располагаются на узких удлиненных впадинах в породах фундамента, которые ограничены разломами и заполнены пологозалегающими древними осадками мощностью до 2—3 км. Такие прогибы, напоминающие провалы озера Байкал, называютсяавлакогенами.

Встречаются авлакогены, образовавшиеся не в опущенных частях фундамента синеклиз, а на сводах древних щитов, например авлакоген Донецкого бассейна и Днепровско-Донецкой впадины или современное Красное море. Такие провалы в земной коре, ограниченные разломами, по которым происходят вулканические излияния, называются также рифтами. После заполнения авлакогенов толщами осадков и .вулканическими породами в них происходит складчатость и поднятия.

В результате образуются невысокие кряжи типа Донецкого и Тиманского. Складки здесь простые, они постепенно переходят в купола или небольшие впадины в синеклизах иантеклизах платформ (слегка выпуклые участки чехла платформ, в центре которых иногда выступает складчатый фундамент).

Платформы на протяжении многих геологических эпох опускаются под уровень моря или медленно поднимаются (колебательные движения). Горизонтальных тектонических движений, образующих складки в горных областях, на платформах не бывает. В эпохи общего погружения геосинклиналей платформы также опускаются, а в эпохи горообразования в подвижных поясах поднимаются. Смена поднятий опусканиями происходит на протяжении целого тектонического цикла, т. е. отрезка геологического времени в несколько периодов или эр. После поднятий вследствие затухания тектонических движений они переходят в платформу.

Земная кора развивалась циклично на протяжении всей истории, но наиболее отчетливо цикличность наблюдается начиная с позднего докембрия. Выделяют Байкальскийтектонический цикл продолжительностью 800—1000 млн. лет. Он завершился складчатостью в докембрии на Тимане, в Саянах и Прибайкалье. Каледонский цикл продолжался от кембрия до раннего девона и закончился Каледонской эпохой складкообразования в Англии, Гренландии, Норвегии, Казахстане и Кузнецком Алатау. Герцинский цикл охватывает всю остальную часть палеозойской эры и начало триасового периода. Эпоха складкообразования — это время от среднего карбона до начала мезозоя, когда образовались горы Западной Европы, Урала, Тянь-Шаня.

Альпийский тектонический цикл соответствует мезозойской и кайнозойской эрам. Эпохи складчатости были в конце мезозоя в Крыму, Верхоянье и на западе Северной Америки, а в неогеновое и четвертичное время — в Альпах, на Кавказе, на Памире.

Области земной коры, в которых складкообразование закончилось в байкальскую, каледонскую и другие эпохи, называются соответственно байкдлидами, каледонидами, герцинидами, мезозоидами и альпидами. Они изображаются на тектонических картах разными цветами. Многие из областей домезозойской складчатости были выравнены и покрыты чехлом осадочных пород. Они превратились в древние и молодые платформы, как, например, Западно-Сибирская молодая платформа, или плита, с фундаментом палеозойского возраста или Русская древняя платформа с докембрийским фундаментом. Древние складчатые сооружения (Становой хребет, Прибайкалье, Саяны, Тянь-Шань и др.) были приподняты в неоген-четвертичное время в виде блоков за счет активизации тектонических движений.

2. Геологическая деятельность ветра. Элементы эолового рельефа. Эоловые отложения.

Процессы и формы рельефа, связанные с работой ветра, названы эоловыми в честь древнегреческого бога Эола, повелителя ветров. Эти процессы включают:

— вынос ветром результатов выветривания;

— обтачивание, выдалбливание поверхности горных пород твердыми частицами, приносимыми ветром;

— перенос эолового материала и его аккумуляция.

Эоловые формы рельефа, возникающие под действием ветра, преимущественно в районах с аридным климатом (пустыни, полупустыни); встречаются также по берегам морей, озер и рек со скудным растительным покровом, не способным защитить от действия ветра рыхлые и разрушенные выветриванием породы субстрата. Наиболее распространены аккумулятивные и аккумулятивно-дефляционные формы, образующиеся в результате перемещения и отложения ветром песчаных частиц, а также выработанные (дефляционные) Э. ф. р., возникающие за счет выдувания (дефляции) рыхлых продуктов выветривания, разрушения горных пород под воздействием динамических ударов самого ветра и особенно под действием ударов мелких частиц, переносимых ветром в ветропесчаном потоке.

Форма и величина аккумулятивных и аккумулятивно-дефляционных образований зависит от режима ветров (силы, частоты, направления, структуры ветрового потока), преобладающего в данной местности и действовавшего в прошлом, от насыщенности песчаными частицами ветропесчаного потока, степени связности рыхлого субстрата растительностью, от увлажнения и других факторов, а также от характера подстилающего рельефа. Наибольшее влияние на облик Э. ф. р. в песчаных пустынях оказывает режим активных ветров, действующих аналогично водному потоку с турбулентным движением среды близ твердой поверхности. Для средне- и мелкозернистого сухого песка (при диаметре зерен 0,5—0,25 мм) минимальная скорость активного ветра составляет 4 м/сек. Аккумулятивные и дефляционно-аккумулятивные формы, как правило, перемещаются в соответствии с сезонно господствующим направлением ветров: поступательно при годовом воздействии активных ветров одного или близких направлений; колебательно и колебательно-поступательно, если направления этих ветров в течение года существенно меняются (на противоположные, перпендикулярные и т. п.). Особенно интенсивно (со скоростью до нескольких десятков м в год) происходит перемещение оголенных песчаных аккумулятивных форм.

Для аккумулятивных и дефляционно-аккумулятивных Э. ф. р. пустынь характерно одновременное присутствие наложенных друг на друга форм нескольких категорий величин: 1-я категория — ветровая рябь, высотой от долей мм до 0,5 м и расстоянием между гребнями от нескольких мм до 2,5 м; 2-я категория — щитовидные скопления высотой не менее 40 см; 3-я категория — барханы до 2—3 м высотой, соединяющиеся в продольную ветрам гряду или в поперечную ветрам барханную цепь: 4-я категория — барханный рельеф высотой до 10—30 м, 5-я и 6-я категории — крупные формы (высотой до 500 м), образующиеся в основном восходящими потоками воздуха. В пустынях умеренного пояса, где большую роль играет растительность, сдерживающая работу ветра, рельефообразование идет замедленнее и самые крупные формы не превышают 60—70 м, наиболее характерны здесь прикустовые косички, холмики-косы и прикустовые бугры высотой от нескольких дц до 10—20 м.

Поскольку господствующий режим ветров (пассатный, муссонно-бризный, циклональный и др.) и скрепленность рыхлого субстрата в первую очередь определяются зонально-географическими факторами, аккумулятивные и аккумулятивно-дефляционные Э. ф. р. распределяются в целом зонально. Согласно классификации, предложенной сов. географом Б. А. Федоровичем (1964), оголенные, легкоподвижные песчаные формы характерны главным образом для тропических экстрааридных пустынь (Сахара, пустыни Аравийского полуострова, Ирана, Афганистана, Такла-Макан); полузаросшие слабоподвижные — преимущественно для внетропических пустынь (пустыни Средней Азии и Казахстана, Джунгарии, Монголии, Австралии); заросшие в основном неподвижные дюнные формы — для внепустынных территорий (главным образом древнеледниковых областей Европы, Западной Сибири, Северной Америки). Ниже дается аналогичная классификация аккумулятивных и аккумулятивно-дефляционных Э. ф. р. для полузаросших песчаных пустынь (см. таблицу).

Среди выработанных микроформ (до нескольких десятков см в поперечнике) наиболее распространены решетчатые или сотовые скалы, сложенные в основном терригенными породами, и Дрейкантеры; к формам средней величины (метры и десятки м) — ярданги, ложбины, котлы и ниши выдувания, скалы причудливой формы (грибообразные, кольцевые и др.), скопления которых нередко образуют целые эоловые «города»; к крупным выработанным формам (несколько км в поперечнике) относят котловины выдувания и солончаково-дефляционные впадины, образующиеся при совместном воздействии интенсивно протекающих процессов физико-химического (солевого) выветривания и дефляции (в том числе огромные площади до сотен км; например впадина Карагие в Западном Казахстане). Всестороннее изучение Э. ф. р., их морфологии, происхождения, динамики имеет важное значение при хозяйственном освоении пустынь.

Классификация пустынных полузаросших форм рельефа песков в соответствии с режимом ветров (составил Б. Л. Федорович): А. Простые формы низших категорий величин (с преобладанием мелких молодых одиночных, групповых форм и наличием сплошных полей). Б. Комплексные формы разных категорий величин (со старыми крупными формами и преобладанием сплошных полей).

Типы режимов ветров и движений песчанных форм: I. Постоянно пассатный с резко выраженным преобладанием одного или близких направлений ветров (показано стрелками) и поступательным движением песка или форм продольно ветру. Прямолинейные формы: 1 - прикустовые косички; 2 - одиночные и групповые грядки; 3 - мелкие гряды; 4 - мелко-крупногрядовый рельеф. Нестроголинейные формы: 5 - холмики-косы; 6 - одиночные и групповые грядки; 7 - мелкие гряды; 8 - мелко-крупногрядовый рельеф (узорный). II. Сезонно пассатный со сменой ветров, близких к взаимно перпендикулярным, и с поступательным движением формы по равнодействующей петров; 9 - стреловидные; 10 - сближающиеся: 11 - клиновидные; 12 - сходящиеся (ветвящиеся). III. Муссонно-бризный (предлобовой) с сезонной сменой противоположных ветров и колебательным движением форм, поперечных ветрам; 13, 14 - граблевидные: 15, 16 - лунковые: 17, 18- поперечно-грядовыс. IV. Интерференционный с сезонной сменой взаимно перпендикулярных ветров и движением песков; 19, 20 - перекрестные; 21, 22 - решетчатые. V. Конвекционно-циклональный со сменой ветров различных направлений близкой интенсивности, сильным воздействием нисходящих и восходящих токов и стационарным развитием ферм; 23 - прикустовые бугры; 24 - прикустовые холмы (чоколаки); 25 - мелкоячеистые формы; 26 - мелко-крупно-ячеистые; 27 - мелко-пирамидальные; 28 - крупно-сложнопирамидальные.

3. Диагенез осадков. Основные диагенетические процессы и их характеристика.

Переход осадков в горные породы — длительный и сложный процесс, который носит название диагенеза, что в переводе с греческого означает «перерождение». Процесс изменения осадка и превращения его в горную породу начинается еще в морском бассейне и длится многие десятки и даже сотни тысяч лет.
В процессе диагенеза первоначальный осадок подвергается различным химическим изменениям, зависящим от условий среды и уплотнения. В окислительной среде происходит окисление находящихся в осадке закисных соединений, что особенно заметно отражается на изменении железистых минералов. В восстановительной среде, наоборот, окисные соединения переводятся в закисные. Значительную роль в этих процессах играют различные бактерии. Некоторые из них разлагают органическое вещество, вызывая появление углекислоты и сероводорода, и тем способствуют изменению химизма среды; другие непосредственно участвуют в окислительных или восстановительных процессах.
Большое значение в процессах химического преобразования осадков имеют процессы растворения малоустойчивых минералов, например карбонатов. В глубоких придонных водах, насыщенных углекислотой, происходит растворение СаСО3, с чем связано отсутствие известковых илов на больших глубинах (глубже 4000 м).
Уплотнение осадка происходит в результате перекристаллизации, цементации и обезвоживания.
Перекристаллизации подвергаются главным образом однородные мелкозернистые осадки, состоящие из легкорастворимых минералов. Яркий пример перекристаллизации представляет диагенез рифовых образований, первоначально состоящих из известковых скелетов кораллов, мшанок, водорослей и др. Под действием углекислоты, освобождающейся при разложении органического вещества, СаСО3 скелетов частично растворяется и после выделения углекислоты выпадает заново уже в кристаллической форме.
Цементация связана с выпадением в осадок различных химических соединений, связывающих (цементирующих) между собой отдельные зерна осадка. Такими цементирующими веществами чаще всего являются: кремнезем в различных модификациях (кварц, опал, халцедон), окислы железа, карбонаты, фосфаты и др. Выпадение цементирующего вещества может происходить одновременно, или, как говорят, сингенетически, с образованием самого осадка, или же в последующие стадии его преобразования — эпигенетическим путем. Цементирующее вещество заполняет поры и пустоты, скрепляя частицы породы. Происходит также заполнение трещин.
В результате неравномерной цементации в осадке возникают более плотные участки. Иногда вследствие крайней неравномерности выпадения цементирующего вещества в осадке происходит образование конкреций, т. е. стяжений минеральных новообразований, отличных по своему составу от самого осадка. Форма и размеры подобных конкреций очень разнообразны, что зависит от текстуры осадка и физико-химических условий среды.
Нередко конкреции образуются в результате повторного выпадения вещества вокруг каких-нибудь скелетных остатков, играющих роль центров стяжения и своей формой определяющих форму конкреции. Сингенетические конкреции, образующиеся одновременно с самим осадком в тех же физико-химических условиях среды, имеют состав, близко отвечающий составу цемента. Наиболее часто встречаются кремневые, железистые, карбонатные, фосфатные конкреции. Последние часто служат объектом промышленного использования, образуя выдержанные прослои так называемых желваковых фосфоритов.
Обезвоживание осадка происходит в результате выжимания воды из нижних пластов в верхние, обусловливаемое давлением вышенакопляющихся толщ осадка. При этом происходит также процесс дегидратации минералов, богатых водой, и их перекристаллизация..

Строение земной коры континентов и состав её слоев