Гранулометрический состав почв. 2

Структура грунтов и их механические свойства. Вопросам структуры  и структурных связей грунтов  посвящено большое количество исследований. Отсылая читателей для подробного ознакомления к соответствующим  монографическим работам [36, 16, 26], ограничимся  кратким обзором современных  представлений по этим вопросам, знание которых необходимо для рассмотрения в последующих 1.1| а пах физических сторон теории деформирования грунтов.

Структура грунтов и их механические свойства. Вопросам структуры  и структурных связей грунтов  посвящено большое количество исследований. Отсылая читателей для подробного ознакомления к соответствующим  монографическим работам [36, 16, 26], ограничимся  кратким обзором современных  представлений по этим вопросам, знание которых необходимо для рассмотрения в последующих 1.1| а пах физических сторон теории деформирования грунтов. 
Структурные связи в грунтах. Все горные породы представляют .1й кристаллы или отдельные минеральные частицы, соединенные структурными связями, возникающими в процессе геологического формирования породы. По характеру этих связей выделяют Породы с жесткими цементационными связями, к которым относится массивно-кристаллические (магматические и метаморфической породы, а также сцементированные осадочные, и породы без мягких связей, к которым относят рыхлые осадочные породы (глинистые, лёссовые) и несвязные (крупнообломочные). 
Грунт как многокомпонентная система. В массивных породах отдельные кристаллы соединены между собой по поверхности; эти породы являются однокомпонентными, и с пошипи механики их можно рассматривать как твердые тела. 
К несвязным грунтам, поскольку у них отдельные компоненты (минеральные зерна, вода, воздух) не связаны в единую систему, понятие «многокомпонентные системы» не применяют; их рассматривают как сыпучую среду. 
Водонасыщенные глинистые грунты рассматривают как дисперсную систему, состоящую из сплошной среды (дисперсная среда) и расположенных в ней отдельных мелких частиц (дисперсное вещество). В водонасыщенных грунтах дисперсной средой является жидкая фаза, а дисперсным веществом — минеральные частицы (и пузырьки воздуха). Степень дисперсности определяется размером частиц. Частицы коллоидных размеров образуют коллоидный раствор. Если частицы грунта взаимно не связаны, а взвешены в воде, то такая система называется суспензией. 
Коллоидные частицы могут слипаться и укрупняться; этот процесс называют коагуляцией; процесс распада агрегатов и крупных частиц на более мелкие называют диспергацией. 
Элементы структуры грунта. Под элементами структуры грунта подразумевают [28] обособленную часть породы, имеющую ту или иную форму раздела с соседними частицами. У массивных скальных пород структурными элементами служат связанные между собой минеральные зерна или сцементированные обломки, у несвязных рыхлых пород — отдельные зерна, частицы и обломки, у связных глинистых пород — минеральные частицы, их пакеты и агрегаты, а также отдельные зерна. Отметим, что, строго говоря, эти элементы являются структурными элементами скелета грунта; в более общей трактовке к элементам структуры нужно отнести также адсорбированный воздух, монослои воды, поры и т. д. 
Следует различать первичные элементы, к которым относят отдельные минеральные частицы и их пакеты, и вторичные элементы, к которым относят агрегаты.

Твердая часть грунта состоит  из минеральных частиц и их агре-Гатов, зерен и обломков различного химико-минералогического состава. 
Глинистые минералы, образовавшиеся преимущественно в процессе химического выветривания горных пород силикатной группы, отличаются высокой дисперсностью и слоисто-ленточным строением. Эти минералы являются главными компонентами дисперсных осадочных отложений. По своему кристаллохимическому строению глинистые минералы разделяют на каолиниты, монтмориллониты и гидрослюды; реже встречаются хлориты, вермикулиты и т. п.

Твердая часть грунта состоит  из минеральных частиц и их агре-Гатов, зерен и обломков различного химико-минералогического состава. 
Глинистые минералы, образовавшиеся преимущественно в процессе химического выветривания горных пород силикатной группы, отличаются высокой дисперсностью и слоисто-ленточным строением. Эти минералы являются главными компонентами дисперсных осадочных отложений. По своему кристаллохимическому строению глинистые минералы разделяют на каолиниты, монтмориллониты и гидрослюды; реже встречаются хлориты, вермикулиты и т. п. 
Гранулометрический состав грунтов. Величины частиц, слагающих грунт, определяют обычно по их наименьшему размеру. К крупнообломочным относятся частицы размером более 2 мм (гравий, щебень, галька). Частицы размером от 2,0 до 0,05 мм называют песчаными, от 0,05 до 0,001 мм — пылеватыми, менее 0,001 мм 
— глинистыми. Глинистые частицы, размер которых менее 0,00025 мм, носят название коллоидов. 
Количественное соотношение различных фракций характеризует гранулометрический состав; при определении этого состава учитывают только соотношение первичных элементов. Соотношение же, учитывающее как первичные, так и вторичные элементы, называют микроагрегатным составом. 
Гранулометрический и микроагрегатный составы существенно различны. Например, для каолиновой глины содержание фракций размером менее 0,001 мм в первом случае составляет 35%, а во втором— 15%. 
Глинисто-коллоидные частицы. Особенностью глинистых минералов являются их большая удельная поверхность, являющаяся следствием высокой дисперсности глинистых частиц, их гидрофильность и способность к адсорбции и ионному обмену. 
Коллоидно-глинистые частицы являются наиболее активными компонентами дисперсных грунтов, и именно от них в основном зависят прочностные и деформативные свойства этих грунтов. Степень влияния глинисто-коллоидных частиц зависит от величины их удельной поверхности, последняя же, в свою очередь, зависит от минералогического состава частиц. Так, у монтмориллонита удельная поверхность составляет 800 м2/г, у илита — 80 м2/г, тогда как у каолинита— 10 м2/г. Соответственно коллоидную активность (т. е. степень приближения свойств грунта к свойствам коллоидной системы) у монтмориллонита можно считать наибольшей, а у каолинита — наименьшей.

Органические вещества содержатся в очень многих грунтах, не говоря уже о торфах и верхнем почвенном  покрове. Наиболее распространены растительные остатки, которые встречаются как  в неразложившемся, так и в  разложившемся виде (гумус). Для органических веществ, особенно для гумуса, характерны высокая гидрофильность и активность в различных физико-химических процессах (окислительно-восстановительные и др.), протекающих в грунтах.

Органические вещества содержатся в очень многих грунтах, не говоря уже о торфах и верхнем почвенном  покрове. Наиболее распространены растительные остатки, которые встречаются как  в неразложившемся, так и в  разложившемся виде (гумус). Для органических веществ, особенно для гумуса, характерны высокая гидрофильность и активность в различных физико-химических процессах (окислительно-восстановительные и др.), протекающих в грунтах. 
Наличие в грунте органических веществ существенно влияет на механические свойства грунта, увеличивая его пластичность, деформируемость и особенно объемную сжимаемость. В то же время гумус повышает водоустойчивость грунтов. 
Пористость грунта является одной из важнейших структурных характеристик грунта. Величину пористости п определяют как отношение объема пустот к объему всего грунта. Коэффициент пористости е определяется отношением между объемами пор и твердых частиц. 
А. К. Ларионов (1966) предложил выделять ультрамикропоры (размером менее 1 мкм), находящиеся между отдельными микрочастицами, между пакетами и в ультраагрегатах, межчастичные поры (размером от 1 до 100 мкм), находящиеся между крупными частицами и между агрегатами и внутри них, и крупные поры (размером более 100 мкм). 
Ту часть пористости, за счет которой изменяется в основном объем грунта при его уплотнении, называют активной пористостью. Соотношение между активной и общей пористостью играет важную роль в оценке уплотняемости грунтов. 
Следует также указать на наличие в грунте микро- и макротрещин, проходящих как между агрегатами, так и внутри них.

Электрическая природа взаимодействия твердых и жидких составляющих. Взаимодействие между твердыми и жидкими компонентами грунта имеет электрическую природу  и проявляется в виде обменного  ионного процесса. Напомним, что  ионами называют атомы или их группы, обладающие избыточным или недостаточным (по сравнению с нейтральными атомами) количеством электронов. 
Внутри твердой частицы ионы с различными знаками уравновешены.

Электрическая природа взаимодействия твердых и жидких составляющих. Взаимодействие между твердыми и жидкими компонентами грунта имеет электрическую природу  и проявляется в виде обменного  ионного процесса. Напомним, что  ионами называют атомы или их группы, обладающие избыточным или недостаточным (по сравнению с нейтральными атомами) количеством электронов. 
Внутри твердой частицы ионы с различными знаками уравновешены. На поверхности же частицы такое равновесие не достигается, вследствие чего частица ведет себя как электрически заряженное тело. Поскольку диэлектрическая постоянная горных пород больше, чем воды, в соответствии с правилом Коэна поверхность материальных частиц дисперсного водонасыщенного грунта заряжена отрицательно. Теоретически заряд распространяется по всей поверхности частиц однородно, однако установлено, что кромки глинистых частиц заряжены положительно, т. е. имеют противоположный по знаку заряд по сравнению с плоскостями частицы. 
Под действием электрического поля диполи воды вокруг частицы принимают ориентированное положение и притягиваются к поверхности частицы. Эта поверхность, будучи заряжена отрицательно, группирует вокруг себя положительно заряженные ионы (катионы) воды и лишь на некотором расстоянии от поверхности имеется небольшое число отрицательно заряженных ионов (анионов). 
На смотреть на сайте статью под номером 2.1 показана схема распределения ионов в зависимости от расстояния до поверхности частицы по Т. В. Лэмбу (1958). С увеличением этого расстояния концентрация ионов уменьшается. 
Ионный обмен. Между твердым и жидким компонентами грунта происходит обмен катионами, обусловленный разными знаками зарядов поверхности частицы и молекул слоя связанной воды. Положительно заряженные ионы (катионы) этого слоя притягиваются к отрицательно заряженной поверхности и вступают в реакцию обмена с расположенными на ней молекулами, вытесняя катионы из решетки частицы в жидкость. Отметим, что ионный обмен совершается не только на границе раздела (в диффузном слое), но и внутри частицы — в ее кристаллической решетке. 
Обменная способность грунтов (емкость поглощения) зависит ОТ химико-минералогического состава глинистых частиц. У частиц каолинита, которые имеют жесткую кристаллическую . решетку, возможность обмена ионами в межпакетном пространстве исключена, а обменные реакции протекают только по торцам частиц. Вследствие этого емкость поглощения составляет всего 3—15мг-экв па 100 г, У иллита, частицы которого также имеют жесткую решетку, обмен ионами происходит и на внешних базальных плоскостях пакета, и емкость поглощения его соответственно повышается цо К) 40 мг-экв на 100 г. У монтмориллонита вследствие подвижно ш кристаллической решетки ионный обмен идет, кроме того, и ПО |м ильным поверхностям внутри пакета, поэтому емкость поглощения этого минерала доходит до 80—150 мг-экв на 100 г.

ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ (а. granulometric соmposition; н. Kornverteilung; ф. соmposition granulometrique, granulometrie; и. соmposicion granulometrica, granulometria) — распределение зёрен (кусков) по крупности в массивах горной породы, горной массы, почве или искусственном продукте, характеризуемое выходом в процентах от массы или количества зёрен.

Гранулометрический состав — важный показатель физических свойств  и структуры материала. Общепринятой классификации по данным гранулометрического  состава не существует, что связано  с различием целей и объектов, для которых производится определение  гранулометрического состава. В геологии (литологии), горном деле, обогащении полезных ископаемых, грунтоведении, почвоведении, технологии строительных материалов и других областях техники применяют различные классификации и шкалы классов (фракций) крупности. Классы (фракции) обычно обозначают в мм, в обогащении полезных ископаемых классы крупнее и мельче данного размера — знаками плюс и минус соответственно. В геологии при оценке осадочных горных пород различают: валуны крупные (свыше 500 мм), валуны средние (500-250 мм), валуны мелкие (250-100 мм), гальку (100-10 мм), гравийкрупный (10-5 мм), гравий мелкий (5-2 мм), песок грубый (2-1 мм), песок средний (0,5-0,25 мм), песок мелкий (0,25-0,1 мм), алеврит (0,1-0,05 мм), пыль (0,05-0,005 мм), глину (до 0,005 мм). В горном деле гранулометрический состав горной массы, отделённой от массива, используют для оценки результатов буровзрывных работ, качества продуктов обогащения и учитывают при выборе типа и параметров технологического оборудования вкарьерах, на шахтах, дробильно-сортировочных, обогатительных, окомковательных фабриках.

Гранулометрический состав руд, углей, неметаллорудных материалов устанавливается стандартами и техническими условиями, разрабатываемыми для определённых потребителей минерального сырья. В зависимости от цели исследования и размеров частиц гранулометрический состав определяют прямыми и косвенными методамигранулометрии.

Гранулометрический состав может быть выражен в виде дискретной или непрерывной зависимости  содержания частиц от их размеров. Для  определения дискретной зависимости  интервал размеров всех частиц анализируемого вещества подразделяют на классы (фракции) и гранулометрический состав представляют в виде процентного содержания частиц каждой из фракций (фракционный состав). В зависимости от размера максимального  куска классификация по крупности  осуществляется грохочением пробы на наборе сит (ситовой анализ) либо гидравлической классификацией материала. Величина фракции показывает содержание в веществе частиц в интервале размеров, ограничивающих фракцию. Графическое изображение гранулометрического состава в виде непрерывной зависимости называется кривой распределения. При построении её по оси абсцисс откладывают размеры частиц, а по оси ординат — суммарное содержание всех частиц от начала отсчёта до данной точки, получая интегральную (суммарную) кривую распределения. Если по оси ординат откладывают относительное содержание фракций, причём разность между средними размерами частиц каждой фракции стремится к нулю, получают дифференциальную кривую распределения (рис. 1). При определении гранулометрического состава строительных материалов результаты анализа иногда выражают в виде треугольника (чем ближе точка к вершине треугольника, тем больше в данном материале фракции, соответствующей этой вершине).  
 
По результатам анализов гранулометрического состава составляют таблицы, в которых отражают: класс (в мм); выход отдельных классов (по массе в килограммах и в %); суммарный (кумулятивный) выход по плюсу, т.е. выход суммарных остатков или по минусу, т.е. суммарный просев (в %). Данные анализа также выражают графически, используя простые, полулогарифмические и логарифмические сетки. На оси абсцисс откладывают размеры отверстий контрольных сит, на оси ординат — суммарные остатки. Крупность продукта характеризуют в необходимых случаях верхним (нижним) номинальным размером, т.е. размером отверстий контрольного сита, соответствующим установленному допустимому значению остатка просева. Крупность горной массы оценивают также средним (средневзвешенным) размером куска (медианой).  
 
Гранулометрический состав продуктов взрывного и механического дробления горных пород отражает вероятностный процесс образования кусков (зёрен) различной крупности в результате их разрушения. Гранулометрический состав взорванной породы в любом случае можно выразить графиками (рис. 2), из которых видно, что с увеличением допустимого размера кусков количество крупной фракции породы, требующей вторичного дробления, во всех случаях (особенно при мелком негабарите) уменьшается.  
 
Таким образом, при постоянстве гранулометрического состава взорванной массы степень дробления, оцениваемая по выходу негабарита, может быть различной, неодинакова и производственная оценка одного и того же взрыва на предприятиях с различным размером допустимого куска. Поэтому одни и те же породы при одинаковом гранулометрическом составе могут считаться легковзрываемыми или трудновзрываемыми в зависимости от принятых допустимых размеров кусков.

Классификация осадочных горных пород

В формировании осадочных горных пород  участвуют различные геологические  факторы: разрушение и переотложение продуктов разрушения ранее существовавших пород, механическое и химическое выпадение осадка из воды, жизнедеятельность организмов. Случается, что в образовании той или иной породы принимает участие сразу несколько факторов. При этом некоторые породы могут формироваться различным путём. Так, известняки, могут быть химического, биогенного или обломочного происхождения. Это обстоятельство вызывает существенные трудности при систематизации осадочных пород. Единой схемы их классификации пока не существует.

Различные классификации осадочных  пород были предложены Ж.Лаппараном (1923 г.), В. П. Батуриным (1932 г.), М. С. Швецовым (1934 г.) Л. В. Пустоваловым (1940 г.), В. И. Лучицким (1948 г.), Г. И. Теодоровичем (1948 г.), В. М. Страховым (1960 г.), и другими исследователями.

Однако для простоты изучения применяется  сравнительно простая классификация, в основе которой лежит генезис (механизм и условия образования) осадочных пород. Согласно ей осадочные  породы подразделяются наобломочные, хемогенные, органогенные и смешанные.

[править]Генезис осадочных горных пород

«Осадочные горные породы» объединяют три принципиально различные  группы поверхностных (экзогенных) образований, между которыми практически отсутствуют  существенные общие свойства. Собственно из осадков образуютсяхемогенные (соли) и механогенные (обломочные, частично терригенные) осадочные породы. Образование осадков происходит на поверхности земли, в её приповерхностной части и в водных бассейнах. Но применительно к органогенным породам довольно часто термин «осадок» не применим. Так если осаждение скелетов планктонных организмов ещё можно отнести к осадкам, то куда отнести скелеты донных, а тем более колониальных, например,кораллов, организмов не ясно. Это говорит о том, что сам термин «Осадочные горные породы» является искусственным, надуманным, он является архаизмом. Вследствие этого В. Т. Фролов пытается заменить его термином «экзолит». Поэтому анализ условий образования этих пород должен происходить раздельно.

В классе механогенных пород первые два понятия являются равнозначными и характеризуют разные свойства этого класса: механогенный — отражает механизм образования и переноса, обломочный — состав (состоит практически изобломков (понятие строго не определено)). Понятие Терригенный отражает источник материала, хотя механогенными являются и значительные массы обломочного материала, образуемого в подводных условиях.

Почвы состоят из фракций механических элементов, находящихся в различных количественных соотношениях. Различные фракции механических элементов имеют неодинаковые физические и химические свойства.

В основе классификации почв по гранулометрическому составу лежит соотношение фракций физической глины и физического песка. В классификации, предложенной Н. А. Качинским, учитываются генетические особенности почв (табл.).

Классификация почв по гранулометрическому составу (по Н. А. Качинскому)

В указанных в таблице трех типах почвообразования элементарные глинистые частицы обладают различной способностью склеиваться в микроагрегаты — комочки размером менее 0,25 мм. Способность к агрегированию зависит от содержания в почве ила, гумуса, СаСO₃ и др. При одном и том же содержании физической глины в почвах с лучшей агрегированностью и структурностью создаются более благоприятные водные и воздушные свойства, чем в неагрегированных почвах. В суглинистых и глинистых степных почвах содержится больше физической глины, чем в подзолистых почвах и солонцах, поэтому в степных почвах способность к агрегированию выражена лучше.

Согласно приведенной выше классификации, сначала различают почвы по соотношению  физической глины и песка, а затем  учитывают преобладающие фракции. Полное название почвы по гранулометрическому составу дают с учетом трех фракций: глины, песка и преобладающей фракции. Причем фракцию, имеющую более высокий показатель, ставят в конце названия почвы. Например, если в подзолистой почве содержится 10 % песка, 52 % крупной пыли, 15 % средней и мелкой пыли, 23 % ила, то по гранулометрическому составу она относится к среднесуглинистой иловато-крупнопылеватой. В состав этой почвы входит 35 % физической глины и 65 % физического песка, а преобладающими фракциями являются крупная пыль — 52 % и ил — 23 %. 
Источник:http://www.zoodrug.ru/topic3557.html

ЛЕДНИКОВЫЕ  ОТЛОЖЕНИЯ.

     При стаивании льда заключенный в нем обломочный материал проектируется на ложе ледника и дает начало отложенным моренам, или ледниковым отложениям в узком понимании. 
     Среди отложенных морен различают две главные разновидности — основные и конечные морены. 
     Основной мореной называют весь материал, выпавший из толщи льда и одевающий поверхность его прежнего ложа, независимо от того, переносился он в виде донной, внутренней или поверхностной морены. 
     Конечные морены представляют собой валы или гряды, опоясывающие конец ледника и сложенные принесенным льдом моренным материалом. В областях древних материковых оледенений конечные морены могут быть цепями крупных холмов с относительной высотой до 50 — 100 м, протягивающихся непрерывно на сотни и даже тысячи километров. Все отложенные морены состоят из совершенно несортированной смеси обломков самых различных размеров: от больших глыб, или валунов, до песка и глинистых частиц. Содержание грубообломочного материала, песка и глины, а также цвет морены зависят от исходных горных пород и длительности переноса продуктов их разрушения ледником. В ходе переноса обломочный материал всегда перетирается и дробится, крупные валуны шлифуются и покрываются шрамами. Поэтому отложенные морены в разных случаях могут быть валунниками, или щебнистыми накоплениями, грубыми несортированными песками, супесями, суглинками и даже глинами. Так, под Москвой основные морены четвертичного материкового оледенения — это красно-бурые валунные суглинки, на Украине — светлые серо-желтые (палевые) пылеватые супеси и суглинки, а в Карелии — серые грубощебнистые супеси и пески. Несортированность и присутствие шлифованных ледниковых валунов всегда служат их характерными признаками. 
     С таянием ледника связано также образование потоков талых ледниковых вод и приледниковых озерных водоемов. В них образуются отложения, которые в широком смысле тоже можно назвать ледниковыми, но обычно их выделяют в особые группы ледниково-речных, или флювиогляциальных,. и ледниково-озерных, или лимиогляциальных, отложений. 
     Потоки талых ледниковых вод образуются еще внутри самого ледника. Здесь они размывают и сортируют моренный материал и переотлагают его в проложенных ими каналах внутри ледяной толщи. Главным образом это слоистые пески и галечники. 
     В процессе таяния ледника и при его отступании образуются ледниковые формы рельефа. Наиболее характерны озы — извилистые валы, вытянутые по направлению движения ледника. 
     Выйдя из-под края льда, потоки талых вод могут направиться вдоль существующих речных долин. В таком случае они станут обычными реками, а их отложения следует отнести к разновидности аллювия. Если перед фронтом льда расположена плоская нерасчлененная равнина, талые воды разобьются на множество непостоянных рукавов, блуждающих по ее поверхности, и их отложения образуют сплошной песчаный покров, одевающий обширные площади. Подобные области называются зандровыми полями, или зандрами. 
     Когда рельеф местности имеет уклон к краю ледника, то лед или конечные морены будут подпруживать сток как плотиной, и может возникнуть приледниковое озеро. Для приледниковых озер особенно характерны отложения мелкозернистых горизонтальнослоистых песков и глин с прекрасно выраженной годичной или ленточной слоистостью. 
     Происхождение их объясняется следующим образом. В период интенсивного таяния льда (летом) оживленные потоки воды сносят в озеро более крупный песчанистый материал, зимой ослабленные потоки приносят в озеро только глинистые частицы. Сезонность накопления различных по величине обломков осадков обусловливает их тонкослоистую текстуру. Возникают так называемые ленточные глины, в которых пара прослоек (песка и глины) составляет годичный слой. В ископаемых толщах ленточных глин насчитывают иногда сотни и более таких годичных слоев, что дает возможность определить возраст всей толщи. 
     Флювиогляциальные и озерно-ледниковые отложения широко распространены в областях, ранее подвергавшихся материковым оледенениям. В горных странах нет подходящих условий для их массового накопления.

Каково же происхождение  и механизм формирования валунно-глыбовых отложений (“донной морены”) Кольского  п-ова и Карелии? С чем связаны  столь характерные для них  внутрипластовые и приподошвенные надвиги, общая брекчированность отложений, другие динамические структуры и текстуры? Представляется, что рассматриваемые динамические структуры и текстуры в толще валунно-глыбовых отложений следует относить к разряду тектоно-динамических, а само формирование отложений связывать с теми же неотектоническими дислокациями, которые сформировали “экзарационный” рельеф щита.

Именно приповерхностные дислокации - взбросо-надвиги, сдвиги и сбросы являются причиной формирования валунно-глыбовых отложений с присущими им структурами и текстурами. Эти дислокации взломали самую верхнюю часть кристаллического фундамента, сформировали “экзарационный” рельеф, дали массу валунно-глыбового материала - за счет разрушения смещенных блоков и пластин.

Разрушение смещенных  блоков пород, распад их на более мелкие отдельности являлся следствием падения напряжений в дислоцированных  элементах (тектоно-кессонный эффект, описанный П.М.Горяиновым и И.В.Давиденко (1979).

Распаду смещенных блоков на глыбы, валуны и более мелкие отдельности  способствовала трещиноватость пород, ячеисто-блоковая структура кристаллического основания щита).  Другая составляющая валунно-глыбовых отложений - песчано-глинистая фракция, является материалом кор выветривания, перекрывавших коренные породы до их деформации чехлом мощностью до нескольких метров. Механизм формирования валунно-глыбовых отложений в своей основе представляет единый процесс, заключившийся в тектонической деструкции верхней части кристаллического основания щита, распаде на глыбы и более мелкие отдельности дислоцированных элементов, перемешивании этих обломков с песчано-глинистым материалом кор выветривания (рис.77). Немалую роль в последующем переотложении материала играла солифлюкция, оползневые, склоновые процессы.

В зависимости от тектонической  активизации того или иного геоблока, зоны разломов, процессы тектонического скалывания, смещения, сдвигания блоков, перемешивания валунно-глыбового и песчано-глинистого материала могли быть однократными или многоразовыми. При однократном цикле тектонического скалывания - смещения формировались поля глыбовых образований и деформированной коры выветривания, которая неравномерно заполоняла межглыбовые пустоты. Такие отложения широко развиты на Кольском п-ове и получили название “локальные морены” (Никонов, 1964). Геологи-съемщики относят их к элювиально-делювиальным отложениям или свалам. Глыбовый материал этих “морен” не испытал значительного перемещения и в общем соответствует составу подстилающих пород.

В зонах долгоживущих разломов - типа Кандалакшского или Ладожского грабенов, дислокационный процесс имел многоцикличный характер и проявлялся на протяжении этапа неотектонической активизации щита. Это приводило  к многократному скалыванию кристаллических  пород, многократному смещению дислоцированных  пластин и их разрушению. При этом происходило последовательное тектоно-механическое перемешивание обломочного материала и пассивное его перемещение на дислоцированных блоках и крыльях разломов.

Если во время первого  цикла разломообразования мелкоземистая фракция “морены” формировалась за счет кор выветривания, то в последующие этапы тектонической активизации в дислокационный процесс вовлекались уже четвертичные, морские, аллювиальные и другие отложения. Это приводило к формированию глинистых или галечниковых “морен” с включением эрратических валунов аллювиального или ледово-морского разноса.

Геоблоки и разломные зоны с менее интенсивным проявлением неотектонических дислокаций можно отнести к наиболее типичным. Скалывание блоков пород, перемешивание разрушенных частей с материалами кор выветривания (и другими отложениями) здесь происходило неоднократно, но дислокационный процесс носил локальный характер. На это указывает относительно небольшое перемещение валунно-глыбового материала - до сотен метров и первых километров.

Особо следует остановиться на факте, заключающемся в том, что  на площадях щита, где неотектоническая активизация была проявлена слабо, “донная морена” отсутствует. Ярким  примером этому является восточная  часть Кольского п-ова, в центре которой (бассейн рек Поной, Пурнач, верховья Варзуги, Стрельны, Чапомы, Иоканьги) кристаллические породы перекрыты гидрослюдистой корой выветривания и (или) продуктами их перемыва - элювиально-делювиальными отложениями (см. рис.81). Феноменальным является и практическое отсутствие во всей этой обширной (порядка 30-32 тыс. кв.км) области морены. Это нашло отражение и на “Карте четвертичных отложений Кольского полуострова” масштаба 1:1000000 и “Карте четвертичных отложений Северо-Запада РСФСР” м-ба 1:2500000, изданных в 1962 и 1967 гг. ПГО “Севзапгеология” (ред. И.И.Краснов, Н.И.Апухтин) и более мелкомасштабной “Карте четвертичных отложений советской части Балтийского щита”, приложенной к монографии “Четвертичный покров Балтийского щита” (1988).

Обстоятельное описание кор выветривания и элювиально-делювиальных отложений этой обширной области дано А.В.Сидоренко (1958), который пришел к следующим выводам: “Вообще в центре восточной части Кольского п-ова отложений, которые можно было бы рассматривать как ледниковые, нет. Среди маломощного покрова, лежащего на коре выветривания, встречаются крупные глыбы чуждых пород, несущие явные следы абразии, абразионные волно-прибойные ниши и т.п. Они, вероятно, принесены плавающими льдами”. Можно, несколько уточняя выводы А.В.Сидоренко, отметить, что эмбриональные формы “морены” все же есть и на этой территории, но эта “морена” развита фрагментарно и явно тяготеет к немногочисленным зонам тектонически активизированных линеаментов. И здесь “морена” имеет тектоническое происхождение.

Не менее обширная “безморенная” область известна и в Финской Лапландии. Здесь на площади около 30 тыс.кв.км между оз.Инари на севере и Савукоски и Соданкюля на юге, согласно исследованиям В Кайтанена (1985) и других финских геологов, на коренных породах залегают коры выветривания дочетвертичного возраста, элювиально-делювиальные отложения и наблюдаются многочисленные колонны останцов кристаллических пород - торов.

Если сохранность дочетвертичных кор выветривания и отсутствие морены в центре восточной части Кольского п-ова принято объяснять существованием там некоего “мертвого” Понойского ледникового покрова (М.А.Лаврова, А.Д.Арманд и др.), то допущение такого же “мертвого” льда в Лапландии поставит вопрос, каким образом скандинавский ледник двигался на Кольский п-ов? Переваливал ли он через “мертвый” покров или, если да, то почему не оставил морену хотя бы поверх “мертвого” ледникового покрова, с тем, чтобы после таяния последнего дать ей возможность спроектироваться на земную поверхность. Если же скандинавский ледник не перевалил Лапландский “мертвый покров”, то каков был маршрут наступления этого ледника на Кольский п-ов?

Такие же вопросы возникают  и при рассмотрении понойского “мертвого” ледникового покрова. Если его перекрывал объединенный скандинавско-кольский ледниковый поток (а это, казалось бы, предусмотрено ледниковой теорией - ведь восточная граница упомянутого потока проводится в районе Тимана), то почему отсутствует морена хотя бы этого ледника.

Подытоживая материалы по “безморенным” областям, можно подчеркнуть, что на этих тектонически малоактивных геоблоках почти не проявились процессы неотектонического скалывания - смещения, столь характерные для большей части Кольского п-ова и Карелии. Это с одной стороны предохранило дочетвертичные коры выветривания от разрушения, а с другой не привело к формированию чехла “донной морены”. По этой же причине здесь не был сформирован “экзарационный” рельеф, с его глубокими тектоническими озерами, шхерами, фиордами, бараньими лбами и курчавыми скалами.

Имеется еще один тип “морены” - существенно глыбовый (или глыбово-щебнистый). Такие образования характерны для гранитоидов Мурманского блока и они рассматриваются то в качестве “донной морены”, то картируются как элювиально-делювиальные свалы. Однако, поскольку эти “свалы” подстилаются отполированными и штрихованными кристаллическими породами (зеркалами скольжения), то их следует относить к тектоническим образованиям. Это продукты распада дислоцированных приповерхностных блоков пород. Отсутствие в их составе песчано-глинистой фракции вероятнее всего связано с тем, что кристаллические породы на значительных площадях Мурманского блока были обнажены. Кора выветривания на них не сформировалась или была снесена до начала неотектонической активизации.