Контрольная работа по основам инженерной геологии и гидрогеологии, ТулГУ



КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА
По дисциплине » Основы инженерной геологии и гидрогеологии »
1 Земля в мировом пространстве и ее происхождение.
Земля-одно из бесчисленных космических тел Вселенной. Космические тела распределены во Вселенной неравномерно. Под влиянием силы тяготения и центробежной силы они группируются в различные вращающиеся системы. Наиболее простой является система планеты со спутником, например, Земля — Луна. Более сложна солнечная система. Она входит в систему звездного скопления Галактики.
Галактика состоит из звезд и межзвездного пространства, между которыми происходит непрерывный обмен материи и энергии. Некоторые звезды имеют планетные системы. Звезды — самосветящиеся небесные тела, состоящие из раскаленного вещества. Они находятся в разной стадии становления и эволюции и постоянно движутся со скоростями в десятки и сотни километров в секунду. Объемы, массы и плотности звезд весьма различны. Существуют звезды, в миллиарды раз превосходящие по объему Солнце и в десятки миллионов раз меньше его. Массы звезд имеют значительно меньший диапазон: от нескольких десятков до десятых долей масс Солнца.
В Галактику входит более 100 млрд. звезд, образующих разные скопления. Форма Галактики напоминает чечевицу. В центре ее отмечено скопление звезд- ядро Галактики, от которого отходят спиральные ветви. Диаметр Галактики около 85 тыс. световых лет, толщина в центральной части примерно 10 тыс. световых лет. Через ядро перпендикулярно к галактической плоскости проходит ось вращения Галактики. Солнце расположено на расстоянии 25 тыс. световых лет от центра Галактики. Оно обращается вокруг центра со скоростью около 250 км/сек, совершая полный оборот примерно за 200 млн. лет.
Межзвездное пространство заполнено разреженными газами, среди которых встречаются газово-пылевые облака — туманности. Разреженные газы имеют ничтожно малую плотность и состоят из водорода и гелия. В 1 см3 содержится один атом водорода, в то время как плотность воздуха у земной поверхности составляет 3•1019 молекул/см3. Плотность туманностей в 10—100 раз больше плотности газовой среды. Туманности состоят из тех же газов, что и газовая среда, и из космической пыли. Масса последней примерно в 100 раз меньше массы газов. Диаметры частичек пыли 10-4—Ю-5 см. Вся межзвездная материя находится в постоянном вихревом движении. Она пронизана межзвездным магнитным полем.
Еще во времена зарождения науки о Земле вопрос о ее происхождении рассматривался в тесной связи с проблемой происхождения Солнечной системы в целом. В 1755 году появилась гипотеза, выдвинутая известным немецким ученым И.Кантом: Солнечная система произошла из рассеянной материи, «первичного хаоса». Частицы «хаоса» вначале были неподвижны, но, по мере того как более плотные и крупные частицы притягивали менее плотные, они приходят в движение. Так образовались крупные сгустки, которые представляли собой обособленные звезды и планеты. Важно в гипотезе Канта то, что устранен вопрос о первом, «божественном», толчке. Все в этой гипотезе объясняется физическими законами.
Французский математик и астроном П.Лаплас развил эту гипотезу. Он заметил, что все планеты Солнечной системы движутся вокруг Солнца почти в одной плоскости и по близким к круговым орбитам, в одном направлении. Исходя из этого, Лаплас представил образование Солнечной системы из гигантской раскаленной газовой вращающейся туманности с более плотным центральным ядром. Вследствие сжатия туманности увеличивается скорость ее вращения. В результате возрастающей центробежной силы от туманности стали отделяться концентрические газовые кольца вдоль экваториальной плоскости. Кольца продолжали вращаться, а в результате неравномерного распределения материи в них возникли сгущения — зародыши планет и их спутников. Окончательное формирование планет происходило при остывании газовых сгустков. Гипотеза Канта-Лапласа получила широкое признание и считалась непреложной в течение более чем ста лет.
В начале ХХ века были выявлены некоторые особенности строения Солнечной системы, которые не укладываются в рамки гипотезы Канта-Лапласа. Против гипотезы были и некоторые законы механики.
В 30-х годах нашего столетия популярность получила гипотеза английского ученого Д.Джинса о том, что планетные сгустки материи были вырваны из Солнца притяжением проходящей близко гигантской звезды. Он, по сути дела, вернулся к «приливной» гипотезе Ж.Бюффона о сгустке, вырванном из Солнца кометой. Но, во-первых, вероятность такого события в нашей области Галактики практически равна нулю, а во-вторых, как объяснить с этой точки зрения множественность планетных систем?
В 40-х годах ХХ века внимание привлекла гипотеза образования планет из твердого метеорного вещества, разработанная советским академиком О.Ю.Шмидтом. По этой гипотезе Земля образовалась из разрежённого пылевого облака в результате неупругого соударения твердых частиц под действием взаимного притяжения. Предполагалось, что Земля была вначале холодной и разогрелась вторичным путем вследствие радиоактивного распада тяжелых элементов.
Гипотеза хорошо объясняет образование плотных малых и легких больших планет, а также распределение массы и момента количества движения в результате дифференциации роя с помощью Солнца. Пылевая материя была захвачена Солнцем из Галактики. Крупный недостаток гипотезы О.Ю.Шмидта — отрыв вопроса происхождения планет от проблемы происхождения Солнца и звезд, хотя в этих вопросах много общего. Мала вероятность встречи метеоритного облака по сравнению с газовым.
В настоящее время образование Солнечной системы представляется следующим образом:
1. Образование Солнца и уплощенной вращающейся околосолнечной туманности из межзвёздного газопылевого облака, вероятно, под влиянием близкого взрыва «сверхновой» звезды.
2. Эволюция солнца и околосолнечной туманности с передачей электромагнитным или турбулентно-конвективным способом момента количества движения от Солнца планетам.
3. Конденсация «пыльной плазмы» в кольца вокруг Солнца, а материала колец — в планетезимали (путем аккреции).
4. Дальнейшая конденсация планетезималей в планеты.
5. Повторение подобного процесса вокруг планет с образованием их спутников.
Вся эта эволюция происходила очень быстро (всего около 100 млн. лет) и случилась приблизительно 4,7 млрд. лет тому назад.
2 Методика диагностирования минералов с пояснением каждого свойства
Все диагностические свойства минералов можно разделить на три группы: оптические, механические и прочие. Свойства двух первых групп определяются для всех минералов. К группе прочих отнесены свойства, используемые для диагностики только каких-то определенных минералов.
Оптические свойства
Цвет. Минералы могут иметь самые различные цвета и оттенки. Одни минералы обладают постоянным цветом (лазурит — синий), другие (кварц) могут быть различно окрашенными или бесцветными.
Цвет минералов в куске. Окрас минералов подразделяется на 3 типа:
Идеохроматические окраски (собственные), вызванные содержанием хромофоров или структурными факторами, например дефектами в структуре минералов.
Аллохроматические окраски, вызванные наличием механических примесей, обычно микровключений других минералов. Например, буро-коричневый авантюрин — кварц, содержащий тонко рассеянные чешуйки железной слюдки — гематита Fe3 O4.
Псевдохроматические окраски, связанные с рассеянием света, интерференцией световых волн (побежалость, иризация, опалесценция).
На поверхности некоторых минералов имеется пестро окрашенная или радужная окраска приповерхностного слоя — побежалость. Она образуется чаще в результате окисления минералов. Пестрая побежалость синевато-голубоватых оттенков свойственна минералам, содержащим в составе медь. Красновато-коричневая, минералам, содержащим в своём составе железо (пирит).
Цвет минерала в порошке. Черта. У некоторых минералов цвет их в порошке отличается от цвета в куске. Например, пирит в куске соломенно-желтый, в порошке — зеленовато-черный. Чтобы получить порошок определяемого минерала, достаточно провести им по шероховатой поверхности фарфоровой пластинки (неглазурованной), на которой минералы, имеющие твердость не более 6 по шкале Мооса (рис. 4), оставляют порошкообразный след в виде черты.
Блеск. Блеск минерала обусловлен отражением от поверхности граней кристалла или излома. Тип и интенсивность блеска зависит, в основном, от характера поверхности и показателя преломления. По блеску минералы делятся на две группы:
1. Минералы с металлическим и металловидным блеском. При этом металлический, напоминает блеск свежего металла, а металловидный — блеск потускневшей поверхности металла. Характерные примеры минералов с металлическим блеском: пирит, галенит.
2. Минералы с неметаллическим блеском. Неметаллический блеск характерен для светлоокрашенных, зачастую прозрачных минералов. Неметаллический блеск различается:
Алмазный. Самый сильный блеск, характерен для минералов — с высоким показателем преломления. Примеры: алмаз, киноварь.
Стеклянный. Напоминает блеск от поверхности стекла. Неметаллический блеск присущ прозрачным минералам. Характерен для минералов с невысоким показателем преломления. Примеры: кальцит, кварц.
Жирный. Блеск, как от поверхности покрытой пленкой жира. Такой блеск обусловлен взаимным гашением отраженных лучей света от неровной поверхности минерала. Примеры: нефелин, самородная сера.
Перламутровый. Напоминает радужные переливы перламутровой поверхности морской раковины. Характерен для минералов с весьма совершенной и совершенной спайностью. Примеры: слюда, гипс.
Шелковистый. Присущ минералам с волокнистым строением. Примеры: асбест.
Матовый или тусклый. Наблюдается и минералов с очень тонко шероховатой поверхностью излома. Примеры: кремень, глина.
Физические свойства минералов
Физические свойства минералов имеют большое значение не только для их использования, но и для диагностики (определения). Они зависят от химического состава и типа кристаллической структуры. Физические свойства могут представлять собой скалярную величину, то есть постоянны во всех направлениях кристаллической решетки, или быть векторными. К последним, могут относиться твердость, спайность, оптические свойства.
Плотность. Плотность минералов измеряется в граммах на см3 (г/см3). Минералы по плотности условно можно разделить на три группы: легкие, плотность до 3,0 г/см3; средние, от 3,0 до 4 г/см3; тяжелые, плотность более г/см3. Некоторые минералы легко узнаются по большой плотности.
В минералах одного и того же состава плотность определяется характером упаковки атомов в структурной ячейке кристалла. Наиболее яркие примеры: алмаз (3,5) и графит (2,2) — оба образованы из одного и того же вещества — углерода, но имеют различные кристаллические структуры. Для минералов, представляющих изоморфные ряды, увеличение или уменьшение плотности пропорционально изменению химического состава. Пример: в изоморфном ряду оливинов от форстерита Mg до фаялита Fe плотность увеличивается от 3,20 до 4,35 г/см3.
Спайность. Спайность — способность минерала раскалываться при ударе или другом механическом воздействии по определенным кристаллографическим плоскостям. Спайность связана со структурой кристалла и характером атомных связей. Вдоль плоскостей спайности силы связи оказываются более слабыми, чем вдоль других направлений. Плоскости спайности всегда обладают высокой плотностью атомов и во всех случаях параллельны возможным граням кристалла. Так, спайность пироксенов и амфиболов также непосредственно связана с их структурой, которая содержит цепочки кремнекислородных тетраэдров.
Степень совершенства проявления спайности исследуемого минерала определяется путем ее сопоставления с данными следующей 5-ступенчатой шкалы:
Спайность весьма совершенная проявляется в способности кристалла расщепляться на тонкие пластинки. Получить излом иначе, чем по спайности в этих кристаллах чрезвычайно трудно (слюда, молибденит).
Спайность совершенная проявляется при ударе молотком в виде выколов, представляющих собой уменьшенное подобие разбиваемого кристалла. Так, при разбивании галита получают мелкие правильные кубики, при дроблении кальцита — правильные ромбоэдры (топаз, хромдиопсид).
Спайность средняя характеризуется тем, что на обломках кристаллов отчетливо наблюдаются как плоскости спайности, так и неровные изломы по случайным направлениям (полевые шпаты, пироксены).
Спайность несовершенная обнаруживается с трудом при тщательном осмотре неровной поверхности скола минерала (апатит, касситерит).
Весьма несовершенная, то есть практически отсутствует.
При раскалывании минералов, лишенных спайности или обладающих плохой спайностью, возникают незакономерные поверхности излома, который по внешнему облику характеризуется как: раковистый (опал); неровный (пирит); ровный (вюртцит); занозистый (актинолит); крючковатый (самородное серебро); шероховатый (диопсид); землистый (лимонит).
При обработке камня наличие спайности облегчает получение плоских поверхностей вдоль ее плоскостей, но затрудняет шлифовку и полировку других плоскостей, поскольку при обработке могут возникать трещины спайности. Кроме того, спайность может стать причиной сколов минералов в процессе их использования.
Твердость. Под твердостью минерала понимается его сопротивление механическому воздействию более прочного тела. Твердость минерала является важным диагностическим признаком. Существует несколько методов определения твердости. В минералогии действует шкала Мооса (рис. 4), построенная на основе эталонных образцов, расположенных в порядке увеличения твердости. Значение шкалы Мооса являются относительными и определены условно, методом царапания. Эталоны шкалы Мооса могут заменить следующие предметы: лезвие стального ножа — твердость около 5,5, напильник — около 7, простое стекло — 5.
Точные, научные количественные данные твердости минералов получают с помощью склерометров, и рассчитывают после определения глубины вдавливания алмазной пирамидки в исследуемый образец. Твердость в кристаллах может быть анизотропной. Характерным примером являются кристаллы дистена, твердость которых на плоскости совершенной спайности вдоль удлинения — 4,5, а поперек — 6.
Прочие физические свойства минералов
Некоторые дополнительные физические свойства минералов применяются для их диагностики. Перечислим основные.
Хрупкость. Под хрупкостью понимается свойство минералов крошиться под давлением или при ударе.
Ковкость. Ковкость минералов в том, что они могут быть легко расплющены на тонкие пластинки. Пример: самородное золото, медь.
Гибкость. Гибкость, свойство изгибаться, характерна для многих минералов. Так, гибкие листочки имеют кристаллы молибденита, хлоритов, талька, гидрослюд, но только у обычных слюд листочки в то же время и упругие, — они восстанавливают первоначальное положение при снятии напряжения.
Люминесценция. Некоторые минералы при воздействии на них ультрафиолетовых, катодных или рентгеновских лучей могут излучать свет. Один и тот же минерал может люминесцировать разными цветами и обнаруживать люминесценцию разного рода. После снятия возбудителя, по длительности свечения различают: флюоресценцию и фосфоресценцию. Особенно интенсивную люминесценцию минералов можно видеть в ультрафиолетовых лучах.
Радиоактивность. Радиоактивностью называется превращение неустойчивых изотопов одного химического элемента в изотопы другого с излучением элементарных частиц. Радиоактивностью обладают минералы, содержащие радиоактивные элементы, в основном уран, радий и торий. Определяют радиоактивность при помощи электроскопов, ионизационных камер, действие которых основано на определении ионизации воздуха, вызываемой радиоактивным распадом элементов.
Магнитность. Свойство характерно для немногих минералов. Наиболее сильным магнитным свойством обладает магнетит, меньшим — пирротин. Минералы, обладающие сильным магнетизмом, называются — ферромагнитными. Другие железосодержащие минералы, обладающие более слабым магнетизмом — называются парамагнитными. Минералы, обладающие слабой отрицательной магнитной восприимчивостью — диамагнитными. Некоторые минералы, содержащие железо, приобретают магнитные свойства только после прокаливания в восстановительных условиях, другие проявляют их лишь под воздействием электрического поля. Магнитность мелких зерен минерала проверяют притяжением их к магниту.
3 Геологическая деятельность вод поверхностного стока.
В процессе стекания атмосферных вод, выпадающих на сушу, происходит плоскостной смыв твердых частиц, линейный размыв горных пород, перенос продуктов смыва и размыва, их переотложения на суше или вынос за ее пределы. Соответственно выделяют работу плоскостного склонового стока, способствующего выравниванию или денудации рельефа и геологическую деятельность временных струйных или русловых потоков и рек. Линейный размыв называют эрозией, а переотложение продуктов смыва и размыва — аккумуляцией осадков. Иногда термин эрозия употребляют расширительно и тогда процесс смыва называют плоскостной эрозией, а процесс размыва — линейной эрозией.
Плоскостной смыв и делювиальные отложения. Смыв происходит под воздействием ударов дождевых капель и стока тонкой пленки воды, который переносит наиболее мелкие частицы рыхлых продуктов выветривания вниз по склону. По мере уменьшения скорости стекания струек частицы задерживаются. Такое перемещение частиц по склонам дождевой и талой снеговой водой получил название плоскостного склонового или делювиального смыва, а образующиеся при этом отложения называются делювием. Следует отметить, что обломки горных пород могут перемещать вниз и под воздействием собственного веса, особенно на крутых склонах и обрывах. Образованные таким путем отложения называются коллювием. Коллювиальные отложения особенно характерны для горных стран.
Делювиальные отложения залегают в виде наклонного пологого шлейфа, мощность которого возрастает вниз по склону. Максимальные мощности делювия достигают 15—20 м и более. Наиболее благоприятные условия для делювиального процесса создаются в пределах равнинных степных районов умеренного и субтропического поясов и в зоне сухих саванн, где в кратковременные периоды таяния снегов или выпадения дождей по склонам смываются рыхлые продукты выветривания. Этому способствует также относительно разреженная травянистая растительность.
Типичные делювиальные отложения для высоких гор не характерны. Там распространены отложения, формирование которых обусловлено иными факторами — силой тяжести, солифлюкцией, линейным размывом и переносом обломочного материала временными потоками и др.
Линейная эрозия. Временные русловые потоки и их отложения Формы рельефа, выработанные временными русловыми потоками равнинных территорий и горных стран, существенно различаются.
Деятельность временных водотоков в условиях равнин. Эти водотоки, связанные с сезонным выпадением атмосферных осадков, формируют овраги- удлиненные, узкие и крутостенные отрицательные элементы рельефа. В развитии оврага выделяется четыре стадии. Началом оврага служат случайные углубления на поверхности почвы, дорожная колея, глубокая борозда при пахоте вниз по склону и пр. При наличии легко размываемых пород сливающиеся струи воды образуют неглубокую промоину. В дальнейшем поток дождевых или талых вод концентрируется в этой промоине, и начинается постепенное врезание оврага его вершиной в направлении водораздела- так называемая регрессивная, или «пятящаяся», эрозия. Одновременно углубляется тальвег- русло, по которому текут временные потоки. В третью стадию врезание оврага достигает уровня основания склона, продольный профиль оврага выравнивается. На протяжении четвертой стадии происходит расширение оврага, его стенки выполаживаются до угла естественного откоса и зарастают, на дне накапливаются отложения и оно преобразуется в плоское днище. Таким образом происходит постепенное врезание тальвега вплоть до достижения плавной вогнутой кривой, глубже которой углубление дна не происходит и которая называется профилем равновесия оврага. В итоге овраг постепенно превращается в балку, борта которой вскоре начинают рассекать поперечные овраги. Особенно благоприятны для образования оврагов лессы и лессовидные отложения, сочетающиеся со степной растительностью.
Отложения временных водотоков на равнинах представлены плохо сортированными обломками местных плотных горных пород, перемешанных с материалом рыхлых наносов. Эти отложения накапливаются в нижней части оврагов и в днищах балок, в устьевых участках которых они часто образуют конуса выноса мощностью в несколько метров.
Временные горные потоки и их отложения. Верховья ложбин стока в горах расположены в верхней части горных склонов. Они сходятся в единое русло, которое называют каналом стока. По этому каналу в сезоны выпадения дождей или таяния ледников вода движется с большой скоростью. Как известно, энергия движущейся воды пропорциональна квадрату ее скорости. Поэтому быстро движущиеся горные потоки захватывают обломки твердых горных пород, что еще больше усиливает разрушительную работу потока. При выходе его на предгорную равнину скорость течения резко уменьшается, временный горный поток разливается по равнине в виде веера, иссякает и откладывает весь принесенный обломочный материал. При этом образуётся конус выноса временного горного потока. Отложения конусов выноса временных горных потоков были выделены в самостоятельный генетический тип континентальных отложений и названы пролювием.
В горных районах периодически возникают бурные грязекаменные потоки, низвергающиеся с большой скоростью. Обломки горных пород имеют различные размеры, иногда более метра. Они возникают при быстром таянии снега и льда или же во время сильных ливней. Сели обладают большой разрушительной силой и иногда носят опустошительный характер.
Геологическая деятельность рек складывается из эрозии плотных горных пород и рыхлых наносов, по которым протекает река, переноса продуктов эрозии и их осаждения.
Эрозионная работа рек. Различают эрозию донную, или глубинную, направленную на врезание потока в породы, слагающие дно русла, и боковую, ведущую к подмыванию берегов и в целом к расширению долины. Соотношение глубинной и боковой эрозий меняется на разных стадиях развития долины. Первоначально преобладает глубинная эрозия, когда водный поток, врезаясь в горные породы, стремится выработать свой продольный профиль. На этой стадии в большинстве случаев продольный профиль рек характеризуется значительными неровностями, различными уклонами на отдельных отрезках, перепадами . Уровень того бассейна, куда впадает река, определяет глубину врезания реки и поэтому называется базисом эрозии. Он является общим для всей речной системы.
Постепенно происходит углубление русла и вырабатывается профиль равновесия реки.
Боковая эрозия начинается одновременно с линейной, но на первых стадиях развития речной долины роль ее невелика и основным и процессами являются углубления русла и перенос обломочного материала. Значение боковой эрозии возрастает по мере достижения рекой профиля равновесия. Этому способствует меандрирование реки, сопровождаемое подмыванием вогнутого берега и переотложением обломочного материала на противоположном выпуклом берегу.
Перенос и аккумуляция продуктов эрозии. В горных реках твердый сток преобладает над стоком растворимых веществ, а в равнинных реках масса переносимых растворенных веществ больше массы твердого стока. Об интенсивности геологической деятельности рек можно судить по тому, что общая масса твердых частиц, выносимых всеми реками мира в систему Мирового океана, свыше 20 млрд т в год, растворимых соединений — около 4 млрд т. Важной частью геологической деятельности рек является аккумуляция продуктов эрозии, захваченных и переносимых водным потоком. Все виды речных отложений называются аллювием.
Расположение разных типов аллювиальных отложений и строение речной долины обусловлены гидрологической динамикой водного потока. В той части речной долины, которая связана с современной деятельностью реки, выделяются два главных морфологических элемента: русло, по которому постоянно на протяжении года движется водный поток, и пойма — часть речной долины, ежегодно затапливаемая водой лишь в период паводка.
Быстрый русловой поток переносит во взвешенном состоянии глинистые и мелкообломочные частицы, поэтому в пределах русла в осадок выпадают лишь крупнопесчаные частицы и грубые обломки. При подмывании рекой крутого берега возникают поперечные циркуляционные движения воды, благодаря которым на противоположной стороне русла образуется песчаная отмель с прирусловым валом, ограничивающим пойму.
В строении поймы четко выделяются три типа аллювия: русловой аллювий, слагающий нижнюю часть толщи пойменных отложений, пойменный аллювий, покрывающий русловой, и старичный, частично перекрытый пойменным.
Для рек, находящихся в состоянии динамического равновесия характерен перестилаемый аллювий. Его мощность составляет от 10 до 30 м. Аллювиальные аккумуляции большей мощности связаны с прогибанием земной коры. При этом происходит неоднократное отложение, настилание разных типов аллювия, главным образом, руслового. Такой тип аллювия получил название настилаемого (констрактивного).
Аллювий горных рек и равнинных существенно различается. Отложения горных рек преимущественно представлены фацией размыва — русловыми отложениями, состоящими из крупных обломков. Мелкие песчаные и глинистые частицы выносятся в устьевые части рек и частично в море. Пойменная фация, как правило, отсутствует. Особо следует отметить, что в аридных регионах реки, стекающие с гор, иссякают на пустынных предгорных равнинах. В этом случае образуются сухие дельты в виде крупных конусов выноса, сложенных грубообломочным материалом, часто сцементированным карбонатами кальция или гипсом.
Циклы развития речных долин и речные террасы. Как отмечалось выше, в формировании речной долины четко прослеживаются две стадии. На первой стадии, называемой стадией морфологической молодости, речной поток врезается в горные породы, образуя каньон при наличии твердых пород или речную долину с крутыми склонами и V-образным поперечным профилем при наличии рыхлых отложений. Все дно такой долины практически занято руслом. Во вторую стадию морфологической зрелостипроисходит расширение долины и образование поймы. Далее начинается «старение» речной долины, выражающееся в перегрузке русла наносами, обмелением и блужданием русла по широкой пойме. Но если водосборная площадь реки окажется вовлеченной в тектоническое поднятие или базис эрозии будет понижен в результате тектонического прогибания, то начнется омоложение реки, водный поток вновь станет энергично врезаться в поверхность широкой поймы, а затем подмыв берегов и извилины реки будут вырабатывать новую пойму за счет разрушения старой, от которой останется лишь небольшой уступ, который называется надпойменной террасой. Если территория испытывала несколько поднятий, то река столько же раз повторит цикл развития долины, а свидетелями этих циклов будут надпойменные террасы, самая молодая из которых будет нижняя, а наиболее древней самая верхняя.
В строении террас принимают участие как коренные горные породы, в которые врезана речная долина, так и аллювиальные отложения. В зависимости от мощности аллювия и положения поверхности коренных пород выделяют три типа террас:
1) эрозионные, или скульптурные, которые выработаны в коренных породах;
2) аккумулятивные, полностью состоящие из аллювиальных отложений;
3) цокольные, или эрозионно-аккумулятивные, нижняя часть которых представлена коренными породами, на которых залегают аллювиальные отложения.
Устьевые части рек и их отложения. Совершенно особое строение имеют устьевые части рек, в которых образуются дельты, эстуарии и лиманы.
Дельта – устьевая часть реки, в которой происходит разгрузка переносимого материала и которая постепенно нарастает в сторону моря.. Очертания такого участка отдаленно напоминают букву Δ греческого алфавита. Обширные дельты образуются при определенных условиях: небольшой глубине предустьевой акватории, обилии обломочного материала, переносимого рекой, отсутствии приливов, отливов и сильных вдольбереговых течений. Мощность дельтовых отложений обычно близка к мощности аллювия в речной долине, но в случае медленного прогибания земной коры в районе расположения дельты мощность этих отложений сильно возрастает.
Примером может служить толща отложений в дельте Миссисипи, где благодаря прогибанию дна Мексиканского залива мощность дельтовых отложёний превышает 600 м. Эстуарий- воронкообразный в плане залив, образующийся при затоплении морем устья крупной реки в условиях высоких приливов и отливов, при небольшом количестве обломочного материала, приносимого рекой. Отложения эстуариев формируются в результате интенсивного выпадения многих веществ, содержащихся в реках в виде истинных и коллоидных растворов, при смешивании пресных и соленых вод. Лиманы — затопленные морем устьевые части рек в условиях приливов и отливов и широких побережий. При этом образуются обширные, но неглубокие заливы, а собственное русло реки перемещается к вершине лимана.
С аллювиальными отложениями связаны россыпные месторождения многих важных полезных ископаемых. Россыпями, или россыпными месторождениями, называются скопления обломочного материала, содержащие ценные устойчивые минералы с большим удельным весом. Разрабатывают россыпи золота, платины, касситерита, вольфрамита, монацита, танталита, колумбита, циркона, алмазов.
В строении россыпи выделяют плотик, пласт и торфа. Пласт — это аллювиальные отложения, содержащие россыпное золото. Плотик основание, на котором залегает пласт. На поверхности плотика часто образуются трещины и карманы, обогащенный золотом. Торфа -условное название пустой толщи, покрывающей золотоносные отложения.
Золото в россыпях присутствует в виде мелких пластинок разной формы, обычно уплощенных и сглаженных. Встречаются также самородки массой от нескольких граммов до 1-3 кг.
Озера — это водоемы, не имеющие прямой связи с системой Мирового океана. Они распространены на равнинных и горных территориях, во влажных и засушливых, холодных и жарких гидротермических условиях. Суммарная площадь озер составляет 2% площади суши. Размеры, морфология и происхождение озер разнообразны. Известны озера, представляющие собой фрагменты древних морей. Такими являются Каспийское озеро-море, а также Ладожское и Онежское озера. Многие образовались в результате заполнения глубоких блоковых тектонических впадин — грабенов. Классическими примерами озер такого типа служат великие озера Африки, приуроченные к грабенам Восточно-Африканского рифта, а в России — озеро Байкал. Наряду с ними существуют озера, котловины которых образовались не благодаря глубоким расколам, а в результате плавных прогибов. К таковым относится огромное озеро Виктория, заполнившее прогиб между двумя ветвями Восточно-Африканского рифта. В областях распространения материковых оледенений четвертичного периода широко распространены озера-старицы на поймах и в дельтах рек.
В районах близкого расположения к дневной поверхности известняков, гипсов и соленосных пород имеются многочисленные озера, приуроченные к карстовым воронкам и провалам, образовавшимся в результате частичного растворения указанных пород. На территории распространения многолетней мерзлоты распространены термокарстовые озера, локализованные в просадках местами протаявших грунтов, а в областях залегания лёссов и лёссовидных отложений — мелкие озера, образовавшиеся в просадках пористого лёсса. Имеются озера, заполнившие разрушенные трубки взрыва и кратеры потухших вулканов. В горных странах встречаются озера, возникшие в результате обвалов, запрудивших межгорные долины.
По химическому составу воды озер в самом первом приближении можно разделить на пресные и соленые. Состав воды пресных озер обусловлен поступлением атмосферных и речных вод. В них концентрация солей невелика, а среди растворенных солей преобладают бикарбонаты кальция, содержание которых увеличивается по мере аридизации климата. Соленые воды крупных озер являются реликтовыми морскими. В условиях засушливого климата по причине интенсивного испарения повышается концентрация солей, что приводит к образованию мелководных соленых озер. В то же время соленые озера существуют и в холодных гумидных областях, в местах близкого расположения соленосных отложений или на участках разгрузки соленосных подземных вод.
Наиболее важное значение в геологической деятельности озер имеет аккумуляция осадков. Среди них выделяются:
1) песчано-глинистые отложения, образующиеся за счет разрушения берегов озер и приноса мелкообломочного материала реками;
2) биогенные осадки, накапливающиеся путем осаждения продуктов отмирания животных и растительных организмов;
З) минеральные образования, возникающие в результате химических и физико-химических процессов.
Особенностью песчано-глинистых отложений озер является тонкое переслаивание песчаных и глинистых слоев, осадившихся в разные сезоны года в связи с изменением скорости воды, стекающей в озерные котловины.
Среди биогенных осадков следует отметить скопления кремнистых панцирей одноклеточных диатомовых водорослей, образующих диатомовые илы. Ареал распространения диатомовых водорослей очень широкий, поэтому диатомовые илы встречаются в озерах как холодных гумидных ландшафтов , так и в более теплых условиях , а также в тропических странах. Характерным биогенным осадком небольших озер гумидных областей является сапропель.
Среди осадков, образующихся на дне в результате химических и физико-химических процессов, для пресноводных озер холодного и умеренного климата характерно образование конкреций, состоящих из минералов гидроксидов железа. В гумидных тропических ландшафтах к ним часто добавляются конкреции из минералов гидроксидов алюминия. В озерах, имеющих подток подземных вод гидрокарбонатного состава, накапливаются глинисто- карбонатные отложения так называемого болотного мергеля. В несоленых озерах аридных территорий — в степных, сухостепных и полупустынных ландшафтах — повсеместно происходит осаждение мелкокристаллического кальцита, цементирующего обломочные частицы или образующего крупные конкреции. В соленых озерах при высокой концентрации растворимых веществ, близкой к насыщенным растворам, происходит кристаллизация соответствующих солей.
Отложения озер имеют важное практическое значение. Конкреции оксидов железа и алюмини, образованные в тропических озерах, служат алюминиевой рудой. Диатомовые осадки используются в промышленности, а отложения сапропеля — в бальнеологических целях и в качестве удобрения.
Болота — это ландшафты с избыточным увлажнением, специфической влаголюбивой растительностью и процессом образования торфа. Хотя болота содержат от 90 до 97% воды и всего несколько процёнтов сухого органического вещества, они не могут рассматриваться как водоемы, так как преобладающая часть воды связана органическим веществом торфа и растительностью. Существуют два основных пути образования болот зарастание озер и заболачивание суши Эти процессы могут развиваться на разных элементах рельефа, но для образования значительных аккумуляций торфа необходимы определенные климатические и гидрохимические условия.
Торф — скопление слабо разложившихся остатков болотных растений — мхов, трав, кустарников, отчасти деревьев. Благодаря тому, что растительные остатки насыщены водой, их преобразование протекает в условиях дефицита кислорода. При этом происходит сложная трансформация органических соединений, в результате которой исходные органические вещества обогащаются углеродом. Трансформационные процессы в значительной мере обусловлены микробиологической деятельностью. Условия, подавляющие деятельность микроорганизмов, равно как условия, способствующие быстрому разрушению растительных остатков, препятствуют образованию торфа и его накоплению.
Болота разнообразны; в первом приближении их можно разделить на две большие группы континентальных и приморских болот. Среди континентальных болот выделяют низинные, верховые и переходные.
Низинные болота, как следует из их названия, приурочены к отрицательным элементам рельефа. Произрастающим на них растениям требуется большое количество минеральных веществ, которые в растворенном состоянии поступают за счет их выноса с положительных элементов рельефа либо из грунтовых вод, уровень которых в низинах расположен близко к поверхности. Растительность низинных болот представлена осоками и тростниками в травяных болотах, гипновыми мхами и ягодными кустарниками в моховых болотах. Из деревьев может присутствовать черная ольха. Многие низинные болота образовались в результате зарастания мелких озер. Особенно характерно зарастание старичных озер на поймах.
Торф низинных болот обогащен минеральными веществами. При сжигании содержит большое количество золы, а на дне таких болот в условиях дефицита кислорода образуются неполнокисленные соединения двухвалентных железа и марганца в виде минералов сидерита , родохрозита, вивианита. При доступе кислорода железо и марганец быстро окисляются и происходит трансформация указанных минералов; серый сидерит замещается ржаво-бурым гидрогетитом, грязно-розоватый родохрозит — черным псиломиланом, а белый вивианит преобразуется в ярко-голубой керченит.
Верховые болота образуются на плоских водораздельных участках с затрудненным поверхностным стоком. В этих условиях растительность представлена преимущественно сфагновыми мхами, для развития которых требуется весьма незначительное количество минеральных веществ и которые удовлетворяются ничтожным содержанием этих веществ из выпадающих атмосферных осадков. Основная часть торфяных болот сосредоточена в зоне лесов бореального и умеренного холодного климата Северного полушария.
4 Виды воды в горных породах.
В порах и трещинах горных пород всегда содержится вода в парообразном, жидком или твердом состоянии. Существуют различные классификации видов воды в горных породах.
В гидрогеологии и инженерной геологии принята классификация, которая была предложена А. Ф. Лебедевым (1930 г.), а затем уточнена в соответствии с новейшими представлениями о природе воды, строении ее молекулы и характере физико-химического взаимодействия воды с минеральными частицами пород:
1. Вода в состоянии пара.
2. Физически связанная вода:
1) прочно связанная, или адсорбированная, вода;
2) рыхло или слабо связанная вода.
3. Свободная вода:
1) капиллярная;
2) гравитационная.
4. Вода в твердом состоянии.
5. Вода в кристаллической решетке минералов:
1) конституционная;
2) кристаллизационная;
3) цеолитная.
Вода в состоянии пара. Эта вода заполняет свободную часть пор в зоне аэрации. Под влиянием изменения температуры и давления парообразная влага может превращаться в капельножидкое состояние — конденсироваться или, наоборот, жидкая вода превращается в парообразное состояние. Тем самым парообразная влага в порах пород находится в постоянном динамическом равновесии с другими видами воды и с парами воды в атмосфере. Физически связанная вода. Такая вода присуща преимущественно глинистым породам; в скальных и раздельнозернистых породах она практического значения не имеет. Подразделяется на прочно связанную, или адсорбированную, и рыхло или слабо связанную воду. Образование физически связанной воды обусловливается наличием у мелкодисперсных глинистых минералов, входящих в состав глинистых пород, поверхностной энергии, природа которой электростатическая. Электростатическое поле, образующееся на поверхности мелкодисперсных минералов, как правило, имеет отрицательный заряд. При взаимодействии мелкодисперсной частицы с водой молекулы воды, являясь жесткими диполями, притягиваются к поверхности частицы положительными концами. Помимо молекул воды к поверхности минеральной частицы притягиваются и катионы из поровой воды. Поровая вода — жидкая фаза, заполняющая поры породы; представляет собой водный раствор различных солей.
Молекулы воды и катионы, непосредственно ориентированные поверхностью частицы, прочно связаны с ней; эту воду нельзя отделить от частицы даже силами в несколько тысяч атмосфер, и она перемещается в порах породы только в виде пара. Ее называют прочно связанной, или адсорбированной. Наибольшее количество прочно связанной воды называется максимальной гидроскопической влагоемкостью; в песчаных грунтах она не превышает 1-2%, а в глинистых достигает 20%.
Если бы не проявлялось молекулярное тепловое движение, то около грунтовой частицы образовался бы неподвижный, адсорбционный слой катионов и молекул воды. Но тепловой эффект обусловливает образование около частиц слоя подвижных катионов, которые в совокупности с катионами неподвижного слоя гасят заряд частицы. Подвижный слой катионов называется диффузным; катионы диффузного слоя называются обменными, или поглощенными. Обменные катионы способны обмениваться с катионами порового раствора; этот процесс называется ионным обменом. Ионный обмен, широко распространенный и существенно влияющий на физико-механические свойства глинистых пород, имеет большое практическое значение. Общее количество ионов диффузного слоя глинистой тонкодисперсной частицы, способных к обмену с катионами порового раствора в данных условиях, называют емкостью обмена, или поглощения, породы.
От состава обменных катионов в значительной степени зависят физико-механические свойства глинистых пород и тем заметнее, чем больше емкость поглощения. Глины, насыщенные натрием, очень сильно набухают в воде, имеют малое сцепление, при действии внешней нагрузки сильно сжимаются; в сухом состоянии обладают значительной связностью и прочностью.
Глины, диффузный слой которых состоит из ионов кальция, слабее набухают в воде, под нагрузкой они меньше сжимаются и имеют ряд других удовлетворительных механических свойств.
Искусственно меняя состав обменных катионов, можно изменять физико-механические свойства глинистых пород в желаемом для практических целей направлении, что широко используется в практике мелиорации грунтов.
Катионы диффузного слоя также притягивают к себе диполи воды и около них в свою очередь образуется гидратная оболочка. Вода диффузного слоя называется рыхло связанной. Энергия связи между частицей и катионами диффузного слоя, а тем самым и рыхло связанной водой интенсивно убывает по мере удаления от поверхности частицы. Рыхло связанная вода называется также пленочной; вместе с прочно связанной она, называется молекулярной водой. Максимальное количество молекулярной воды, удерживаемой данной породой в данных условиях называется максимальной молекулярной влагоемкостью.
Эта влагоемкость примерно соответствует влажности нижнего предела пластичности.
Максимальное содержание связанной в глине воды, образующейся за счет различных видов взаимодействия диполей воды с поверхностью частиц, соответствует влажности верхнего предела пластичности и влажности набухания.
Характерными свойствами рыхло связанной воды являются: более медленное по сравнению со свободной водой передвижение; прямая зависимость скорости ее передвижения от температуры; пониженная способность растворять соли; замерзание при температуре ниже нуля, причем температура замерзания понижается тем больше, чем более дисперсны частицы; гидростатического давления рыхло связанная вода не передает.
Наличие в глинистых породах рыхло связанной воды придает им ряд важных свойств: липкость, пластичность, набухание, усадку и др.; физико-механические свойства данных пород (сопротивление сжатию и сдвигу) изменяются в обратной зависимости от количества рыхло связанной воды.
Свободная вода. Капиллярная вода заполняет капиллярные пустоты в породах; она поднимается от уровня подземных вод вверх по капиллярным пустотам под действием силы поверхностного натяжения на границе раздела воды и воздуха, образуя выше уровня подземных вод зону капиллярного насыщения и отделяясь от зоны аэрации капиллярной каймой.
Гравитационная вода — подземная вода, движущаяся в порах и трещинах горных пород под действием силы тяжести. Гравитационная вода обладает всеми свойствами, присущими обычной воде: растворяющей способностью, передает гидростатическое давление, оказывает при движении механическое воздействие на породы. Гидростатическое давление воды, находящейся в порах пород, уменьшает вес скелета породы по закону Архимеда и оказывает взвешивающее давление на подошву сооружений, построенных на водопасыщенных породах. Механическое действие движущейся воды на породы проявляется в выносе мелких частиц из рыхлых несвязных пород на откосах выемок и котлованов — суффозии, что может вызвать неустойчивость откосов и последующую деформацию склонов. В зоне полного насыщения всех пустот в породе гравитационные воды образуют водоносные горизонты. Изучение гравитационных вод, их движения, физических свойств и химического состава является основной задачей гидрогеологических исследований.
Вода в твердом состоянии. При температуре пород ниже пуля гравитационная и часть связанной воды замерзает и содержится в породах в виде кристаллов льда или ледяных прослоев и жил. Кристаллы льда цементируют отдельные минеральные частицы, превращая рыхлые породы в твердые. Свойства пород, сцементированных льдом, резко отличны от свойств талых пород. Изучением свойств мерзлых пород занимается особая наука — мерзлотоведение.
Вода в кристаллической решетке минералов. Конституционная вода входит в состав кристаллической решетки минералов в виде ионов Н+ и ОН-, участвуя в их строении, например Са(ОН)2. При разрушении кристаллической решетки минералов выделяются водород и гидроксил, которые связываются и образуют молекулы воды. Выделение конституционной воды при нагревании каждого минерала происходит в определенном температурном интервале (обычно выше 300° С) и сопровождается поглощением тепла. Это позволяет определять некоторые минералы при помощи термического анализа, для чего употребляются специальные приборы — термографы.
Кристаллизационная вода участвует в строении кристаллической решетки некоторых минералов в виде молекул воды в строго определенных количествах. Эта вода, как и конституционная, выделяется из минералов при строго определенной для каждого минерала температуре (ниже 300° С) и сопровождается поглощением тепла, что и позволяет определять исследуемый минерал при помощи термического анализа. Выделение кристаллизационной воды обусловливает разрушение решетки минерала и ее перестройку .
Цеолитная вода — часть кристаллизационной воды, которая может выделяться и вновь поглощаться без разрушения кристаллической решетки, входит в состав кристаллических решеток некоторых минералов — цеолитов, представляющих собой водные алюмосиликаты
5 Параметры депрессионной воронки
При откачке воды из скважин вследствие трения воды о частицы грунта происходит воронкообразное понижение уровня воды.
Образуется депрессионная воронка, в плане имеющая форму, близкую к кругу. В вертикальном разрезе воронка ограничивается депрессионными кривыми, крутизна которых увеличивается по мере приближения к оси скважины. Образование депрессионной воронки вызывает отклонение токов вод от естественного направления и изменение поверхности грунтового потока.
Радиус депрессионной воронки называется радиусом влияния (R). Размер депресионной воронки, а значит и радиуса влияния, зависит от водопроницаемости пород. Так гравий и другие водопроницаемые породы характеризуются широкими воронками с большим радиусов влияния, а для суглинков характерны наоборот узкие воронки с маленьким радиусом.
Также на величину и форму воронки оказывают влияние условия питания водоносного горизонта, его связь со смежными горизонтами и поверхностными водоемами и т.д.
В практических расчетах для определения радиуса влияния или радиуса депрессии обычно используют приближенные формулы, иногда дающие только порядок его велечины.
Формула Кусакина (для безнапорного пласта при установившейся фильтрации) имеет вид
R = 2S√(H•Кф),
где S — понижение уровня воды при откачке по центру воронки, м
H — мощность пласта, м
Кф — коэффициент фильтрации, м/сутки.
Формула Зихардта для напорных пластов
R = 10S√(Кф),
где S — понижение уровня воды при откачке по центру воронки, м
Кф — коэффициент фильтрации, м/сутки.
Ориентировочные значения радиуса влияния могут быть определены таблице.
Породы Радиус влияния R, м
Мелкозернистые пески 50-100
Среднезернистые пески 100-200
Крупнозернистые пески 200-400
Гравий, галечник и пр. 400-600 и более
6 Сдвиговые характеристики песчано-глинистых пород
Изучение сопротивления грунтов сдвигающим усилиям, возникающим в результате воздействия различных инженерных сооружений, имеет большое значение для правильного расчета устойчивости оснований (несущей способности оснований), оценки устойчивости откосов, расчета давления грунтов на подпорные стенки и других инженерных расчетов.
В настоящее время нет единой точки зрения на природу сопротивления глинистых пород сдвигу. Одни исследователи считают, что сопротивление глинистых пород сдвигу обусловлено только сцеплением между частицами, показателем которого является коэффициент сцепления. Другие полагают, что сопротивление глинистых пород сдвигу зависит как от сил трения, так и от сил сцепления. Показателями сил трения, действующих в грунте, считают угол внутреннего трения и коэффициент трения.
Вследствие неясности природы сопротивления глинистых пород сдвигу и условности разделения его на внутреннее трение и сцепление, некоторые исследователи предлагают вообще отказаться от такого разделения и характеризовать сопротивление глинистых пород сдвигу так называемым углом сдвига φ соответственно тангенс этого угла называют коэффициентом сдвига tgφ.
Сопротивление сдвигу одного и того же грунта непостоянно и зависит от физического состояния грунта — степени нарушенности естественной структуры, плотности, влажности, а также от условий производства испытаний. Для получения наиболее достоверных данных испытания на сдвиг должны всегда проводиться в условиях, максимально приближающихся к условиям работы грунта под сооружением или в самом сооружении.
Показатели сопротивления грунта сдвигу определяются различными способами, среди которых можно выделить три группы:
• способы определения сопротивления сдвигу по одной или двум заранее фиксированным плоскостям в сдвиговых приборах;
• способы определения сопротивления сдвигу путем раздавливания при одноосном и трехосном сжатии;
• способ определения сопротивления сдвигу по углу естественного откоса.
Способы первой группы могут быть в свою очередь разделены на две подгруппы:
а) способы поперечного сдвига с конечной плоскостью сдвига;
б) способы кольцевого сдвига с бесконечной плоскостью сдвига.
Лабораторные испытания грунтов для определения показателей трения и сцепления способом поперечного сдвига производят путем среза нескольких образцов исследуемого грунта. При этом в зависимости от характера предварительной подготовки образцов к опыту различают:
а) сдвиг нормально уплотненных образцов, когда образцы перед опытом предварительно уплотняются под разными нагрузками до окончания процесса консолидации; срез каждого образца производится при той же вертикальной нагрузке, под которой он предварительно уплотнялся;
б) сдвиг переуплотненных образцов, когда образцы предварительно уплотняются до окончания процесса консолидации, а сдвигаются без нагрузки или при меньших нагрузках;
в) сдвиг недоуплотненных образцов, когда образцы предварительно не уплотняются или уплотняются в продолжение короткого времени, за которое не наступает полная консолидация; срез производится при различных вертикальных нагрузках.
В зависимости от скорости приложения сдвигающего усилия в процессе опыта различают медленный сдвиг и быстрый сдвиг. При медленном сдвиге сдвигающую силу увеличивают только после прекращения деформации, вызванной предыдущей ступенью этой силы. При быстром сдвиге увеличение сдвигающей силы производят быстро, не дожидаясь прекращения деформаций.
Список литературы
1. Ананьев В. П.Основы геологии, минералогии и петрографии : учебник для вузов / В. П. Ананьев, А. Д. Потапов. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Высшая школа, 2005. — 398 с. — ISBN 5-06-004820-9 : 201-24.
2. Ананьев, В. П.Инженерная геология : учеб. для строит. спец. вузов / В. П. Ананьев, А. Д. Потапов. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Высшая школа, 2000. — 511 с. : ил. — ISBN 5-06-003690-1 : 77,52.
3. Белый Л. Д.Инженерная геология : учебник для вузов / Л. Д. Белый. — М. : Высшая школа, 1985. — 231 с. : ил. — 0,85.
4. Бондарев В. П.Геология : курс лекций / В. П. Бондарев. — М. : ФОРУМ: ИНФРА-М, 2002. — 224 с. — (Профессиональное образование). — ISBN 5-8199-0034-0; 5-16-000909-4 : 45-76.
5. Бондарев В. П.Геология. Лабораторный практикум. Полевая геологическая практика : учеб. пособие / В. П. Бондарев. — М. : ФОРУМ: ИНФРА-М, 2002. — 190 с. : ил. — (Профессиональное образование). — ISBN 5-8199-0035-9 (ФОРУМ) : 30-10.
6. Борголов И. Б.Курс геологии (с основами минералогии и петрографии) / И. Б. Борголов . — М. : Агропромиздат, 1989. — 216 с. : ил. — (Учебники и учеб. пособия для студентов высших учебных заведений). — ISBN 5-10-000836-9 : 0,50.
7. Добровольский В. В.Геология: минералогия, динамическая геология, петрография / В. В. Добровольский. — М. : ВЛАДОС, 2004. — 320 с. : ил. — (Учебник для вузов). — ISBN 5-691-00782-3 : 92-58.
8. Душкина, Е. М.Методические указания для выполнения контрольной работы по дисциплине «Основы геологии и гидрогеология» / Е. М. Душкина, М. В. Мазепа ; ВГСХА. — Волгоград : Нива, 2009. — 30 с. — б/ц.
9. Кац, Д. М.Основы геологии и гидрогеология : [учебника для студ. с.-х. вузов по спец. «Гидромелиорация»] / Д. М. Кац. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Колос, 1981. — 351 с. : ил. — (Учебники и учебные пособия для высших сельскохозяйственных учебных заведений). — 0-90.
10. Панников, В. Д.Основы геологии : учеб. пособие для студ. с.-х. вузов / В. Д. Панников. — М. : Высшая школа, 1961. — 287 с. : ил. — 0,67.
11. Перекрестов, Н. В.Геология с основами гидрологии : метод. указания для студентов агрономического факультета, обучающихся по специальности 110102 «Агроэкология» / Н. В. Перекрестов. — Волгоград : Изд-во Волгогр. ГСХА, 2011. — 24 с. — 0,00.
12. Пешковский Л. М.Инженерная геология : [учеб. пособие для вузов] / Л. М. Пешковский, Т. М. Перескокова. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Высшая школа, 1982. — 341 с. : ил. — 0,90.
13. Сапфиров Г. Н.Структурная геология и геологическое картирование / под ред. В. И. Охрименко ; Г. Н. Сапфиров. — 3-е изд., перераб. и доп. — М. : Недра, 1982. — 246 с. — 23-85.
14. Старостин В. И.Геология полезных ископаемых : учебник для высшей школы / В. И. Старостин, П. А. Игнатов. — М. : Академический проект, 2006. — 512 с. — (Gaudeamus). — ISBN 5-8291-0656-6 : 172-63.
15. Суворов А. К.Геология с основами гидрологии : учеб. пособие / А. К. Суворов. — М. : КолосС, 2007. — 207 с. : ил. — (Учебники и учеб. пособия для студ. вузов). — ISBN 978-5-9532-0450-7 : 160-60.
16. Толстой, М. П.Геология с основами минералогии : [учебник для вузов] / М. П. Толстой. — 4-е изд., перераб. и доп. — М. : Агропромиздат, 1991. — 398 с. : ил. — (Учебники и учебные пособия для студентов высших учебных заведений). — ISBN 5-10-001719-8 : 1,60.
17. Толстой, М. П.Основы геологии и гидрогеологии : [учеб. пособие для вузов] / М. П. Толстой, В. А. Малыгин. — М. : Недра, 1976. — 280 с. : ил. — 0,76.
18. Филоненко-Алексеева А. Л.Полевая практика по природоведению: экскурсия в природу : [учеб. пособие для студ. вузов] / А. Л. Филоненко-Алексеева, А. С. Нехлюдова, В. И. Севастьянов. — М. : ВЛАДОС, 2000. — 384 с. — (Учебное пособие для вузов). — ISBN 5-691-00125-6 : 92,22.
19. Хаин, В. Е.История и методология геологических наук : [учеб. пособие для вузов] / В. Е. Хаин, А. Г. Рябухин, А. А. Наймарк. — М. : Академия, 2008. — 416 с. — (Высшее профессиональное образование). — ISBN 978-5-7695-4870-3 : 332-75.
20. Чернышев С. Н.Задачи и упражнения по инженерной геологии : учеб. пособие для вузов / С. Н. Чернышев, А. Н. Чумаченко, И. Л. Ревелис. — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Высшая школа, 2001. — 254 с. : ил. — ISBN 5-06-003691-Х : 47-60.

Узнать сколько стоит решение этого задания
(ответ в течение 5 мин.)
X