Материал: Смішко Р. М. Геологія з основами геоморфології

25% екв.), 3) хлоридні (Cl - ), 4) води складні – хлоридно-гідрокарбонатні, сульфатно-гідрокарбонатні та ін.

Мінеральні води можуть бути різного ступеня мінералізації, однак відрізняються від інших вод сво лікувальними властивостями. Ці особливості визначені їхньою температурою, наявністю певних хімічних компонентів, у тім числі радіоактивних, органічних, різноманітних газів. Загальна мінералізація може бути надзвичайно низькою.

КАРСТ, УМОВИ ЙОГО РОЗВИТКУ ТА ЗНАЧЕННЯ ДЛЯ УТВОРЕННЯ РЕЛЬЄФУ

Під карстом розуміють процес розчинення або вилуговування порід підземними чи поверхневими водами та пов’язане з цим утворення специфічних провальних форм рельєфу, каналів та печер на глибині. Залежно від складу розчинюваних порід виділяють соляний, гіпсовий, карбонатний, або вапняковий карст. Назва “карст” походить від назви вапнякового плато в Сербії біля Трієста. Карст буває відкритим і покритим (закарстовані породи покриті нерозчинними відкладами).

Поверхневі карстові форми представлені різними заглибленнями, щілинами, дірами глибиною від декількох сантиметрів до метра, інколи більше. Усю сукупність таких заглиблень називають карами. На перетині тріщин виникають водопоглинльні глибокі отвори ізометричної або щілинної форм. Вода, що по них стікає, відводиться на глибину, а такі отвори називають понорами.

Найпоширеніші карстові форми – це карстові лійки. Діаметр їх коливається від 1 до 50 м, зрідка до 100 м і більше, глибина – від перших до 15–20 м. На дні карстових лійок часто простежуються водопоглинаючі породи, якими води відводяться в глибини.

Виділяють два типи карстових лійок: 1) лійки поверхневого вилуговування; 2) провальні лійки, які утворюються внаслідок провалів покрівлі над підземними карстовими порожнинами. У разі лінійного розміщення карстових лійок уздовж тріщин процеси карстового розчинення можуть призвести до утворення карстово-ерозійних ярів.

Найбільшими карстовими формами є карстові улоговини – обширні замкнуті зниження з більш-менш вирівняним дном та крутими схилами висотою в десятки, а інколи й сотні метрів. Виділяють також карстові колодязі, шахти та прірви. Вони утворюються внаслідок розширення тріщин і місцями можуть досягати десятків і сотень метрів у глибину. Часто вони поєднані з карстовими печерами.

Весь комплекс поверхневих карстових форм створює спільна дія поверхневих і підземних вод, що рухаються в масивах порід, одночасно розчиняючи їх. Тут треба згадати про важливу роль, яку відіграють у цьому процесі органічні речовини, зокрема гумінові кислоти. На думку деяких дослідників, саме транспортування кальцію відбувається у формі органічних комплексів.

Підземні карстові форми. Внаслідок карстових явищ на глибині виникають карстові печери та різноманітні канали. Найповніше вивчені печери, які є системою горизонтальних або близьких до горизонтальних каналів. Вони формуються вздовж великих тріщин, по яких рухаються підземні води. В багатьох печерах є підземні озера, течуть підземні ріки, розвинута своєрідна фауна і флора. Знаходять і сліди перебування тут давніх людей.

Вода, яка рухається по карбонатних гірських породах, містить, звичайно, багато розчиненої вуглекислоти, а також біогенних органічних сполук. Розчиняючи вапняки, вона насичується Са(НСО3)2, який, перевідкладаючись уже у формі Са СО3, утворює сталактити (зверху) і сталагміти (знизу). Часом вони зливаються в єдині суцільні колони. В цих

46

натічних формах місцями трапляютьсягідроокисли заліза (лімоніт, гетит), опал, гіпс та інші мінерали.

У розвитку карсту простежується певна закономірність та спрямованість:

1)найбільша закарстованість виявляється в придолинних ділянках – у берегах річкових долин і під руслом, де підвищена тріщинуватість розчинних порід та найбільша швидкість руху вод;

2)ступінь закарстованості масиву зменшується з глибиною;

3)ступінь закарстованості порід місцями пов’язаний з зонами великих розривних порушень, які дренують підземні води;

4)місцям простежується декілька поверхів печер, і їхнє розміщення частково залежить від положення надзаплавних річкових терас, що відображають певні ерозійно-акумулятивні цикли в розвитку річкових долин. Взаємозв’язок з печерами простежується лише в разі дуже тривалого ерозійноакумулятивного циклу. За цих умов підземні води під час руху до ріки встигають виробити карстову печеру.

ОСУВИ ТА ОСУВНИЙ РЕЛЬЄФ

Осувом називають зміщення гірських порід на крутих схилах долин рік, ярів, берегах озер і морів. За характером та розміромзміщення серед них виділяють опливи, осуви і обвали. Дрібні опливи перемішуються повільно вниз по схилу під впливом перезволоження ґрунтового шару та підстильних звітрілих порід.

Великі зміщення, або власне осуви, захоплюють різні гірські породи, які складають схил. Вони поширюються на значну глибину.

Обвали відбуваються у високогірних районах і мають інколи грандіозні розміри. Це власне вже гравітаційні утворення з осипами (колювій та ін.).

ДІЯЛЬНІСТЬ ЛЬОДОВИКІВ, ФОРМИ ЛЬОДОВИКОВОГО ТА ВОДНО-ЛЬОДОВИКОВОГО РЕЛЬЄФУ

Сучасні льодовики займають понад 16 млн. км.2 , що становить близько 11 % суші. Загальний об’єм льоду та вічного снігу оцінюють приблизно в 27–30 млн. км 3. Льодовики розвинуті майже в усіх гірських країнах різних кліматичних зон. Вони покривають також материки і багато островів у високих широтах. Найбільший з них – антарктичний льодовиковий покрив, який займає 95% усього материка та прилеглих островів (близько 13,9 млн. км2. ). Льодовик Ґренландії покриває близько 1,8 млн. км2 з 2,2 млн. км2 усієї поверхні країни з прилеглими дрібними островами. Площа решти льодовиків, у тому числі Арктики, становить в сумі близько 0,5 млн. км2.

Типи льодовиків. Серед льодовиків виділяють три типи: 1) гірські; 2) материкові, або покривні; 3) проміжні. Вони відрізняються умовами живлення та стоку і частково рельєфом поверхні підльодовикового ложа.

Гірські льодовики за морфологією достатньо різноманітні. В молодих горах – Альпах, на Кавказі, в Гімалаях – значно поширені мають льодовики долинного або альпійського типів. Для них чітко означена область живлення (або фірновий басейн) та лінійно видовжена область стоку. У фірновому басейні фірн та глетчерний лід поширений вище снігової межі. Найчастіше це розширені водозбірні лійки гірських долин, вироблені перед тим поверхневими водами.

Областю стоку є гірські долини, розташовані нижче від снігової лінії. Льодові потоки або язики повільно рухаються між крутими високими берегами трогових долин по схилу їхніх днищ. Чим інтенсивніше живлення, тим дальше поширюються льодовикові язики.

47

Материкові, або покривні, льодовики, на відміну від гірських, дуже великі й покривають цілі острови та континенти. Класичними прикладами тут є льодовикові покриви Антарктиди і Ґренландії.

Ґренландський льодовиковий щит покриває майже ввесь материк, при максимальна товщина льоду – близько 3 400 м. У крайових частинах товщина льоду зменшується і з-під нього виступають окремі вершини гір та скелі. Суцільний льодовиковий покрив до моря не доходить, і перетікаючи через окремі перевали гір дають початок великим вивідним льодовикам, які місцями досягають берега, спускаються в море, деякий час перебувають на плаву, потім вони обламуються і утворюють льодові гори – айсберги.

Антарктичний льодовиковий щит має товщину льоду, яка перевищує 4000 м, середня – 2000–2200 м. Підльодовиковий рельєф дуже складний. Тут високі гірські пасма чергуються з широкими рівнинами, котрі часто опущені нижче рівня океану. Льодовик спускається в океан і утворює величезні маси шельфового льоду, який хоча і плаває в морі, але прикріплений до льодовикового материка. Шельфові льоди утворюють круті урвища з висотою 30–50, а інколи і 75 м. Від крайових льодовиків відламуються величезні айсберги. Вони виносять у море багато уламкового матеріалу, захопленого в процесі руху з підстильної кам’яної основи..

Механізм та швидкість переміщення льодовиків. Під великим тиском лід на глибині набирає пластичних властивостей і починає переміщатися – текти. В гірських умовах важливе значення має в разі великих нахилів сила тяжіння, або гравітаційний фактор. Швидкість руху льодовика залежить від його живлення, нахилу поверхні, по якій він пересувається. Найбільші альпійські льодовики рухаються зі швидкістю 0,1–0,4 м/добу. Дещо менша є швидкість руху льодовиків на Кавказі. Найбільші швидкості зафіксовані на Памірі і в Гімалаях, – понад 4 м/добу. Рух материкових льодовиків може бути на порядок більшим, наприклад у Ґренландії він становить від 5 до 25 м/добу. Близькі швидкості зафіксовані і на Арктичному материку. В горах серединні частини льодовиків переміщуються з більшою швидкістю, а крайові, що труться об борти долин, – рухаються повільніше.

Четвертинне зледеніння мало значне поширення в межах Північної Європи. Це доведено ще в ХІХ ст. Вивчення особливостей будови поверхні багатьох низинних регіонів засвідчило, що на території Північнонімецької та Польської низиовини а також у нас на Волині та в багатьох інших місцях виявлено великі кількості дуже поштрихованих та згладжених валунів давніх порід, які лежали просто на поверхні або були включені всередині червонобурих, інколи сірувато-бурих невідсортованих глин і суглинків. Ці валуни різко відрізнялися за складом від розвинутих тут корінних скельних порід. Це були валуни з гранітів, гнейсів, які в корінному заляганні відомі в Скандинавії. Такий факт дав підстави П.Кропоткіну та шведському вченому Торелу 1871 р. висловити думку про велике материкове зледеніння, яке охопило північну частину Європи, внаслідок чого ератичні валуни були винесені далеко до півдня. Тепер уважають, що в четвертинному періоді потужні материкові льоди покривали величезні території Північної Азії, Європи і Північної Америки, а також мали значний розвиток у гірських районах. Загальна площа четвертинного зледеніння ставила близько 45 млн. км2 (30% території суші). Виявлено декілька горизонтів льодовикових відкладів, розділених міжльодовиковими.

Геологічна діяльність льодовиків пов’язана перш за все з величезним тиском льодовика і руйнуванням ним унаслідок цього підстильних порід. Цей процес підсилювавала наявність вмерзлих у лід уламків твердих порід, які видряпували борозни і штрихи – так звані льодовикові шрами, що дають змогу визначити напрям руху льодовика. Виступи корінних скель льодовик згладжує, внаслідок чого утворюються покаті згладжені видовжені форми валунів – “баранячі лоби”. Трапляються й інші льодовикові форми, зокрема,

48

такі, як різноманітні згладжені виступи і заглибини, названі кучерявими скелями.

Перенесення уламкового матеріалу льодовиком. Льодовик переносить уламки від пелітової розмірності (до 0,01 мм) і тонких глинистих частинок до величезних валунів і скель. Увесь цей сипкий матеріал, як транспоротований, так і той що відкладений, називають мореною. В гірських льодовиках виділяють бокову і серединну морени. Серединна морена виникає внаслідок злиття двох льодовиків, які до того часу рухались різними долинами. Виділяють також внутрішню і донну морени. Внутрішні морени утворюються внаслідок процесів звітрювання і наступного осипання з крутих гірських схилів уламкового матеріалу. Далі вони переміщаються в зону стоку, потрапляючи всередину льодовика по численних тріщинах. Донні морени – це уламковий матеріал, який вріс у нижні частини льодовика, тобто утворений унаслідок руйнування і захоплення продуктів звітрювання придонних частин льодовика.

У льодовиках материкового типу немає поверхневих, а наявні є лише донні та внутрішні морени.

Акумулятивна діяльність льодовиків і льодовиково-акумулятивні форми рельєфу. Разом з руйнуванням і перенесенням, відбувається нагромадження (акумуляція) уламкового матеріалу. Вона особливо чітко виявляється в періоди відступу і танення льодовика. Так виникають відкладені морени. Серед них вирізняють основну та кінцеву морени.

Основна морена утворюється з уламкового матеріалу, що його переносить льодовик.

Кінцева морена виникає в разіпри тривалого стаціонарного положення краю рухомого льодовика, де перед його фронтальною частиною формуються пасма або вали складені різним уламковим матеріалом (усіх видів морен). Це так звана абляційна морена. Вона формується під час руху льодовика внаслідок зменшення його маси внаслідок танення, стирання та механічного руйнування. Область, де танення переважає над снігонагромадженням, називається областю абляції. Кам’янисті утворення такого походження – цекінцеві, або крайові морени.

Руйнування льодовиком дна долини, якою він пересувається, називають екзарацією (виорюванням).

Моренні відклади складені найрізноманітнішим невідсортованим матеріалом – від тонких глин до валунів.

Водно-льодовикові відклади та форми рельєфу. Внаслідок танення льодовика утворюються надльодовикові, внутрішньольодовикові та підльодовикові тунелі, у яких виникають могутні водні потоки, що перемивають та перевідкладють моренний матеріал, а на виході з-під льодовика відкладають його. Усі відклади, які виникають унаслідок акумулятивної діяльності водно-льодовикових потоків, називаютьс флювіогляціальними. Вони мають різну будову й утворюють різноманітні форми рельєфу. До них належать зандри, ози і ками.

Зандри розташовані за зовнішнім краєм кінцевих морен, і утворені зовнішніми потоками, які течуть від льодовика і, широко розливаючись, відкладають піщаний матеріал по рівнині. Внаслідок цього виникають зандрові рівнини, або поля.

Ози виражені у формі вузьких пасм або валів, що витягнуті в напрямі руху льодовика. Вони утворюються внаслідок відкладення уламків підльодовиковими потоками.

Ками – це неправильні пагорби до 10–12 м висоти, складені різнозернистими пісками з галькою, тонкими глинами. Їхнє походження пов’язане з виникненням на поверхні нерухомого льодовика знижень, які заповнює вода, перетворюючи в озера. В них збігають потічки і приносять уламковий матеріал. Після відмирання льодовика вони проектуються на поверхні головної морени у вигляді неправильних горбів.

49

Озерно-льодовикові, або лімногляціальні, утворення. Це особливий тип

прісноводних озер представлені тонким чергуванням дрібнозернистих пісків та глин. Кожна пара прошаркав пісок-глина формує річну смужку. В літній час інтенсивніші водні потоки приносять в озера більше піщаного матеріалу, а взимку відбувається випадання лише тонких глинистих частинок. Ці специфічні відклади багаторазово повторюються (зимові глинисті та літні піщанисті), утворюючи так звані стрічкові глини.

Зледеніння, проте, властиві не лише четвертинному періоду. В історії геологічного розвитку земної кори вони наставали неодноразово, доказом чого є давні дуже ущільнені метаморфізовані льодовикові морени – тиліти та озерно-льодовикові відклади в утвореннях різного віку. Найбільші зледеніння зафіксовані в пізньому протерозої та пізньому палеозої. Верхньопротерозойські тиліти знайдені в Скандинавії, Ґренландії, Північній та Південній Америці, Африці, Сибіру, а також в Австралії та Китаї. Причому це зледеніння було багаторазовим. У кам’яновугільних та пермських відкладах тиліти трапляються на материках Південної півкулі. Зафіксовані тиліти й у відкладах девону. Отже, зледеніння багаторазово повторювались упродовж геологічної історії Землі в різних періодах її розвитку.

ГЕОЛОГІЧНА ДІЯЛЬНІСТЬ МОРЯ

Роль Світового океану в геологічних процесах надзвичайно важлива. Світовий океан займає 361 млн. км2, або понад 70% поверхні земної кулі. Тут зосереджено близько 1,4 млрд. км3 води, і вся ця маса перебуває у безперервному русі, взаємодіє з гірськими породами дна та берегових зон, виконуючи величезну руйнівну та відтворювальну (акумуляційну) роботу. Різноманітний уламковий та розчинений матеріал, який приносять ріки, льодовики та вітер з суші, зрештою осаджується на дні акваторій, утворюючи морські осади. Мільярди тваринних і рослинних організмів, відмираючи, падають на дно, що зумовлює нагромадження біогенних органічних осадів. Практично на земній поверхні нема жодної ділянки, яку б у ту чи іншу геологічну епоху не покривало море і де б не було морських утворень. За багато сотень і тисяч мільйонів років сушу покривало море багато разів, унаслідок чого виникли великі товщі осадових порід, з якими пов’язані родовища багатьох корисних копалин.

Світовий океан охоплює дві головні групи акваторій: власне океани – Тихий, Індійський, Атлантичний та Північний Льодовитий і крайові моря, що мають безпосередній зв’язок з океаном (Баренцове, Берингове, Японське, Охотське та ін.), а також внутрішньоконтинентальні моря (Середземне, Чорне, Балтійське), які далеко входять в сушу.

Геологічна діяльність морів і океанів залежить від багатьох чинників: рельєфу дна, рухливості земної кори в межах водних басейнів, особливостей будови навколишньої суші, солоності, діяльності організмів, кліматичних умов, руху морської води.

Морфологічні особливості дна світового океану. Отже, у рельєфі океанського дна виділяють декілька найбільших геоморфологічних елементів: 1) підводну окраїну материків (підводну континентальну окраїну), яка охоплює шельф, континентальний схил та континентальне підніжжя; 2) ложе Світового океану з глибоководними жолобами в крайових ділянках; 3) серединно-океанські хребти.

Шельф, або материкова мілина, – це –мілководна зона, яка прилягає до суші. Він має пологий нахил дна в бік океану і глибини від кількох до 130–200 м (у середньому). Ширина шельфу коливається в дуже широких межах – від кількох до 700–800 км. В окремих місцях на ньому простежуються релікти материкового рельєфу – підводні продовження річкових долин, затоплені тераси, місцями водно-льодовикові форми та ін.

50