Материал: Карстові морфоскульптури

3. Похідні природні явища карстових процесів

Карст часто супроводжується екзотичними проявами різних природних явищ. Вище йшлося про зникаючі річкові долини у карстових областях, коли поверхневі у руслах зникають у системі карстових понор, колодязів, шахт і надалі ріка продовжує своє існування як підземна[7].

Біля морських берегів карстових областей спостерігаються явища, які називаються морськими прибережними вирами (млинами). Морська вода на неглибокому місці поблизу берега, утворюючи вир,швидко зникає в отворі чи тріщині скелястого дна або прибережних скель, що нагадують понори.

З фізичного погляду виникнення морських млинів зумовлене тим, що підземна ріка, яка має дуже круте падіння, виринає у вигляді підводного джерела на незначній глибині. Завдяки своїй стрімкій течії вона засмоктує повітря з підземних порожнин і тріщин, не заповнених водою і пов’язаних з її підземним руслом. Якщо одна з таких тріщин відкривається під водою біля берега, то морська вода прямує до цього розрідженого простору з великою силою, утворюючи прибережний морський вир.

Іншим феноменом є прісноводні джерела на дні моря, потік яких настільки сильний, що опріснює навколишню товщу води. Після сильних дощів на прилеглому суходолі води таких підводних джерел зумовлюють каламутність певного джерела або групи сусідніх джерел. Підводні джерела - звичне явище на Адріатиці, де вони досягають глибини нижче 700 м. Особливості функціонування цих джерел дають підстави вважати їх гирлами печерних річок, які беруть початок на суходолі високо над рівнем моря і течуть у середині карстового масиву по відокремлених системах каналів. Такі підземні ріки карстових масивів повинні мати значне падіння для того,щоб їхній гідростатичний тиск міг подолати тиск стовпа води над місцем виходу їх на дні моря. Зрозуміло, що канал, який розвантажується підземні води карстового масиву, міг утворитися лише на суходолі,а сучасне положення гирла цього каналу - явище вторинне,що вказує на подальше опускання суходолу нижче від рівня моря.

Незначні за потужністю підводні джерела трапляються в Україні на підводній окраїні півострова Тарханкут.

Періодичні карстові джерела належать до місць поширення періодичного повного насичення і функціонують під час високого стояння підземних вод у карстовому масиві (Рис. 10). Ці джерела відзначаються порівняно тривалими періодами діяльності, що іноді охоплюють цілі сезони.

Рис. 10. Схема утворення тимчасового карстового джерела та двоповерхової карстової печери (за О. Якушко, 1986):

а - за низького рівня підземних вод; б - за повного насичення карстового масиву; в - утворення другого поверху після зниження рівня підземних вод.

Трапляються джерела , які випускають воду впродовж дуже коротких періодів, що вимірюються годинами і чергуються з такими самими нетривалими паузами. Це сифонні періодичні джерела.

Механізм їхньої дії зумовлений наявністю у повздовжньому профілі каналу підземних вод карстового масиву характерних порогів. Вище від порогів поступове нагромадження підземних вод завершується короткочасним виливом, після якого настає період нового нагромадження підземних вод перед порогом. Особливістю сифонних джерел є участь у їхньому функцію ванні стисненого повітря, тиск якого підвищується завдяки ви громадженню води перед порогом (нагромаджена вода витискає повітря, що за умов замкненої карстової порожнини зумовлює підвищення тиску). Завдяки високому тиску повітря вода фонтанує[7].

4. Закономірності перебігу карстових процесів

.1 Циклічність карстових процесів

Описані геоморфологічні феномени карсту та інших природних (переважно гідрогеологічних) явище складовою тривалого процесу, що завжди має циклічний характер. Оскільки в перебігу карстових процесів провідну роль відіграє та частина гідросфери, що представлена поверхневими і підземними водами, то, зважаючи на ритмічний характер їхньої динаміки на Землі (чергування плювіальних і ксеротермічних епох, зледеніння та міжльодовикових періодів, зміни рівня Світового океану), а також динаміки літосфери (коливальний характер тектонічних рухів), можна стверджувати, що карстовий процес має ознаки геоморфологічного циклу, суть якого обґрунтував Я. Едальштейн: «Будь-яка країна, перед тим як зазнати процесу широкого розвитку карсту, повинна мати слабкохвилястий або плоский рельєф. Якщо раніше вона була гірською країною з тектонічно складною структурою, то, очевидно, вона мала попередньо зазнати процесу тривалої денудації для того, щоб її поверхня набула такого виду. Після закінчення цієї фази вона мала вид сильно зниженої країни. Перед тим як карст міг розпочати розвиток повною мірою, країні потрібно було зазнати підняття над навколишніми просторами. Тому ці два важливих моменти - попередній цикл континентальної денудації та епейрогенічне підняття - є необхідними передумовами для розвитку карсту[1].

Країна де відбулося епейрогенічне підняття, розсікається насамперед системою поверхневих ерозійних долин, між якими здіймаються залишки давньої поверхні денудації.

Як тільки внаслідок процесів розчинення рівень підземних вод опускається достатньо глибоко (необхідна передумова для розвитку карсту), розпочинаються процеси значного розвитку карсту, які охоплюють спочатку долини, а надалі й підвищені простори поміж ними.

Зі збільшенням і поширенням деяких карстових форм та їхніх комплексів у ширину, країна дедалі більше розсікається заглибленнями різних форм і розмірів, між якими зберігаються певні залишкові форми - залишкові гори. Оскільки у різних місцях процеси широкого розвитку карсту відбуваються з різною швидкістю залежно від відмінностей у рельєфі, літологічному складі вапняків, умов їхнього залягання тощо, то під час карстового процесу не спостерігається тих процесів загального нівелювання країни до одного рівня, що характерне для ерозійного циклу, хоча окремі ділянки можуть при цьому перетворюватися на відносно вирівняні простори. Хоча процес зниження країни все-таки відбувається, її поверхня наближується до рівня циркуляції карстових підземних вод. Ця остання обставина призводить до поступового завмирання карстового процесу, а в подальшому - до повного його припинення, якщо тільки не відбудеться нового зниження рівня циркуляції підземних вод унаслідок нового підняття країни. Тоді знову повторюється та сама послідовність подій, яка спостерігалася у першому випадку, і в країні починається другий цикл розвитку карсту. Повторне зниження відбувається доти, доки ріки, які дренують країну, не знизяться до спільного базису ерозії або доки спільний рівень карстових підземних вод не досягне поверхні водотривких порід які підстилають вапняки; в останньому випадку товщі вапняків поступово будуть знесені до того рівня, за якого деякі вапнякові гори можуть зберегтися лише у вигляді останців. Отже, для карстового циклу, на відміну від нормального ерозійного, характерним є впродовж усього процесу розвитку карсту поступове нерівномірне зниження поверхні»[5].

.2 Зонально-кліматичні типи карсту

Розглядаючи карстовий процес як особливий вид денудації,слід врахувати те, що в умовах різних кліматів процес відбувається по-різному, тобто з різною інтенсивністю. Це зумовлюється неоднаковою здатністю поверхневих і підземних вод за різної температури містити певну кількість вуглекислого газу. Деякі дослідники дійшли висновку, що в зоні холодного клімату карбонатні породи розчиняється в 10 разів швидше, ніж у тропіках, за однакової кількості опадів[8].

Аналізуючи такі хибні висновки, І. Щукін зазначив, що вивчення морфологічного комплексу карсту тропіків переконує в тому, що розчинення вапняків відбувається досить енергійно, створюючи форми, не властиві карсту помірних широт, а природні поверхневі й підземні води завжди агресивні. Пояснюється це тим, що інтенсивність розчинення карбонатних порід залежить не тільки від температури та кількості вуглекислого газу, розчиненого у воді, а й багатьох інших чинників, що іноді одночасно діють у протилежних напрямках. Так, з підвищенням температури зменшується вміст вуглекислого газу у воді, проте водночас зростає швидкість дифузії цього газу с повітря у воду. Залежно від кліматичних умов, роль деяких чинників може змінюватися і загальний ефект їх дії на розчинність карбонатних порід впливатиме на прояв морфологічних особливостей рельєфу.

Особливості розвитку карстового процесу у різних кліматичних зонах подано згідно з поглядами французького геоморфолога P. Birot (1954), який основну увагу приділяв вивченню поверхневого та підземного корозійного процесу у різних типах карсту.

. Прохолодний океанічний клімат і клімат при льодовиковий без багаторічної мерзлоти. Низка умов сприяє активному розвитку карсту на глибині та на поверхні - відсутність мерзлоти, рясні опади та слабке випаровування, кисла реакція води внаслідок повільного розкладання рослинності, високий уміст вуглекислого газу.

. М’який океанічний клімат. Він менш сприятливий для поверхневого розчинення порід внаслідок вищої температури та близького до нейтрального значення pH. Підземні води є активними завдяки низькій температурі і тиску, проте випаровування значно зменшує їхній об'єм. За цих умов більшість вапняків стають придатними для вилуговування.

. Аридний клімат. Втрата речовини з поверхні є мінімальною внаслідок розрідженого рослинного покриву (звідси слабкий фізичний і хімічний вплив кореневих систем) та високих температур. Майже вся корозійна денудація відбувається у підземних каналах, де води відносно прохолодні. Не тільки круті схили, а й схили помірної крутості є стійкими проти вилуговування. Переважання підземної корозії зумовлює швидке проникнення поверхневого стоку в глибину, звідси - сухість поверхневих шарів гірських порід і слабка активність поверхневого вилуговування. Незначна кількість підземних вод зумовлює дуже повільну еволюцію рельєфу в напрямі його вирівнювання. Вапняки в аридних умовах є найміцнішими породами.

. Клімат теплий і вологий. Поверхневе знесення матеріалу відбувається досить інтенсивно, причому переважно на крутих схилах. Хоча висока температура зменшує вміст вуглекислого газу у дощовій воді, проте внаслідок розкладання рослинності виділяється вуглекислий газ instatunascendy (тобто, як народжену, що з’явилася, а не запозичену з іншого джерела), ступінь дисоціації якої у сто разів більший, ніж вуглекислого газу, що міститься у дощовій воді. Вона здатна розчиняти велику кількість вапняку, навіть на дуже швидкого стікання води по ньому, тобто безпосередньо на поверхні та крутих схилах. Якщо до цього додати фізико-хімічний вплив живих кореневих систем (виділення катіонів), то зрозумілою стає максимальна інтенсивність розчинення за такого клімату.

Отже, в усіх кліматичних зонах, крім тропічної, відмінності в еволюції карсту виявляються переважно у домінуванні поверхневих або глибинних карстових явищ без істотних відхилень від основних форм морфологічного комплексу карсту помірних широт. Проте в тропічному кліматі виникають форми та їхні угрупування, аналогів яких немає у класичному карсті. Тому вивчення типів карсту теплих та вологих тропіків і процесів, які зумовлюють цю своєрідність, є досить важливим, оскільки дає змогу зрозуміти деякі інші питання геоморфології[2].

Рис. 11. Схема стадій утворення останців тропічного карсту:

а-г - послідовність карстоутворення від початкової до кінцевої стадії.

Якщо порівняти розвинений типовий карст тропіків з таким самим у помірних широтах, то можна дійти висновку, що вони «ніби матимуть вигляд, негативних відбитків один одного» (за виразом І. Щукіна, 1964). Найтиповіший карстовий ландшафт середніх широт найчастіше виявляється у вигляді відносно рівного плато, рясно вкритого врізаними у його поверхню замкненими, поверхнево-безстічними. А тому цілком ізольова-ними западинами (долінами, польями, лійками тощо).

Спільною для всього карстового ландшафту, хоча і розчленованого цими западинами, є порівняно плоска поверхня. У зрілому тропічному карсті на спільній базальній (від англ. base - основа, тобто такий, що найнижче розміщений через рівень місцевого базису денудації) поверхні, яка зберігає витриманий гіпсометричний рівень, здіймаються ізольовані, зазвичай конічні чи подібні на башти округлі у плані, височини - останці (рис. 11).

Висота цієї рівнини відповідає рівню моря у приморських районах, який створює підпір для підземних вод найближчого суходолу, або поверхні межі між вапняками та щільними водотривкими породами, які не зазнають вилуговування.

За морфологічними ознаками позитивних форм рельєфу тропічного карсту, що височатьнадбазальтовою поверхнею, розрізняють кілька його видів: 1) ландшафт куполоподібних, або склепінчатоподібних височин; 2) баштовий карст; 3) конічний карст; 4) котловинний карст (навіть із самого переліку у певній послідовності видів рельєфу випливає,що розвиток карсту на відповідних стадіях відображується у різних морфологічних комплексах форм рельєфу - від найбільших за площею до залишкових). Іноді у карстовому масиві , де вапняк містить домішки порід, непридатних для формування карсту, або де випадає менша кількість атмосферних опадів, поширений карст помірних широт з характерними для нього незначними замкненими западинами - долінами.

Перелічені види тропічного карсту перебувають між собою у парагенетичному зв’язок, тобто один змінює іншого у певній часовій послідовності, і ці види є лише різними стадіями формування карстового рельєфу або набувають деяких відмінностей, зумовлених місцевими особливостями, наприклад товщина і чистота карбонатних порід, особливості їх залягання, новітні тектонічні рухи тощо.

В Україні прикладом давнього тропічного карсту є Подільські Товтри (від англ.tower- височіти, бути вищім за інших). Це відпрепаровані конічні або баштові форми карстових процесів, які відбуваються одразу після утворення рифових вапнякових споруд сарматських морів і виведення їх з-під рівня моря. Клімат у ті часи був близьким до тропічного. Башти і конуси залишків рифових споруд, як свідки певного етапу розвитку тропічного карсту, були відпрепаровані денудаційними процесами із товщі молодших порід, які їх приховували[5].

5. Псевдокарстові процеси і форми рельєфу

У геолого-географічній літературі існують наукові терміни, що містять слово «карст» - псевдокарст, глинистий карст, термокарст. Підставою для цього є те, що у різних породах, за неоднакових природних умов відбуваються певні явища або існують специфічні форми рельєфу (наземні та підземні), які своїм виглядом і деякими характеристиками процесів нагадують класичний карст.

Термокарст - це просідання поверхні в областях поширення багаторічної мерзлоти у разі її аномального від танення на певних площах і до певної глибини. Підставою для запровадження цього терміна є подібність зовнішнього виду лійок, утворених на земній поверхні . з лійками, що виникають за класичного карсту. Подібною є також ознака зменшення об’єму гірських порід, що відбувається за класичного карсту (зумовлене винесенням розчинених порід) і термокарсту (зменшення об’єму внаслідок зміни агрегатного стану води, тобто танення льоду)[4].

Наслідком термокарсту є утворення численних ізометричних чи лінійних (обриси термокарстових знижень залежить від того, як саме відбувається від танення товщі багаторічної мерзлоти: у виді ареалу чи певної лінії) знижень, які під час під танення мерзлих порід упродовж кількох сезонів стають озерами. Їхній розвиток у подальшому відбувається двома способами: а) у разі стабілізації процесу відтанення озера починають заростати і перетворюватися на торфовища; б) термокарстові западини розростаються тривалий час (сотні і тисячі років) і перетворюються на характерні для зони поширення багаторічної мерзлоти великі зниження поверхні - аласи.

Глинистий карст - це процеси механічного винесення підземними водами (на відміну від винесення у розчиненому чи йонному стані) тонких глинистих або пилуватих фракцій осадових порід з певного масиву. Внаслідок цього зменшується також об'єм мінеральної маси порід, проте через низькі показники міцності глинистих або пилуватих порід зазвичай відбувається негайне обвалення покрівлі утворених порожнин. На поверхні цей процес відображується у появі знижень, подібних до лійок або западин поверхневого класичного карсту[2].

Глинистий карст спостерігається на поверхнях, розміщених поблизу урвищ або крутих схилів, складених глинистими або пилуватими породами, тобто біля бровок ерозійних уступів, схилів ярів, балок, корінних схилів річкових долин.

Під час глинистого карсту поверхневі води проникають у товщу глинистих порід крізь тріщину у земній поверхні, деякі борозни чи дрібні заглибини, нори тварин тощо. Вода, рухаючись у товщі порід, розвантажується разом з дрібними фракціями у підземних порожнинах або поверхневих зниженнях - ярах, балках, долинах, кар’єрах, виїмках тощо. Вздовж руху підземних вод на поверхні внаслідок обвалення утворених порожнин спостерігаються ланцюжки провалів, ям, лійок. Колодязів та інших знижень, які нагадують карстові.