У Європі та Азії знаходиться безліч доісторичних стоянок гомінін з інструментами та іншими рукотворними предметами, проте знахідки останків стародавніх людей не надто численні. Дослідники з Інституту еволюційної антропології суспільства Макса Планка у співпраці з колективом археологів і палеонтологів, у тому числі з відомим російським археологом Анатолієм Дерев'янком, знайшли спосіб «виловити» крихітні фрагменти ДНК, які належали безлічі ссавців, у тому числі давнім людям. Про новий метод, який може здійснити революцію в археології, вчені розповіли у журналі Science .
Вивчаючи ДНК неандертальців та денісівців, дослідники відтворюють нашу власну еволюційну історію. Проте викопні останки древніх людей зустрічаються рідко, та й не завжди придатні для генетичного аналізу.
«Ми знаємо, що деякі компоненти відкладень можуть пов'язувати ДНК, — розповідає один з дослідників Маттіас Мейєр. — Отже, ми вирішили з'ясувати, чи може ДНК гомінін зберегтися у відкладеннях на стародавніх стоянках, де жили».
Задавшись цією метою, Мейєр та інші вчені об'єдналися з безліччю дослідників, які проводили розкопки на семи археологічних об'єктах у Бельгії, Хорватії, Франції, Росії та Іспанії. Вони зібрали зразки відкладень віком 14–550 тис. років. Використовуючи зовсім невелику кількість матеріалу, дослідники відновили та проаналізували фрагменти мітохондріальної ДНК та ідентифікували їх як належать до дванадцяти різних видів ссавців, у тому числі шерстистого мамонта, шерстистого носорога, печерного ведмедя та печерної гієни.
Підготовлений до аналізу зразок відкладень
S. Tupke/MPI f. Evolutionary AnthropologyПотім команда зайнялася пошуком у зразках безпосередньо ДНК-гомінін. «Ми підозрювали, що у більшості наших зразків буде надто багато ДНК ссавців, щоб виявити сліди людської ДНК, — розповідає доктор Вівіан Слон, провідний автор дослідження. — Отже, ми змінили стратегію і націлилися на фрагменти ДНК, що належить людині». Дослідники розробили молекулярний «гак» із сучасної ДНК людини, за допомогою якого «виловили» послідовності, найбільш схожі на нього. Вони турбувалися, що ДНК гомінін буде настільки мізерною, що її не вдасться виявити. "У мене відвисла щелепа", - описує свої емоції в момент знаходження ДНК неандертальців Слон. Достатню кількість ДНК гомінін для подальшого аналізу вдалося виділити із дев'яти зразків. Вісім із них містили мітохондріальну ДНК одного або кількох неандертальців, а один – ДНК денісівської людини.
«Це справді революційний підхід. Якщо все справді так круто, як повідомляється в статті, то палеоантропологів найближчим часом має чекати багато відкриттів, — ділиться з «Газетою.Ru» враженнями, популяризатор науки та головний редактор порталу «Антропогенез.ру».
— Взагалі технологія з'явилася не вчора — це те, що називається метагеномний аналіз: коли беруть якийсь зразок з довкілляі виділяють із нього всю ДНК, яку знайдуть. Наприклад, з води в озері, або з донних відкладень, або з ґрунту. У такому «метагеномі» можуть бути фрагменти ДНК тисяч живих істот, насамперед мікроорганізмів, але не лише. За допомогою спеціально розроблених процедур фахівці визначають, кому належали ці шматочки коду.
«Виймаючи ДНК гомінін з відкладень, ми можемо отримати інформацію про присутність груп гомінін у місцях, де це не можна було виявити іншими способами, – зазначає генетик Сванте Паабо. — Це показує, що ДНК-аналіз відкладень є дуже корисною археологічною процедурою, яка може в майбутньому стати загальнопоширеною практикою».
ДНК вдалося виділити навіть із зразків, які роками зберігалися за кімнатної температури. Аналіз цих та інших, свіжіших, зразків дозволить значно поглибити наявні знання про еволюцію людини.
«Нещодавно так вчинили із зубним каменем неандертальців — і дізналися, яких тварин і які рослини ті їли десятки тисяч років тому, — розповідає Соколов. — А тепер пішли ще далі.
Що дає такий підхід? Можливість вивчати пам'ятники, де людських останків взагалі немає. Адже таких пам'яток більшість!
Наприклад, на Російській рівнині багато стоянок середнього палеоліту, але людських останків майже немає. Тому, строго кажучи, ми не знаємо, що це за люди. Мабуть, неандертальці — а раптом ні? Новий підхід дозволить відповісти на це питання.
Вода не лише створює печери, а й прикрашає їх. Хемогенні утворення, що роблять печери напрочуд красивими і неповторними, вкрай різноманітні. Вони формуються тисячоліттями. Основну роль в їх освіті відіграють інфільтраційні води, що просочуються через товщу карбонатних порід і карстових печер, що капають зі стелі. У минулому ці форми називали крапельниками, причому розрізняли «кап верхню» та «кап нижню».
Вперше походження натічних утворень було пояснено великим російським вченим М. В. Ломоносовим: «Спис верхня подібна у всьому крижаним бурулькам. Висить на склепіннях штольні натуральних. Крізь бурульки, яких іноді багато різної довжини і товщини разом зрослися, проходять зверху вертикальні свердловини різної ширини, з яких гірська вода каплет, довготу їх нарощує і виробляє спис нижню, яка росте від крапель, що падають з верхніх бурульок. Колір краплі, а особливо верхньої, буває здебільшого, як і накипу, білою, сірою; іноді, як гарний яр, зелений, або зовсім вохряний» .
Натічні утворення формуються зазвичай після виникнення підземних порожнин (епігенетичні) і дуже рідко одночасно з ними (сингенетичні). Останні у карстових печерах, очевидно, не спостерігаються.
Хемогенні відкладенняпечер здавна привертали до себе увагу дослідників. Тим часом питання класифікації та типізації їх досі розроблені вкрай слабо. Серед спеціальних досліджень виділяється робота В. І. Степанова (1971), який підрозділяє мінеральні агрегати печер на три типи: сталактит-сталагмітова кора (сюди включаються продукти кристалізації з розчинів, що вільно стікають, тобто сталактити, сталагміти, сталагнати, драпірування, натіки на стінах і підлозі печер), кораліти (до цього типу відносяться мінеральні агрегати, що виникли з капілярних водних плівок на поверхні підземних порожнин і натічних форм) і антоліти (цей тип представлений скручуються і розщеплюються при зростанні паралельно-волокнистими агрегатами легкорозчинних мінералів та ін.). Хоча в основу цієї типізації покладено генетичну класифікаційну ознаку, теоретично вона недостатньо обґрунтована.
Найбільший інтерес становлять класифікації хемогенних форм, запропоновані Г. А. Максимовичем (1963) та 3. К. Тінтилозовим (1968). На основі обліку цих досліджень хемогенні освіти можуть бути поділені на такі основні типи: натічні, коломорфні та кристалітові.
Натічні освіти,що мають широке поширення в печерах, за формою і способом походження поділяються на дві великі групи: сталактитові, що утворюються за рахунок вапняної речовини, що виділяється з крапель, що висять на стелі, і сталагмітові, що формуються за рахунок речовини, що виділяється з крапель, що впали.
Серед натічних сталактитових утворень виділяють гравітаційні (тонкотрубчасті, конусоподібні, пластинчасті, завісоподібні та ін) та аномальні (в основному геліктити).
Особливо цікаві тонкотрубчасті сталактити, що утворюють іноді цілі кальцитові чагарники. Їхнє формування пов'язане з виділенням карбонату кальцію або галіту з інфільтраційних вод. Проникши в печеру і потрапивши в нові термодинамічні умови, інфільтраційні води втрачають частину вуглекислого газу. Це призводить до виділення з насиченого розчину колоїдного карбонату кальцію, який відкладається вздовж периметра краплі, що падає зі стелі, у вигляді тонкого валика (Максимович, 1963). Поступово нарощуючись, валики перетворюються на циліндр, утворюючи тонкотрубчасті, нерідко прозорі сталактити. Внутрішній діаметр трубчастих сталактитів становить 3-4 мм, товщина стін зазвичай не перевищує 1-2 мм. В окремих випадках вони сягають 2-3 і навіть 4,5 м довжини.
Серед сталактит найбільш поширені конусоподібні сталактити (рис. 3). Зростання їх визначається за рахунок вод, що стікають тонкою порожниною, розташованої всередині сталактиту, а також за рахунок надходження кальцитового матеріалу по поверхні натіку. Нерідко внутрішня порожнина розташовується ексцентрично (рис. 4). З отвору цих трубочок через кожні 2-3 хв. капає прозорі води. Розміри конусоподібних сталактитів, що розташовуються переважно вздовж тріщин і добре їх індикують, визначаються умовами надходження карбонату кальцію та величиною підземної порожнини. Зазвичай сталактити не перевищують 0,1-0,5 м довжини та 0,05 м у діаметрі. Іноді вони можуть досягати 2-3, навіть 10 м довжини (Анакопійська печера) та 0,5 м у діаметрі.
Цікаві сферичні (цибулини) сталактити, що утворюються в результаті закупорки отвору трубки. На поверхні сталактиту виникають абераційні потовщення та візерунчасті нарости. Сферичні сталактити через вторинне розчинення кальцію водами, що надходять у печеру, нерідко порожнисті.
У деяких печерах, де спостерігається значний рух повітря, трапляються вигнуті сталактити - анемоліти, вісь яких відхилена від вертикалі. Утворення анемолітів визначається випаровуванням крапель води, що звисають, на підвітряній стороні сталактиту, що викликає згинання його в напрямку руху повітряного потоку. Кут вигину в окремих сталактитів може досягати 45 °. Якщо напрямок руху повітря періодично змінюється, то формуються зигзагоподібні анемоліти. Аналогічне походження зі сталактитами мають завіси та драпірування, що звисають зі стелі печер. Вони пов'язані з інфільтраційними водами, що просочуються вздовж довгої тріщини. Деякі завіси, що складаються із чистого кристалічного кальциту, абсолютно прозорі. У нижніх частинах їх часто розташовуються сталактити з тонкими трубочками, на кінцях яких висять крапельки води. Кальцитові натіки можуть мати вигляд скам'янілих водоспадів. Один із таких водоспадів відзначений у гроті Тбілісі Анакопійської печери. Висота його близько 20 м-коду, а ширина 15 м-коду.
Геліктити - це складно побудовані ексцентричні сталактити, що входять до підгрупи аномальних сталактитових утворень. Вони зустрічаються в різних частинах карстових печер (на стелі, стінах, завісах, сталактитах) і мають найрізноманітнішу, нерідко фантастичну форму: у вигляді вигнутої голки, складної спіралі, скрученого еліпса, кола, трикутника і т. д. Голчасті геліктити досягають 3 у довжину і 2-3 мм у діаметрі. Вони є монокристал, який у результаті нерівномірного зростання змінює орієнтацію у просторі. Трапляються також полікристали, що вросли один в інший. У розрізі голчастих геліктитів, що ростуть в основному на стінах та стелі печер, не простежується центральна порожнина. Вони безбарвні чи прозорі, кінець їх загострений. Спіралеподібні геліктити розвиваються переважно на сталактитах, особливо тонкотрубчастих. Вони складаються з безлічі кристалів. Усередині цих геліктитів виявляється тонкий капіляр, через який розчин досягає зовнішнього краю агрегату. Крапельки води, що утворюються на кінцях геліктитів, на відміну від трубчастих і конічних сталактитів, тривалий час (багато годин) не відриваються. Це визначає вкрай повільне зростання геліктитів. Більшість їх відноситься до типу складних утворень, що мають химерно-хитромудру форму.
Найскладніший механізм виникнення геліктитів нині ще недостатньо вивчений. Багато дослідників (Н. І. Крігер, Б. Жезе, Г. Тріммель) формування геліктитів пов'язують із закупоркою каналу росту тонкотрубчастих та інших сталактитів. Вода, що надходить всередину сталактиту, проникає в тріщини між кристалами і виходить на поверхню. Так починається зростання геліктитів, обумовлений переважанням капілярних сил та сил кристалізації над силою тяжіння. Капілярність є, мабуть, головним чинником утворення складних та спіралеподібних геліктитів, напрям зростання яких спочатку значною мірою залежить від напряму міжкристалічних тріщин.
Ф. Чера і Л. Муча (1961) експериментальними фізико-хімічними дослідженнями довели можливість осадження кальциту з повітря печер, що викликає утворення геліктитів. Повітря з відносною вологістю 90-95%, перенасичене дрібними крапельками води з бікарбонатом кальцію, виявляється аерозолем. Що випадають на уступи стін і кальцитових утворень крапельки води швидко випаровуються, а карбонат кальцію випадає як осаду. Найбільша швидкість зростання кристала кальциту йде вздовж головної осі, що зумовлює формування голчастих геліктитів. Отже, в умовах, коли дисперсійним середовищем є речовина, що знаходиться в газоподібному стані, геліктити можуть зростати за рахунок дифузії розчиненої речовини з навколишнього аерозолю. Створені таким шляхом ("аерозольний ефект") геліктити отримали назву "печерного інею".
Поряд із кольматажем поживного каналу окремих тонкотрубчастих сталактитів та «аерозольного ефекту» на формування геліктитів, на думку деяких дослідників, впливають також гідростатичний тиск карстових вод (Л. Якуч), особливості циркуляції повітря (А. Віхман) та мікроорганізми. Ці положення, однак, недостатньо аргументовані та, як показали дослідження останніх років, значною мірою дискусійні. Таким чином, морфологічні та кристалографічні особливості ексцентричних натічних форм можуть пояснюватися або капілярністю, або впливом аерозолю, а також комбінацією цих двох факторів.
Найбільший інтерес становлять питання про будову сталактитів, особливості їх формування та швидкість зростання. Цими питаннями займалися А. М. Чураков (1911), Н. М. Шерстюков (4940), Г. А. Максимович (1963) та З. К. Тінтилозов (1968).
Сталактити складаються переважно з кальциту, частку якого припадає 92-100%. Кристали кальциту мають таблитчасту, призматичну та інші форми. У поздовжньому та поперечному розрізах сталактиту під мікроскопом простежуються веретеноподібні зерна кальциту довжиною до 3-4 мм. Вони розташовані перпендикулярно до зон наростання сталактиту. Проміжки між веретеноподібними зернами заповнені дрібнозернистим (до 0,03 мм у діаметрі) кальцитом. При сильному збільшенні окремі зерна дрібнозернистого кальциту виявляють тонкокристалічну зернисту будову (рис.5). Іноді в них зустрічається значна кількість аморфного та глинисто-вапняного матеріалу. Забруднення сталактиту глинистим пелітовим матеріалом, що простежується у вигляді тонких паралельних прошарків, визначає його смугасте складання. Смугастість йде хрест простягання кристалів. Вона пов'язана зі зміною вмісту домішок у розчині, що надходить під час зростання сталактиту.
Швидкість зростання сталактитів визначається швидкістю припливу (частотою скопування) та ступенем насиченості розчину, характером випаровування та особливо парціальним тиском вуглекислого газу. Частота падіння крапель зі сталактитів змінюється від кількох секунд до багатьох годин. Іноді падіння крапель, що висять на кінцях сталактиту, взагалі не спостерігається. У цьому випадку, мабуть, вода видаляється тільки за рахунок випаровування, що обумовлює вкрай повільне зростання сталактитів. Спеціальні дослідження, проведені угорськими спелеологами, показали, що жорсткість води крапель, що звисають зі сталактиту, більша за падаючі на 0,036-0,108 мг-екв. Отже, зростання сталактиту супроводжується зменшенням у воді вмісту кальцію та виділенням вуглекислоти. Цими дослідженнями встановлено також значну зміну жорсткості сталактитових вод протягом року (до 3,6 мг-екв), причому найменша жорсткість відзначається взимку, коли вміст вуглекислоти у воді через послаблення життєдіяльності мікроорганізмів знижується. Природно, це впливає на темпи зростання та форму сталактитів у різні сезонироку.
Особливий інтерес викликають безпосередні спостереження (поки що нечисленні) за швидкістю зростання сталактитів. Завдяки їм вдалося встановити, що інтенсивність росту кальцитових сталактитів у різних підземних порожнинах та в різних природних умов, За даними Г. А. Максимовича (1965), змінюється від 0,03 до 35 мм на рік. Особливо швидко ростуть галітові сталактити. В умовах припливу сильно мінералізованих хлоридно-натрієвих вод швидкість зростання сталактитів на Шорсуйському руднику (Середня Азія, Алайський хребет), згідно з дослідженнями Н. П. Юшкіна (1972), змінюється від 0,001 до 0,4 мм на добу: досягаючи в окремих випадках 3 ,66 мм на добу, або 1,336 м-коду на рік.
Сталагміти становлять другу велику групу натічних утворень. Вони формуються на підлозі карстових печер і зазвичай ростуть назустріч сталактитам. Краплі, що падають зі стелі, видовбають у відкладеннях підлоги печер невелику (до 0,15 м) ямку конічної форми. Ця ямка поступово заповнюється кальцитом, що утворює своєрідний корінь, і починається зростання сталагміта вгору.
Сталагміти зазвичай мають невеликі розміри. Лише в окремих випадках вони досягають висоти 6-8 м при діаметрі нижньої частини 1-2 м. На ділянках, де вони з'єднуються зі сталактитами, виникають кальцитові колони, або сталагнати, різноманітної форми. Особливо красиві візерунчасті або кручені колони.
Залежно від форми сталагміти мають безліч назв. Виділяються конічні сталагміти, пагодаподібні, пальмові, сталагміти-палиці, кораліти (сталагміти деревоподібної форми, що мають вигляд коралових кущів) та ін. Форма сталагмітів визначається умовами їх утворення і насамперед ступенем обводненості печери.
Дуже оригінальні сталагміти, що мають вигляд кам'яних лілій у гроті Іверія Анакопійської печери. Висота їх досягає 0,3 м. Верхні краї таких сталагмітів розкриті, що пов'язано з розбризкуванням водяних крапель, що падають з великої висоти, і акумуляцією карбонату кальцію по стінках ямки, що утворилася. Цікаві сталагміти з облямівками, що нагадують свічники (грот Тбілісі Анакопійської печери). Кільця утворюються навколо сталагмітів, що періодично затоплюються (Тинтилозов, 1968).
Зустрічаються ексцентричні сталагміти. Викривлення їх нерідко викликається повільним рухом осипу, де вони формуються. Основа сталагміту у разі поступово переміщається вниз, а краплі, що падають на те саме місце, викривляють сталагміт у напрямку вершини осипу. Такі сталагміти спостерігаються, наприклад, у Анакопійській печері.
Для сталагмітів характерна шарувата будова (рис.6). У поперечному розрізі чергуються концентрично розташовані білі та темні шари, товщина яких змінюється від 0,02 до 0,07 мм. Товщина шару по колу неоднакова, оскільки вода, що падає на сталагміт, розтікається по його поверхні нерівномірно.
Дослідження Ф. Вітасека (1951) показали, що наростаючі сталагмітові шари є піврічним продуктом, причому білі шари відповідають зимовому періоду, а темні - літньому, оскільки теплі літні води відрізняються підвищеним вмістом у порівнянні з водами зимового періоду гідроксидів металів та органічних. Білі шари характеризуються кристалічною структурою та перпендикулярним розташуванням зерен кальциту до поверхні шарів. Темні ж шари аморфні, їхній кристалізації перешкоджає наявність колоїдного гідрату окису заліза.
При сильному збільшенні в темних шарах виявлено чергування багатьох білих і дуже тонких темних шарів, що вказує на багаторазову зміну протягом року умов просочування інфільтраційних вод.
Суворе чергування у поперечному розрізі білих і темних шарів використовується визначення абсолютного віку сталагмітів, і навіть підземних порожнин, у яких формуються. Підрахунки дають цікаві результати. Так, вік сталагміта з Кізелівської печери (Середній Урал), що досягає в діаметрі 68 см, було визначено в 2500 років (Максимович, 1963). Вік сталагмітів деяких зарубіжних печер, визначений піврічними кільцями, становив 600 тис. років. (За дослідженнями Ф. Вітасека, в Деменівських печерах в Чехословаччині сталагміт в 1 мм утворюється за 10 років, а в 10 мм - за 500 років.) Цей цікавий метод, який набуває все більшого поширення, проте ще далеко не досконалий і потребує уточнення .
У поздовжньому розрізі сталагміт складається як би з безлічі тонких ковпачків, одягнених один на одного. У центральній частині сталагміта горизонтальні кальцитові шари різко падають донизу, у напрямку до його країв (див. рис. 6).
Швидкість зростання сталагмітів дуже різна. Вона залежить від вологості повітря в печері, особливостей його циркуляції, величини припливу розчину, ступеня його концентрації та температурного режиму. Як показали спостереження, швидкість зростання сталагмітів змінюється від десятих часток до кількох міліметрів на рік. Особливий інтерес у цьому відношенні представляють роботи чехословацьких дослідників, які застосували визначення віку карстових утворень радіовуглецевий метод. Встановлено, що швидкість зростання сталагмітів у печерах Чехословаччини становить 0,5-4,5 см за 100 років (Г. Франке). У тривалій та складній історії формування натічних утворень епохи акумуляції матеріалу можуть чергуватись з періодами його розчинення.
Для кальцитових натічних утворень характерне явище люмінесценції, що пов'язано з присутністю в них домішок, що активують. Опромінені імпульсною лампою натічні утворення світяться жовтим, ніжно-зеленим, блакитно-блакитним та синім світлом. Іноді вони випромінюють сліпуче біле рівне світло, яке ніби струмує з цих казково красивих форм. Найбільш яскраве світіння мають натіки з домішкою марганцю.
До коломорфним утвореннямвідносяться кальцитові греблі (гури), кальцитова кора, кальцитові плівки, печерні перли (ооліти) та кам'яне молоко. Гури та печерні ооліти, складені переважно туфом, за структурою, пористістю та об'ємною вагою дещо відрізняються від інших натічних утворень, що дозволяє виділити їх у особливу групу. Втім, цей поділ значною мірою умовний.
Кальцитові греблі, або гури, що підпружують підземні озера, досить поширені. У Радянському Союзі вони відзначені у 54 печерах. Гури зустрічаються переважно у вапнякових та значно рідше у доломітових порожнинах. Вони утворюються в горизонтальних та похилих проходах в результаті випадання з розчину карбонату кальцію, що пов'язано з виділенням вуглекислоти внаслідок зміни температури водного потоку під час його руху підземною галереєю. Обриси гребель, що мають вигляд правильної або вигнутої дуги, визначаються головним чином початковою формою виступів підлоги печери. Висота барражів змінюється від 0,05 до 7 м, а довжина досягає 15 м. За морфологічними ознаками гури поділяються на майданні та лінійні. Останні розвинені в основному у вузьких проходах із підземними струмками, які вони поділяють на окремі водоймища площею до 1000 м 2 і більше.
Водний потік як створює кальцитові греблі, а й руйнує їх. При зміні витрати потоку та мінералізації підземних вод під дією ерозії та корозії у гурах утворюються отвори, проломи та пропили. Це призводить до формування сухих гурів, які не здатні утримувати воду. В результаті подальшого розчинення та розмиву на місці кальцитових гребель залишаються лише сильно корродовані виступи, що відзначаються на підлозі та стінах порожнини. За товщиною сезонного напівшарку (0,1 мм) В. Н. Дублянським було визначено вік гурів у Червоній печері. Він дорівнював приблизно 9-10 тис. років.
Кальцитові греблі особливо цікаві в печерах Червоної, Шакуранської та Кутуцької IV. У дальній частині Червоної печери протягом 340 м відзначено 36 кальцитових каскадів висотою від 2 до 7 м і завдовжки до 13 м. Ширина їх досягає іноді 6 м. русло підземного струмка перегороджено 34 греблями із молочно-білого кальциту. Висота їх сягає 2 м, а довжина - 15 м. Тут знайдено звані запечатані гури (кальцитові камери). Водоєми, що підпружуються ними, повністю покриті кальцитовою плівкою. Один із проходів Шакуранської печери (Кавказ), довжина якого досягає 400 м, розділений кальцитовими греблями на 18 озер глибиною від 0,5 до 2 м.
Кальцитова кора зазвичай утворюється біля основи стін, по яких стікає вода, що просочилася в печеру. Поверхня її, як правило, нерівна, горбиста, іноді нагадує хвильову брижі. Потужність кальцитової кори окремих випадках перевищує 0,5 м.
На поверхні підземних озер, мають високомінералізовану воду, іноді відзначаються кальцитові плівки білого кольору. Вони утворюються із кристаликів кальциту, які вільно плавають на поверхні води. Співаючись один з одним, ці кристалики формують спочатку тоненьку плівку, що плаває на поверхні води у вигляді окремих плям, а потім суцільну плівку кальциту, що покриває все озеро, подібно до крижаного покриву. На озерах, підпружених гурами, утворення плівки починається від берегів. Поступово розростаючись плівка займає всю водну поверхню. Товщина плівок невелика. Вона змінюється від кількох десятих часток міліметра до 0,5 см і більше. Якщо рівень озера знижується, між поверхнею води і плівкою може утворитися простір. Кальцитові плівки мають переважно сезонний характер. Вони виникають у сухі періоди, коли в озерній воді спостерігається висока концентрація кальцієвого та гідрокарбонатного іонів. При надходженні в печеру дощових і талих снігових вод кальцитові плівки на поверхні підземних озер руйнуються.
За даними Л. С. Кузнєцової та П. Н. Чирвінського (1951), кальцитова плівка є мозаїкою зернят розміром 0,05-0,1 мм у поперечнику. Орієнтування зернят безладне. За характером фарбування вони поділяються на дві групи. Одні, бурі і каламутні, слабо просвічуються, інші, безбарвні, прозоріші, здаються волокнистими. Що стосується мінералогічного складу, то обидві групи зернят представлені чистим карбонатом кальцію. Верхня поверхня скоринки під мікроскопом горбиста, а нижня - зовсім гладка.
Поряд із кальцитовими плівками на поверхні озер зустрічаються також гіпсові. Вони наче прозорий льодок покривають не лише водну гладь озера, а й глинисті його береги. Таку плівку можна побачити, зокрема, на поверхні озер Кунгурської крижаної печери.
У багатьох печерах, розвинених у карбонатних породах, зустрічаються невеликі кальцитові кульки, які називаються оолітами, або печерними перлами. Перлини мають овальну, еліптичну, сферичну, поліедричну чи неправильну форми. Довжина їх зазвичай змінюється від 5 до 14 мм, а ширина – від 5 до 11 мм. Найбільший ооліт у Радянському Союзі було знайдено в Маанікварській шахті, що входить до системи Анакопійської печери. Довжина його 59 мм. За формою та розмірами він нагадував куряче яйце. Переважають плескаті перлини. Іноді вони зцементовані по кілька штук (10-20) і утворюють оолітовий конгломерат. Колір оолітів білий або жовтуватий. Поверхня їхня матова, гладка або шорстка.
Печерні перли складні переважно (до 93%) кальцитом. У розрізі він має концентричну будову, причому чергуються світлі та темні шари. Товщина шарів може бути різною. У центральній частині перлини відзначаються зерна кварцу, кальциту або грудочки глини, навколо яких наростають оболонки колоїдного карбонату кальцію. Цікаво, що кристалічні оболонки оолітів відокремлені один від одного тонкими прошарками пелітоморфного вапняку.
Печерні перли утворюються в неглибоких підземних озерках, які харчуються краплями води, що капають зі стелі, насиченими карбонатом кальцію. Важливою умовою формування оолітів є їхнє безперервне обертання. У міру зростання агрегатів обертання їх сповільнюється, а потім взагалі припиняється, оскільки вони повністю заповнюють ванну, в якій утворюються.
Зростання оолітів залежить від багатьох факторів. За сприятливих умов вони формуються дуже швидко (у Постінській печері в Югославії приблизно за 50 років). У печері Хралупа (Болгарія) були знайдені ооліти діаметром 5-6 мм, які складалися лише з 3-4 концентричних шарів. Отже, їх вік може бути визначений у 3-4 роки. Однак до можливості використання кальцитової шаруватості для визначення віку хемогенних утворень слід ставитися з великою обережністю, оскільки «…періодичність відкладення карбонату кальцію не збігається з пори року, а визначається лише змінами кількості води, що надходить, температурою її та навколишнього повітря».
Печерні перли, знайдені в Радянському Союзі в печерах Дів'єї, Кизелівської, Червоної, Анакопійської, Шакуранської, Вахушті, Макрушинської та в деяких інших, за хімічним складом не відрізняються від біогенних перлів морських молюсків, оскільки вони складені вуглекислим кальцієм. Тим часом справжні перли відрізняються від печерного яскраво вираженим перламутровим блиском, характерним для арагоніту, яким представлені біогенні перли . Арагоніт, однак, є нестійкою модифікацією карбонату кальцію і мимоволі переходить у кальцит. Щоправда, за нормальної температури це перетворення йде досить повільно.
Серед вапняних утворень особливо цікаво місячне, або кам'яне, молоко, що є типовим колоїдом. Воно покриває склепіння і стіни печер на ділянках, де вода виступає з вузьких тріщин і в умовах слабкого випаровування сильно розріджує породу, яка на вигляд нагадує вапняне тісто, сметаноподібну масу або кам'яне молоко білого кольору. Це дуже рідкісне і поки що не розгадане явище природи відзначено в Червоній (Крим), Кизелівській (Урал), Анакопійській (Кавказ) та деяких інших печерах Радянського Союзу.
На стінах та стелі деяких печер зустрічаються кристали різних автохтонних мінералів: кальциту, арагоніту, гіпсу та галіту. Серед кристалітових утвореньособливо цікаві кальцитові, арагонітові та гіпсові квіти (антодити) у вигляді пучків та розеток кристалів, що досягають іноді кількох сантиметрів довжини. В даний час вони зустрічаються виключно у сухих ділянках печер. Їх походження пов'язане, очевидно, з одного боку, з кристалізацією карбонату конденсаційних крапель, а з іншого - з корозією порід, що карстуються конденсаційними водами. Як показали дослідження, це переважно давні освіти. Вони сформувалися в інших, відмінних від реальних, гідрологічних і мікро кліматичних умовах. Трапляються також і сучасні форми.
Поряд з антодитами цікаві щітки кристалів кальциту, арагоніту, гіпсу та галіту, що покривають значні ділянки стін та стелі печер. Такі кристалові галереї відзначені у багатьох підземних порожнинах СРСР (Кривченська, Червона, Див'я та ін.).
Основні закономірності формування хемогенних відкладень та особливості кристалізаційної акумуляції печер з прикладу Анакопійської прірви вивчалися У. І. Степановим (1971). На його думку, загальний хід кристалізації кожної окремої ділянки цієї печери йде за схемою: туфова сталактит-сталагмітова кора – кальцитова сталактит-сталагмітова кора – кораліти – гіпс.
Найбільш детальна схема спелеолітогенезу розроблена Г. А. Максимовичем (1965). Він показав, що характер та морфологія хемогенних утворень залежать від величини припливу води та парціального тиску вуглекислого газу, які значно змінюються на різних стадіях розвитку печери. При великих притоках води (1-0,1 л/сек) карбонат кальцію, що випадає з розчину, утворює на підлозі печери покриви і гури (рис. 7). Останні часто розташовуються каскадами. Коли приплив води з тріщин та отворів у стелі печери зменшується, то створюються умови для формування масивних (0,01-0,001 л/сек), пагодоподібних (0,001-0,005 л/сек) та пальмових (0,005-0,0001 л/сек) сталагмітів. При подальшому зменшенні припливу води, насиченої карбонатом кальцію, виникають спочатку конічні сталактити (10 -4 -10 -5 л/сек), а потім сталагміти-палиці (10 -5 -10 -6 л/сек). Особливий інтерес представляє клас приток з дебітом 10 -4 -10 -5 л/сек (або 0,1- -0,01 см 3 /сек), що визначають перехід від нижньої літо-акумуляції до верхньої, а також їх спільний розвиток. При мізерно малих притоках води утворюються трубчасті сталактити (10 -3 -10 -5 см 3 /сек), складні сталактити з широкою основою (10 -5 -10 -6 см 3 /сек) та ексцентричні сталактити (10 -6 -10 - 7 см 3 /сек). У формуванні ексцентричних сталактитів беруть участь також конденсаційні води. На цьому етапі спелеолітогенезу сили кристалізації домінують над силою тяжкості, яка відігравала головну роль при значніших притоках. Заключною ланкою генетичного ряду хемогенних утворень є кристаллітові форми, пов'язані з випаданням кальциту з конденсаційних вод, які на цій стадії представляють єдине джерело надходження вологи.
Запропонована Г. А. Максимовичем (1965) схема освіти спелеоформ має важливе теоретичне та методичне значення. Вона дозволяє намітити стрункий генетичний ряд карбонатного літогенезу печер, що ґрунтується на обліку кількісних показників стоку підземних вод та парціального тиску вуглекислого газу, зміна якого у часі пов'язана зі стадіальністю розвитку карстових порожнин. У цій схемі, на жаль, не визначено становище багатьох широко розповсюджених натічних форм (колони, фіранки, драпірування та ін.), що обумовлено, з одного боку, обмеженістю матеріалу експериментальних спостережень, а з іншого - загальною слабкою розробленістю цієї проблеми.
Хемогенні або водно-хемогенні утворення, що роблять багато печер надзвичайно красивими, є лише одним з типів печерних відкладень. Крім них у печерах (за класифікацією Д. С. Соколова та Г. А. Максимовича) зустрічаються також різні інші відкладення, які за походженням поділяються на залишкові, водно-механічні, обвальні, гляціогенні, органогенні, гідротермальні та антропогенні.
Залишкові відкладенняутворюються в результаті вилуговування порід, що карстуються, і акумуляції на дні печер нерозчинного залишку, представленого в основному глинистими частинками. Печерні глини найкраще вивчені в сухих галереях Анаколійської печери, де вони досягають потужності 0,45 м. Верхня частина товщі залишкових глин складається з тонкодисперсних частинок, а нижня - з нерівномірнозернистих. У складі цих глин переважають (понад 63%) частинки розміром від 0,1 до 0,01 мм (табл. 1).
У одне- механічні відкладення представлені алювієм підземних річок, опадами печерних озер та алохтонним матеріалом, принесеним у печери через тріщини, органні труби та колодязі. Вони складені піщано-глинистим матеріалом. Потужність цих відкладень зазвичай невелика. Лише під органними трубами вони утворюють глинисті осипи, що іноді мають вигляд гостроверхих конусів заввишки до 3 м і більше.
Особливо цікаві пластичні глини Анакопійської печери, що займають площу понад 10 тис. м2. Вони покривають підлогу Глинистого гроту та більшу частину гротів Абхазії та Грузинських Спелеологів. Імовірно, потужність цих глин досягає 30 м. Пластичні глини утворені переважно дрібними частинками діаметром менше 0,01 мм, на які припадає понад 53%. Вони мають алеврито-пелітову структуру і зазвичай забарвлені водними оксидами заліза. Ці глини утворилися в результаті осадження дрібних частинок на дні часових водойм, що утворилися в південній частині печери, внаслідок проникнення сюди атмосферних опадів, що відрізняються значною каламутністю. Періодичність та тривалість накопичення пластичних глин підтверджуються наявністю в них різних горизонтів.
Обвальні відкладенняскладаються зазвичай з великих хаотично нагромаджених брил гірських порід, що обрушилися зі склепінь і стін підземних порожнин. Цікаві підрахунки щодо цього проведені в Анакопійській печері. Вони показали, що обсяг обваленого матеріалу в гротах Храм, Абхазія та Грузинських Спелеологів становить приблизно 450 тис. м 3 (тобто більше 1 млн. т породи), причому обсяг окремих брил досягає 8-12 м 3 . Потужні глибові навали відмічені також у багатьох інших печерах (рис. 8).
Серед глибово-обвальних відкладень нерідко трапляються уламки кальцитових натічних утворень (сталактити, сталагміти), пов'язані з обваленням склепінь.
Найчастіше спостерігаються старі обвальні відкладення, покриті глиною та кальцитовими натіками. Однак у деяких печерах можна зустріти і свіжі обвали. Такі ділянки досліджувалися нами, зокрема, у Дів'ї (Урал) та Кулогорській (Кулойське плато) печерах.
Гляціогенні відкладення.Багато печерах Радянського Союзу, де протягом усього року переважають негативні температури, відзначаються крижані освіти. До найвідоміших крижаних печер відносяться Кунгурська, Кулогорська, Балаганська та Абогидже.
Печерні льоди карстових порожнин - льодовиків, широко поширених у Криму, на Кавказі, Російській рівнині, Уралі та Середньому Сибіру, поділяються на такі основні типи: сублімаційний, інфільтраційний, конжеляційний та гетерогенний.
Серед сублімаційних утвореньнайбільший інтерес становлять крижані кристали, що формуються в результаті взаємодії щодо теплого повітря з охолодженими предметами. Вони мають найрізноманітнішу форму, що визначається режимом температури, вологістю, напрямом та швидкістю повітряних потоків (Дорофєєв, 1969). Виділяють кристали листоподібної форми (утворюються при температурі -0,5-2°), пірамідальної (-2-5°), прямокутно-пластинчастої (-5-7°), голчастої (-10-15°) та папоротеподібної (-18). -20 °). Найбільш красиві пірамідальні кристали, представлені зазвичай зростками спіральних пірамід до 15 см у поперечнику. Зрідка на склепіннях печер з'являються відносно правильні замкнуті шестигранні піраміди, звернені вершиною до стелі. Гарні також папоротеподібні кристали, що утворюються в сильні морози і мають вигляд тонких (0,025 мм) пластинок до 5 см завдовжки, що звисають густою бахромою зі стелі печер. Ці кристали ефемерні; при незначному підвищенні температури вони руйнуються. Зростаючись, кристали нерідко утворюють гірлянди, що іскряться, ажурні мережива і прозорі завіси. Крижані кристали прозорі і дуже крихкі. При дотику вони розсипаються на маленькі шматочки, які повільно падають на підлогу печери.
Крижані кристали зазвичай з'являються навесні і існують кілька місяців. Лише деяких печерах, особливо розташованих у області вічної мерзлоти, зустрічаються багаторічні кристали. Хімічний склад крижаних кристалів залежить від складу гірських порід. За даними Є. П. Дорофєєва (1969), мінералізація однорічних сублімаційних крижаних кристалів Кунгурської печери становить 56-90 мг/л, а багаторічних – 170 мг/л.
До цнфіл'траційним формамвідносяться крижані сталактити, сталагміти і сталагнати, що мають гідрогенне походження. Вони утворюються внаслідок переходу води у тверду фазу. Ці форми досягають 10 м висоти та 3 м у діаметрі. Вік їх змінюється від 2-3 місяців за кілька років. У Кунгурській печері, наприклад, є крижаний сталагміт, вік якого перевищує 100 років. Однорічні форми прозорі, а багаторічні завдяки домішкам мають молочно-білий колір із блакитним або зеленуватим відтінком.
Однорічні та багаторічні крижані утворення відрізняються одна від одної та за структурою. Як показали дослідження М. П. Головкова (1939), однорічні сталактити в Кунгурській печері є оптично одновісний монокристал, тоді як багаторічні сталактити складаються з багатьох, пошарово розташованих, подовжених, частково огранених кристалів, орієнтованих оптичними осями паралельно довжині сталактиту.
За хімічним складом лід сталактитів, сталагмітів і сталагнатів може бути прісним з кількістю розчинних речовин до 0,1% (1 г/л) або солонуватим, в якому розчинних речовин міститься від 0,1 до 1%. Прісні льодизустрічаються зазвичай у карбонатних печерах, а солонуваті - у сульфатних.
На стінах і склепіннях в холодній частині деяких печер відзначається кора зледеніння, яка утворюється, з одного боку, за рахунок застигання води, що стікає по тріщинах, а з іншого - за рахунок сублімації водяної пари. Товщина її змінюється зазвичай від часток міліметра до 10-15 см. Лід прозорий, іноді молочно-білий, прісний (розчинних речовин менше 1 г/л) або солонуватий. Вік кори зледеніння може бути різний, в окремих випадках багаторічний.
На підлозі гротів та проходів крижаних печернерідко розвинений покривний лід. Він має гідрогенне чи гетерогенне походження. Потужність покривного льоду змінюється від кількох сантиметрів до кількох метрів. Переважає багаторічний, часто шаруватий лід. На ділянках акумуляції снігу трапляється фірн. Хімічний склад покривного льоду залежить від складу порід, що карстуються. Розрізняють прісний і солонуватий лід. Останній у гіпсових печерах характеризується сульфатно-кальцієвим складом. Мінералізація печерних льодів сягає 0,21%. Особливий інтерес представляють крижані кристали, що утворюються на підлозі печер під час застигання інфільтраційних вод. Вони мають вигляд голок, що зрослися, з нарослими знизу пластинками.
Конжеляційнийлід представлений льодом підземних озер та річок. Озерний лід утворюється на поверхні підземних озер у холодну пору або протягом усього року. Площа озерного льоду залежить від розмірів озера. В окремих випадках вона досягає 500 м2, а товщина льоду - 0,15 м (озеро Географічного Товариства в печері Абогидже, на річці Маї). Лід на підземних потоках має переважно локальне поширення. Площа річкового льодуі його потужність зазвичай невеликі. Походження озерного та річкового льоду гідрогенне. При замерзанні підземних водойм іноді утворюються кристали у вигляді шестикінцевих зірок товщиною 1 мм і діаметром до 10 см.
Печерні льоди містять різноманітні мікроелементи. Спектральний аналіз печерного льоду, взятого з кори зледеніння в Діамантовому гроті Кунгурської печери, показав, що серед мікроелементів переважає стронцій, на частку якого припадає понад 0,1%. Вміст марганцю, титану, міді, алюмінію та заліза не перевищує 0,001%.
За умов виникнення печерного холоду, накопичення снігу та льоду Н. А. Гвоздецький (1972) виділяє сім типів карстових крижаних печер Радянського Союзу: а) карстові колодязі та прірви зі снігом і льодом, лід у яких утворюється з попадає в холодну пору року через гирло отвір снігу; б) холодні печери мішкоподібної форми, лід у них може виникнути шляхом замерзання води, що надходить із тріщин; в) наскрізні, або продувні, холодні печери з напрямом тяги повітря, що змінюється в тепле і холодне півріччя, з гідрогенним льодом і атмогенними, або сублімаційними, крижаними кристалами; г) наскрізні горизонтальні печери-льодовики з вікном у стелі, через яке потрапляє сніг, що перетворюється на лід; буд) наскрізні, чи продувні, печери - області вічної мерзлоти, де печерний лід є її особливу форму; е) колодцеподібні порожнини - області вічної мерзлоти; ж) мішкоподібні порожнини – області вічної мерзлоти.
Органогенні відкладення- Гуано і кістяна брекчія зустрічаються в багатьох печерах Радянського Союзу. Однак фосфоритові поклади цих печер відрізняються значною потужністю та займають порівняно невеликі площі. Великі скупчення Гуано відзначені в Бахарденській печері, де вони займають площу 1320 м 2 . Потужність цих відкладень сягає 1,5 м, а загальний запас - 733 т. Внаслідок взаємодії фосфатів покладів гуано з карбонатними породами та кальцитовими натічними утвореннями формуються метасоматичні фосфорити.
Гідротермальні відкладенняу карстових печерах зустрічаються порівняно рідко. Найбільший інтерес у цьому відношенні становлять печери у верхів'ях річки Магіан (Зеравшанський хребет), розвинені у верхньосилурійських вапняках. Вони містять ісландський шпат, флюорит, кварц, антимоніт, кіновар та барит. Походження цих печер пов'язується з дією гідротермальних розчинів, що циркулювали по тектонічним тріщинам. Утворення та накопичення мінеральних відкладень у цих печерах відбулося на пізніших стадіях їх розвитку.
Антропогенні відкладенняу печерах представлені головним чином залишками давніх матеріальних культур, які перебувають переважно у ближніх частинах печер. Останнім часом у зв'язку з частим відвідуванням печер туристами та спелеологами в них накопичуються різні відкладення антропогенного походження (залишки їжі, папір, використані електричні батареї тощо).
Один із перших систематичних описів відкладень печер Росії наведено А.А. Крубером у його знаменитій монографії. Карстова областьГірського Криму» (Крубер, 1915), де відповідно до класифікації Е.А. Мартеля розрізняються: натічні освіти; туф біля виходів підземних вод; продукти руйнування та обсипання стінок; продукти провалів та обвалення склепінь; печерна глина - нерозчинний залишок порід, що карстуються; занесені з поверхні уламкові відкладення; а також відкладення тваринного та рослинного походження; сніг та лід.
Відкладення карстових порожнин найчастіше мають антропогенний вік. Але в класифікаційних побудовах четвертинних відкладень вони практично не враховуються (Кізевальтер, 1985; Кожевніков, 1985; Шанцер, 1966). В даний час не існує комплексної класифікації печерних відкладень. У вітчизняній літературі загальноприйнято класифікацію Д.С. Соколова - Г.А. Максимовича, куди входять вісім типів печерних відкладень (Максимович, 1963). Створена на початку 60-х років минулого століття, вона надалі, зазнавши деяких змін, продовжує використовуватися й досі. Ми також візьмемо за основу дану класифікацію, широко відому спелеологам, з додаванням даних сучасних досліджень.
1. Залишкові відкладення
Під залишковими прийнято розуміти відкладення, сформовані з допомогою нерозчинного залишку порід, що вміщають порожнини. Масивні вапняки, що добре карстуються, в яких закладено багато карстових печер, містять 1-5% нерозчинного залишку. Розрахунки показують, що з розчиненні 1 м 3 вапняків утворюється близько 140 кг (0,05 м 3 ) глинистого матеріалу (Дублянский, 1977; Шутов, 1971). Для гіпсових порід району Кунгурської печери за змістом 1,6-2,3% нерозчинного залишку цей показник дорівнює 70 кг м 3 сульфатної породи. Виділити чистий генетичний тип залишкових відкладень, зазвичай, досить складно. До них відносяться буро-червоні пластичні глини, що тонким шаром покривають внутрішню поверхню деяких куполів і закарстованих тріщин. Нечисленні спектральні аналізи свідчать про наявність в них Вe, Ba, Ti, V, Mn, Cr, Ni, Co, Pb, Sn, Ga, La у кількостях, що не перевищують вміст цих елементів у породах, що вміщають (Дублянський, Полканів, 1974; Степанов , 1999).
До залишкових відкладів, ймовірно, можна віднести тонковідмучені глини, що виконують вибагливо вигнуті поглиблення на склепіннях і стінах печер. Це «глинисті вермикуляції», що є результатом комбінованого на гірську породу агресивних конденсаційних вод і бактеріальної мікрофлори, здатної засвоювати вуглець вмісних вапняків (Hill, Forti,1997).
Залишкові відкладення можуть покривати стіни порожнин повністю заповнені водою. Працюючи з аквалангом залишкові відкладення легко змучуються, що утрудняє підводні спелеологічні дослідження.
2. Обвальні відкладення
Обвальні відкладення – поширений, але мало вивчений тип печерних відкладень. В.М. Дублянський (Дублянський, 1977; Дублянський, Дублянська, 2004) виділив чотири генетичні підтипи обвальних відкладень: термо-гравітаційний, обвально-гравітаційний, провально-гравітаційний, сейсмо-гравітаційний.
Термо-гравітаційні відкладенняформуються у привходовой частини порожнин і є результатом фізичного вивітрювання в зоні різких добових коливань температури повітря. Представлені щебенем і деревом вапняку, утворюють сезонні прошарки в пухких накопиченнях. Зазвичай вони поширені лише у привходових частинах печер. Потужність термо-гравітаційних відкладень може досягати кількох метрів (Воронцовська, Охштирська, Партизанська, Ацинська та ін., Західний Кавказ) найбільш глибоко залягаючі шари відрізняються сильнішим вивітрюванням, місцями уламки руйнуються до глиноземистого матеріалу. Якщо вони мають червоний колір за рахунок збагачення оксидами заліза та марганцю, то їх освіта відбувалася в умовах вологого та жаркого клімату. Залягаючі вище шари, як правило, представлені десквамаційним щебенем з гумусованими суглинками темно-бурого кольору – наявність таких відкладень говорить про м'якіші кліматичні умови, що сприяють процесам ґрунтоутворення. помірного клімату. Верхні шари представлені дрібним щебенем та легким сірим суглинком, що свідчить про уповільнення процесу вивітрювання в епоху голоцену. Таким чином, положення та розміри уламків, характер їх поверхонь та граней, колір, наявність вторинних оксидів металів дозволяють реконструювати палеокліматичні умови формування карстових порожнин (Ніязов, 1983).
Обвально-гравітаційні відкладенняпредставлені виключно автохтонним матеріалом. Вони формуються протягом усього печер внаслідок руйнації підземних ходів, утворюючи колювіальні скупчення переважно у їхніх стінок. Найбільші за розмірами уламків глибові накопичення характерні для ділянок порожнин, закладених у зонах тектонічних порушень. Розмір уламкового матеріалу залежить від шаруватості гірських порід, їхньої тріщинуватості та висоти підземних залів та галерей. Іноді обвально-гравітаційні відкладення формуються у вигляді великих колювіальних конусів на підставі карстових шахт. Ці відкладення практично не сортовані, часто ущільнені. Там можуть формуватися вторинні натічні освіти. Вивітрюванню внутрішніх поверхонь розкритих порожнин сприяє широкий розвиток у пристінковій зоні алтериту - породи, зміненої внаслідок метасоматичних реакцій при взаємодії порових та каналових флюїдів (Клімчук, Тимохіна, 2011).
Провально-гравітаційні відкладенняутворюються при провалах склепінь печер чи їх окремих поверхів. Великі провально-гравітаційні відкладення відомі у всіх гірничо-складчастих регіонах країни. Найбільші за розмірами глибові накопичення спостерігаються на ділянках, близьких до змістників тектонічних порушень. У Мармурової печери(Крим) у залі Перебудови найбільші обвальні блоки вапняку досягають розмірів 20х6х3 м і мають вагу до 1000 т. У печері Снігова (Зап. Кавказ) потужність провально-гравітаційних відкладень досягає 100 (кінцевий зал) і навіть 140 м (завал у верхній течії) підземної річки) вага окремих брил досягає 2,5 тис. т. Великі провально-гравітаційні тіла мають сейсмогенну природу (Дублянський, 1977; Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002). Для провально-гравітаційних відкладень також характерна локалізованість, погане сортування уламкового матеріалу, що складається з великих різнорозмірних брил, дерев та дрібнозему. Потужність провально-гравітаційних відкладень може досягати сотні метрів та обсягу тисячі м 3 .
Сейсмо-гравітаційні відкладенняпредставлені рухомими міжповерховими перекриттями обвальних залів, а також повалений натічними колонами і сталагмітами, виведеними з вертикального положення. Подібні освіти часто зустрічаються у сейсмоактивних областях Росії.
Г.А. Максимович ще в 1943 р. виділив у групі денудаційних процесів карстові сейсми, що мають невелику глибину гіпоцентру (30-100 м) та силу (не більше 6-7 балів в епіцентрі). Сейсмографи зазвичай реєструють їх як негативні вступи.
Згадок про карстові сейсми в літературі досить багато. Геологи А.А. Іноземців, П.М. Барбот-де-Марні, Ф.Ю. Левінсон-Лессінг вважали всі слабкі кримські землетруси провальними. Розрахунки показують, що провали перекриттів залів у Червоній печері можуть викликати у найближчих населених пунктах(Сімферополь – 22 км, Алушта – 26 км) землетрусу із магнітудою 2,5-2,7 одиниць (3,7-3,9 бала). По енергії, що виділилася (n·10 12 -10 17 ерг) найбільші провали на 3 порядку менше, ніж ялтинський землетрус 1927 р. Подібні відкладення описані і для кавказьких печер (Вахрушев, Дублянський, Амелічов, 2001).
Дуже цікаву інформацію про силу та напрям сейсмічних поштовхів дають повалені натічні колони великих залів та галерей порожнин. Максимальна вагатаких колон досягає 150 т, довжина 8-10 м, діаметр до 6 м. Азімути лежачих колон у печерах вказують на епіцентральні зони, сейсмічні події яких призвели до їх перекидання. Стагміти нової генерації, що ростуть на них, дозволяють визначати вік пов'язаного з їх руйнуванням землетрусу.
3. Водні механічні відкладення
Водні механічні відкладення печер складаються з алювіально-пролювіальних відкладень тимчасових та постійних руслових підземних водотоків, опадів позаруслових озер та уламкових відкладень, привнесених з поверхні через тріщини, колодязі, шахти та печери-понори. Ці відкладення містять велику та різнобічну інформацію про гідрогеологію та палеогеографію порожнин, для отримання якої необхідно використовувати спеціальні методики гранулометричного та мінералогічного аналізів (Ніязов, 1983). Матеріали, що стосуються водних механічних відкладень печер, є практично в кожній публікації, присвяченій карстогенних та некарстових порожнин. Розглянемо окремо їх гранулометричний склад, мінералогічні особливості та значення як індикатора палеоскоростей та палеотрат підземних потоків. Нижче наведені матеріали були отримані при дослідженні печер Кавказу та Криму. Таку методику можна використовувати й інших регіонах країни.
Гранулометричний склад. Водні механічні відкладення концентрованих потоків чітко поділяються на три групи: руслові (I), сифонно-руслові (II) та сифонні (III). Окремі проби усередині цих груп мають індивідуальні відмінності, але загалом їх статистичні характеристики досить стійкі (рис. 1).
Руслові відкладення характеризуються гарною сортованістю (1,91), оскільки формувалися постійно існуючому водному потоці. Їх характерний найбільш грубий склад (50-90% піщано-гравійної фракції). 3-18% становить галька, чого ніколи не спостерігається у відкладеннях інших груп. Чіткі закономірності розподілу руслових відкладень по крупності та ступеня сортованості вниз по потоку встановити вдається рідко. Типова кумулятивна крива має опуклу форму.
Сифонно-руслові відкладення сформувалися за рахунок перемішування руслових та сифонних відкладень під час паводків. Вони характеризуються середньою (2,20) сортованістю. Середній діаметр частинок коливається від 8 до 1,7 мм. Частинки розміром понад 1 мм становлять 12-70%, що можна пояснити неодноразовістю перенесення у різних гідрологічних умовах. 50% відкладень представлено грубо-піщанистими частинками 1-2 мм.
Мал. 1. Поля руслових (I), сифонно-руслових (II), сифонних (III) відкладень та типові куммулятивні криві (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002)
Сифонні відкладенняхарактеризуються найкращою сортованістю (1,42). Це пояснюється тим, що кожен сифонний канал має свою пропускну здатність, яка визначає швидкість потоку і розміри частинок, що їм виносяться. У виходу сифонного каналу відбувається сепарація певної крупності матеріалу. У середньому 90-95% посідає частки піщаної розмірності. Частинок діаметром понад 1 мм у цій групі лише 10-12%.
Наведені дані становлять значний палеогеографічний інтерес, оскільки за гранулометричним складом піщано-галечникових відкладень можна визначити умови формування. Для цього можна використовувати метод Хьюлстрема-Буркхардта (Ніязов, 1983), який дозволяє за даними про гранулометричному складі водних механічних відкладень визначити палеогідрологічні умови (швидкість і витрата) водних потоків, що сформували їх. Цей метод використовувався для встановлення гідрологічних характеристик водних потоків печер, де показав свою гарну інформативність. Так, у печері Географічна (Західний Кавказ) палеошвидкість склала 1-2 м/с, а палеотрати від 3 до 10 м 3/ с
Великий інтерес є вивчення особливостей розподілу водних механічних відкладень по вертикалі. Для цього необхідно закласти шурф, який повинен розкрити весь розріз. У розрізі шурфу будуть видні прошарки піску, глини і гравію, що чергуються. Розріз необхідно кілька генералізують - відбір проб проводиться з десятисантиметрових прошарків, які іноді включають кілька шарів піску або глини.
На малюнку 2 добре простежується збільшення крупності матеріалу із глибиною. Якщо в шарах, що лежать на корінних породах, виявлено археологічні артефакти, то з'являється можливість визначити швидкість та час формування цих відкладень. Кумулятивні криві (рис. 2) розкритих відкладень відносяться до ІІ та ІІІ груп – тобто. це відкладення, сформовані в сифонній пастці і змішані з русловими відкладеннями, що періодично надходили. Аналіз подібного розрізу виявляє піки, під час яких різко зростало надходження у пастку сифона руслового алювію. Швидкість потоку змінювалася при цьому від 0,00-0,25 м/с (садка глинистих частинок) до 1,0-1,5 м/с (відкладення гальки та гравію).
Мінералогічний склад водно-механічних відкладень. Для цих цілей проводиться шліховий аналіз проб, що відбираються у різних точках печер. Умови їхнього відбору різні. При малому обсязі природної пастки (ванна, скельний або натічний поріг, заповнювач меандрової ніші тощо) проводиться її повна зачистка до плотика. При великій потужності або майданному поширенні водних механічних відкладень проба відбирається як середня за розрізом або площею методом квартування. Три проби – це великі (10-12 кг) технологічні проби, що характеризують мінералогічний склад окремих ділянок печери.
Проби відмиваються до сірого шліху (при цьому втрата важких мінералів складає близько 15%). Сірий шліх обробляється бромоформом. Легка та важка фракції піддається електромагнітній сепарації. Гранулометричний склад проби визначається розсіванням середньої 100-грамової навішування, відібраної з вихідної проби. Мінералогічний аналіз проводиться узвичаєним способом. Кількісне визначення мінералів виконується під бінокуляром з підрахунком спершу магнітною і немагнітною фракціям, а потім - по відношенню до ваги всіх важких мінералів зразка. У кожній фракції підраховується близько 300 зерен. Скорочення проби проводиться шляхом доріжки. Результати аналізу виражаються у вагових відсотках з урахуванням питомої ваги мінералів.
Мал. 2. Розріз шурфу(А) та кумулятивні криві розкритих ним шарів (Б) (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002)
Мінеральний склад водних механічних відкладень карстових порожнин, близький до мінерального складу нерозчинного залишку порід, що вміщають (Дублянський, Полканів, 1974). Легка фракція представлена в основному кварцом і кварцово-слюдистими агрегатами, гідроокислами заліза, рослинами, що обвуглилися, залишками. Тут присутні також уламки натіків раковин та дрібних кісток гризунів. У важкій фракції вмісних вапняків зустрічаються: кіновар, пірит, марказит, флюорит, лейкоксен, ільменіт, шпінель, рутил, брукіт, анатаз, хроміт, магнетит, гідроокисли заліза, циркон, дистен, силіманіт, турмалін, пірок , гранат, ставроліт, муасаніт, барит, апатит, ставроліт, глауконіт, корунд, епідот, золото, галеніт, сфалерит, карбонатапатит та інші (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002).
Причини мінерального багатства водних механічних відкладень печер різні. Основна – це те, що вони є природним збагаченим шліхом (вихід важкої фракції для вапняків зазвичай набагато менше 1%, а для заповнювача печери – досягає 5%). Тому поява в його складі мінералів, поки не виявлених у породах, що вміщають, пов'язана з неповнотою наших уявлень про акцесорну мінералізацію останніх. У карстових областях, де верхів'я постійних і тимчасових водотоків знаходяться в межах порід шахти, що не карстуються, і понори, що знаходяться на їх контакті з вапняками, буквально перевантажені алювіально-пролювіальними відкладеннями. У міру просування вниз потоком окатанність і ступінь сортованості матеріалу в печерах підвищується. Як правило, великі валуни та галька не утворюють суцільні скупчення, а накопичуються в гідродинамічних пастках (еворзійні котли, підземні озера або розширення ходів та ін.). Іноді трапляються ділянки колись повністю заповнені валунно-гальковими матеріалами. Після їх вторинного промивання у стінках колодязів залишаються кольматаційні відкладення. В обводнених печерах Росії під час паводків уламковий матеріал, що переміщається, може закупорювати вузькі канали, це викликає зміни напрямку підземного стоку, розмив водно-механічних відкладень в одних місцях і осадження в інших. На окремих ділянках печер, де відкладення прорізаються сучасними потоками, утворюються сучасні підземні тераси, вивчення яких можна проводити вище описаним методом. Печери, розташовані у долинах великих річок, вхід у які знаходиться (або знаходився) на рівні високої заплави, можуть затоплюватися при паводках. У таких печерах зустрічаються галька та валуни, занесені до печери під час паводку з річкового русла (Шакуранська, Західний Кавказ та ін.).
У деяких печерах на підлозі можуть зустрічатися щільні важкі темно-коричневі жовна з блискучою зовнішньою кіркою. Місцями ці жовна зцементовані карбонатним матеріалом і утворюють своєрідний мікроконгломерат. Вивчення зразків у відбитому світлі показало, що вони складені гетитом та гідрогетитом.
4. Водні хемогенні відкладення
Відповідно до Г.А. Максимовичу (Максимович, 1963) водні хемогенні відкладення поділяються на натічні (субтерральні), кальцитові (субаквальні), кристали автохтонних мінералів та корелятні відкладення на поверхні. Матеріали монографії К. Хілл та П. Форті (Hill, Forti, 1997) значно змінили уявлення про формування хемогенних печерних відкладень: введено нове поняття «спелеотема» (вторинні мінеральні утворення, сформовані в печерному середовищі в результаті фізико-хімічних реакцій); кількість описаних мінералів збільшилася з 40 (1950-1995 рр.) До 240; за складом всі мінерали печер об'єднали в 13 груп: самородні елементи, сульфіди, оксиди та гідроксиди, галоїди, арсенати, борати, карбонати, нітрити, фосфати, силікати, сульфати, ванати, мінерали органічного походження. Перелік гідротермальних та рудних мінералів досяг понад 30 найменувань для перших та 60 для других. Наводяться відкладення печер, що виникли у процесі вулканічної діяльності - лавові кораліти та геліктити; сталактити та сталагміти, утворені з глини та піску; розглянуто низку та інших рідкісних форм печерного седиментогенезу. У вітчизняній літературі вже існують розробки, що враховують цю класифікацію, особливо у розділі опису печерного мінералоутворення (Турчинов, 1996). Враховуючи всю складність наведеної класифікації, зупинимося тут на першій класифікації, найвідомішій вітчизняним спелеологам.
Субтеральні відкладення.До типу субтерральних утворень (що виникли в повітряному середовищі, вище контакту з водною поверхнею) відносяться сталактити, бахрома, завіси, геліктити, сталагміти, сталагнати, покриви, щити, кораліти, вапняне (місячне) молоко та ін.
Сталактитишироко поширені у карстових печерах. Зрідка зустрічаються також у порожнинах іншого генези, де мають не тільки карбонатний склад, але й складаються мінеральними видами залізисто-магнезіального, сульфідного, органогенного та ін. Зустрічаються сталактити від тонких (2-4 мм) трубочок довжиною 0,2-1,0 м до різних конічних форм діаметром 50-60 см і довжиною до 4-5 м. При закупорці центрального каналу сталактити набувають овального напівкруглого перетину. Щільність сталактитів (кількість на 1 м2) на окремих ділянках печер досягають 20-30 штук. Часто вони розташовуються рядами, маркуючи розривні порушення, які мають достатні водопритоки. Сталактити ростуть від склепінь порожнин, підкоряючись вектору гравітаційних сил. Основним фактором утворення сталактитів та багатьох інших карбонатних хемогенних натіків є «скидання» карбонату кальцію на геохімічному бар'єрі за рахунок різниці вмісту СО 2 у розчині, що надходить до сталактиту, та в повітрі печери.
Сталагмітиутворюються на підлозі печер, уступів стін та печерних відкладах. Вони утворюються в результаті дегазації СО 2 при ударі крапель води підлогу печери. Сталагміти в карстогенних печерах можуть бути представлені всіма різновидами, описаними в літературі: сталагміти-палиці діаметром 2-3 та висотою до 3 м; конічні, циліндричні та пагодоподібні діаметром 5-80 см і висотою до 4-5 м; пальмові діаметром до 20 см та висотою до 3 м; сталагміти неправильної форми, що досягають 2-3 м в діаметрі при висоті 4-6 м. Часто сталагміти також трасують великі тріщини у склепінні, звідки надходить вода, розташовуючись по одній або декільком прямим лініям.
Сталагнати або колониутворюються при змиканні великих сталактитів і сталагмітів, розташовуючись на основі великих водорясних тріщин. Вони можуть досягати 12-18 м у висоту і діаметра до 5-6 м і ваги 130-1100 т. Іноді сталагнати, що розрослися, можуть розділяти великі печерні галереї на ряд ізольованих залів.
Натічна кора, покривиутворюються на час вступу розчину з горизонтальної тріщини чи ніші у стіні. Вони часто утворюють каскади натіків, що досягають висоти 20-30 м-коду і ширини до 30 м-коду по фронту. Поверхня таких покривів хвиляста, гладка іноді вивітрювана. При вимиванні з-під кори водних механічних відкладень виникають «висячі кори», що іноді розташовуються один від одного на значній відстані. Їх часто характерна шаруватість, корродованість і залізність окремих прошарків.
Бахромаі завісиутворюються при просочуванні води з довгої тріщини або при стіканні вздовж уступу.
Кальцитові щити, барабани та прапори.Вони порівняно рідкісні. Перші представлені круглими пластинами діаметром до 1 м, іноді і більше, що несуть на зовнішній поверхні сталактити. Другі мають вигляд прапора, що прикріплений до стіни порожнини. Їхнє походження дискусійне. Деякі дослідники вважають, що це залишки кальцитових кор, що повисли в повітрі після вимивання глинистого субстрату. Більш ймовірно, що вони виникли при концентрічному наростанні шарів при живленні капілярної тріщини (Степанов, 1999).
Геліктити- це складні за морфологією освіти, що формуються на склепіннях, стінах та на різних субтерральних відкладах. У зоні їхнього зростання, як правило, рух повітря відсутній. Вони ростуть у довільному напрямку, згинаючи під будь-яким кутом, не підкоряючись гравітації. Очевидно, кристалізаційні сили є основними у тому морфології. Трапляються порівняно рідко.
Коралітиутворюються при кристалізації з водних плівок різного (часто аерозольного) походження. Вони зустрічаються на вертикальних, похилих та горизонтальних поверхнях корінних стін та натічних утворень. У зонах щорічного підтоплення вони можуть "бронюватися" тонкою скоринкою марганцевих мінералів і мають характерний коричневий колір. Зустрічаються як на ділянках з інтенсивним рухом, так і на ділянках із утрудненою циркуляцією повітря.
Вапняне (місячне) молоко- це сирні (у перезволоженому стані) або борошнисті (у повітряно-сухому стані) утворення, що покривають стіни та натіки. Трапляються рідко. Є особливою формою плівкової кристалізації. З поверхні воно складається з аморфних кальцитових зерен, пронизаних тонким павутинням (0,1-0,05 мкм) кальцинованих ниток, можливо, органічного походження. Внутрішня частина аморфна. Консистенція, як правило, сметаноподібна. При висиханні перетворюється на борошнисту речовину.
Антоліти- Кам'яні квіти. Зростають основою, витягаючись від материнської породи. Вони утворюються лише добре розчинними мінералами (гіпс, епсоміт, тенард, селітра). З кожної пори, що підводить, росте один вільний кристал. Він може зростатися з іншими кристалами або згортатись складною дугою.
Субаквальні відкладення. Формуються нижче за рівень води або на контакті водної поверхні з повітрям.
У порожнинах, повністю заповнених водою, можуть бути одиночні кристали чи його друзи. У гідротермокарстових печерах відкладаються мінерали гідротермального ряду: сфалерит, кварц, кальцит, пірит, галеніт, кіновар, флюорит, арагоніт, барит, халькозин, мінерали урано-торієвої групи, мінерали рідкісних і шляхетних металів та ін. У цих печерах Для гідротермальних печер, повністю затоплених водою, характерним є наростання кристалів, часто шістуватих за формою, по всій поверхні стін. Для холодних печер кристалоутворення присвячено окремим її частинам.
Найчастіше в спелеологічній практиці доводиться мати справу із порожнинами, частково заповненими водою. Субаквальні відкладення представлені кальцитовими плівками та забережами, обрамленнями, гурами, печерними перлами та ін.
Кальцитові плівкивиникають лежить на поверхні води підземних озер. Вони виникають у результаті кристалізації поверхні підземних озер при газообміні з атмосферою печери. Утворюють найтонші плівочки, що утримують на воді силою поверхневого натягу. Зустрічаються як і карбонатних, і у сульфатних печерах. У слабопроточних озерах можуть утворювати звані «запечатані гури», повністю закриті зверху кальцитової кіркою. Кальцитові плівки, що складаються з карбонату кальцію (97%) і глинистих частинок (3%), можуть утворюватися на поверхні крижаних сталактитів, сталагмітів, пристінних крижаних потоків (печера Дружба, Урал).
Кальцитові обрамлення(забережи) утворюються при примиканні плівки до берега або сталактиту, сталагміту. Широко поширені у кримських печерах. Вони утворюються на бортах слабопроточних та непроточних озер внаслідок зниження їхнього рівня. На сталактитах, що звисають в озеро, і на сталагмітах, що піднімаються з дна, з'являються мереживні облямівки всілякої форми і розмірів. У карстології вони вважаються мінеральними індикаторами рівня затоплення печер.
Кальцитові греблі (гури)широко поширені у багатьох карстових областях Росії. Висота їх гребель коливається у межах від 0,2 до 7,0 м, площа озер за гурами становить від 2 до 200 м 2 . Відкладення кальциту відбувається за рахунок зміни гідрохімічного балансу потоку у комплексного термогеохімічного та гідрофізичного бар'єру, що виникає при перетіканні води з ванни вниз по греблі. Тут утворюється тонкий шар обложеного кальциту. Гури, що утворилися при водопритоці 0,001-0,100 л/с, розташовуються поодинці або невеликими групами в основі великих тріщин, що фільтрують, в зонах площадної інфільтраційної або конденсаційної краплі, в звуженнях бічних приток, недоступних для подальшого проходження. Для них характерні значні коливання висоти натічних гребель (0,5-5,0 м) та площі озер за ними (0,2-15,0 м 2), невелика довжина гребель (0,2-1,2 м), сильна опуклість їх стінок вниз потоком. Стінки гребель складені пористим карбонатним матеріалом (щільність 2,2-2,4 г/см 3 ) і обрамлені з внутрішнього боку кальцитовими облямівками. На дні їх часті скупчення кісток кажанів та дрібних гризунів, уламки сталактитів, кальцитові пізоліти. Галька порід, що вміщають, як правило, відсутня. Кальцитові греблі зазвичай зберігаються цілими, а озера переповнюються водою тільки після дощів та сніготанення. Подібні гури формуються у комплексного механіко-термодинамічного бар'єру (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002).
Гури, що утворилися в проточних умовах при водопритоці 0,1-100,0 л/с, різко відрізняються від описаних морфології. Деякі з гребель Червоної печери у Криму складаються з майже 11 тисяч сезонних верств. Вони характеризуються значною висотою (0,2-7,0 м), великою площеюгребельних озер (10-200 м2), великою довжиною (зазвичай 3-4 м, максимально – 13 м). Греблі мають складний ступінчастий профіль з переважанням вертикальних ділянок. Складені вони щільнішим карбонатним матеріалом (об'ємна вага 2,4-2,6 г/см 3). Внутрішня і особливо зовнішня стінки гребель відшліфовані водою, а іноді броньовані щільним блискучим карбонатно-марганцевим нальотом товщиною 0,2-0,3 мм. На днищах гребельних озер цього типу є добре окатаний гравійний і піщано-галечниковий матеріал автохтонного (що містять вапняки і натіки) і алохтонного (кварцова галька) походження. Гури можуть утворювати каскади, розташовані вниз потоком. Каскади гурів відомі у багатьох карстових порожнинах. Характерною особливістю проточних гурів є їх прорив зі збільшенням обводненості. Наприклад, у Червоній печері лише 16% усіх гурів утримує воду. Інші греблі прорвані, причому у 45% випадків це вузький (10-30 см) пропив, у 35% - це прорив стінки еворзійного котла в тілі греблі, у 20% - прорив основи гуру з утворенням натічно-акумулятивного мосту на висоті 0,2 -2,1 м над сучасним водострумом.
Кальцитові ооліти та пізолітизустрічаються в дрібних слабопроточних озерах, у невеликих заглибленнях, утворених краплями, що падають зі сталактитів або склепінь печер, у гурових озерах та ін. Ооліти та пізоліти відрізняються між собою лише розмірами. Їхні округлі білого кольору різниці називаються печерними перлами. Ооліти мають овальну форму при середніх розмірах 5-10 мм.
Підвищення температури води в проточних ваннах викликає зниження карбонатної ємності підземних вод і, як наслідок, більш активне формування печерних перлів.
Печерні ооліти та пізоліти утворені центральним ядром і оточуючими його концентричними шарами. Пізоліти складаються переважно з карбонату кальцію. Щільне ядро зазвичай складається з уламків вапняків, що вміщують печери, піщинок кварцу, рідше - грудочок глини, шматочків трубчастих сталактитів, дрібних кісточок птахів. Форма ядра визначає початкові обриси пізолітів, що іноді зберігаються до кінцевої стадії. Відомі випадки, коли після наростання 30-40 концентрів орієнтація великого діаметру пізоліту змінюється. Це свідчить про його поворот у процесі зростання. Кількість шарів у найбільших пізолітах досягає 180-200. В окремих ванночках, що пересихають, знайдені перлини, розбиті тріщинами усихання. Це свідчить про зневоднення і «старіння» початкового колоїдного згустку. Таким чином, печерні перли є полігенетичною освітою.
Хімічний склад оолітів і пізолітів відповідає складу вмісників, що вміщають.
Вапняний туфє специфічним утворенням, що виникає у виходів підземних вод, пов'язаних із печерами. Зазвичай це відкладення холодних вод, але є туфи, утворені гідротермальними джерелами. Відкладення туфів походить з вод гідрокарбонатного кальцієвого, магнієво-кальцієвого та натрієво-кальцієвого складу при мінералізації 250-440 мг/л. Відкладення карбонату пов'язане з комплексним біомеханіко-термодинамічним бар'єром, що виникає на ділянках з турбулентним режимом перемішування води на перекатах, скельних порогах та водоспадах (Вахрушев, 2010). Туф осідає на поверхні листостеблових та водяних мохів, гілках чагарників та дерев, принесених водотоком. Туфи складають так звані «туфові майданчики» біля виходів деяких карстових печер-джерел і можуть сягати обсягів до 400 тис. м 3 (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002).5. Кристали автохтонних мінералів
До них належать насамперед кристали кальциту в карбонатному карсті, гіпсу в сульфатному та галіту в соляному. Кристали ісландського шпатузустрінуті в ряді карстових порожнин Криму, Кавказу, Середньої Азіїта ін. Як правило, вони розміщуються в розширеннях тріщин, виконаних жовто-бурою глиною. Кристали найчастіше не стикаються зі стінками порожнини. Середні розміри кристалів ісландського шпату для карстової шахти Хід конем (Крим) становить 8-10 см, хоча тут зустрінуті індивідууми до 15 см завдовжки (Дублянський, 1977). Кристали прозорі, безбарвні або світло-сірі. Формування ісландського шпату пов'язані з термальними водами.
Кальцитові кристали. У ряді печер карбонатного карсту Росії трапляються скелетні форми кристалів кальциту розмірами від кількох міліметрів до 5-7 див. Великі кристали мають пірамідальний габітус. Частими є кристали різних розмірів, габітусною формою яких є скаленоедр. Очевидно, вони виникли в субаеральних умовах холодних розчинів (температура менше 20°С).
У ряді карстових порожнин, що зазнали гідротермокарстового етапу свого розвитку, зустрічаються виступають над поверхнею стін відпрепаровані кальцитові жили. Поверхня жильного кальциту корродована, подекуди покрита залишковою глиною, оксидами марганцю або карбонатними натіками. Кристали кальциту слабо люмінескують у світло-блакитних та синіх кольорах. Спектральний аналіз виявив наявність у яких ряду елементів: Ba, Na, Sn, Cu, Ni, Sr, B, Al, Si, Mn, Fe, Mg, Ti. Температура гомогенізації включень у них коливається від 40 до 120 ° С (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002).
Кристали фреатичного (субаквального) кальциту можуть покривати суцільною корою стінки карстових ходів. Складені вони паралельно-шостими кристалами кальциту коричневого кольору товщиною від 5 до 60 см. Їх походження пов'язане з гідротермальним етапом походження порожнин. Зустрічаються тверді включення кристалів доломіту, агрегати барит-стронціаніту, гідроксилапатиту, гідроокисли марганцю, антимоніт, апатитові та апатит-бруштитові мінеральні метасоматичні асоціації та ін. (Клімчук, Тимохіна, 2011).
Гіпсові кристали,хоча і характерні для сульфатного карсту, проте досить часто зустрічаються і в карбонатному карсті, особливо якщо ділянка печери розташовується поблизу тектонічного порушення, в зоні, де відзначаються лише річні коливання температури та вологості повітря, що не перевищують 0,2°С та 0,3 мм. рт. ст.
На породах, що карстуються, покритих глиною, ростуть гіпсові стягнення зубчастої форми, складені великокристалічним гіпсом. Кристали гіпсу зазвичай призматичні, внаслідок вторинного розчинення рідко зберігають правильні кристалографічні контури. На ділянках надходження порових розчинів утворюються гіпсові квіти – антоліти. У карбонатному карсті гіпсові кристали утворюються при дії інфільтраційних вод на розсіяний у вапняках пірит. Вони є ознакою близькості великих розривних зон.
Кристали арагоніту. Зустрічаються в печерах Криму, Передуралля, Сибіру, Далекого Сходута ін Арагоніт представлений у вигляді кристалів, сталактитів, сталагмітів, геліктитів. Знаходження арагоніту, можливо, пов'язане із гідротермальними процесами.6. Органогенні відкладення
Органогенні відкладення печер найчастіше представлені фосфоритами, гуано, кістковою брекчією, селітрою, колоніальними відкладеннями мікроорганізмів.
Гуано та фосфорити печер.Фосфорити і мінерали, що містять фосфор, утворюються в карстових порожнинах, населених наземними хребетними. Багато печерах Росії є ділянки з покладами гуано кажанів. Мінералогія фосфорсодержащих утворень на контакті гуано та корінних вапняків практично невідома. Тим часом у відкладеннях печер Миру описано понад 50 фосфатів, у тому числі багато рідкісних мінералів (Hill, Forti, 1997).
Відкладення кістоксучасної та більш давніх епох у масових кількостях зустрічаються досить рідко. Великі скупчення кісток можуть утворювати звані кістяні брекчии. На вигляд це пухка піщано-глиниста червоно-бура порода з великим вмістом оксидів фосфору, кремнезему, алюмінію та заліза. Є кістяні брекчії, зцементовані карбонатом. Іноді зустрічаються псевдоморфози за викопними кістковими залишками фауни гідроксиду заліза та марганцю, гіпсу, кальциту, карбонатапатиту. Описаний карбонатгідроксилапатит у вигляді кулястої форми розміром до 3-5 мм жовтого, янтарно-жовтого, рожево-білого кольору (Тіщенко, 2008). Археологічні та палеонтологічні дослідження кісток різних тварин стародавніх епох – важливий матеріал для палеогеографічних реконструкцій (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002; Бачинський, 1970; Рідуш, Времір, 2008). Найчастіше в печерах зустрічаються кісткові залишки зайця, оленя, лисиці, печерного ведмедя, бика, хом'яка, сліпця, борсука, собаки, козулі, коні, значно рідше – печерного лева, печерної гієни, мамонта, волохатого та етруського носорога. Більшість кісткових залишків мають плейстоценовий вік – до 1,5 млн. років. Дещо рідше зустрічаються пліоценові місцезнаходження віком 2 і більше млн. років (Дублянський, Вахрушев, Амелічов, Шутов, 2002).
Селітра. Поклади біогенної селітри у вигляді борошнистих нальотів, кор та дрібних кристалів пов'язані з біохімічним розкладанням азотовмісних органічних речовин у печерах. Вони відомі в печерах Криму, на Північному Кавказі, Середній Азії, Сибіру, Далекого Сходу та ін.
Відкладення колоній мікроорганізмів, Серед яких найбільш активними з седиментаційної точки зору є залізобактерії. В результаті їх життєдіяльності виникають біохемогенні утворення - мікробіоліти (плівки, мікро сталактити і сталагміти, кори та ін), що утворюються на стінах та днищах печер. Вони можуть також утворювати сталагмітоподібні, трубчасті, коралоподібні, натікоподібні та інші форми (Андрейчук, 2009).7. Антропогенні відкладення
Антропогенні відкладення є слідами життєдіяльності сучасного і стародавньої людини. Їхні дослідження дозволяють встановити характер використання кожної конкретної печери або штучних порожнин (Дублянська, Дублянська, Лавров, 2001). Археологічні дослідження карстових регіонів Росії показали, що печери використовувалися давнім людиною, починаючи з раннього палеоліту. Дані матеріали є у регіональних зведеннях практично кожному за великого карстового району країни.
Для вивчення відкладень порожнин використовується широкий набір польових та лабораторних методів досліджень. Їх застосуванню присвячена досить велика, переважно карстологічна, література (Ниязов, 1983; Дублянський, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002 та інших.).
Рис.3 Кальцитові облямівки на рівні стояння води підземного озера.
Рис.4. Кальцитові облямівки (забережи) кількох рівнів стояння води підземного озера
Рис.5. Каскадний натік
Рис.6. Кальцитові драпірування та сталагміти декількох генерацій
Рис.7. Печерна зала з різними натічними утвореннями
Рис.8. Стактити, що зрослися, і сталагміти на кальцитовій корі.
Рис.9 Кристали целестину (сульфату стронцію) на тлі білого кальцитового натіку (фото Л.Гомарьова, А.Шелепін)
Рис.10. Геліктити (фото Л.Гомарьова, О.Шелепін)
Рис.11.
Гіпсові квіти – антоліти
(фото Л.Гомарьова, А.Шелепін)
СПИСОК ВИКОРИСТАНОЇ ЛІТЕРАТУРИ
- Андрійчук В.М. Системна природа карстового ландшафту // Спелеологія та карстологія. - 2009. - №3. - С. 47-59.
- Hill C.A., Forti P.Cave minerals of the World. - Huntsville, Alabama, U.S.A. - 1997. - 462 p.
Бачинський Г. А. Тафономічна характеристика місцезнаходження копалин хребетних у карстових печерах України // Фізична географія та геоморфологія (Карст України). – 1970. – №4. – С. 153-159.
Вахрушев Б.А., Дублянський В.М., Амелічов Г.М. Карст Бзибського хребта. Західний Кавказ. - Москва: РУДН, 2001. - 170 с.
Вахрушєв Б.А. Роль геохімічних перетворень у карстовому геоморфогенезі // Спелеологія та карстологія. – 2010. – №4. – С. 33-43.
Дублянський В.М., Клименко В.І., Вахрушев Б.А. Карст і підземні води карстових масивів Західного Кавказу – Л.: Наука, 1985. – 150 з.
Дублянський В.М. Карстові печерита шахти Гірського Криму. - Л.: Наука, 1977. - 180 с.
Дублянський В.М., Дублянська Г. Н.Карстознавство. Частина 1. Загальне карстознавство. – Перм: ПДУ, 2004. – 307 с.
Дублянська В.М., Дублянська Г.М., Лавров І.А. Класифікація, використання та охорона підземних просторів. – Єкатеринбург: УрО РАН, 2001. – 195 с.
Дублянський В.М., Полканов Ю.А. Склад водних хемогенних та механічних відкладень карстових порожнин Гірського Криму // Печери. – Перм, 1974. – Вип. 14-15. – С. 32-38.
Кізевальтер Д.С., Рижова А. А. Основи четвертинної геології. - М: Наука, 1985. - 177 с.
Кожевніков А.В. Антропоген гір та передгір'їв. – М.: Надра, 1985. – 181 с.
Крубер А. А. Карстова область Гірського Криму. – М., 1915. – 319 с.
Морфогенетичний аналіз печери Таврська (Внутрішня гряда Передгірського Криму) // Спелеологія та карстологія. – 2011. – №6. – С. 36-52.
Дублянський В.М., Вахрушев Б.А., Амелічов Г.М., Шутов Ю.І.. Червона печера. Досвід комплексних карстологічних досліджень - М.: РУДН, 2002. - 190 с.
Максимович Р. А. Основи карстознавства Т. 1. - Перм: Пермське книжкове вид-во, 1963. - 444 с.
Проблеми вивчення карстових порожнин південних областей СРСР / за ред. Р. А. Ніязова. – Ташкент: Фан УзРСР, 1983. – 150 с.
Рідуш Б.Т., Времір М.Підсумки та перспективи палеонтологічного вивчення печер Криму // Спелеологія та карстологія. – 2008. – №1. – С. 85-93.
Степанов В. І. Мінералогія печер // Печери. – Перм, 1999. – С. 63-71.
Тищенко О.І. Мінералогічна вивченість карстових порожнин Криму // Спелеологія та карстологія. – 2008. – №1. – С.81-84.
Турчинов І. І. Генетична класифікація печерних мінералів та спелеомінеральні формації // Світло. – 1996. – №1 (14). – С. 24-26.
Шанцер Є.В. Нариси вчення про генетичні типи континентальних осадових утворень. - М: Наука, 1966. - 239 с.
Шутов Ю.І. Умови формування, гідродинамічна гідрохімічна зональність тріщинно-карстових вод Головної грядиГірського Криму. Автореферат дисертації на здобуття наукового ступеня кандидата геолого-мінералогічних наук. Київ, 1971. - 22 с.
3. ПЕЧЕРНІ ВІДКЛАДЖЕННЯ
У печерах присутні практично всі осадові та кристалічні утворення, відомі на поверхні, але представлені вони специфічними формами.
1. Залишкові відкладення. У породах, що карстуються, у невеликих кількостях (1 – 10%) обов'язково міститься домішка піску або глини, що складається з SiO 2 , Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 . При розчиненні вапняків або гіпсів нерозчинний залишок накопичується на тріщинах, сповзає на дно галерей. Змішується з іншими печерними відкладеннями. Наприклад, з 1 м юрських вапняків (близько 2,7 т) утворюється 140 кг глини, яка складена мінералами іллітом, монтморилонітом, каолінітом, польовим шпатом, кварцем. Від їх співвідношення залежать властивості глин: частина їх набухає при зволоженні, закупорюючи дрібні тріщини, частина, навпаки, легко віддає воду і швидко обсипається зі стінок. Іноді в освіті нальотів глини беруть участь і бактерії: деякі види мікробів здатні отримувати вуглець безпосередньо з вапняку - так на стінах утворюються червоподібні або заокруглені заглиблення («глинисті вермикуляції»).
2. Обвальні відкладення поділяють на три групи різного походження.
– термогравітаційні утворюються лише біля входу до печери, де великі добові та сезонні коливання температур. Їхні стіни «лущиться», приводова частина порожнини росте, на підлозі накопичується щебінь і мілкозем. Кількість цього матеріалу, його склад, розміри, форма частинок, кількість їх ребер та граней зберігають зашифровану інформацію про зміни клімату району протягом десятків тисяч років.
- обвально-гравітаційні відкладення формуються на всьому протязі печер, особливо рясно - в зонах тектонічної тріщинуватості. Щебеня, дерева, невеликі брили, що впали зі склепінь, дають уявлення про геологічну будову залів, яку важко вивчити безпосередньо.
– провально-гравітаційні відкладення: при обвалі на дні галереї лише той матеріал, який є у самій печері; при провалі склепіння до неї надходить матеріал із поверхні, а за обрушенні міжповерхових перекриттів з'являються величезні зали. Ці відкладення представлені блоками та брилами вагою в сотні тисяч тонн. Червоно-бура поверхня вапняків покрита білими «зірками» – слідами ударів каміння, що впало. Вапняки, що складають печеру, самі падають під кутом 30º, тому при відриві пласта у склепінні залу він зміщується шарнірно, з поворотом і переворотом. Крім блоків і брил, спостерігаються повалені натічні колони. Сильні землетруси викликають обвалення склепінь, і орієнтовані повалені колони іноді впевнено вказують на епіцентри. Натечные колони також – «мінералогічні» схилі, у яких зафіксовано становище геофізичної вертикалі цієї території протягом її зростання. Якщо після падіння на них наростають сталагміти або сталактити, то за їх віком можна визначити вік колони.
Зворотний зв'язок карсту та сейсмології полягає в тому, що при провалі склепіння печери утворюються блоки вагою до 2–3 тисяч тонн. Удар об підлогу при падінні з висоти 10-100 м вивільняє енергію, рівну 1! 0 13 - 10 15 ерг, що можна порівняти з енергією землетрусів. Локалізується вона у невеликому обсязі породи, але може викликати відчутний місцевий землетрус силою до 5 балів.
3. Водні механічні відкладення – джерело відомостей про умови розвитку карстових порожнин. Якщо склад відкладень відповідає складу мінералів порід, що вміщають, то печера сформована місцевими потоками. Величезна кількість таких відкладень – від метрових валунів (у печерах, сформованих льодовиками), до найтоншої глини. Знаючи площу поперечного перерізу ходу і діаметри частинок, що відклалися, оцінюють швидкості і витрату древніх потоків, в якій гідродинамічній зоні закладалася печера.
4. водні хемогенні відкладення. Терміни «сталактит» і «сталагміт» (від грецького «сталагма» – крапля) увів у літературу 1655 р. датський натураліст Олао Ворм. Ці утворення пов'язані з крапельною формою руху води – розчину, що містить різні компоненти. Коли в основі обводненої тріщини формується крапля розчину, це не лише боротьба сили поверхневого натягу та сили тяжіння. Одночасно починаються хімічні процеси, що призводять до випадання на контакті розчину та гірничої породи мікроскопічних частинок карбонату кальцію. Кілька тисяч крапель, що зірвалися зі стелі печери, залишають після себе на контакті порода/розчин тонке напівпрозоре кільце кальциту. Наступні порції води вже утворюватимуть краплі на контакті кальцит/розчин. Так з кільця формується трубочка, що все подовжується (брчки - досягають 4-5 м в печері Гомбасек, Словаччина). Таким чином, хімічна основа процесу – оборотна реакція
CaCO 3 + Н 2 Про + CO 2<=>Ca 2+ + 2HCO 3 - (1)
При розчиненні вапняку реакція йде вправо з утворенням одного двовалентного іона Ca і двох одновалентних іонів HCO 3 . При утворенні натяк реакція йде вліво і з цих іонів утворюється мінерал кальцит. Реакція (1) триває кілька стадій. Спочатку вода взаємодіє з вуглекислим газом:
H 2 O + CO 2 = H 2 CO 3<=>H++ HCO 3 - (2)
Але вугільна кислота слабка, тому дисоціює на іон водню Н+ та на іон HCO 3 – іон водню підкислює розчин, і тільки після цього починається розчинення кальциту. У формулі (1) тільки один іон HCO 3 надходить з породи, а другий не пов'язаний з нею і утворюється з привнесених в масив карстовий води і вуглекислого газу. Це на 20-20% зменшує розрахункову величину активності карстового процесу. Наприклад, нехай сума всіх іонів, що у воді, становить 400 мг/л (зокрема 200 мг/л HCO 3). Якщо ми використовуємо аналіз для оцінки питної води, то до розрахунку включаються всі 400 мг/л, але якщо за цим аналізом розраховувати інтенсивність карстового процесу, то до розрахунку слід включати суму іонів мінус половина вмісту іону HCO 3 (400–100=300 мг/ л). Також необхідно враховувати, який перепад парціальних тисків CO2 є у системі. У 40–50 pp. вважалося, що карстовий процес йде лише рахунок CO 2 , що надходить з атмосфери. Але в повітрі його всього 0,03-0,04 об'ємних % (тиск 0,0003-0,0004 мм рт.ст.), і коливання цієї величини за широтою та висотою над рівнем моря незначні. Але помічено, що багатші на натяк печери помірних широті субтропіків, а печерах високих широт і висот їх зовсім мало. Вивчення складу ґрунтового повітря показало, що вміст CO 2 у ньому 1–5 об'ємних %, тобто. на 1,5–2 порядки більше, ніж у атмосфері. Негайно виникла гіпотеза: сталактити утворюються при перепаді парціального тиску CO 2 в тріщинах (таке ж, як і в ґрунтовому повітрі) та повітря печер, що має атмосферний вміст CO 2 . Таким чином, сталактити утворюються в основному не при випаровуванні вологи, а за наявності градієнта парціального тиску CO 2 від 1-5% до 0,1-0,5% (повітря в печерах). Поки живлення канал сталактиту відкритий, по ньому регулярно надходять краплі. Зриваючись із його кінчика, вони утворюють на підлозі одиночний сталагміт. Відбувається це десятки-сотні років. Коли канал живлення заросте, буде забитий глиною або піщинками, в ньому підвищується гідростатичний тиск. Стінка проривається, і сталактит продовжує зростати за рахунок стікання плівки розчинів на зовнішній стороні. При просочуванні води вздовж площин напластування і похилих тріщин у склепінні з'являються ряди сталактитів, бахроми, фіранки, каскади. Залежно від сталості водопритоку та висоти зали під крапельниками утворюються поодинокі сталагміти-палиці заввишки 1–2 м (до десятків метрів) та діаметром 3–4 см. При зрощенні сталактитів та сталагмітів утворюються колони – сталагнати, висотою до 30–40 м та діаметром 10–12 м. У субаеральних умовах (повітряному середовищі) утворюються антодити (квіти), бульбашки (балони), корали (коралоїди, ботріоїди), геліктити (спіралі до 2 м заввишки) та ін. Відзначено субаквальні форми. На поверхні підземних озер утворюється тонка мінеральна плівка, яка може прикріпитись до стінки. Якщо рівень води коливається, утворюються рівні наростання. У слабо проточній воді утворюються греблі-гури (від кількох см до 15 м заввишки), печерні перли. Незрозуміло поки що походження лише «місячного молока».
Мал. 10. Геохімічні обстановки утворення водних хемогенних відкладень печер. Породи та відкладення: а – вапняки, б – доломіт, в-гіпс, г – кам'яна сіль, д – рудне тіло, е – глина, ж – гуано, з – ґрунту; води: і – ґрунтові, до – інфільтраційні, л – термальні; м – класи мінералів (1 – лід, 2 – сульфати, 3 – нітрати, 4 – галоїди, 5 – фосфати, 6 – сірчисті, 7 – карбонати, 8 – оксиди, 9 – метали карбонатів, 10 – сульфіди); н – особливі умови освіти (наявність: 1 – піриту, 2 – бактерій, 3 – колоній кажанів, 4 – гідротермальних розчинів, 5 – піриту та марказиту); про – мінеральні види та форми їх виділення (1 – крижані сталактити; 2 – дендрити епсоміту, мірабіліту, тенардиту; 3 – кори епсоміту та мірабіліту; 4 – кристали гіпсу, бариту, целестину; 5 – різні кальцитові утворення; 6 – місячне молоко; 7 – соляні форми, 8 – гідрокальцит, 9 – фосфати алюмінію, 10 – нітрофосфати, 11 – мінерали цинку та заліза, 12 – оксиди сульфідів; - церуссит, азурит, малахіт; 17 - сталактити опала; 18 - геміморфіт; 19 - кристали кварцу)
5. Кріогенні. Вода у вигляді снігу та льоду характерна для печер із негативними температурами. Скупчення снігу утворюються лише у підземних порожнинах з великими входами. Сніг залітає до печери або накопичується на уступах шахт. Іноді формуються снігові конуси об'ємом десятки-сотні м3 на глибині 100-150 м під отвором. Лід у печерах має різний генезис. Найчастіше відбувається ущільнення снігу, який перетворюється на фірн і глетчерний лід. Рідше утворюється підземний льодовик, ще рідше відзначається збереження льоду, утвореного в умовах багаторічної мерзлотиабо затікання наземних льодовиків. Другий шлях утворення льоду - потрапляння в холодні (статичні) печери талої снігової води. Третій шлях – охолодження повітря у вітрових (динамічних) печерах і четвертий – утворення сублімаційних кристалів атмогенного походження на охолодженій поверхні гірської породи чи льоду. Найменш мінералізований (30–60 г./л) – сублімаційний та льодовиковий льод, найбільше (більше 2 г/л) – лід із гіпсових та соляних печер. Печери з льодом найчастіше зустрічаються в горах, на висоті від 900 до 2000 м. Лід утворює всі форми, властиві звичайним натікам.
6. Органогенні: гуано, кістяна брекчія, фосфорити, селітра. Вирізняють також антропогенні відкладення.
7. Гідротермальні: ангідрит, арагоніт, анкерит, барит, гематит, кварц, кіновар, рутил. Також деякі різниці зональних відкладів кальциту – мармурові онікси. Такі утворення мають специфічні форми виділення: часті добре ограновані кристали, перетинаються перегородки (боксворки), «гейзерміти»… Відомі карстові родовища свинцю та цинку, сурми та ртуті, урану та золота, барію та целестину, ісландського шпату та бокситів, заліза та сірки, малахіту та алмазів.
Висновок
Карст дуже широко поширений на поверхні Землі та в приповерхневій зоні земної кори. Спостерігається виключно велика специфічність та універсальність карстових форм та гідрологічних явищ. Найчастіше лежить на поверхні Землі переважає ванновий рельєф, окрім останового тропічного карста (який сам собою універсальний), а й у тропіках на рівнинах ванновий рельєф поширений досить широко, до того ж часто поєднується з останцовым. Карри зустрічаються не у всіх типах карсту, але як тільки порода, що карстується, оголюється на поверхні, вони з'являються. У різних геолого-геоморфологічних і фізико-географічних умовах карстові форми представлені різними різновидами, але основні типи форм і гідрологічних явищ очевидні всюди. Універсальність карстових форм та гідрологічних явищ – це наслідок провідного процесу в освіті карсту: процесу вилуговування розчинних гірських порід. Можна підкреслити пріоритет геологічної основи у розвитку карсту, карстового рельєфу та карстового ландшафту. Також впливом геть розвиток карста надає фізико-географічна обстановка, з якою пов'язана широтна і висотна зональність карстових явищ. Карстовий рельєф, карстові ландшафти і процеси, що відбуваються в них, настільки специфічні, що жодний серйозний господарський захід на закарстованій території не може бути виконаний без їхнього обліку і часто без спеціального вивчення. Карст глибоко впливає на ландшафт як фізико-географічний комплекс. Він впливає на стік, карстові форми рельєфу – на мікроклімат і розподіл ґрунтово-рослинного покриву, породи, що карстуються, їх склад – на ґрунти та рослинність, хімічний складкарстових вод, на ландшафт загалом і т.д. Дренуюча здатність карста посилює нестачу вологи в посушливих областях і, навпаки, створює більш сприятливі умови для розвитку ландшафтів в областях, надмірно зволожених. Карст веде до деградації вічної мерзлоти, також помітно покращує природні особливостітериторії. Про рівень впливу карсту на географічний ландшафт можна судити виходячи з морфолого-генетичного типу карсту. 
Особливості карсту, найчастіше його морфолого-генетичний тип та класифікаційний ранг географічного ландшафту закарстованої території. Можливо запропонована така таксономічна система районування карста: карстові країна – область – провінція – округ – район. Усередині району при детальному дослідженні рекомендується виділяти типологічні одиниці. різних типівкарста), однак...
ПРОЦЕСІВ Внаслідок карстово-суффозійних процесів та явищ зменшується стійкість геологічного середовища, що призводить до катастрофічних наслідків (просадки, провали, деформації споруд). У РФ карстові процеси широко розвинені в Архангельській, Ленінградській, Московській, Тульській, Курській, Нижегородській, Воронезькій областях, республіках Башкортостан, Татарстан, Марій-Ел, Мордовія, ...
Пісковиками з тонкими прошарками гіпсу), можна припустити, що на досліджуваній нами місцевості сформувалися сприятливі умови для формування карстових форм рельєфу. 1.3 Особливості тектонічної будови Нюксенського району Територія Нюксенського району розташована на північному заході Російської плити, на яку характерна блокова будова кристалічного фундаменту. Лежить у межах...
Товстослоситий мармуровані вапняки), так і з тією обставиною, що значна частина опадів приурочена саме до найвищої частини півострова. У передгірній та степовій частині Криму карстові явища також поширені, все ж таки саме вирівняна вершинна поверхня Кримських гір(Яйли) вважається класичним районом поширення карсту. Карст у межах Гірського Криму...
Наступна примітна група відкладів печер – водні механічні відкладення.Знайомство з ними також не принесе великого задоволення нефахівцеві. У Червоній печері є озера, де майже до пояса поринаєш у в'язку глину, часто залишаючи в ній підошву черевика, а то й нижню частину гідрокомбінезону... Але геолог бачить у цих відкладах джерело різноманітних відомостей про умови "життя" карстових порожнин. Для їх отримання насамперед необхідно вивчити склад відкладень.
Мінералогічний аналіз іноді одразу дає відповідь на питання, звідки надходить вода. Якщо склад відкладень відповідає складу мінералів порід, що вміщають, то печера сформована місцевими, автохтонними потоками. Тому ще в далекому 1958 році, тільки починаючи дослідження Червоної печери, ми вже знали, що початок її треба шукати на плато Долгоруковського масиву, в шахті Провал, - адже тільки в межах водозбору, що живить її, є кварцова галька. Вивчаючи печери долини Косцельської в Татрах, польські спелеологи звернули увагу на те, що печери, що знаходяться в одному місці, але на різній висоті над дном долини, мали різний склад піщаного заповнювача: чим ближче до дна, тим багатший спектр мінералів, що в ньому знаходяться. Вивчення палеогеографії району показало, що це пов'язано з глибиною врізання річки, що поступово "дісталася" до водозборів центральної частини Татр, складених породами, що не карстуються.
Звичайно, при детальних дослідженнях ця схема виглядає значно складнішою. Доводиться відбирати сотні проб, розділяти їх на фракції за розміром, питомою вагою, магнітними та іншими властивостями, визначати та підраховувати під мікроскопом вміст окремих мінеральних зерен і т. д. Нагородою бувають дивовижні знахідки. У печерах Криму несподівано виявлено мінерали: муасаніт, когеніт, іоцит, до того відомі лише у метеоритах; в печерах Болгарії виявлено прошарки вулканічного попелу, які є підстави пов'язувати з вибухом вулкана на острові Санторін в Егейському морі в 25 і 4-1 тисячоліттях до н. е.
Так простяглася ниточка, що пов'язує дослідників печер XX століття з проблемами Атлантиди та загибелі мінойської культури.
Другий напрямок досліджень водних механічних відкладень - вивчення їхньої крупності. Вона може бути різною - від метрових валунів, що іноді знаходяться в печерах, утворених льодовиковими потоками, до найтоншої глини, частинки якої мають мікронні розміри. Звичайно, і методи їх досліджень різні: прямий обмір, використання набору сит, застосування звичайних та ультрацентрифуг. Що ж дають всі ці, часто тривалі та дорогі роботи? Основне – відновлення давніх палеогеографічних умов існування печер. Між швидкістю підземних потоків, діаметром каналів, якими вони рухаються, і розмірами частинок, що переносяться, є зв'язки, що виражаються досить складними формулами. В їх основі лежать ті самі рівняння нерозривності потоку Бернуллі, "помножені" на не менш відоме рівняння Стокса, що описує швидкість осідання частинок у стоячій воді різної температури і щільності. В результаті виходить красива номограма, запропонована чеським спелеологом Р. Буркхардтом, - графік, за яким, знаючи площу поперечного перерізу ходу і діаметри частинок, що відклалися на його дні, можна оцінити середню і максимальну швидкість і витрата потоків, що колись бушували тут.
Вивчення водних механічних відкладень дозволяє дати відповідь і деякі теоретичні проблеми, зокрема питання, у якій гидродинамической зоні закладалася дана печера. У 1942 р., виявивши на дні ряду печер США тонку глину, досвідчений геолог і спелеолог Дж. Бретц припустив, що вони утворені шляхом розчинення вапняків повільно поточними водами: адже тільки в них можливе осадження глинистих частинок! Через 15 років, викопавши в десятках цих печер глибокі шурфи, карстовед Девіс встановив, що жирні глини лише вінчають дуже складний багатометровий розріз заповнювача. Під глинами розташовувалися шари піску і гравію, принесені потужним потоком, потім слідувала натічна кора, яка могла утворитися тільки при тривалому осушенні печери, нижче - знову в розрізі з'являлася глина, що лягає на валуни... Так водні механічні відкладення допомагають фахівцям "прочитати" історію розвитку печер.
Дублянський В.М.,
науково-популярна книга
