Размещено на http://www.allbest.ru/

Міністерство освіти і науки України

Державний заклад

«Луганський національний університет імені Тараса Шевченка»

Факультет природничих наук

Кафедра «Географії»

КУРСОВА РОБОТА

З курсу «Геоморфологія»

на тему: Карстові морфоскульптури

студентки I Александрової В. Е.

Керівник: Удовиченко Микола Іванович

м. Луганськ 2014 р.



Зміст

Вступ

1. Умови виникнення і типи карсту

2. Механізм і морфоскульптура карстового процесу

2.1 Поверхневий карст

2.2 Закритий карст

2.3 Найвідоміші карстові масиви в Україні

3 Похідні природні явища карстових процесів

4. Закономірності перебігу карстових процесів

4.1 Циклічність карстових процесів

4.2 Зонально-кліматичні типи карсту

5. Псевдокарстові процеси і форми рельєфу

Висновки

Література

Додаток



Вступ

Мета: провести дослідження з допомогою наукової літератури за темою - карстова морфоскульптура, що відноситься до екзогенних процесів рельєфоутворення у сфері геоморфології, з допомогою цього дати визначення поняття карсту, умови його виникнення, також охарактеризувати процес карстового вилуговування та причини утворення, зв'язаних з цим різноманітних форм рельєфу.

Об'єктом дослідження курсової роботи є карст. Карст - це сукупність процесів, форм рельєфу і особливостей гідрографії в областях розчинних водопроникних (в силу властивої їм тріщинуватості і рідше пористості) гірських порід.

Предмет дослідження - це певні форми рельєфу які створюються в результаті протікання карстових процесів, а саме - карстова морфо-скульптура.

Найбільше значення на Землі отримав вапняковий карст, властивий широко поширеним карбонатним відкладенням інші розчинні породи - кам'яна сіль, гіпс - зустрічається набагато рідше або розчиняються занадто швидко. Сутність розчинення полягає в насиченні циркулюючих і карстових породах вуглекислотою, яка служить основним розчинником. Через перенасичення води розчинення зупиняється починається випадання карбонату кальцію з води і появу в карстових порожнинах вторинних натічних утворень. Вивченням карстових процесів, в науковому і практичному значенні, займається наука спелеологія [3].

Карстові процеси дуже важливі в життєдіяльності людини.

· Більшість карстових порожнин (а вони формувалися за активної участі підземних вод) й понині є джерелом можливого водопостачання.

· Для здійснення процесу вилуговування підземні води мають містити певні хімічні елементи, отже, такі води відрізняються за ступенем мінералізації, що дає змогу використовувати їх як мінеральні води.

· Підземні порожнини використовують також з лікувальною митою, особливо печери, які вироблені у сольових породах, де повітря насичене іонами, корисними для здоров'я хворих на астму та інші тяжкі захворювання органів дихання. Стабільність температури, тиску і вологості у карстових печерах робить їх придатними для лікування інших хвороб. Крім того, належність карстових печер до напрямів розлом них порушень у земній корі зумовлює наявність у них позитивної геофізичної енергії, що також сприяє лікуванню.

· Екзотичний «інтер'єр» більшості карстових печер (химерні натічно-крапельні форми, ярусність порожнин, наявність підземних річок та озер тощо), феноменальність самого явища карсту робить їх визначними природними пам'ятками і місцями активного туризму.

Однак слід зазначити, що карстові явища (поверхневі та підземні) значно погіршують господарське використання таких районів. На це потрібно зважати під час спорудження об'єктів водного господарства (гідровузлів, меліоративних систем), оскільки раптовий прояв карстових процесів може поглинути створювані водосховища, воду з магістральних каналів, створити перешкоди підчас спорудження тунелів, кар'єрів унаслідок можливого розвантаження у місцях потужних потоків підземних вод.

Наявність у гірських породах порожнин різних розмірів і особливо їхнє багатоярусне розміщення погіршує інженерно-геологічні властивості порід, що можуть бути використані як фундаменти промислових і цивільних споруд.

Тому це набуває великого значення під час спорудження об'єктів, які мають статус небезпечних у разі надзвичайних ситуацій. В Україні такими об'єктами є атомні електростанції, греблі потужних водосховищ, нафто-і газопроводи, екологічно небезпечні виробництва. [1].

Завдання:

1. Охарактеризувати карстові форми рельєфу та причини їх утворення.

2. Виявити механізми утворення, та основні типи карстової морфо-скульптури.

3. Пояснити суть понять псевдо карстового рельєфу.

4. Провести дослідження закономірностей перебігу карстового процесу.

5. Зробити висновки з проведеної роботи

карстовий морфоскульптура циклічність кліматичний



1. Умови виникнення і типи карсту

Карстовими називають геоморфологічні процеси, які відбуваються завдяки здатності поверхневих чи підземних вод здійснювати хімічне вилуговування або розчинення осадових гірських порід - карбонатних, сульфатних, сольових. Такі процеси відповідно формують досить своєрідний вигляд земної поверхні. Свою назву вони отримали на честь гірського масиву Карст поблизу Трієста на східному узбережжі Адріатичного моря. Зважаючи на поширення карстового рельєфу (карсту) на слов'янських територіях, чимало спеціальних термінів цього явища мають автохтонну природу.

Визначальною умовою розвитку карстових процесів э наявність гірських порід, здатних до вилуговування (чи розчинення). За цією ознакою розрізняють сульфатний (поширений у сульфатних породах - гіпсі, ангідриті, мірабіліті, бариті та деяких інших), карбонатний (карстові процеси відбуваються у вапняках, доломітах та породах, багатих на сидерит, магнезит тощо) і сольовий (поширений переважно у товщах кам'яної та калійної солей) карст.

Процес вилуговування, по суті , є різновидом процесу хімічного вивітрювання, в якому важливу роль відіграє карбонатна кислота, за участю якої утворюються гідрогенкарбонати, що зазвичай легше розчинні у воді, ніж відповідні солі [5]. Карстові процеси відбуваються інтенсивніше за наявності оптимальних для цього геологічних, гідрогеологічних, геоморфологічних та кліматичних умов, а також потужних джерел вуглекислого газу тощо. До найсприятливіших умов карстового процесу належать такі.

1. Достатня кількість СО₂ , розчиненого у воді. Джерелами СО₂ , що міститься у природних поверхневих і підземних водах, можуть бути: а)атмосфера, з якої вода поглинає оксид карбону (IV) під час падання дощових крапель (щоправда, кількість поглиненого газу вкрай незначна);

б) біохімічні процеси зумовлюються переважно життєдіяльністю мікроорганізмів, що є в ґрунтах і верхній товщі порід літосфери, по якій циркулюють підземні води; в) розкладання органічних решток на земній поверхні або поблизу неї; г) «ювілейний» оксид карбону (IV), яким атмосферні води часто насичуються у процесі своєї глибинної циркуляції. Це особливо часто спостерігається в областях сучасної або минулої вулканічної діяльності.

Крім вуглекислого газу в розкладанні вапняків та інших порід можуть брати участь деякі інші кислоти, наприклад гумінові, а також сульфатна, що утворюється у місцях виходу на поверхню сірководневих вод.

2. Рельєф плоских межиріч і спадистих схилів що забезпечує тривалий вплив поверхневих вод на гірські породи та значну інфільтрацію. Круті схили зумовлюють стікання поверхневих вод та їхнє мінімальне проникнення в глиб.

3. Значний об'єм гірських порід здатних до вилуговування, та відсутність великої кількості домішок, що гальмують перебіг карстового процесу.

4. Структура породи здатна спричинити інтенсивну міграцію підземних вод у масиві порід, що зазнають карстових процесів. Пористість, ніздрюватість, наявність каверн (великих і дрібних порожнин) у породах зумовлює повсюдне проникнення підземних вод і вилуговування порід у значних об'ємах. Велике значення має ухил водотривких порід, від якого залежить спрямований рух підземних вод і транспортування у розчиненому стані вилугуваних мінеральних мас.

5. Вплив тектонічного чинника, що сприяє дренуванню гірських порід системою розломів, тріщин та інших деформацій.

6. Достатнє зволоження, сприятливий температурний режим, які визначають кількість біомаси, потрібної для утворення оксиду карбону (IV), гумінових та нітратної кислот, що поліпшують агресивність підземних вод. Іноді клімат заважає карстовим процесам, наприклад багаторічна мерзлота перешкоджає доступу вод до масивів порід, здатних до вилуговування. 7. Сприятливі умови для оновлення підземних вод - значна тріщинуватість порід, що забезпечує надходження підземних вод, які здійснюють карстовий процес, до осередків розвантаження, а також сприяє припливу свіжих поверхневих ненасичених вод. Великого значення при цьому набуває тренованість, тобто досить високе гіпсометричне положення товщі порід, придатних для карстових процесів, завдяки чому підземні води характеризуються значною динамікою.[5].



2. Механізм і морфоскульптура карстового процесу

Слід зазначити, що карстовий процес, як і будь-який інший екзогенний процес, який зумовлює міграцію по земній поверхні та у верхніх шарах літосфери речовини, енергії та інформації, складається з трьох етапів: руйнування (тоді вживають терміни «вилуговування», «розкладання», «розчинення» тощо), транспортування мінеральних мас у вигляді розчинів, колоїдів і суспензій та акумуляції мінеральних мас за умов неможливості подальшого пересування по поверхні або у товщах гірських порід [5].

Як і більшість екзогенних процесів, карстовий має циклічний характер, проте ця циклічність зумовлюється не тільки зовнішніми чинниками (чергуванням ксеротермічних і плювіальних епох у певному регіоні), а й ритмічністю геологічного (тектонічного) розвитку певної ділянки земної кори. У багатьох випадках ритмічні підняття й опускання земної поверхні спричинюють трансгресії або регресії епіконтинентальних морських басейнів, що також зумовлює ритмічний прояв карстових процесів. Останні призводять до видалення маси гірських порід у певному регіоні як з поверхні, так і на глибині. Відповідно до цього розрізняють карст поверхневий («голий», відкритий) і підземний (закритий). Кожний із цих різновидів карсту утворює специфічний комплекс форм рельєфу. Оскільки відкритий і закритий карсти переважно взаємодіють між собою, то деякі карстові морфоскульптури важко розрізнити за ознаками їхньої належності до певного різновиду [3].

2.1 Поверхневий карст

Поширений у районах, де в гірських породах можуть відбуватися процеси картування, виходить на денну поверхню, а кліматичні умови регіону не сприяють утворенню кори вивітрювання, яка могла б вкрити їх шаром значної товщини. Відсутність суцільного грунтово-рослинного покриву, виходи безпосередньо на поверхню численних схилів, роз'їдених карровими борознами, або каррами (інша назва - шратти), різними за довжиною і глибиною.

Рис. 1. Різні типи каррів: а - лункові карри; б - трубчасті карри у брилі гіпсу; в - кари у вигляді слідів; г - борозенчасті карри; д - структурні карри (розріз);е - жолобоподібні кари; є - тріщинні карри.

Рис. взятий із «Стецюк В. В., Ковальчук І. П. Основи геоморфології, Київ. 2005»

Особливо виразними зазначені форми рельєфу є у країнах європейського Середземномор'я. Тут у минулому схили вапнякових гір, імовірно, були вкриті лісами, які згодом по-хижацьки винищили.

Стікання опадів з оголених схилів швидко позбавили їх пухкого покриву, відкривши нічим незахищені вапнякові породи. Численні каррові борозни, які виникли тут уподовж нетривалого часу, активно поглиблювалися і подальше вилуговування відбувалося вже вздовж тріщин, властивих щільним осадовим породам тектонічно активних областей (рис. 1). Утворення таких тріщин за допомогою карстового процесу мало виразне спрямування вглиб. На перетинах деяких тріщин (у «вузлах»), де кількість подрібнених порід значно більша, процес посилювався і часто призводив до появи вертикальних каналів (понорів, шахт. колодязів тощо), які з'єднують форми поверхневого карсту з підземними порожнинами. У поверхневій частині такі канали часто розширюються, набуваючи вигляду лійок (рис. 2).

Рис.2. Типи від'ємних форм карстового рельєфу.

а) блюдцеподібна западина просмоктування; б) лійка просмоктування; в) карстовий колодязь провального походження; 1 - нерозчинні породи; 2 - розчинні породи; 3 - делювіально-пролювіально-елювіальні відклади. Рис. взятий із «Стецюк В. В., Ковальчук І. П. Основи геоморфології, Київ. 2005»

Карстові лійки з часом стають глибшими та більшими за площею (Рис.3). На території, складеній з поверхні породами, схильними до картування, зазвичай формується кілька таких лійок. Вони мають лінійну протяжність тоді, коли належать до великої тріщини у карстова ній породі і ніби «нанизані» на деяку вісь або займають певну площу ізометричних обрисів у плані. Через деякий час лійки, які зазнають розширення і поглиблення, зливаються між собою й утворюють спільні зниження значної площі, що мають назву «полья» [4].

Оскільки дощові опади у Середземномор'ї часто мають зливовий характер. То відбувається короткочасне потужне змивання продуктів вивітрювання до утворених карстових лійок. Частина змитого елювію нагромаджується на дні карстових западин і сприяє закупорюванню понор глинистим матеріалом і припиненню карстового процесу на поверхні.

Отже типовими морфоскульптурами відкритого карсту є каррові борозни. Що переважно утворюються в наслідок корозійної і хімічної діяльності води та змивання елювіальних продуктів до карстових знижень. А також самі зниження - лійки, блюдця, полья, доліни тощо. Западини значних розмірів (понад кілка кілометрів у поперечнику) зазвичай називають польями (від південнослов'янського polje, що тотожне українському слову «поле»), а западини незначних розмірів (від кілько до кількасот мерів у поперечнику) у західноєвропейській науковій літературі незалежно від їхньої форми називають «долінами».

Рис.3. Перетворення колодязеподібного циліндричного провалу а) на лійкоподібну западину б). Рис. взятий із «Стецюк В. В., Ковальчук І. П. Основи геоморфології, Київ. 2005»

Термін «доліна» співзвучний з терміном «флювіальна річкова долина», від якої карстова долина відрізняється морфологічно й генетично. Тому замість європейського терміна «доліна» у вітчизняній літературі використовують терміни «карстові лійки», «карстові блюдця», «карстові колодязі» тощо.

Карстові лійки зазвичай мають округлу чи овальну, іноді - неправильну форму в плані та лійкоподібний поперечний переріз із крутими й прямими схилами ( Рис. 4). Розмір у поперечнику становить 10-200 м. У разі формування складних лійок, які утворюються після злиття кількох суміжних або розміщених ланцюжком западин під час їхнього розростання по форми Карстові форми рельєфу (по Д. Г. Панову) поверхні, простори між лійками набувають вигляду довгастих долино-подібних знижень, розділених невисокими перемичками на низку западин меншого розміру.

1 - кари; 2, 3 - воронки поверхневого вилуговування; 4 - провальна воронка; 5 - карстова долина; 6 - полье; 7 - печера. Рис. взятий із «Стецюк В. В., Ковальчук І. П. Основи геоморфології, Київ. 2005»

Зниження такого характеру отримали південнослов'янську назву «ували» (Рис.5). На дні багатьох карстових лійок нагромаджуються пухкі осадові породи, що змиваються із схилів, іноді днища мають тріщини, в яких затримуються атмосфері опади. Потім ці тріщини округлюються і набувають вигляду отворів округлої чи овальної форми діаметром кілька десятків сантиметрів. Такі отвори, що поглинають поверхневий стік, називають понорами. В Україні є чимало географічних назв, які містять інформацію про карстові процеси. «Понора», «понорка» - назви річок і струмків, які протікають у районах поширення вапнякових порід (зокрема, у районі старовинного волинського міста Ізяслава).

Зазначені форми поверхневого карсту, їхня морфологія та механізм утворення вказують на тісний зв'язок з формами закритого карсту в наслідок вертикального спрямування руху підземних вод, на які перетворюються поверхневі води у разі потрапляння до карстових знижень земної поверхні. Саме під час інфільтрації або стікання поверхневих вод до глибини гірської породи. Схильної до вилуговування, відбувається підземне винесення розчинених порід і формування порожнин. Проте механізм закритого карсту має свої особливості [1].

2.2 Закритий карст

Проміжними морфоскульптурами між голим і закритим карстом є вертикальні карстові канали (понори, шахти, колодязі тощо), які живлять поверхневими водами підземні порожнини і забезпечують процес вилуговування у глибині осадових товщ схильних до карстування, тобто у карстовому масиві [1].

Для того щоб відбувся процес закритого карсту. Необхідною умовою є існування принаймні трьох зон, або поверхів, які розрізняються за гідрогеологічним режимом. Верхню зону - від денної поверхні до дзеркала підземних вод - називають зоною аерації, або зоною вертикальної циркуляції вод.



Ріс.5. процес утворення увалів польїв унаслідок об'єднання (злиття) карстових лійок (за I. Kunsky. 1960)

Тут переважає вільний гравітаційний рух води, який відбувається періодично. Під час надходження з поверхні дощових або талих вод. Може також відбуватися і постійне переміщення води, проте лише там, де є місцеві джерела живлення, наприклад річки, розміщені у межах території поширення карсту і губляться у системі підземних порожнин [5].

Нижче залягає зона періодично повного насичення,де спостерігаються неритмічні, різкі коливання рівнів підземних вод, які можуть досягати значної амплітуди. Це пояснюється тим що живлення закарстованих масивів осадових порід відбувається за умов уже існуючої значної дренованості карстових масивів, що сприяє різкому підняттю рівня підземних вод у разі надходження атмосферних опадів чи талих вод. У місцях поширення нерозчинених осадових порід частина поверхневого стоку витрачається на стікання, а інфільтрація поверхневого стоку відбувається значно повільніше і рівномір ніше.

Верхня межа зони карстового масиву - зони постійного повного насичення збігається з рівнем найнижчого стояння підземних вод, а нижня - належить до поверхні водотривких порід - повного водотривкого горизонту (карстовий масив зазвичай має ярусну будову завдяки наявності кількох водотривких шарів і відповідно кількох горизонтів підземних вод). Тому відомості про гідрогеологічну будову карстового масиву належать до певного ярусу, основою якого є водотривкий шар. На цьому поверсі рух підземних вод здійснюється майже горизонтально або, згідно з ухилом водотривкого шару, від центру карстового масиву до його країв. На периферії масиву відбувається розвантаження водоносного горизонту, води якого вже здійснили вилуговування порід і містять у розчиненому стані продукти вилуговування. Розвантаження відбувається у річкові долини, які по вертикалі перерізали всю товщу карстового масиву, або просто на денну поверхню на схилах долин, балок, ярів по покрівлі водотривкого шару. Є й інші осередки розвантаження підземних вод, які брали участь у карстуванні: палеогеоморфологічні, або підземні (пов'язані з давнім рельєфом), антропогенові ( наприклад, великі кар'єри, шахти тощо), узбережні морські (виходи підземних вод нижче від рівня моря, в наслідок чого утворюється так званий морський прибережний вир) тощо [1].

У наслідок наявності кількох горизонтів підземних вод, зумовлених існуванням відповідної кількості водотривких шарів у карстовому масиві, останній має виразну ярусну будову підземних порожнин. Вони часто з'єднані між собою горизонтальними ходами (за напрямами поширення підземних вол по покрівлі водотривких шарів) або вертикальними шахтами, колодязями, підземними понорами ( за напрямами зруйнованих водотривких порід, у наслідок давніх ерозійних процесів, розлом них порушень тощо). Горизонтальні ходи, виповнені підземними водами, є своєрідними підземними ріками.

Механізм закритого карсту тісно пов'язаний з рухом підземних вод, що, в свою чергу, зумовлюється розміщенням карстового масиву над місцевим базисом денудації. За умов доброї дренованості біля покрівлі водотривкого шару (або біля підошви порід, схильних до вилуговування) впродовж тривалого часу формуються підземні порожнини. Зазвичай вони мають поперечний переріз у формі рівнобедреного трикутника з основою, що збігається з напрямом розміщення водотривкого шару. Саме біля основи печери найінтенсивніше відбувається вилуговування і винесення маси гірської породи з підземними водами до осередків їхнього розвантаження. В ідеальному випадку спостерігається ярусне розміщення печер і з'єднання їх горизонтальними ходами. Покрівля утворених печер у наслідок продовження вилуговування та нещільності порід карстового масиву може зазнавати часткового, обвалювання. Тому в центральній частині підземних порожнин спостерігаються хаотичні нагромадження уламків порід різних розмірів. Оскільки днища печер належать до покрівлі водотривкого шару, то вони часто є акваторіями підземних озер, в які з покрівлі печер падають крапі інфільтрованих поверхневих вод, що мають достатню концентрацію розчинених порід карстового масиву. Це спричинює формування екзотичних підземних морфоскульптур - сталактитів і сталагмітів [2].

Розчинений у воді гідрогенкарбонат кальцію здатний легко розщеплюватися на вуглекислий газ і гідрогенкарбонат. Вуглекислий газ при цьому зазвичай виділяється у повітря. Розкладання гідрогенкарбонату стає можливим за різних причин: у разі контакту з повітрям, випаровування води, підвищення її температури тощо. Надлишок карбонату кальцію, що утворюється при цьому, осаджується у твердому стані. За відповідних умов цей процес відбувається у карстових печерах (так утворюються сталактити, оскільки у випадку осадження у твердому стані гідрогенкарбонату під час стікання з покрівлі печер з кожною краплею зростають довжина і товщина мінеральних наростів - сталактитів).

Рис. 6. Схематичний розріз карстової печери (за Р. Кеттнером): 1 - сталактити; 2 - сталагміти; 3 - сталагмати.



Водночас відбувається формування сталагмітів, які ростуть угору і за певних умов зростаються зі сталактитами, утворюючи колони - сталагмати. Такий процес спостерігається також у процесі відкладання вапнякового туфу за допомогою підземних вод, які з'являються на земній поверхні або у великих підземних порожнинах (ці утворенні є натічними травертиновими терасами). Подібні процеси відбуваються і під час утворення оолітових вапняків у відкритих джерелах (Рис. 6)

Місця знаходження печер у товщі карстового масиву та основні ознаки їхньої морфології зумовлені розміщенням систем тріщин у породах (тектонічних або таких, що утворюються під час діагенезу порід придатних для прояву карстування). Діагенез - це процес перетворення первинних осадів на осадову породу, під час якого відбувається її утілення і можуть сформуватися значно ущільнені та ослаблені ділянки масиву порід. Підземні води, що проникають до ослаблених зон породи по тріщинах, поступово розширюють їх і створюють складну систему підземних каналів. У зонах найсильніших потоків розширення ослаблених зон породи (так званих магістральних каналів) найяскравіше виявляється ефект розчинення. До таких зон можуть примикати навколишні порожнини утворюючи великі підземні печери. Під час розширення нових тріщин і часткового закупорювання старих каналів руху підземних вод матеріалом, принесеним с поверхні, або утвореним у наслідок обвалювання склепінь печер, підземні води можуть прокладати собі нові канали залишивши старі без води. Так виникають численні сухі печери зі слідами наносів на дні каналів - свідками колишнього інтенсивного руху підземних вод [5].

Печери часто утворюють складну систему відносно вузьких каналів і просторих розширень - залів які мають численні відгалуження, змінюють напрям і часто розміщуються на різних рівнях у кілька поверхів. Це відбувається переважно за умов висхідного розвитку рельєфу, значної потужності вапнякових товщ, певного порушення геологічної структури відкладів (наявність моноклінальної вертикальної складчастої розломної структур). Трапляються випадки належності деяких рівнів печер (окремих поверхів) до рівнів давніх річкових терас, тобто до рівнів колишнього високого розміщення місцевих базисів карстової денудації. Зовнішні отвори печер відкриваються або по краях карстових масивів, або на схилах долин, що їх прорізають. Часто зовнішнім отвором печери є понора, яка з'єднує днище карстової лійки (полья) з печерою.

Печера може мати тільки один вхідний отвір, на іншому кінці вона закупорена обвалом, натічними утвореннями чи розпалається на систему вузьких тріщин і каналів, крізь які важко проникнути. Це - сліпі, або мішкоподібні, печери. В інших випадках печери відкриваються назовні двома або кількома виходами, розміщеними на протилежних кінцях, це - прохідні печери.

Рельєф карстових областей відзначається своєрідністю будова річкових долин. Оскільки більшу частину року у межах карстових масивів поверхневий стік перетворюється на підземний (за наявності тріщин і понор), то річкові долини, що починаються тут, неглибокі та слабко розроблені, тому що вода заповнює їхні русло переважно під час сильних злив чи танення снігу.

На територіях з добре розвиненим карстом часто формуються мішкоподібні річкові долини. Протилежні схили таких долин ближче до верхів'я зазвичай змикаються, утворюючи суцільну стіну, біля підніжжя якої знаходиться потужне джерело підземних вод, що дає початок річці [7].

Якщо поверхнева карстова форма, наприклад, карстовий яр у глибину досягає поверхні водоносного горизонту, то останній зумовлює появу у днищі яру постійного водного потоку. Виникає сліпа річкова долина, що Рис. 7. закінчується тупаком, тобто не з'єднується з іншими річковими долинами, озерами чи будь-якими іншими зниженнями (Рис.7.).



Рис. 7. Замкнені карстові долини (за J. Kunsky. 1960): а - сліпа (тупикова); б - напівсліпа.

Водний потік перетворюється на підземний, і річка, що протікає по сліпій долині, надалі продовжує свій рух системою підземних порожнини.

На склепіннях, днищах і стінах багатьох печер є різноманітні натічні утворення з вапняку. Зі стелі печер звисають вертикальні вузькі та довгі утвори, що нагадують водяні бурульки. Еволюція натічно-крапельних утворів залежить від притоку води до печери.

Рис. 8. Химерні форми натічно-крапельних утворень у печері Фразассі в Італії.

Під час переходу з карстової товщі до порожнини печери спочатку розвиваються напливи на її днищі - гурії, потім - сталагміти з широкою основою і звуженою вершиною, що нагадує слабкодеформовані колони. Якщо протік води зменшується до 0,1 - 0,01м³/с, утворюються сталактити, а за подальшого зниження притоку вод, що містить значну кількість розчинних порід, - ексцентричні сталактити. На однаковій стадії розвитку у різних частинах порожнини печери спостерігаються різний приток води, внаслідок чого виникають різні, часто химерні форми натічно-крапельних утворень (Рис. 8).

Більшість карстових печер утворюються після вилуговування порід або за спільної дії процесів розчинення й розмивання гірської породи (в цьому випадку розмивання підготовлене розчиненням спайок деяких зерен породи). Велике значення має роль обвалення породи, особливо на зрілих стадіях розроблення печерних порожнини. Деякі печери виникли під впливом термальних і мінеральних вод. Печерні порожнини так званого рудного карсту утворилися в наслідок дії на вапняк сульфатних розчинів, що виникають під час окиснення піриту та інших сульфатів. Трапляються також печери, що є значно розкриті тектонічними тріщинами, проте змодельовані (оброблені) процесами вилуговування (підземні карри тощо) та осадження по стінах тріщин натічно-крапельних утворів [2].

Карстовим печерам властивий специфічний кліматичний режим (саме «кліматичний», оскільки карстові порожнини існують тривалий геологічний час, а зміни зовнішніх кліматичних умов не так різко впливають на температуру, тиск і вологість, що притаманне атмосфері підземних порожнин). За температурними умовами, зумовленими морфологічними особливостями, виокремлюють три типи печер (І. Щукін, 1964): 1) печери, відкриті з обох боків - добре вентилюються завдяки вільному газообміну їхнього повітря із зовнішнім. Такі печери характеризуються різкими і значними коливаннями температури та вологості відповідно до таких самих коливань зовнішнього повітря; 2) «сліпі» печери, вхідні отвори яких розміщені у нижній частині порожнини; температура повітря у цих печерах зазвичай дорівнює температурі гірських порід, що їх оточують, тому їх ще називають «теплими печерами»; 3) «сліпі» печери вхідні отвори яких ведуть до лантухоподібної порожнини. У таких печерах навіть у теплу пору року зберігається холодне зимове повітря з мінусовими температурами. Це спричинює замерзання води, що проникає в печеру, й утворення льодових мас у вигляді чудернацьких форм, інею та химерних льодових кристалів на їх стінах. Улітку зовнішнє тепле повітря не здатне витиснути холодне і щільне повітря з печери, і температура у ній залишається мінусовою. Лід у печерах може, ймовірно, утворюватися також під впливом посиленого випаровування вологи з пористої поверхні гірських порід. Печери цього типу трапляються лише у районах помірних широт з холодною зимою (Рис. 9). Найвідомішою із холодних печер є Кунгурська, розміщена у Передураллі.

Рис. 9. Фрагмент інтер'єру Добшинської льодовитої печери (Словаччина).

Із появою людини печери використовуються як схованки від негоди, а в районах із суворим кліматом - як постійне житло. Тому ними дуже цікавляться археологи, оскільки багато з них зберегли сліди перебування первісної людини (додаток 1). У деяких печерах, стіни які завдяки незначним коливанням температури майже не зазнали вивітрювання, збереглися наскельні розписи, де зображено тогочасних тварин, наприклад мамонта, довгошерстного носорога, північного оленя, зубра, дикого коня, печерних лева і ведмедя, антилопи сайги тощо. Це має велике значення для вивчення первісної культури та для реконструкції палеогеографічних умов четвертинного періоду. Крім того, печери є місцями існування різних організмів [6].

2.3 Найвідоміші карстові масиви в Україні

До них належать - Придністров'я, Кримські гори та Причорномор'я, деякою мірою - Донбас, Карпати і Закарпаття. Так, у гіпсових відкладах Придністровського Поділля і Буковини поширені скрадні лабіринти печер, розроблені згідно із системою тріщин і розломів, які взаємно перетинаються. Це найбільші з гіпсових печер світу. Печера Оптимістична має довжину лабіринту 142,5 км і посідає друге місце у світі (після печерної системи Флінт-Мамонтова у США, штат Кентуккі). Печера Озерна (104,5 км) за сумарною довжиною за сумарною довжиною проходів посідає четверте місце. Інші великі печери - Золушка (40 км), Кришталева-Кривченська (22 км), Млинки (15,1 км), Вертеба (7,8 км) [5].

Значна кількість карстових порожнин у цьому регіоні зумовлена поширення рифових вапняків сарматських морів - так званих Подільських Тавр. У Карпатах крім печер вапнякового карсту («Дружба», Білокам'яна, Прекрасна, Перлинова тощо) поширені печери сольового карсту.

У гірському Криму своїми розмірами виокремлюється Червона печера на Долгоруківському масиві. Вона складається з шести різновікових поверхів і досліджена на відстані 13,1 км. Верхні поверхи мають складні екзотичні натічно-крапельні утворення, по двох нижніх тече підземна ріка, яка утворює кількасот проточних озер, низку каскадів і сифонів (так називають звернені вгору чи вниз колінчасті згини вузьких місць каналу текучих підземних вод, що утворюються після обвалювання тунелю і захаращення його дна уламками), що значно утруднює дослідження печери [5].



3. Похідні природні явища карстових процесів

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

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

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

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

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

Рис. 10. Схема утворення тимчасового карстового джерела та двоповерхової карстової печери (за О. Якушко, 1986): а - за низького рівня підземних вод; б - за повного насичення карстового масиву; в - утворення другого поверху після зниження рівня підземних вод.

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

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



4. Закономірності перебігу карстових процесів

4.1 Циклічність карстових процесів

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

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

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

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

4.2 Зонально-кліматичні типи карсту

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

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

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

1. Клімат перигляціальний з багаторічною мерзлотою. Якщо багаторічна мерзлота дуже глибока, підземна корозія майже не відбувається, оскільки підземні води перебувають у замерзлому, нерухомому стані. Поверхнева корозія є активною, особливо у породах, які зазнали морозного вивітрювання. Їхнє поверхневе розтріскування полегшує розчинення, до того ж холодна вода містить багато вуглекислого газу.

2. Прохолодний океанічний клімат і клімат при льодовиковий без багаторічної мерзлоти. Низка умов сприяє активному розвитку карсту на глибині та на поверхні - відсутність мерзлоти, рясні опади та слабке випаровування, кисла реакція води внаслідок повільного розкладання рослинності, високий уміст вуглекислого газу. 3. М'який океанічний клімат. Він менш сприятливий для поверхневого розчинення порід внаслідок вищої температури та близького до нейтрального значення pH. Підземні води є активними завдяки низькій температурі і тиску, проте випаровування значно зменшує їхній об'єм. За цих умов більшість вапняків стають придатними для вилуговування.

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

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

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

Рис. 11. Схема стадій утворення останців тропічного карсту: а-г - послідовність карстоутворення від початкової до кінцевої стадії.

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

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

У карсті помірних широт замкнені западини мають тенденцію до розширення у горизонтальному напрямі внаслідок зменшення площі первинної поверхні і можуть, зливатись між собою, утворювати западини значних розмірів. У тропічному карсті під час його розвитку в ширину розростаються смуги базальної поверхні між височинами завдяки скороченню площі останніх і до повного їхнього зникнення. Зазвичай цей процес поширюється у певному напрямі, а там, де він розпочався, після його завершення виникає новий (кінцевий) елемент морфологічного комплексу карсту - окраїна рівнина.

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

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

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

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



5. Псевдокарстові процеси і форми рельєфу

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

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

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

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

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

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

Форми глинистого карсту недовговічні й руйнуються впродовж кількох чи десятків років, на відміну від порожнин і поверхневих форм класичного карсту, вік яких сотні тисяч і мільйони років.

Суфозія - комплексний процес, який полягає у частковому вилуговуванні та механічному винесенні дрібних фракцій осадових порід пилуватого складу з верхніх горизонтів до нижчих. Найкращі умови для цього процесу - у лесових породах що мають макропористу структуру, тонкий дрібнодисперсний склад і містять деяку кількість карбонатів, придатних до вилуговування. Цей комплекс ознак за тривалого і багаторазового змочування лесових порід спричинює їхнє ущільнення, тобто часточки порід під впливом сил молекулярного натягу змінюють свою початкову орієнтацію і кількість пор у породі різко зменшується. Внаслідок цього зменшується загальний об'єм осадової товщі, а земна поверхня реагує на це характерними просіданнями. Тому утворюються плоскі замкнені зниження - степові блюдця. Якщо їхні розміри у поперечнику досягають кількох кілометрів, а глибину - 10 - 12 м, їх зазвичай називають подами. Зазначений процес дуже поширений на півдні України, де земна поверхня від глибини від кількох до 40 - 60 м складена лесовими породами. Це явище відображено навіть у відповідних географічних назвах, наприклад, Великий Агайманський під, Зелений під, під Чорно Долина, Чаплинський під тощо.