Власна програма факультативу

. ВСТУП

1. ЗМІСТ ЗАВДАННЯ І МЕТОДИ ГЕОЛОГІЇ ЯК НАУКИ

Геологія є наукою про Землю. Сам термін пішов від грецьких слів ге — земля, логос — наука, знання.

Вивчати Землю можна по-різному, і є багато наук, для яких Зем­ля є об'єктом вивчення. Такі науки, як географія, геодезія, геохімія, геофізика та інші вивчають Землю, але кожна з них підходить до ви­вчення Землі з певним своїм завданням і своїми специфічними мето­дами.

Геологія також має свої завдання і свої методи.

В минулому геологія була наукою, що вивчала Землю дуже різносторонньо. Поступово, по мірі розвитку геологічних знань про Землю, постала необхідність виділити її деякі частини в самостійні науки. Так з колишньої єдиної науки геології утворились мінералогія, петрографія, геохімія, геоморфологія, геофізика, геотектоніка, історична геологія, па­леонтологія, гідрогеологія, інженерна геологія та інші самостійні нау­ки. Кожна з цих наук, будучи тісно пов'язаною з іншими, зараз має окре­мий свій об'єкт вивчення і користується своїми специфічними методами.

Незважаючи на те, що зараз вже існує багато спеціалізованих геологічних наук, продовжує існувати і спільна наука, що носить назву загальна геологія.

Загальна геологія розглядає приблизно ті ж самі об'єкти, що досліджуються і вищезгаданими спеціалізованими геологічними науками, але вона має і своє самостійне завдання. Загальна геологія вивчає, по-перше, земні процеси та явища, з'ясовуючи причини ви­никнення та закономірності розвитку, як-от: діяльність вітру, води, льо­ду, живих організмів і т. д.; по-друге, знайомить людину з основами всіх спеціалізованих геологічних наук, закладає фундамент для цих наук, які вже досліджують земні явища і процеси в деталях.

Щоб мати чіткішу уяву про спорідненість спеціалізованих наук, коротко ознайомимося з їх змістом.

      Галузева наука мінералогія в деталях вивчає окремі складові частини землі, що їх називають мінералами. Це ті хімічно і фізично однорідні маси, які в різних комбінаціях, а іноді і самостійним на­громадженням, дають найрізноманітніші гірські породи землі. Мінера­логія вивчає форму, хімічний склад, фізичні властивості та походжен­ня мінералів.

Дуже близька до мінералогії інша наука — петрографія. Вона вивчає гірські породи, що утворюються внаслідок об'єднання різ­них мінералів та їх різного комбінування. Вона так само, як і мінера­логія, досліджує склад, форму, властивості та походження гірських по­рід. Але, крім цього, вона досліджує ще й умови залягання та розпо­всюдження цих порід.

Геохімія є геологічною наукою, що розв'язує питання хімічних процесів земної кори, які обумовлюють виникнення, міграцію та пере­творення мінеральних мас, вивчає історію хімічних елементів в природі.

Геофізика є спеціалізованою наукою, що фізичними методами досліджує геологічну будову Землі. Вона (геофізика) вивчає форми залягання гірських мас земної кори, що мають спільні фізичні власти­вості, відмінні від властивостей інших суміжних мас.

Геотектоніка є одною з молодих геологічних галузей, що вивчає структурні особливості земної кори, тобто розміщення різних складок, розривів, магматичних мас, їх розміри, історичний розвиток та причини виникнення.

Палеонтологія вивчає рештки живих організмів, що існували будь-коли на земній поверхні. По цих рештках вона встановлює ха­рактер еволюційного розвитку організмів протягом часу і допомагає визначати вік геологічних подій на землі.

Історична геологія вивчає хід історичних земних подій, тобто є наукою хронологічною. Основним завданням історичної геоло­гії є встановлення обліку земної поверхні в різний геологічний час та виявлення характеру і послідовності геологічних змін протягом часу.

Гідрогеологія  вивчає умови залягання води в земній корі, зміну складу води та її властивості в залежності від геологічних умов залягання.

Інженерна геологія вивчає породи земної кори з боку їх придатності для побудування в них або на них різних споруд: каналів, мостів, будинків і т. д.

Геоморфологія вивчає форми сучасного земного рельєфу, пов'язуючи ці форми з геологічними причинами їх виникнен­ня.

Вже з цього короткого переліку геологічних галузей можна бачити, що кожна наука має свою специфіку, але, в той же час, всі ці науки мають і дещо спільне — загальногеологічне. Це цілком природно, тому що всі вони пішли від єдиного кореня — загальної геології.                                

Одним з важливих методів загальної геології і майже всіх її га­лузей є безпосереднє спостереження явищ природи. На земній поверхні безперервно відбуваються геологічні зміни, і тому, хто хоче по-справж­ньому вивчати геологію, необхідно навчитись бачити ці геологічні змі­ни, або, як їх називають геологи, — процеси, та їхні наслідки. Бачити геологічні процеси можна не завжди і не всі. Є багато процесів, які протікають настільки повільно, що одна людина навіть за все своє життя не може їх помітити. Так, наприклад, людина не помічає зміни висот місцевості, руйнування твердого каміння, переміщення річкових долин, виникнення та зникнення гір і багато інших подій на землі. Ці геологічні процеси стають помітними лише через довгі проміжки часу. Такі геологічні процеси, безумовно, слід вивчати тільки по їх сумарній дії за минулий час.

Але є багато процесів, які людина при уважному спостереженні може легко помітити за порівняно короткий час. Так, наприклад, змі­на вигляду берегів річок, зміна розмірів і форми ярів, зміна форми і розмірів піскових нагромаджень по берегах річок і морів, вулканізм та землетруси можуть бути помітні кожній людині, що придивляється до цих геологічних процесів.

Наука геологія часто користується такими геологічними докумен­тами, як відклади минулих геологічних часів, рештки давніх організ­мів, сліди колишніх геологічних впливів на затверділі давні породи, різні форми залягання порід, що утворились внаслідок геологічних процесів.

Такі природні документи найчастіше зустрічаються по берегах річок, морів, в ярах, горах і зрідка навіть на рівній поверхні.

       Геологія вивчає, систематизує та описує всі ці факти і документує їх у вигляді геологічних карт. Цей процес геологічного дослідження, часто побудований переважно на спостереженні, іменується геологіч­ним картуванням.

Оскільки на земній поверхні факти минулих геологічних подій можна спостерігати лише зрідка і далеко не повно, то геологія ще користується спеціальними засобами, такими, як свердлування, шур­фування та проходка шахт. За допомогою цих засобів геологія одержує можливість вивчення земної кори на глибину до 10 км.

Дослідження більших глибин вже здійснюється за допомогою гео­фізичних методів, тобто не шляхом прямого спостереження, а шляхом побудови висновків на основі побічних фактів та наслідків, в тому числі вулканічних вивержень.

Незважаючи на різноманітність геологічних методів досліджень, все ж таки далеко не всі геологічні події минулого щастить вивчити, і через це геології часто доводиться користуватись методом аналогії, припущення та логічних обґрунтувань; спостерігаючи сучасні процеси, робити висновки про давно минулі події.

В останні роки особливо швидко збагачується методика і зростає техніка геологічних досліджень.

Геології, як і багатьом іншим наукам, доводиться також викори­стовувати експериментальний метод, тобто в лабораторних умовах від­творювати природні геологічні процеси. На жаль, в геології лабора­торний експеримент значно трудніший, ніж експеримент в будь-яких інших науках. Ця трудність полягає в тому, що природногеологічні процеси, в більшості, протікали на протязі дуже довгого часу і у вели­ких масштабах, а в лабораторних умовах їх доводиться відтворювати за дуже короткий час і в малих масштабах. Через це хід процесу і наслідки його можуть бути далеко не рівнозначними.

Геологу доводиться обережно підходити до висновків та встанов­лення аналогій в лабораторних і природних процесах.

Для вивчення рухів земної кори та формування рельєфу геології доводиться користуватись методами геодезії, тобто методами точного інструментального вимірювання координат і висотних відміток певних точок земної поверхні. Ці методи надзвичайно точні і за останні роки дозволили виявити цікаві закономірності коливальних рухів земної кори.

Отже, геологія користується методами: 1) спостереження, 2) лабо­раторних досліджень, 3) аналогій, 4) експерименту, 5) геодезичних вимірів та ін.

2. ЗАВДАННЯ ТА ПРАКТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ ГЕОЛОГІЇ

Геологія є наукою, що має велике практичне значення для народ­ного господарства. Лише з розвитком науки геології стало можливим використання великих природних багатств, що їх називають корисними копалинами. Без корисних копаний зараз не можна собі уявити нор­мального життя людини. З кожним роком збільшується добування різ­них корисних копалин та їх різноманітність. По мірі розвитку геології людина все глибше проникала в земну кору і виявляла все нові та нові родовища корисних копалин. Багато родовищ було відкрито там, де ніяких ознак їх існування на земній поверхні нема. Це стало можливим лише завдяки розвитку геологічної науки, виявленню закономірностей геологічних подій минулого і встановленню науково обґрунтованих прогнозів можливого розміщення корисних копалин.

Зараз трудно знайти галузь господарства, яка в тій чи іншій мірі не зверталась би до послуг геологічної науки. Через це гео­логія користується великою популярністю не тільки серед спеціалістів різних галузей, але й серед широких мас суспільства.

3. КОРОТКА ІСТОРІЯ РОЗВИТКУ ГЕОЛОГІЧНИХ ЗНАНЬ

Перші геологічні знання людина почала набувати з того часу, як навчилась користуватись камінням для своїх потреб. За археологічни­ми даними, людина використовувала камінь як певне знаряддя за кілька десятків тисяч років до нашого часу.

Приблизно 15—20 тис. років до початку нашої ери людина вже вміла не тільки користуватись природним камінням, а й його обробля­ти. В цей же час людина пізнала, що різне каміння має різні власти­вості, і навчилась використовувати ці властивості за певним призна­ченням. Вишукуючи найбільш потрібне каміння, людина поступово навчилась спочатку використовувати природні метали, а потім і добу­вати метали та деякі мінеральні маси шляхом переробки природних гірських порід.

Потреба людини в різних природних корисних копалинах обумо­вила набування людиною певних знань про властивості та умови за­лягання цих копалин. Так в процесі практичного використання люди­ною природних гірських мас виникали геологічні знання.

Первісні геологічні знання, звичайно, були примітивними, але по мірі розвитку людської культури розвивались і знання про Землю. Вже за 3—2 тис. років до нашої ери такі народи, як китайці, індуси, єгиптяни та інші почали узагальнювати окремі розрізнені відомості про гірські породи і мінерали та ставити питання про причини їх ви­никнення і розміщення на Землі.

За 2 тис. років до нашої ери в Китаї почали складати запис, що носить назву «Сказання про гори та моря». Записи робились на кістках, дерев'яних та мінеральних плитках. Ці записи свідчать про те, що вже в той час узагальнювались набуті людиною геологічні знання. За кіль­ка сот років до нашого літообчислення китайці дали назву та опис кіль­ком десяткам мінералів.

Поряд з записами практичного значення китайці та інші народи за 5—6 віків до нашої ери почали розвивати і теоретичні основи геології та намагатись з'ясувати природні явища.

      Важливими для науки є погляди Аристотеля на форму і роз­міри Землі. Він вважав, що Земля має кулясту форму, а за роз­мірами вона багато менша, ніж зірки. Цікаві думки Аристотеля щодо походження різних руд та мінералів. На його думку, більшість з них виникає внаслідок просочення із глибин Землі різних — то сухих, то мокрих — газів.

Досить обґрунтовані погляди на геологічні процеси можна зустрі­ти також в роботах Стробона та в роботах Плінія Старшого (І ст. н. е.). Останній написав 36-томну працю під назвою «Природнича історія» і сам загинув, досліджуючи виверження Везувію у 79 р. н. е. В праці Плінія Старшого відведено підсумок геологічних знань на початок нашої ери.

Ці перші зародки наукових геологічних знань могли б дати поча­ток справжній геологічній науці, але, на жаль, на початку нашої ери в районах культурного світу широко розповсюдились релігійні віруван­ня, які стали несумісними з науковим знанням. Вже з перших років розповсюдження християнства в басейні Середземного моря релігія почала жорстоко знищувати всякі паростки наукового знання, і в першу чергу — геологічного. Сміливим науковим дослідникам багато довелось перетерпіти, а деяким навіть і загинути. Протягом 15 віків релігія знищувала наукові знання, гальмувала розвиток геології. Для геології майже 1500 років пропало марно.

Лише в XV ст. знайшлись сміливі дослідники, що, незважаючи ні на які релігійні утиски, змогли почати справу відродження геологічної науки.

      Одним з найбільш видатних дослідників цього часу був Леонардо-да-Вінчі (1452—1529 рр.).

Леонардо-да-Вінчі, проводячи роботи по іригації та інженерних спорудах на території Італії, спостерігав факти, подібні до тих, які були відомі давнім грекам. Як питливий дослідник і мислитель, він правильно оцінив ці факти і прийшов до переконання, що значні ділян­ки італійської суші в минулому були морським дном. Від тих часів в породах суші залишились черепашки, які Леонардо-да-Вінчі часто зустрічав в земних масах під час своїх робіт і які наштовхнули його на правильний шлях у розумінні геологічних подій.

Другим видатним дослідником початку XVI ст. був Агрікола Георг Бауер (1494—1555 рр.), що працював в Чехії та Саксонії. Агріко­ла вивчав умови залягання гірських порід і один з перших правильно розумів геологічні процеси на поверхні Землі. Він склав перші посіб­ники по мінералогії, гірничий справі та металургії.

Треба відзначити, що кінець XVII та початок XVIII ст. є часом досить швидкого розвитку капіталізму, який спричинився до розвитку гірничої справи, а разом з цим і до розвитку геологічної науки.

В цей час швидко зростає попит на різні корисні копалини. Для їх добування доводиться будувати шахти та вишукувати нові технічні засоби для все глибшого проникнення в надра Землі, а це, в свою чергу, сприяє розвитку геологічних знань.

XVIII ст. є переломним періодом в розвитку геології. Вже на по­чатку XVIII ст. наука збагачується численними спостереженнями, на­громадженням наукових фактів та виявленням основних законів геоло­гічних процесів.

Видатне місце в розвитку геології займають роботи М. В. Ломоносова (1711 —1765 рр.).

Ломоносов правильно розумів хід геоло­гічних подій, надаючи великого значення довготривалості процесів та фіксації їх у вигляді осадових порід.

Ломоносов був першим дослідником, що розумів геологію як науку про розвиток земної кулі, який відбувається, внаслідок прояву ендоген­них та екзогенних процесів.

Хоч ендогенні процеси Ломоносов, що дуже мало знав про магму, розумів далеко не так, як це ми розуміємо зараз, але все ж його по­гляди були значно більш науковими, ніж погляди багатьох його сучас­ників. Особливо важливим досягненням Ломоносова було те, що свої науково-теоретичні висновки він базував на спостережених природних фактах, відкидаючи всяку містику та наявність божественних сил.

Велике значення мають роботи Ломоносова з мінералогії. Він по­чав збирати мінерали на широких просторах Росії і прийшов до ви­сновку про їх асоціації в природі. Він же перший застосував мікроско­пічний метод дослідження гірських порід.

XIX ст. є часом ще більш швидкого розвитку геологічної науки. В цей час багато дослідників почали працювати над збиранням геоло­гічних фактів та над розробкою теоретичних проблем, і в середині XIX ст. була висунута перша науково обґрунтована гіпотеза про при­чини тектонічних процесів (Еллі-де-Бомон, 1852 р.).

У другій половині XIX ст. майже в усіх європейських та північно­американських країнах було розпочато систематичне геологічне ви­вчення великих територій та зібрано багато нових геологічних фактів, що збагатили геологічну науку та підтвердили погляд про еволюційний розвиток геологічних процесів на Землі.

В Західній Європі та Північній Америці в першій половині XX ст. геологічні науки продовжували швидко розвиватись, але цей період характеризується, з одного боку, надбанням великого фактичного ма­теріалу, а з другого — надзвичайною розбіжністю теоретичних ви­сновків в питаннях причини геологічних процесів. Для прикладу можна згадати, що за 50 років нашого століття за кордоном висунуто понад 20 різних гіпотез про причини тектонічних процесів. Дуже часто ці гіпо­тези є суперечливими і мало обґрунтованими. Це дало підставу деяким закордонним передовим теоретикам самокритично визнати, що західно­європейська геологічна наука заходить в тупик.

В Росії, а пізніше — в Радянському Союзі розвиток геологічної науки йшов більш прямолінійно, ніж за кордоном. М. В. Ломоносов заклав міцний фундамент для розвитку геології.

Із видатних дослідників геологів, що зробили великий вклад в розвиток  геології  на початку ХХ ст., можна назвати: В. А. Обручева (1863— 1956 рр.), В. І. Вернадського (1863—1945 рр.), А. Є. Ферсмана (1883— 1945 рр.), А. Д. Архангельського (1879—1940 рр.), А. Н. Зава'рицькоп (1884—1952 рр.), С. С. Смирнова (1895—1947 рр.), І. М. Губкіна (1871 —1939 рр.), С. Н. Шатського, В. В. Білоусова та багато інших.

Кожен з них, крім проведення важливих безпосередніх досліджень, зробив великий вклад в розвиток теоретичних знань тих чи інших галузей геологічної науки.

             4.   ГІПОТЕЗИ ПРО ПОХОДЖЕННЯ ЗЕМЛІ

Замість науково обґрунтованих висновків про походження Землі людина змушена була складати лише легенди, що в більшій або мен­шій мірі задовольняли її питливість в цьому питанні.

Так було складено багато легенд, що відрізнялись одна від одної лише мірою фантазії та базою відомих складачам легенд, фактів жит­тєвого порядку. Всі вони (легенди) були майже однаково далекі від істини, від науки.

Особливо відрізнялись легенди народів, територіально віддалених один від одного, наприклад, народів Малої Азії та Скандинавії, наро­дів Єгипту та Китаю.

Одна з легенд, складена народами Малої Азії та Єгипту, була роз­роблена і ввійшла в релігійне вірування євреїв. Пізніше ця легенда була у євреїв запозичена християнською релігією і стала широко роз­повсюдженим, догматом скрізь, де розповсюджувалось християнство. За цією легендою, Сонце, зірки, Землю і все, що є на Землі, створено надприродною божеською силою за 6 днів, і все це створено спеціаль­но для послуг людини.

По мірі розвитку людського знання про Землю і Всесвіт ці кано­нізовані релігійні погляди поступово змушені були змінюватись під натиском здобутих людиною фактів.

На протязі першої півтори тисячі років нашої ери людством було пізнано, що, крім Землі, недалеко від Сонця є інші планети, що Земля є круглим тілом певних розмірів, що далеко не все в природі відбу­вається для задоволення людини та що багато подій відбувається в природі самостійно, незалежно від людини.

Перший науковий синтез одержаних людством нових фактів був зроблений в XV ст. М. Коперником. Коперник висунув нову гіпотезу будови світу, що одержала назву «Геліоцентричної», бо приймала за центр світу Сонце (по-грецьки «геліос»). За гіпотезою Коперника, Сонце є центральним тілом, навколо якого рухаються по колових орбі­тах Земля та інші планети. Крім цього, планети, і в тому числі Земля, обертаються навколо своєї осі.

Пізніше Бруно і Галілей доповнили гіпотезу Коперника і дали люд­ству порівнюючи правильну уяву про будову Сонячної системи. Особ­ливо важливим етапом в розвитку знань про Землю та Сонячну систе­му відіграло винайдення Галілеєм телескопа, який дозволив значно краще спостерігати небо і рухи планет.

Нелегко давались людству наукові відкриття, що суперечили ре­лігійним канонам. Так, Бруно був спалений на кострі, а Галілея на старості років церква примусила прилюдно зректись того, у що він ві­рив і на що витратив багато сил.

Незважаючи на гоніння та переслідування церквою науки, все ж таки справжні наукові розуміння будови світу поширювались серед людства і дальше розроблялись передовими вченими. Із видатних до­слідників в цьому питанні треба згадати таких, як Кеплер (1571— 1630) та Ньютон (1642—1727).

Після встановлення правильних розумінь будови Сонячної систе­ми стало можливим складання гіпотез про походження Сонячної сис­теми. Перша гіпотеза, побудована на основі людських знань про Все­світ, була сформульована Кантом в 1775 р.

Сонце є центром, навколо якого рухаються планети.

Планети рухаються по колових орбітах.

Орбіти лежать в одній площині.

Біля планет є супутники, що рухаються навколо планет.

 Планети і супутники обертаються навколо своїх осей, і цей рух відбувається згідно із загальним напрямком руху планет навколо Сонця.

Можна назвати ще ряд гіпотез походження Сонячної системи і нашої планети. Наприклад, гіпотеза Чемберлена, Мультона, Джінса. Але  математичні дослідження показали, що ці гіпотези абсолютно не вірні. Гіпотеза О.Шмідта про походження планет сьогодні розглядається як одна із основних досягнень науки. В основу вчений поклав, що планети Сонячної системи формувались із холодної маси туманності.

РОЗДІЛ І.    ЗАГАЛЬНІ ВІДОМОСТІ ПРО ЗЕМЛЮ

БЛОК 1. ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ І БУДОВА ЗЕМЛІ

Земля як матеріальне тіло повинна мати всі ті властивості, що характерні для всякої матеріальної маси: форму, розміри, вагу, щіль­ність, температуру, магнітність та ін.

                                              Форма і розміри

Уява людства про форму Землі повністю базується на спостере­женнях та розрахунках, зроблених на підставі промірів великих просто­рів на поверхні землі.

Поки людина не могла далеко мандрувати і багато спостерігати, уява про Землю була надзвичайно обмеженою і далекою від істини. Так, наприклад, давні народи за кілька віків до нашого літообчислення склали собі уяву, що Земля — плоска, має певні обмеження по краях і знизу підтримується якимись фантастичними силами. Такі довільні фантазії про форму Землі будувались на основі відомих людині великих сил чи явиш. Люди, що часто зустрічались з найбільшими тваринами — слонами, вважали, що знизу Землю підтримують слони: люди, що жили на узбережжях і бачили острови серед морських про­сторів, вважали, що і вся Земля держиться на воді. Відповідно до цьо­го складалась уява і про обмеження Землі по краях: одні, що бачили в тому чи іншому місці високо підняті гори, приймали гори за край Землі, другі таким краєм вважали море або небо, оскільки вони бачи­ли на горизонті поєднання неба і Землі.

Перші наукові висновки про форму Землі людина здобула після того, як навчилась будувати засоби плавання по морських просторах і почала далеко мандрувати ( переважно по воді). В цей час мандрів­ники почали спостерігати, що краю води нема і що вона має трохи випуклу поверхню. Це підтверджувалось спостереженнями за зникан­ням високих об'єктів на березі при віддалені від берега і появою цих об'єктів при наближенні до берега.

Перші наукові визначення форми і розмірів Землі зробив Євратосфен за 200 років до нашої ери. Для цього він проміряв віддалення між двома Єгипетськими містами Олександрією і Сієною (теперішній Асуан), що розташовані на одному меридіані.

Єратосфен із власних спостережень знав, що в той час, коли в Сієні буває Сонце в зеніті, а це легко встановити по тому, що воно від­бивається у воді найглибших колодязів, в Олександрії Сонце дає проміння під певним кутом. Вимірявши цей кут, Єратосфен одержав по­казник 7°12'. Поділивши віддаль між Сієною і Олєксандірєю на цей показник, він одержав величину одного градуса, а помноживши цю величину на 360, він одержав обвід кола Землі, яку він вважав пра­вильною кулею.

Беручи до уваги недосконалість тодішніх методів вимірювання віддалень (по швидкості руху і довжині часу переходу верблюдів від Сієни до Олександрії) і кутів, треба визнати, що результати обчислень Єратосфена вражають дуже малим відхиленням від точних даних сучасних обчислень.

Після Єратосфена було одержано багато доказів, що Земля має кулясту форму. Наглядно людина переконалась в цьому після того, як були здійснені кругосвітні подорожі. Про розміри Землі були одер­жані відомості шляхом багаторазових підрахунків на підставі промірів більших або менших кутових віддалень. При цих промірах і обчислен­нях з'ясувалось, що не всі градуси одного і того ж меридіана дають однакові показники. Було помічено, що чим далі на північ робиться промір градуса, тим більший одержується показник, і навпаки — з на­ближенням до екватора одержується менший показник одного градуса.

Таким чином, було з'ясовано, що Земля має форму не зовсім пра­вильної кулі; вона трохи сплющена по осі обертання, тобто від полюса до полюса.

В результаті багатьох точних обрахунків вчені прийшли до висновку, що Земля по своїй формі наближається до форми еліпсоїда обертання і має радіус екваторіальний на 22,4 км більший за радіус полярний.

За точними підрахунками, розміри радіуса екваторіального дорів­нюють 6378,411 км, а полярного — 6356,9 км. Отже, коефіцієнт дефор­мації земної кулі дорівнює 1:297. Маючи показники радіуса, неважко обчислити поверхню Землі та її об'єм. Поверхня Землі дорівнює 510 100 934 км², об'єм — 1 083 319 780 000 км³.

Численні проміри довжини градуса в різних місцях земної поверх­ні показали, що Земля не має правильної форми еліпсоїда обертання і що в деяких місцях навіть екваторіальний радіус по величині трохи змінюється. Коли ж прийняти до уваги, що поверхня Землі дуже не­рівна, бо в одних місцях піднімаються гори майже до 9 км, а в дру­гих — утворюються морські западини глибиною майже в 11 км, то стане ясно, що форма Землі ще більш відрізняється від правильної геометричної фігури. Це дало підставу вченим визнати фігуру Землі цілком своєрідною, відмінною від усіх геометричних фігур і назвати її геоїдом, тобто фігурою, властивою лише для Землі.

                            Вага та щільність Землі

Вага та щільність мас нерозривно зв'язані поміж собою. Практич­но щільність усяких мас вимірюють їх питомою вагою. Як відомо, за одиницю питомої ваги береться вага води при +4°С.

Під час своєї практичної діяльності, а також із спеціальною ме­тою досліджень людством вже зроблено багато визначень питомої ва­ги найрізноманітніших порід земної кори. При цьому з'ясовано, що різні породи мають найрізноманітнішу питому вагу. Коли дослідники попробували підрахувати, яка буде середня питома вага всіх мас зем­ної кори, то одержали показник приблизно 2,7. Цю питому вагу мають і найбільш розповсюджені гірські породи: граніти, пісковики, глини.

Багаторазові повторювання  зважування землі та обчислення ін­шими методами дають показник питомої ваги (щільності мас), бли­зький до 5,5, з невеликим відхиленням то в один, то в другий бік.

На основі багатьох визначень дослідники встановили, що справж­ня питома вага (щільність мас) Землі дорівнює 5,52.

Маючи показники щільності земних мас 5,52 та щільності мас зем­ної кори 2,7, доводиться визнати, що показник щільності центральних мас Землі буде набагато більшим від середнього показника (5,52), бо тільки при цьому може бути компенсовано малу питому вагу поверх­невих мас Землі. На цій підставі в геології прийнято визначати щіль­ність центральної частини Землі порядком 10,5—11,0.

Ці дуже щільні маси внутрішньої частини Землі часто називають барисферою (від грецького слова «барис» — тяжкий).

Теоретично визначена щільність мас земного ядра, дуже близька до щільності заліза і нікелю. Через це раніше багато дослідників схиль­ні були вважати, що центральне ядро Землі складається із заліза та нікелю. В геологічній літературі була прийнята навіть назва для мас земного ядра — «ніфе» (№ і Ре).

                                       Температура Землі

Для земної поверхні головним джерелом тепла є Сонце, що пере­дає Землі своє тепло промінням.

Від кута падіння сонячного проміння на земну поверхню та часу освітлення залежить температура на земній поверхні. Це всім відоме явище яскраво проявляється при змінах літа і зими та при зміні ши­роти від екватора до полюса. Біля екватора проміння падає на земну поверхню майже прямовисно, а біля полюса воно буває тільки влітку, і то дуже похило до поверхні Землі. Змінюється кут падіння сонячно­го проміння протягом року і на всіх просторах середніх широт. Тепло від сонячних променів проникає в земні маси і обумовлює їх темпера­туру, що теж змінюється в залежності від пори року та змін часу доби. Сонячне тепло проникає на невелику глибину. По мірі заглиблення до­бові і річні амплітуди змін зменшується і на певній глибині повністю зникають. Ця глибина, де температура земних мас перестає відчувати зміни зовнішнього тепла і залишається постійною круглий рік, носить назву зони постійних температур. Зона постійних температур не скрізь буває на одній глибині і змінюється переважно в межах від 2 до 40 м, але в полярних районах вона буває на значно більшій глибині (іноді 200—300 м). Нижче зони постійних температур спостерігається зако­номірне зростання температури з глибиною.

У всіх випадках, коли доводилось проходити шахти, робити сверд­ловини, спостерігалось закономірне зростання температури з глибиною.

При порівнянні результатів спостережень віддалених пунктів з'ясува­лось, що не скрізь зростання температури відбувається з однаковою швидкістю.

Найбільш часто спостерігалось, що температура зростає із швид­кістю 1°С на ЗО—40 м глибини. Численні спостереження дозволили підрахувати середню швидкість зростання температури. Вона дорів­нює 1°с на 33 м глибини.

Показник інтервала, через який зростає температура на Г, зви­чайно називають геотермічним ступенем. Часто вживають і інший термін — «геотермічний градієнт», що відповідає показнику зростання температури з заглибленням на 100 м.

Велика кількість спостережень в гірських виробках, розташованих в найрізноманітніших географічних пунктах і в різних геологічних умо­вах, дозволила вченим прийти, до висновку, що геотермічний градієнт залежить від таких умов: 1) від теплопровідності гірських порід дано­го місця, 2) від умов залягання порід, 3) від гідрохімічних процесів, властивих породам, 4) від місця розташування по відношенню до оке­анів і морів, 5) від абсолютних відміток поверхні даного місця, 6) від положення даного місця по відношенню до структур, утворених  молодим вулканізмом.

Відомо, що гірські породи мають різну теплопровідність. При вив­ченні температурних умов земних мас певних районів з'ясовано, що в більш

теплопровідних породах геотермічний ступінь зростає, а в породах менш теплопровідних — зменшується.

Було також спостережено, що геотермічний ступінь є більшим в районах з похилим або крутим заляганням верств осадових порід, ніж в районах із горизонтальним заляганням верств.

Великий вплив на показники геотермічного ступеня мають підзем­ні води. В одних місцях, де вони вільно просочуються через породи без прояву хімічних взаємодій, геотермічний ступінь збільшується. В тих місцях, де вона не проникає в породу або, проникаючи, реагує з поро­дами, — геотермічний ступінь зменшується. З'ясовано також, що за однакових геологічних умов в районах, близьких до берегів морів і оке­анів, майже завжди геотермічний ступінь є більшим, ніж в районах, віддалених від моря.

Значний вплив на величину геотермічного ступеня має абсолютна висота, а саме — в понижених місцях з малими абсолютними відміт­ками геотермічний ступінь менший, ніж в підвищених гірських райо­нах, якщо в останніх не діють інші причини.

На земній поверхні є багато місць, де порівнюючи недавно відбу­валась вулканічна діяльність. В таких місцях земні маси можуть мати в собі породу ще підвищеної температури, тобто вони не цілком остиг­лі. Ці породи і можуть частково впливати своєю температурою на гео­термічний ступінь навколишнього району.

Досить часто дослідниками вимірювалась температура при про­ходці шахт та свердловин. Для наочності наведемо дані спостережень по одній із свердловин Прикаспію:

на глибині 500 м—42,2°     на глибині 2000 м— 80,5°

„     1000 м—55,2^°      „       „      2500 м— 94,4°

15С0 .«—69,9°     „       .      3000 м—108,3°

                                          Хімічний склад

Хімічний склад гірських порід, що зустрічається на поверхні Землі та в гірських виробках, вивчений досить добре. Зараз вже проведено з промисловими і науковими цілями багато хімічних аналізів із порід різного складу із різних географічних пунктів. На підставі знань про поширення в земній корі різних гірських порід дослідниками було ви­значено і середній хімічний склад земної кори. За даними В. І. Вернадського і А. Є. Ферсмана, основна маса земної кори складена з де­в'яти елементів, що входять приблизно в таких вагових процентах:

О -49,13%           Fе -4,20            Nа-2,40

                 Sі -26,00             Са -3,25            К —2,35

А1— 7,45             Мg   —2,35      Н —1,00

Як бачимо, на ці елементи припадає понад 98% всієї маси земної кори. На решту елементів припадає не більше 2%.

В найбільших процентах представлені кисень і силіцій. Кисень, як елемент дуже активний, утворює сполуки майже з усіма іншими елементами. Силіцій у сполуці з киснем дає основну масу земної кори.

Порівнюючи значну кількість в земній корі мають сполуки алю­мінію. 

Є елементи, що входять до складу земної кори, але не дають ве­ликої концентрації. їх часто називають рідкими елементами. Ці еле­менти, хоч вони зустрічаються дуже рідко, іноді мають важливе значення для нашої промисловості. До числа рідких елементів великого промислового значення в першу чергу можна віднести: уран, торій, ра­дій, молібден, берилій, ніобій, тантал та інші.

                                                              Магнетизм

Магнітність Землі відома людству з давнини. Ще давні народи (греки та єгиптяни) використали цю властивість Землі, влаштував­ши компас. Спочатку компас відігравав невелику роль, але з розвит­ком мандрівок по морю він став незамінимим приладом для орієнту­вання у відкритому морі і при несприятливих погодних умовах.

Як відомо, стрілки компаса завжди одним кінцем направлені на північ і другим — на південь. Це обумовлюється тим, що на півночі є так званий північний магнітний полюс, а на півдні — південний маг­нітний полюс. Перший знаходиться в точці, що визначається 70°5'3" північної широти та 96°45^/3" західної довготи; другий знаходиться на 75°6' південної широти та 154°8' східної довготи.

Як бачимо, магнітні полюси не збігаються з полюсами географіч­ними, а крім того виявляється, що й самі магнітні полюси не є діа­метрально протилежними точками, бо широти їх різні.

Причини такої різниці поки що остаточно не з'ясовані. Припус­кають, що основною причиною цього є нерівномірне розміщення конти­нентів в обох півкулях (південній та північній).

В напрямку до полюсів розташовуються кінці стрілки компаса. Цей напрямок не співпадає з напрямком географічних меридіанів. Кут між географічним меридіаном і напрямком магнітної стрілки іменують магнітним схиленням. Цей кут (магнітне схилення) буває  ним і залежить від географічного положення місця. Для зручне користування компасом складають карти, що їх називають «картг ізогон». Ізогони — це лінії, що з'єднують місця однакового магніти схилення.

Крім того, що магнітна стрілка компаса може більше або менше відхилятись від географічного меридіана, вона також може мати інший нахил по відношенню до горизонтальної поверхні. Кут нахилу горизонтальної поверхні носить назву «магнітного нахилення». Спостережено, що майже горизонтальною стрілка компаса буває тінь в екваторіальній смузі. По мірі наближення до північного магніти полюса донизу нахиляється північний кінець стрілки, а по мірі  зближення до південного магнітного полюса донизу нахиляється південний край стрілки. На самих полюсах стрілка намагається стати перпендикулярно до поверхні.

Крім зазначених змін, дослідниками спостережено, що в деяк місцях магнітна стрілка веде себе ненормально, відхиляючись в і чи інший бік або нахиляючись вниз на якийсь кут. Такі місця називають магнітними аномаліями. Зараз ще не всі причини магніти аномалій остаточно з'ясовані, але встановлено, що багато аномалій обумовлюється скупченням в земній корі, не дуже глибоко до поверх великих мас залізної руди. Однією з таких аномалій є Курська

аномалія, що теж колись була виявлена по аномальній поведінці магніті стрілки в районі міста Щигри. Зараз ця магнітна аномалія не тільки геологічно досліджена, але й розробляється шахтами, де добуваю залізну руду.

На підставі аномальної поведінки магнітної стрілки було виявлено немало великих родовищ залізної руди, які з поверхні мало поміч і які іншими засобами було б трудно виявити.

Крім згаданих аномалій, в поведінці магнітної стрілки іноді спостерігаються раптові дуже різкі коливання стрілки, які називаю «магнітними бурями». Магнітні бурі, як правило, недовгочасні і рідко вимірюються кількома добами. Причини магнітних бурь різні, і всі вони виявлені. Зараз відомо, що іноді вони пов'язані з вулканічні виверженням, землетрусами, великими грозами.

Геологами та геофізиками встановлено, що деяку магнітність проявляють різні гірські породи, в той час як є породи зовсім немагніті. Геофізика розробила спеціальний метод дослідження земних мас, які називається магнітометричним.

                                               Будова Землі

На підставі спостережень над фізичними властивостями Землі можна з певністю говорити, що Земля від поверхні до центра має і зовсім однорідні маси.

Особливо яскраво ця неоднорідність виявляється при вивчені сейсмічних   (землетрусних)   хвиль.  Вченими доведено,  що сейсмічні хвилі проходять з різною швидкістю в різних породах; причому Швид­кість перебуває в прямій залежності від щільності мас, що пропускають ці хвилі. При вивченні сейсмічних хвиль, що проходять крізь Землю, виявлено, що зростання швидкості з наближенням до центра Землі від­бувається нерівномірно: на певних глибинах швидкість сейсмічних хвиль або раптово зростає, або раптово зменшується

Дослідники вважають, що саме на глибинах різних змін швидкості сейсмічних хвиль відбувається досить різка зміна складу земних мас. Зони глибин цих змін сейсмічних хвиль і складу мас є тими поверха­ми, що розділяють всю Землю на так звані сфери. Сама верхня

сфера часто називається земною корою. Вона має грубизну в різних місцях різну, але майже ніде грубизна не перевищує 100 км. Земна кора скла­дається з твердих кам'яних мас з середньою питомою вагою 2,7. В хі­мічному відношенні вона складена переважно з силіцію і алюмінію, че­рез що її називають сіалічною.

Під сіалічною земною корою знаходиться сфера, складена більш щільними породами, що мають пи­тому вагу 3,5 і більше. Хімічний склад трохи змінюється в бік змен­шення алюмінію та збільшення магнію. Цю зону від назви основних складових частин силіцію і магнію називають симатичною. Нижню ме­жу цієї сфери проводять на глибинах 1200 км.

Ще глибше залягає сфера, складена із щільних порід з питомою вагою більше. 5. В хімічному відношенні вона, мабуть, дуже значно відрізняється від перших двох сфер, оскільки вона перебуває під дуже великим тиском. Умовно вважають, що там основними елементами бу­дуть метали хром, залізо, магній та сірка. Ця сфера займає глибини від 1200 до 2900 км. Глибше вже до самого центра Землі маси більш-менш однорідні, і їх називають земним ядром. Про характер мас земного ядра згадувалось вище.

Крім зазначених сфер, часто під назвою гідросфери розуміють всі маси води на земній поверхні, під назвою атмосфери — всі повітряні маси, що оточують Землю навколо. Живі організми земної поверхні іноді також називають біосферою.

БЛОК 3. ГІДРОСФЕРА.

                           Світовий океан і його частини.

Гідросферою називають всю водну оболонку Землі, що, крім зви­чайної води, включає також сніг і лід.

Відомо, що поділ земної поверхні на' сушу і моря досить нерівно­мірний. З усієї площі Землі 510 млн. км² на долю суші припадає 149 млн. км², або в процентному відношенні: океани і моря — 71%, су­ша—29%.

Таким чином, моря і океани займають мало не ³/₄ усієї, площі Зем­лі. До гідросфери належать і ті води, що знаходяться в межах сухо­долів.

Океани і моря вивчаються особливою наукою — океанографією. При океанографічних дослідженнях визначаються глибини морів та океанів, склад води, її температури, проникнення світла, рух води і т. ін. Вивчаються також рельєф морського та океанічного дна, відклади та органічне життя.

Надзвичайно цікаві дослідження провела радянська океано­графічна експедиція пароплаву «Садко» в 1935 р. Колектив цієї екс­педиції досліджував моря Арктики. Результатом роботи явились нові дані про життя на дні Курського моря і про характер його відкладів.

Робота по вивченню життя морів та океанів не припиняється і з кожним роком поширюється. Про це свідчать численні експедиції ра­дянських полярників, які, незважаючи на тяжкі умови півночі, з честю проводять науково-дослідну роботу.

Дослідники різних країн дали нові дані про глибини морів і океа­нів. Тепер відомо, що середня глибина водної оболонки на Землі стано­вить 3,75 км, а найбільш глибокі западини океанів досягають 11 км. Поблизу Філіппінських островів є западина глибиною 10,530 км, біля Курильських островів — 10,08 км, біля Маріанських островів — 11 022 км. Є ще ряд й інших глибоких западин в   Тихому океані.

Вивчення рельєфу суші вже давно показало, що він надто склад­ний. Окремі дослідники гадали, що в протилежність суші рельєф дна океану менш складний, але нові дослідження глибин океанів з допо­могою ехолоту показали, що це не так.

Дослідники глибин океанів для зручності складають схеми рельє­фу морського дна, виділяючи такі елементи: берегова зона, материко­ва мілина, материковий схил, океанічне дно і глибоководні западини.

Берегова (літоральна зона) — це границя між морем і сушею. Ця частина при припливі моря затоплюється, а при відпливі обсихає.

Материкова мілина (або шельф) — це частина, що має глибини від 0 до 200 М. Материковим схилом називають область з глибинами від 200 до 2500 м; кут нахилу дна буває від 4 до 7°, рідко від 14°.

Океанічне дно займає всі глибини за материковим схилом до 6000 м. Більш глибокі частини вже носять назву глибоководних за­падин.

На земній кулі виділяються чотири океани: Північно-Льодовитий, Атлантичний, Індійський, Великий або Тихий. Вони з'єднані між собою в єдиний світовий океан.

Океани в цілому або частинами знаходяться в певних кліматич­них зонах, від чого змінюється їх температура, солоність, характер льодовитості та ін.

Частини океанів, які вклинюються в сушу, являють собою більш обмежені водні басейни, які називаються морями. Останні, в свою чергу, в залежності від положення поділяються на дві групи: 1) моря внутрішні (Чорне, Азовське та ін), що майже повністю обмежені су­шею, 2) окраїни, лише частково відокремлені від океану (Берингове, Охотське та ін.).

Внутрішні моря в свою чергу можна поділити на міжматерикові (Середземне море та ін.) і внутріматерикові (Чорне, Балтійське моря).

Коротко розглянемо характерні риси океанів.

Атлантичний океан має площу 93,4 млн. кв. км. Середня глибина його 3926 м. Східною межею його є береги Європи та Африки, а далі на південь межу умовно проводять по меридіану мису Ігольного. За­хідна межа проходить вздовж берегів Північної і Південної Америки та далі умовно — в напрямку Вогняна Земля — Антарктида.

Рельєф дна Атлантичного океану найбільш детально вивчений. Пів­нічна частина його має глибини від 2500 до 3500 м. По дну в цій ча­стині проходить телеграфний кабель між Північною Америкою і Єв­ропою, через що цю частину називають телеграфним плато.

На південь від цього плато знаходиться великий підводний хребет Б-подібної форми, що зветься Атлантичним кряжем. Атлантичний кряж простягається від широти Ісландії до 56° пд. ш. Атлантичний кряж досить вузький, розширення спостерігається тільки поблизу Азорського архіпелагу, на південь від 30° півд. широ­ти, де він нагадує плато.

З заходу та сходу від цього кряжа є западини (котловини), що іноді мають глибину до 5000 м. Взагалі з півночі на південь кряж по­мітно підвищується, а відповідно глибини над ним зменшуються до 2000 м, а іноді навіть до 1500 м.

Найбільшими западинами Атлантичного океану є: 1) Американська (між 40° і 10° північної широти) з глибинами понад 6000 м, а непода­леку від Пуерто-Ріко навіть з глибиною 8283 м; 2) Бразильська запа­дина, що має 6300 м; 3) Аргентинська з глибиною 6725 м, що розмі­щена між 35° і 50° півд. широти.

Ближче до берегів Африки розміщені: 1) Канська мульда з гли­биною 5303 м і 2) Африканська мульда з глибиною 5630 м.

 На південь від Атлантичного кряжа розміщена Сандвичева запа­дина, яка витягнута в напрямку з заходу на схід між островами Південно-Сандвичевими та о. Кергелен і має глибину до 8264 м.

Північний Льодовитий океан займає площу 13,1 млн. км², його природні межі складають північне узбережжя Європи, Азії та Америки. Умовною межею, яка відокремлює його від Атлантичного і Тихого океану, є північне полярне коло. Середня глибина Північного Льодовитого океану має 1205 м. Найбільші глибини — 5220 м.

Дослідниками було виявлено підводний хребет, що його назвали хребтом Ломоносова. Він має досить круті схили висотою від 2500 до 3300 м над навколишнім дном океану і простягається на довжину близько 1800 км від Новосибірських островів, через Північний полюс до островів Гренландії та Землі Елісмера.

В центральній частині Льодовитого океану є три досить глибокі западини. Одна з них є найбільшою по площі і найглибшою; в ній максимальні глибини досягають 5220 м. Ця западина розміщена між хребтом Ломоносова, Баренцовим і Карським морями. Друга западина, поблизу північного полюса, має глибину 4000 м. Третя, розташована на північ від морів Чукотського та Бофорта, має глибину до 3820 м.

Крім основного хребта Ломоносова, дослідниками встановлено ще кілька підводних підвищень та горних хребтів, які розташовані по відношенню до хребта Ломоносова під кутами від 60 до 120°. Ці додаткові підняття спостерігаються від Чукотського моря до північної окраїни Гренландського моря. Подібне підняття спостерігаєть­ся також між Гренландією і Шпіцбергеном. Воно називається підвод­ним порогом Нансена. Цей поріг відокремлює центральну частину Пів­нічного Льодовитого океану від котловини Норвезького та Гренланд­ського морів. Останні, в свою чергу, відокремлені від Атлантичного океану Фарерсько-Ісландським і Гренландсько-ісландським порогами, на яких глибина моря не перевищує 1 км.

Індійський океан займає площу 74,92 млн. км.кв. Середні глибини становлять 3897 м, найбільші глибини досягають 7450 м. За рельєфом дна Індійський океан по лінії, що з'єднує острів Кергелен з Індостаном, можна поділити на дві частини. На заході є два поглиб­лення, що відокремлені підводним хребтом, на якому розташовані групи островів Маскаренських, Сейшельських, Чагос та ін. Цей хребет одержав назву Центрального Індійського.

Північний басейн Індійського океану — мілкіший; на схід навпа­ки, глибини збільшуються до 3000—4000 м, а поблизу о. Кергелен, починаючи від широти 30°, — навіть до 5000—6000 м. Найбільша гли­бина Індійського океану виявлена на південь від о. Яви; вона дорівнює 7450 м.

Тихий океан має простір в 179,68 млн. км². Середні глибини його — 4028 м. Максимальна глибина досягає 10863 м. Тихий океан по території перевищує всю сушу. Він має поступове звуження на північ і розширення на південь. На південь від екватора і до 30° південної широти спостерігаються численні острівні групи і досить поглиблені за­падини, які розміщені поблизу берегів. У будові цих западин харак­терна асиметрія. Край збоку материка значно вищий за протилежний, що знаходиться під водою.

У порівнянні з дном усього океану площа цих найбільших улого­вин займає незначне місце. Дно океану на великих площах в напрямку до Америки, на перший погляд, не дуже розчленоване, з досить одно­манітними глибинами від 4000 до 5000 м. Але серед цієї, так би мови­ти, рівнинності зустрічаємо відокремлені хребти, які несуть на собі чи­сленні острови Полінезії. В районі Полінезії рельєф дна стає надзвичай­но складним, і часто в безпосередньому сусідстві з хребтами є глибоко­водні западини, які досягають 8000 м. (Тонга, Кермадек).

Крім великих западин, в рельєфі дна Тихого океану є також кіль­ка підводних хребтів. Так, наприклад, Гавайський хребет простягає­ться більш як на 3500 км, північніше моря Росса — іде Південно-Тихо-океанський хребет, витягнутий в напрямку з заходу на схід.

Цікавим фактом є те, що між Гавайськими і Маріанськими остро­вами зустрінуто плосковерхі гори. Питання про походження їх потребує детальних досліджень і поки ще залишається невирішеним.

Отже, в рельєфі океанів, в розміщенні островів, окремих підвод­них хребтів намічається певна закономірність. Ця закономірність по­лягає в тому, що в центральних частинах всіх океанів (Тихого, Індій­ського, Атлантичного, Північно-Льодовитого) спостерігаються досить значні підняття у вигляді хребтів та плоских підвищень, на яких часто бувають вулканічні острови та підводні вулкани. Крім того, всі най­більш глибокі западини розміщені не в центральних частинах океанів, а поблизу материків або острівних гряд.

                                           Хімізм гідросфери

Відомо, що вода складається з водню та кисню. Ці два елементи і є основними для гідросфери. Крім цього, в воді океанів, морів є роз­чини найрізноманітніших хімічних сполук. В невеликій кількості тут можна знайти всі елементи земної кори, навіть золото. Але вміст їх надзвичайно малий; вимірюється він стотисячними або мільйонними долями процента. Крім кисню та водню, тільки дев'ять елементів зу­стрічаються в більшій кількості. Це такі як хлор, натрій, азот, магній, сірка, кальцій, калій, бром, вуглець.

На долю решти елементів припадає одна сота частина процента по вазі.

Отже, морська вода — це розбавлений розчин твердих мінераль­них речовин і різних газів. У воді є також муть органічного та неорга­нічного походження.

Крім цього, в морській воді відбуваються різні фізико-хімічні, біо­логічні та геологічні процеси, які сприяють зміні загальної концентра­ції розчину. Концентрація розчину залежить від багатьох факторів, основними з яких є приплив прісних вод, випаровування, випадіння атмосферних опадів, діяльність морських організмів, розчинення окремих мінеральних мас, що попадають з літосфери.

Розподіл солоності в океанах залежить головно від кліматичних умов, хоч на солоність почасти впливають і деякі інші причини, особ­ливо характер і напрям течій.

Загальна кількість солей, розчинених у морській воді, в грамах на 1 літр позначається у %о (промілях).

Кількість солі в океанах коливається від 32 до 37,9%. Деяке зни­ження солоності спостерігається біля екватора і більше — біля полю­сів. Біля екватора солоність знижується через велику кількість ат­мосферних опадів.

Найбільша солоність — в Атлантичному океані (37,9), у Ти­хому океані вона менша (35,9), а, здавалося б, має бути навпаки, тому що в Атлантичний океан впадають найбільші ріки і його басейн у два з лишнім рази менший за тихоокеанський.

У полярних країнах зменшення солоності пояснюють низькою тем­пературою, що обумовлює незначне випаровування. Крім того, до пів­нічних полярних морів прилягають великі простори суші, з яких ріками виноситься в море багато прісної води.

З глибиною солоність в океанах і морях змінюється по-різному, але в основному спостерігається така закономірність.

На поверхні океану вода випаровується, розчин концентрується. Здавалося б, що верхній шар води повинен опуститися вниз, але через, те, що температура на незначній глибині низька, а холодна вода має велику густоту, поверхневі солоні води опускаються на дуже незначну глибину, а потім солоність мало змінюється з дальшим заглибленням.

Головними складовими частинами розчинів морської води є хлори­ди: NаСі надає морській воді солоного, а МgСі — гіркого смаку.

У прісних водах озер і рік також є солі. Прісна вода відрізняється від морської не тільки кількістю розчинених речовин, але і їх складом. Якщо в морській воді переважають хлориди, то в річковій — карбона­ти. Особливістю річкових вод є й те, що їх хімічний склад, досить різноманітний, залежить, в першу чергу, від порід, по яких вони те­чуть, та від мінеральних решток, які вони несуть з собою.

Крім солей, морська вода вміщує в розчині гази, головне — ки­сень і азот, а також вуглець, аргон та інші гази.

Холодні води вбирають більше повітря і зокрема кисню. Через це полярні моря найбагатші на рибу і теплокровних морських тварин.

Вуглекислий газ знаходиться у вигляді своєрідних сполук з кар­бонатами морської води.

                                   Прозорість і колір води

Для визначення прозорості води вживають простий засіб: у воду занурюють білий диск і спостерігають, на якій глибині він перестає бути помітним. Можна замість диску брати електричну лампу. Вста­новлено, що просвічує шар води грубизною в середньому ЗО—50 м. Найбільша прозорість була встановлена в Саргасовому морі, де вона досягала 66 м. У Чорному морі при досліді з лампочкою максимальна прозорість була поблизу Синопа — 77 м; у Північному морі прозорість становить лише 20—22 м.

Ультрафіолетові промені проникають в воду до значної глибини — 500—1000 м. Червоні промені проникають до глибини 100 м,— цей рі­вень є межею для масового спуску рослин в море. У прісних водах ро­слинність не простежується нижче ЗО м.

Колір морської води коливається між зеленим, блакитним і кобальто-синім. На колір во,ди впливають домішки, колір неба (в ясну погоду колір моря блакитний або синій, у хмарну погоду — сірий, свинцевий).

Колір води залежить від фізичних властивостей, але зв'язок тут не прямий, а посередній. Виявлено, що більш тепла солона вода має інтенсивний і блакитний колір, тоді як холодна і менш солона — зеле­нуватіший. Над глибшими місцями колір блакитний, над менш глибоки­ми — зелений.

Встановлена, що чим більша солоність у воді, тим швидше осідає дрібна муть і через те зростає прозорість води (звідси — синіший колір).

З цих причин найсильніший блакитний колір повинен бути в об­ласті пасатів. В дійсності ж зона ця дещо зсунута. Зона найбільшої со­лоності міститься під 30° південної і північної широти, а зона кобальто-синього кольору води лежить між 10° і 30° в Атлантичному океані — в північній, а в Індійському — в південній півкулі.

Середземне море синє на колір. Чорне море має трохи слабкіший відтінок, ніж Середземне. Північне море має зеленуватий колір. Балтійське та північна частина Каспійського моря мають зелений колір; в тій частині біля берегів Америки, де проходить холодна течія, вода має зеленуватіший колір.

Перевага блакитного кольору в морях та океанах пояснюється, мабуть, тим, що сама вода має цей колір.

Промені світла проникають у глибину води і, кінець-кінцем, нею вбираються. В ідеально прозорій воді біле світло, яке проникає в неї, було б зовсім ввібране при достатній глибині, і така вода здавалася б чорною. Але у воді завжди є різнорідні частинки мізерної величини, і тому вбирання світла буде неповним.

Червоні та оранжеві промені спектра вбираються або переважно вбираються і на незначній глибині. Блакитні та фіолетові промені вбираються менше і через те повертаються назад до поверхні води, внаслідок чого вода здається синьою. При незначній глибині поруч з блакитними відбиваються також червоні та оранжеві промені, які ра­зом з блакитними дають зелений колір.

У тому ж напрямі діють і домішки, механічні частки, планктон, що складається з мікроорганізмів.

Тиск морської води збільшується через кожні 10 ж на 1 атм. На середніх глибинах тиск досягає 350 атм., а в місцях найбільших гли­бин — 1000 атм.

Температура поверхні води океанів не є постійною, вона змі­нюється від —3 до +32°С. Температура води океанів залежить від широти та пори року.

На глибині від 750 до 1100 м температура води стає постійною і дорівнює +40°С, на дуже великих глибинах вона коливається від + 2° до —2°С, незалежно від широти місцевості.

Внутрішні та Середземні моря мають інший розподіл температури. В міру охолодження поверхні моря холодна вода спускається вниз, витискуючи звідти більш теплу воду. Такий процес приводить до того, що на дні моря температура дорівнює

мінімальній температурі на по­верхні води. Так, наприклад, в Середземному морі на, глибині 2500 м вода має температуру + 12°С.

Щільність морської води, або питома її вага, залежить в першу чергу від солоності та температури.

Дослідженнями встановлено, що найбільша щільність води — (1,0275) — в Атлантичному океані, — там, де діють пасати. В Тихому океані щільність не перевищує

1,0270. Від екватора щільність води зменшується в напрямку до полюса з 31,0260 до 1,0250.

У вертикальному напрямку щільність змінюється так: більша щільність спостерігається на глибинах до 200 м, потім вона трохи зменшується, а на глибинах понад 1600—1800 м — знову збільшується. Однак на дні океанів щільність води менша, ніж на поверхні.

                          Рух води в океані та морях

Поверхня океану завжди є рухливою. Рух води може бути двоякого роду: 1) коли частки води переміщуються в горизонтальному напрямі, часто на величезній віддалі, — морські течії і 2) коли частки тільки ко­ливаються вгору і вниз, вправо і вліво, а в горизонтальному напрямі поширюється тільки форма руху, — це хвилі. Припливи та відпливи займають проміжне становище, бо вони являють собою вертикальну зміну рівня, і зв'язані з ними течії зумовлюють також горизонтальне переміщення водних мас.

Головною причиною появи хвиль є тертя між повітрям і водою.

Всі елементи хвилі зростають з посиленням вітру. Для утворення великих хвиль, необхідний великий простір і велика водяна маса.

Хвилі можуть досягати висоти від 10 до 15 м (останні бувають дуже рідко).

У зв'язку з тим; що сила вітру може змінюватися часто, на морі можуть виникати досить різноманітні коливання. Коли, нарешті, вітер стихає, хвилі наближаються до правильних форм, і тоді на морі ут­ворюються брижжі.

Коли причина, що викликала хвилювання, перестала діяти, частки води по інерції продовжують рух, і, незважаючи на те, що вже настала тиха погода, на морі відбуваються брижжі, причому хвилі іноді досяга­ють значної висоти.

Внаслідок різної зміни вітру на морі можуть утворюватися хвилі, які направляються в різні сторони,— одні ще не згасли, а з'являються нові. Отже, відбувається інтерференція хвиль.

Якщо хвиля росте, то водяні гребні збільшуються в своїх розмі­рах, кут нахилу досягає 12°, вітер вдаряє у верхню частину гребня і зриває його, утворюючи дрібні бризки й піну; з'являються білі баран­ці. При дальшому посиленні вітру зростання хвилі припиняється, бо вона досягла свого максимуму. Такі хвилі є найнебезпечнішими для суден.

Наближаючись до берега, хвиля вкорочується. Якщо берег поло­гий, то нижні частки, внаслідок тертя, затримуються, а гребні втра­чають симетричну форму, нахиляються вперед і перекидаються, утво­рюючи прибій, якщо хвиля розбивається біля самої берегової лінії.

Явище, коли хвиля розбивається десь далеко за берегом над смугою мілини або рифа, зветься буруном.

При прибої хвилі набігають перпендикулярно до берега, навіть то­ді, коли початковий напрям їх був під кутом до берега. Це трапляє­ться тому, що та частина хвилі, яка знаходиться ближче до берега, від тертя об мілке дно уповільнює свій рух, а більш глибоководна частина обганяє і повертає до берега і вже під прямим кутом обвалюється на нього.

Під час штормового прибою хвиля, натрапляючи на круту стіну, піднімається вгору на висоту до ЗО м. При цьому вона набирає вели­чезної сили і часто робить значні руйнування. Так, під час шторму в Більбао  (Іспанія)   був перекинутий бетонний масив вагою  1700 т;

!9 січня І93І р. хвиля розбила на три глиби скелю «Монах» в Сімеїзі (Крим), а також зруйнувала Туапсе.

Є випадки, коли внаслідок землетрусів виникають великі хвилі, що простежуються на дуже значних віддалях від місця землетрусу. Так, наприклад, під час землетрусу в Ікіке в Америці (1817 р.) ви­никли великі хвилі, які спостерігались навіть біля берегів Азії та Ав­стралії.

Часто такі хвилі безпосередньо за поштовхом не бувають помітні: вода спочатку відходить від берега, а потім набігає (як це спостеріга­лося часто в Японії, а також під час Лісабонського землетрусу), роб­лячи величезні спустошення.

В озерах бувають стоячі хвилі (сейші). Суть їх полягає в тому, що в той час як біля одного берега вода підіймається, біля другого вона опускається, або вода підіймається посередині і опускається біля обох берегів. Це відбувається від раптового удару повітря під прямим кутом, після чого тут поверхня води знижується, потім по інерції підви­щується і так утворюється стояча хвиля. У випадку досить сильних землетрусів такі стоячі хвилі спостерігаються і в океані. Ці хвилі у Північному морі звуть зеебер, у Сіцілії — моробто, біля берегів Іспа­нії — резека. Найкраще вони виражені в замкнених басейнах, і особ­ливо в озерах.

                                          Морські течії

В океанах і морях існують інші рухи води — поступальні, а саме — морські течії. Причини, що викликають морські течії, різні. Течії мо­жуть виникати: 1) під впливом вітру (відомо, що сильні і тривалі вітри в одному напрямку викликають тимчасові дрейфові течії); 2) від неоднакової солоності, отже і щільності морської води,— такі течії намагаються згладити різницю тиску в різних ділянках моря; 3) від різ­ниці тиску атмосфери.

Такі течії відомі всюди, де стикаються моря різних солоностей. Так, з Атлантичного океану поверхнева, менш солона течія йде в Се­редземне море, а з Середземного моря в Атлантичний океан іде гли­бинна течія. Води поверхневі з Чорного моря через Мармурове море вливаються в Середземне, а глибинні рухаються в протилежному на­прямі. Подібна ж система течій існує між Балтійським морем і Ат­лантичним океаном.

Океанічними течіями називають великі маси води, які рухаються в океанах, як великі річки, але без берегів. Такою, наприклад, є течія Гольфстрім, яка у берегів Флориди в Атлантичному океані має близько 278 км в ширину, 305 м в глибину і тече з швидкістю 11,11 км за годину.

В екваторіальній смузі діють постійні вітри — пасати: північно-східний — у північній і південно-східний — у південній півкулі: Вони викликають постійні течії в кожній півкулі, спрямовані із сходу на захід. Це — так звані екваторіальні течії.

Смуга пасатів трохи переміщується в залежності від пори року, а разом з цим і положення течій дещо змінюється. У високих широтах південної півкулі, де переважають вітри західного напрямку, ми ба­чимо течію, спрямовану з заходу на схід, яка охоплює весь південний океан.

Крім зазначених первинних течій, виникають також течії, що ком­пенсують недостачу води в зоні первинних течій. Ці течії звуться ком­пенсаційними течіями.

Обриси берегів та рельєф дна впливають на течію і можуть то змінювати напрям течії, то поділяти течію на дві. Внаслідок цього місцями може виникнути зворотна течія Це спостері­гається в усіх океанах.

                           Геологічна діяльність морів.

      Геологічну діяльність моря можна поділити на: 1) руйнівну ді­яльність; 2) будівничу (акумулятивну) діяльність.

Ця діяльність проявляється переважно у береговій зоні, тобто на стикові водних просторів і суші. Загальна довжина берегової лінії, тобто лінії, де відбувається ця руйнівна діяльність, вимірюється порядком 260— 280 тис. км. Вздовж цієї берегової лінії хвилі морських басейнів діють постійно, але сила удару хвиль може різко змінюватись. Найбільшої сили удари хвиль досягають під час штормів.

Дослідниками встановлено, що під час деяких штормів сила уда­ру досягає 50—60 т на 1 м². Ця сила удару значно збільшується ще в тому випадку, коли хвилі захоплюють дрібне каміння (гальку) і ним таранять берегові скелі. Штурмування берегових скель морськи­ми хвилями відбувається не на всіх берегах. Воно характерне тільки для берегів більш-менш крутих. На пологих берегах велика сила штор­мових хвиль паралізується тертям води об дно, і через це руйнування берега майже припиняється. В деяких випадках при дуже пологому дні в узбережній зоні руйнування навіть змінюється акумуляцією.

Розглянемо, як відбувається процес руйнування високих морських берегів.

Біля високих берегів, як правило, зустрічаються і досить круті нахили морського дна. Через це морські хвилі, підходячи до берега, мало гублять своєї сили на тертя об дно і з великою силою ударяють о берегові скелі. Протягом довгого часу морські хвилі ударяють в одну і ту ж нижню частину берегових скель. Навіть найтвердіші породи не можуть довго витримувати ці штормові удари. Через це май­же на всіх берегових скелях в зоні удару хвиль можна помітити за­глиблення, що його в геології називають прибійною нішою.

По деяких крутих берегах морів та океанів такі ніші прослідковуються на багато кілометрів і зникають тільки при зміні порід і кру­тизни берега.

Прибійна ніша може зростати тільки до певного розміру по гли­бині. Зрештою настає момент, коли навислі над нішою породи обва­люються і дають багато великих глиб та дрібних кусків. В цьому ви­падку морські хвилі вже не можуть діяти безпосередньо на берегові скелі — вони діють на обвалені маси. Поступово ці маси під ударами хвиль руйнуються, роздрібнюються, а окремі куски заокруглюються. Так з різнокутних уламків поступово формується заокруглена берегова галька, що завжди зустрічається вздовж крутих скелястих морських берегів.

Під час руйнування берегових мас та утворення гальки морські хвилі проводять ще одну дію — сортування матеріалу.

Найбільш крупна галька залишається біля берега, дрібніша — трохи відноситься від берега, а ще дрібніші кусочки порід у вигляді піщинок відносяться ще далі від берега. Найдрібніші частки у вигляді муті переміщуються хвилями далеко від берега на значні глибини моря.

Руйнівна діяльність найбільше позначається на самому березі, але деяке руйнування хвилі проводять і на морському дні.

Вплив хвиль на дно зменшується відповідно до зростання глибини. Дослідженням встановлено, що найбільші хвилі не можуть проникати на глибини понад 200 м. Отже, руйнівна діяльність хвиль мо­же позначатись лише на глибинах від 0 до 200 м. Сила руйнування та впливу на донні породи зменшується пропорціонально зростанню глибини. На малих глибинах відбувається перетирання і роздрібнення порід, що вистелюють дно. На більших глибинах відбувається сорту­вання та переміщення уже роздрібнених мас, а ще глибше (на гли­бині близько 200 м) донні породи піддаються впливу хвиль лише зрід­ка,   під   час   найбільших   і   найтриваліших   штормів.   Цей   вплив виявляється в тому, що дрібнозернисті мулуваті породи можуть взмучуватись і у вигляді муті переноситись в зону глибин понад 200 м, де вже остаточно осідають.

Зона глибин від 0 до 200 м в геології називається зоною шельфу. За межами цієї зони починається так звана зона континентального схилу, яку часто також називають батіальною зоною.

Крім вітрових хвиль, в зоні шельфу діють також хвилі морських припливів та відпливів. Ці хвилі активно діють у менших амплітудах глибин. Лише в рідких випадках вони можуть діяти на глибинах понад 40—50 м. В більшості припливні хвилі активно впливають на мор­ське дно на глибинах лише до 10—15 м.

. Руйнівна діяльність хвиль залежить від багатьох причин. Значною мірою швидкість руйнування берега обумовлюється складом порід. Тверді породи магматичного походження руйнуються з трудом і по­вільно. Більш м'які породи осадового походження руйнуються значно скоріше. Щоб мати деяку уяву про швидкість руйнування морських берегів, наведемо такі дані: Чорне море в районі м. Гагри менш ніж за 10 років змило до 200 м берега; Ла-Манш щорічно розмиває бли­зько 2 м берега; у Франції в деяких місцях спостерігалось руйнування берега з швидкістю 15—35 м на рік. Поряд з таким швидким руйну­ванням можна зустрінути береги, як, наприклад, в Алжирі, де за 1200 р. розмито лише 10 м берега.

Морські течії можуть захоплювати в одних місцях і відкладати в інших лише ті пухкі мулуваті маси, що вистелюють дно великих глибин. Внаслідок цього на шляхах течій досить часто морське дно буває складене з твердих порід і позбавлене мулу, що характерний для широких просторів спокійних глибоководних басейнів.

Руйнування морських берегів ударною силою хвиль носить назву «абразія», що означає зрізання. Дійсно, морські хвилі поступово зрі­зають берегові виступи і утворюють вирівняну площадку шельфу.

      Абразія континентальних берегів приводить до зменшення площі континентів і зростання площі морів, а абразія острівних берегів мо­же привести до повного знищення острова. Зараз уже відомо немало випадків такого повного знищення островів. На місці колишніх остро­вів зараз спостерігається тільки мілина.

                            Акумулятивна діяльність

Продукти руйнування берегів, як про це говорилось вище, повіль­но переносяться від берега в глиб моря і там відкладаються. Шлях цих. продуктів не завжди прямолінійний і перпендикулярний до бере­га. Досить часто галечні, піщані і глинясті матеріали переміщуються вздовж берега, поступово пересуваючись на глибину.

В деяких випадках буває і таке, що піщані маси теригенного по­ходження, довго мандруючи вздовж берега, попадають в район дуже низьких пологих берегів. Тоді хвилями, що мають більшу силу при наступі на берег, порівнюючи з силою відпливу, пісок викидається на пологий берег і тут може нагромаджуватись у вигляді узбережних валів. Таким чином, продукти руйнування однієї ділянки берега мо­жуть бути матеріалом для утворення другої ділянки.

У більшості випадків все ж таки переважає процес переміщення теригенних продуктів в глиб моря. Ці теригенні продукти дають зараз і дали в минулому велику масу так званих теригенних відкладів. Те­ригенні відклади в основному зосереджуються в зоні шельфу і ча­стково — в батіальній зоні, біля межі з шельфом. Спостережено тіс­ний зв'язок ширини зони шельфу з часом руйнівної діяльності на уз­бережжі. Чим довше руйнується берег, чим більше утворюється тери­генних матеріалів — тим більша ширина шельфу.

Крім теригенних матеріалів, в морях відкладаються матеріал ор­ганічного походження та космічний пил.

Органогенний матеріал в морях може бути утворений з решток донних організмів (бентос), організмів, що вільно плавають по своїй волі (нектон), і організмів, що пасивно переміщуються течією води (планктон). Бентонні організми переважно зустрічаються на невели­ких глибинах. Більшості бентонних рослинних форм потрібно світло, а бентонним тваринним формам потрібна достатня кількість розчине­ного у воді повітря. Завдяки цьому найчастіше бентонні організми зосереджуються в шельфовій зоні, де вони дають нагромадження ор­ганічного походження. Це будуть коралові рифи, черепашкові вапняки.

Черепашкові, вапняки часто відкла­даються суцільними верствами на значних просторах. Коралові вапня­ки майже завжди нагромаджуються у вигляді високих бугрів, гряд або напівзамкнутих кільцевих форм.

У батіальній зоні органогенні продукти утворюються переважно за рахунок решток планктону. Оскільки планктонні організми мають скелет або з вапнистої речовини, або з кременистої, — то й продукти нагромадження відповідно утворюються або вапнисті, або кременисті.

Відклади абісальної зони складаються переважно з органогенних продуктів і в залежності від організмів планктону.

На широких просторах центральних частин океану, що мають ве­ликі глибини, розповсюджений червоний мул, що його часто нази­вають червоною океанічною глиною. Червона океанічна глина складає­ться з вулканічного та космічного пилу, незначної частини теригенного пилу та важко розчинених у воді решток планктону.

На підставі досліджень сучасного океанічного дна встановлено, що мули батіальної зони відкладаються з значно меншою швидкістю, порівнюючи з відкладанням шельфу, а червона океанічна глина від­кладається в багато разів повільніше, ніж мули батіальної

зони.

Характерною рисою всіх відкладів батіальної і абісальної зон є те, що вони формуються верствами, витриманими на широких площах. Для відкладів шельфової зони теж характерне верствове залягання і значне поширення, але все ж таки простори цих відкладів значно менші і переходи від одного складу порід до іншого, як на площі, так і по вертикалі, значно різкіші.

Крім теригенних і органогенних відкладів, в морських басейнах відкладаються також породи хімічного походження. Деякі з цих по­рід відкладаються безпосередньо на дні нормального морського ба­сейну, наприклад, глауконіт, фосфорит, доломіт та ін. Крім цих порід, хімічно відкладаються галогенні сполуки, що в нормальних морських басейнах знаходяться в розчині.  Галогенні сполуки відкладаються з тому випадку, коли якась частина морського басейну відокремлюється.

В таких відокремлених (латунних) басейнах утворились гіпси, ан­гідриди, солі (натрієва та калійна), що зараз досить часто зустрі­чаються у викопному стані. Та й зараз в деяких лагунах процес від­кладання хімогенних продуктів легко спостерігати: в лагунах Сиваша відкладається кухонна сіль, в затоці Кара-Богаз-Гол відкладається мірабіліт та ін.

                              Трансгресії та регресії моря

Моря не вічно залишаються на своїх місцях. Берегова лінія су­часних морів в деяких місцях переміщується все далі і далі на сухо*

діл, а в деяких місцях повільно відступає, звільняючи простори ко­лишнього морського дна.

Наступання моря на суходіл носить назву морської трансгресії, а відступання — морської регресії. Про те, що морські трансгресії та регресії були і в минулі геологічні періоди, свідчать нам морські відклади на сучасних суходолах. Всі площі сучасних суходолів покриті відкладами морського походження. Відрізняються окремі ділянки су­часних суходолів лише кількістю трансгресій, що на них заходили. В де­яких місцях суходолів можна виявити одну-дві-три трансгресії, а в де­яких місцях кількість трансгресій обчислюється багатьма десятками. Кожна трансгресія давала відклади, чимсь відмінні від відкладів іншої трансгресії, і це нам допомагає пізнати, скільки саме було трансгресій та які умови існували в цих трансгресуючих басейнах.

Вище ми вже розглядали закономірність відкладання порід в мор­ських басейнах і відмітили, що в шельфовій зоні породи розподіляються

1 Ъ

 в такій послідовності: біля берега—галька, тро­хи далі від берега — пі­сок, ще далі — глина і на великих глибинах, да­леко від берега — орга­ногенні відклади.

При трансгресії мо­ря на суходіл і поступо­вому переміщенні бере­гової зони відповідно бу­дуть переміщуватись і зазначені зони відкладів. Узбережна галька, що в певний короткий час зай­має вздовж берега зовсім вузьку  смужку, по  мірі трансгресії захоплює все нові і нові простори і завдяки цьому форму­ється суцільна широко розповсюджена верства гальки. Так само, слі­дом за галькою, переміщується і смуга піску. В цьому випадку пісок вже накладається на відкладену раніше гальку і утворює широко роз­повсюджену верству піску поверх верстви гальки.

Подібно до цього формується широко розповсюджена верства глин поверх верстви піску. Поверх глин також формується верства органогенних продуктів. Завдяки цим процесам і відкладались колись на сучасних суходолах верстви гальки, яка пізніше зцементувалась у верству конгломерату, верстви пісків, глин і вапняків, що зараз до­сить часто зустрічаються при вивченні осадової товщі на суходолах. Всяка трансгресія моря на сучасний суходіл обов'язково змінювалась регресією, інакше ми не мали б сучасної суші. При регресії процес відкладання порід іде у зворотному напрямку в порівнянні з трансгре­сією, і на раніш відкладені вапняки зверху накладаються глини, на глини накладаються піски. Лише галька не покриває пісків, тому що звільнені від моря широкі простори мають, низькі береги, складені з зазначених вище м'яких порід морського походження. Звільнена від моря територія набирає вигляду широко розповсюджених рівнин з так званою абрадованою поверхнею. На сучасних суходолах, на узбереж­жях морів та океанів досить часто зустрічаються такі вирівняні ко­лишньою морською абразією рівнини. Ці рівнини іноді в незначній мі­рі   змінюють   поверхню  завдяки   нагромадженню   молодих,   цілком континентальних відкладів та дії сучасних текучих вод. В Україні до таких абрадованих рівнин належать Причорноморська рівнина.

    Як бачимо, геологічна діяльність моря спричинилась до нагро­мадження осадової товщі порід на сучасних суходолах і до нагрома­дження великої кількості корисних копалин, що широко використову­ються в нашому народному господарстві.

    Найбільш широко відо­мими  і  часто   вживаними корисними копалинами мор­ського походження   є: вап­няк   будівельний,     вапняк для хімічної промисловості, крейда, мармур, доломіт, мергель цементний,   глина керамічна і буді­вельна, пісок будівельний і для скляного виробництва, сіль кам'яна і калійна, фосфорити, глауконіти та багато інших.

                                   Ріки та їх геологічна діяльність

Яр, по якому протікає тимчасовий водний потік, в процесі свого розвитку поглиблюється і може досягти водоносної верстви. Тоді на дні яру виходять джерела, які разом з тимчасовими потоками утво­рюють постійний потік. Якщо кількість підземних вод, що виходять на дні та схилах яру, досить значна, то в яру виникає постійний струмок, а сам яр робиться долиною невеликої річки. Постійні течії річок жив­ляться атмосферними і, в основному, підземними водами.

Яр також може перетворитись в долину ріки, якщо його вершина підійде до озера або  болотної місцевості. В такому разі ви­никаюча річка живиться озерними або болотними водами (напри­клад, верхів'я р. Дніпра).

Ріки можуть виникати й іншими способами: від розтавання снігу в рівнинних місцевостях (ріки північного Сибіру й Америки), від роз­тавання снігу та льодовиків в горах (Сирдар’я, Амудар’я, Терек), від переливання води через край озера (Нева, Ангара) і т. д.

Річки можуть живитись не тільки у верхів'ї, але й на протязі своєї течії за рахунок стікаючих поверхневих вод (поверхневий сток) та шляхом одержання підземних вод (підземний сток).

Головна ріка з усіма впадаючими в неї притоками складає річ­кову систему, а площа, яку вона займає, становить річний басейн.

Незалежно від того, що являє собою русловий потік-струмок —-річку чи річкову систему, — ерозійна робота його підпорядкована загальним закономірностям.

Ріки розвиваються по тому ж закону, що й яри: вони ростуть своєю вершиною в напрямку вверх по течії ріки, тобто регресивно. У верхів'ї  ріки звичайно переважає руйнівна (ерозійна) діяльність, в середній її частині має місце розмив, перенос та відкладання, а в ниж­ній частині — тільки перенос і відкладання.

Поглиблення або розмив дна ріки залежить від живої сили течії, тобто від кількості води в річці, від швидкості її течії, а також від кількості уламкового матеріалу, що переноситься річкою.

     Поглиблення русла потоку досягає своєї границі перш за все в його гирлі. Рівень ріки при гирлі не може бути вище рівня басейну, що приймає ріку. Отже, в напрямку до гирла ріки падіння ріки змен­шується; зменшується також швидкість її течії і розмивання в глибину (глибинна ерозія).

Таким чином, висота гирла є тим рівнем, нижче якого потік не може поглиблювати свого ложа.

Рівень, нижче якого текуча вода не може проводити розмивної роботи, зветься базисом ерозії. Отже, базис ерозії — це горизонталь­на поверхня, нижче якої не може опуститися рівень води потоку.

Загальним базисом ерозії для всіх рік земного шару є рівень сві­тового океану. Цей базис ерозії можна вважати постійним. Крім за­гального базису ерозії, виділяють ще місцеві і тимчасові базиси еро­зії. Якщо ріка впадає в озеро або іншу ріку, то місцевим базисом ерозії для неї буде рівень цього озера або рівень ріки в тому місці, де в неї впадає притока.

Тимчасовим базисом ерозії іноді буває саме дно потоку, якщо во­но складається з твердих порід. В таких місцях утворюються пороги, на розмивання яких звичайно потрібен великий час. Подібні пороги здавна відомі на Дніпрі, між Запоріжжям та Дні­пропетровськом.     Тепер вони   затоплені   водами озера   ім.   Леніна,    що утворилось після побудо­ви Дніпрогесу.

На місці порогів зви­чайно уступи незначні,але іноді ложе ріки утво­рює крутий уступ знач­ної висоти, з якого вода прямо спадає вниз. Ці міс­ця звуть водоспадами. Вода, падаючи з уступу, набуває біля його підніж­жя обертового руху, за­хоплює з собою валуни та гальку і висвердлює в цьому місці глибоку, іно­ді в кілька метрів запа­дину, що має назву веле­тенського котла. Велетен­ські котли можуть збе­рігатись і тоді, коли сам водоспад знищено еро­зією, як, наприклад, на р. Уж, біля Коростеня, на р. Росі, біля м. Корсуня.

Завдяки утворенню велетенських котлів нижня частина уступу підми­вається, а верхня — нависає западиною і час від часу обвалюється. Завдяки цьому водоспад поступово відступає вгору по течії ріки, збері­гаючи іноді свою крутизну і висоту падіння, як, наприклад, на р. Ніа­гарі (Північна Америка). Присутність водопада на річці є свідченням відносної молодості цієї ріки, яка ще не встигла виробити профіль рівноваги.

Глибинну ерозію ріка поступово припиняє на нижній ділянці те­чії, а потім поступово в середній і верхній.

Коли кінцеве падіння досягається на всьому протязі ріки, її по­здовжній профіль має, як і у ярів, вигляд профілю рівноваги, тобто вигляд ввігнутої кривої, дотичної до горизонтальної поверхні біля гирла, а біля верхів'я більш крутої.

В тому разі, коли жива сила те­чії ріки стає недостатньою для тран­спортування уламкового матеріалу (наприклад, при досягненні профілю рівноваги на якійсь ділянці ріки, цей матеріал починає відкладатись, утво­рюючи значну перешкоду для течії ріки. Течія ріки тепер не завжди мо­же перебороти цю перешкоду; вона починає її обходити, змінюючи свій напрям. Завдяки цьому ріка починає більш інтенсивно розмивати свої бе­реги, тобто проводити пожвавлену бічну ерозію, і досить швидко роз­ширює свою долину.

Взагалі ріки течуть не цілком прямолінійно. Вони більше або менше відхиляються в який-небудь бік і утворюють вигини то вправо, то влі­во. На звивання ріки, крім стану поздовжнього профілю русла, впли­ває ще багато інших факторів: нерівності первісної западини, де утво­рилася ріка, опір порід у берегах та на дні долини, винесення великої кількості уламкового матеріалу з ярів, тиснення бічних притоків, прояв внутрішніх, тектонічних сил та інше.

На ділянці вигину ріки швидкість течії у ввігнутого берега завжди більша, ніж у випуклого, отже, бічна ерозія діє в цілому на ввігнуто­му березі. Течія вдаряє у ввігнутий берег, підмиває його і робить крутим та обривчастим, тоді як протилежний опуклий берег, від якого течія відходить, заноситься річними відкладами і робиться пологим. Після удару об крутий ввігнутий берег течія води відбивається від нього і переходить нижче по річці, до протилежного берега, де знову підмиває останній. Відбиваючись, вона знову переходить до першого берега і т. д. Отже, існування спочатку невеликих вигинів у ріки при­водить до утворення значних зигзагів, а пізніше і загалом спричиняє­ться до розмиву берегів та розширення річкової долини.

Вигини ріки звичайно називають меандрами, по назві р. Меандра на заході Малої Азії, що дуже покручена на протязі течії. Течія річ­ки може меандрувати в широкій, раніш утвореній і покритій відкладами ріки долині і може меандрувати річкова долина в цілому.

В тому разі, коли меандри утворює річкова долина і на вигинах берега виступає корінне плато, меандри називають поглибленими, або врізаними.

По мірі зростання меандр довжина річки збільшується, а-швид­кість течії зменшується

Течія води розмиває береги не перпендикулярно, а під деяким

 Утворення меандр.

кутом, направленим по течії ріки. Завдяки цьому меандри не тільки роз­ширюються вбік, але й переміщуються вниз по течії ріки.

При зміні положення течії внаслідок меандрування залишені ста­рі річища перетворюються на озера, що називаються старицями. Та­кою старицею на лівому березі Дніпра, проти Києва, є відомий Ста­рик, що огинає Труханів острів.

Правий берег майже всіх рік північної півкулі переважно крутий та високий, а лівий — низький. Бічна ерозія розвивається не в однаковій мірі на обох берегах рік, що спричиняє асиметрію берегів річних долин.

Ріки північної півкулі завжди більше підмивають правий берег, а ріки південної півкулі — лівий. З'ясовано, що це явище пов'язане з обертанням Землі навколо своєї осі.

                                Геологічна діяльність озер

Як відомо, озерами називають водоймища різних розмірів, що не мають прямого і вільного зв'язку з океаном. Зв'язок озера з океаном може бути однобічним: вода озера може перетікати в океан, а вода океану не може поступати в озеро. Розміри озер бувають дуже різноманітні. Деякі озера за свої великі розміри навіть називаються мо­рями (Каспійське, Аральське). Озера можуть бути різноманітні і за своїм походженням. Частіше за все розрізняють такі групи озер за по­ходженням: морські, тектонічні, льодовикові, запруди та ін.

Морські озера є залишками колишнього моря. Через це вода їх солона, а іноді навіть набагато солоніша, ніж океанічна.

Тектонічні озера утворились внаслідок заповнення атмосферними водами тектонічних западин.

Льодовикові озера часто є залишками льодовикових вод в пони­женнях льодовикового рельєфу. Іноді льодовиковий рельєф заповнює­ться виключно атмосферними водами.

Озера-запруди можуть бути різного походження. Характерним для них є запружування колишніх проточних вод. В горах запрудні озера часто виникають внаслідок обвалів, що засипають річкову долину і перегороджують течію. В останній час річки часто запруджуються з метою утворення озера, або для зрошення навколишніх просторів, або для одержання електроенергії.

В молоду фазу життя в озерах спостерігається така ж сама ерозійна та акумулятивна діяльність, як і у моря, лише в менших масштабах. Зміна акумулятивної діяльності полягає лише в тому, що в озерах теригенні відклади розповсюджуються на всю площу, а органогенні відклади переважно представлені рослинними формами, а не тва­ринними як це спостерігалось в морях.

Завдяки тому, що більшість озер має невеликі розміри, в них не відбувається такого закономірного сортування і розміщення териген­них матеріалів, як у морях. Через це відклади озер навіть у викопному стані легко пізнаються серед морських відкладів.

Для геологів найбільше значення мають процеси, що відбуваються в старих озерах та болотах. В цих фазах життя озер велику роль ві­діграють організми. Завдяки їх діяльності в озерових басейнах на­громаджуються найбільш

Цікаві  відклади.

В старих озерах мор­ського походження відбу­вається відкладання со­лей, прикладом чого є ді­яльність озер Ельтон і Баскунчак, де шар води (грубизна) не перевищує І м, а шар солі — наба­гато більший.

В старих озерах, пе­ретворених вже на боло­та, зараз відбувається процес торфоутворення. По деяких болотах, крім цього, проходить нагро­мадження залізної (бо­лотної) руди.

За минулих геологіч­них періодів процеси ста­ріння і відмирання озер були частим видовищем. Внаслідок цього утвори­лись торфовища, родови­ща бурого вугілля, деяка частина кам'яного вугілля та деяких залізних руд

Геологічна  діяльність підземних вод

Підземними водами називають ті води, що зустрічаються в земній корі на різних глибинах. Перш ніж розглядати діяльність підземних вод, розглянемо умови залягання їх в земній корі.

Підземні води набирають різних форм залягання в залежності від форм залягання і властивостей гірських порід, що складають зем­ну кору. Всі гірські породи в більшій або меншій мірі можуть вбира­ти і пропускати крізь себе воду.

В залежності від властивостей гірських порід їх умовно поді­ляють на дві групи: 1) водопроникні породи і 2) водонепроникні поро­ди. Водопроникними називають ті породи, що легко пропускають крізь себе воду, наприклад: пісок, суглинок, поруватий вапняк та ін. Водо­непроникними називають породи, що дуже важко пропускають крізь себе воду, наприклад: глина, граніт, кварцит, мармур, різні сланці тощо.

Особливо велике значення для утворення скупчень підземних вод в земній корі має глина. Вона здатна вбирати в себе частину води, але разом з цим майже не пропускає воду крізь себе. Глини в земній корі часто залягають суцільними, широко розповсюдженими верства­ми. Через це на верствах глин досить часто затримуються водяні ма­си, що насичують більш водопроникні породи, які лежать над глинами.

В залежності від того, яка поверхня глин буде рівна, по­хила або чашоподібна, — утво­рюються і відповідні форми за­лягання води. На різній поверхні глин утворюється досить спокій­ний поверх води: на похилій — поверх води має течію, відповід­ну до нахилу; на чашоподібній поверхні глин утворюється скуп­чення води, що має більшу грубизну в центральних похиленнях і най­меншу на підвищених краях цієї підземної чаші.

Оскільки в земній корі дуже рідко зустрічається ідеально рівна поверхня глин, то, відповідно до цього, і рідкі випадки спокій­ного залягання поверху підземної води. Найчастіше глини залягають похило, а через це підземна вода, що утримується на поверхні глин, повільно тече по нахилу, аж до того часу, поки не зустріне краю вер­стви або тріщини в глинах. В цих випадках вода потрапляє в нижчі поверхи, складені водопроникними породами. В них вона просочується все далі і далі вниз, поки знову не зустріне водонепроникний поверх. По цьому новому поверху вона так само мандрує відповідно до на­хилу.

При горизонтальному рухові вода деяких поверхів може вийти на береговий схил річки або яру і утворити там джерела, з яких вона потрапляє уже в поверхневу проточну водну систему. Якщо вода на своєму шляху не зустрічає таких сприятливих умов для виходу на по­верхню, вона може переходити все глибше і глибше в земну кору аж до того часу, поки не потрапить на такі глибини, де температура при­мушує її випаровуватись. Знаючи, що геотермічний ступінь дорівнює 33 м на 1° підвищення температури, неважко підрахувати, що вода не проникне глибше ніж на 5 км. Водяна пара з глибин уже починає зво­ротний рух вгору. Цей рух водяної пари менш тривалий і має порівню­ючи короткий шлях, бо пара, потрапляючи у верхні, більш холодні, зем­ні маси, знову конденсується і переходить у рідкий стан.

Дослідниками було виконано багато спостережень, які зрештою дали змогу розв'язати питання походження підземних вод. Перш за все було встановлено, що значна частина підземних вод походить з вод поверхневих, які просочуються в гірські маси земної кори. Це під­тверджується навіть і тим, що в часи найбільшої кількості опадів та весняних поводей горизонти підземних вод збагачуються, а під час засу­хи вони біднішають на воду. Такс явище найбільш характерне для верх­ніх горизонтів, але частково його можна спостерігати і в більш глибоких горизонтах, з тою лише зміною, що на глибоких горизонтах позначають­ся найбільші зміни в режимі поверхневих вод і позначаються в трохи менших масштабах.

Дослідниками було встановлено, що за деяких умов підземні води утворюються і в районах, які не мають наземних вод та явних атмо­сферних опадів, наприклад, в пустелях. Уважне, дослідження дало можливість встановити, що в цих випадках підземна вода утворюєть­ся за рахунок водяної пари, що попадає в охолоджений грунт. Подіб­ний процес конденсації водяної пари повітрям ми часто самі спостері­гаємо в холодні літні та осінні ночі, після яких вранці буває буйна роса. Така ж сама роса випадає і в пустелях та інших районах, бідних на поверхневі води. Частина подібної роси просочується в грунт і че­рез певний час може дати підземні води.

Вже давно дослідниками було помічено, що під час виверження вулканів разом з магмою та іншими продуктами викидається велика кількість водяної пари. Нема ніяких підстав гадати, що ця водяна пара могла будь-яким чином потрапити в глиб вулкана з поверхні землі. Імо­вірніше припустити, що ця пара магматичного походження попадає на земну поверхню з глибин вперше.

                                Льодовики. Їх  геологічна діяльність.

Довговічне нагромадження снігу та льоду приводить до такого зростання грубизни цих мас, що вони під вагою тиску починають повзти в нижній своїй частині навіть за умов відсутності певного нахилу. Якщо формування  відбувається на площі з певним нахилом, то сповзання льоду ще більше полегшується. В такому випадку з місць нагромадження сніг сповзає і дає початок так званим льодовикам.

Швидкість руху льодовика буває різною, вона залежить від нахи­лу місцевості, розмірів льодовика та пори року. Найбільш часто швид­кість руху вимірюється порядком від десятків сантиметрів до 2—3 м за добу. З'ясовано, що середина льодовика тече швидше, ніж його краї, а верх — швидше, ніж дно.

По . мірі спускання льодовика до низу та переходу до тепліших умов він все більше і більше тане. Танення відбувається не тільки зверху, але й знизу. Зверху на льодовик діють сонячне проміння і тепле повітря, знизу впливає тепло гірських порід, які мають темпе­ратуру вище нуля. Повільно, відповідно до танення, грубизна льодо­вика зменшується, і, нарешті, льодовик зовсім виклинюється. Справжнє

виклинювання льодовика майже не зустрічається, тому що край його часто обламується або внаслідок умов рельєфу, або через підтавання знизу. Край льодовика сезонно трохи переміщується. Взимку він на­ступає далі вниз, а влітку відступає вгору. Це невелике сезонне коли­вання все ж таки незначно змінює положення його краю.

Під час руху льодовик проводить певну діяльність. Він руйнує гірські маси по своїх краях, згладжує і поглиблює своє дно, перено­сить і відкладає за своїм краєм певні гірські маси, що не тільки ві­дірвані від гір, але й значно видозмінені під час руху льодовика.

В процесі руху льодовик по,своїх краях взаємодіє з гірськими породами, що оточують край льодовика. В деяких місцях льодовик відламує або вириває куски гірських мас, в інших місцях, навпаки, гірські маси примушують ламатись та розкришуватись частини льодо­вика. Внаслідок цього по обох бічних краях льодовика нагромаджую­ться уламки гірських порід. Ці нагромадження в геології називаються бічною мореною. Склад бічної морени дуже різноманітний. Тут є і ве­лике каміння, і дрібні, трохи згладжені уламки, і глинясті маси.

Гірські льодовики, сповзаючи вниз, досить часто на своєму шляху стикаються з іншими льодовиками, після чого спільно рухаються вже два льодовики. Цей процес стикання нагадує з'єднання двох річок (або річки і притоки), відрізняючись лише тим, що у річок вода переміщуєть­ся повністю, а у льодовиків таке переміщування не відбувається або бу­ває воно незначним і тільки в зоні контакту двох льодовикових мас.

Буває й так, що на крутих поворотах та крутих змінах нахилу дна льодовик розтріскується. Морена може попадати в ці тріщини. Пізніше при виході льодовика на рівні і прямі простори лід знову закри­ває тріщини і набирає вигляду суцільного льоду. В такому льоді вже утримується морена не тільки на поверхні і біля дна, але й всередині льоду.

Льодовик може мати морсну не тільки різного складу, але й різного походження. Ця морена поволі доходить до краю льо­довика, де лід повністю розтає, а моренні маси осідають, утворюючи досить великі нагромадження, розташовані паралельно краю, тобто поперек льодовика. Ці нагромадження одержали від геологів назву «кінцевої морени».

Льодовик під час свого руху спричиняється до того, що всі підстелюючі його   породи   повільно стираються — шліфуються.   Це шліфу­вання відбувається нерівномірно, тому що сам лід, як м'якіша  маса, менше впливає на гірські породи, а каміння, що вмерзло в донну ча­стину льоду, — більше.

Майже завжди на тих місцях, де колись діяв подібним чином льо­довик, зараз зустрічається штрихувата поверхня та вигладжені окремі скелі. Штрихуватість є чітким показником напрямку руху колишніх льодовиків. Подекуди зустрічаються згладжені скелі. Вони також дають добрі вказівки на напрям руху льодовика. Як правило, ці скелі більш зрізані і мають більш пологий схил з боку наступу льодовика. Такі скелі носять назву «баранячий лоб».

Гірські льодовики, діючи протягом довгого часу, виорють доли­ну, що трохи нагадує річкову долину, але має характерні риси. Вона в поперечному розрізі схожа на літеру V  і називається трогом. Такі льодовикові троги є досить частими формами в тих горах, де льодовиків зараз зовсім нема.

Площинні льодовики подібно до гірських мають певний рух, але на відміну від гірських вони вже не пристосовуються до рельєфних умов, а часто самі пристосовують до себе рельєф. Щоб мати деяку уяву про розміри можливих геологічних процесів, обумовлених дією пло­щинних льодовиків, треба пригадати деякі показники самих льодо­виків.

Вище ми згадували, що льодовики, як гірські, так і площинні, наростають зверху за рахунок випадання снігу. В горах ці снігові на­громадження і відповідне збільшення грубизни льодовика є обмеженим. В полярних широтах Антарктиди та Гренландії ці умови змі­нюються. Широкі простори дозволяють нагромадження такої висоти снігу і такої грубизни льоду, яка неможлива для найбільших гір се­редніх і малих широт. Отже, недивно, що в Антарктиді і Гренландії в деяких місцях грубизна льодовика разом з сніговими масами буває понад 2 км.

Рух площинного льодовика в незначній мірі обумовлюється нахи­лом і в значно більшій мірі — тиском верхніх мас самого льодовика. Площинні льодовики, як правило рухаються не в одному якомусь пев­ному напрямку. Рух буває в різних напрямках від центра до перифе­рії.

Льодовикові маси на узбережжі, що через свою значну грубизну не встигають розтанути, виходять в Атлантичний океан. В залежності від характеру берега льодовик або розгалужується на дрібні куски, що спостерігається на високих крутих берегах, або утворює великі плаваючі крижані поля — айсберги, що утворюються біля низьких пологих берегів.

Геологічне вивчення території Канади, північної частини Європи та Сибіру дало досить багатий матеріал для висновків про те, що в по­рівнюючи     недавньому   геологічному   минулому   площа   льодовиків була значно більшою, ніж зараз. Сліди льодовикової діяльності вияв­лені на великих площах північної Європи і Сибіру. Такими слідами є моренні нагромадження, флювіогляціальні відклади, баранячі лоби та деякі інші ознаки. Особливо поширені в північній Європі та в північній половині Європейської  частини  Росії пісково-галечні нагромадження та морени, що мають вигляд або окремих бугрів, які називаються ками, або довгих смуг, що називаються ози Значні рівні простори, зайняті пісковими відкладами з домішкою гальки, носять назву зандри.

Льодовики останнього геологічного періоду не є поодиноким ви­падком в геологічній історії Землі. Зараз вже добре з'ясовано, що за більш давніх геологічних періодів то в одному, то в іншому місці існу­вали льодовики.

Так, наприклад, встановлено, що колись давно льодовики вкрива­ли великі площі Африки, південної Азії та інших районів теперішньої жаркої смуги.

Причини періодичного розповсюдження льодовиків в тих чи ін­ших місцях остаточно не з'ясовані. Найбільшої уваги дослідників за­раз заслуговує останнє північне зледеніння, рештки якого нібито й досі знаходимо у вигляді захованих льодів та вікової мерзлоти в Си­біру.

Є багато різних поглядів на причини останнього зледеніння, але остаточно це питання ще не розв'язане. Гадають, що однією з причин могло бути зменшення кількості вуглекислоти в повітрі, завдяки чому

40_______ 20_____ 0        201__ 40_____ 60________ 80

Площа розповсюдження четвертинного льодовика.

тепло від землі легше вилучалось в світові простори і середня темпе­ратура могла знижуватись на 4—5°.

Другу причину вбачають в можливості збільшення пилу в повітрі внаслідок посиленої дії вулканів.

Можливу зміну кліматичних умов вбачають в зміні морських те­чій. Якщо бар'єр, що відділяє Атлантичний океан від Північного (між Гренландією і Скандинавією), підніметься на 200—300 м, то Гольф­стрім не зможе протікати в Північний океан і перестане обігрівати північ Європи, що може викликати виникнення льодовика в Скандинавії.

Деякі дослідники також припускають, що, можливо, відбулось переміщення полюса. Раніше, в часи льодовика, він був ближче до континенту Європи і обумовив значне похолодання, а тепер, після йо­го віддалення від Європи, відбулось потепління.

   10 клас

Дата	Зміст теми	Основні вимоги до знань, умінь і навичок
	Вступ  (4 год) Зміст, завдання і методи геології як науки. Коротка історія розвитку геологічних знань. Гіпотези походження Землі. Короткі відомості про історію Землі.	Учень знає об’єкт вивчення геології; має уявлення: про історію розвитку геологічних знань; уміє користуватися різними джерелами геологічних знань,  давати відомості про історію Землі робить висновки про важливість вивчення курсу
	Розділ І. Загальні відомості про Землю (30 год)
	Блок  1. Фізичні властивості і будова  Землі (6 год) Тема 1. Форма і розміри Землі. Тема 2. Вага та щільність. Тема 3. Температура Землі. Тема 4. Хімічний склад. Тема 5. Магнетизм. Тема 6. Будова  Землі. Практична робота 1. Побудова діаграми хімічного складу земної кори. Практична робота 2. Визначення дальності видимого горизонту.	Учень має уявлення про форму і розміри Землі;. характеризує температуру Землі,  її хімічний склад; висловлює судження щодо магнетизму; знає будову Землі робить висновки про фізичні властивості і будову Землі; застосовує набуті теоретичні знання на практиці
	Блок 2. Атмосфера (8 год) Тема 1. Тропосфера,  її склад. Зміна температури повітря з висотою. Тема 2. Вітер. Повітряні маси. Тема 3.  Геологічна діяльність вітру. Оцінка її діяльності для господарської діяльності людини. Тема 4. Температури повітря і її геологічна діяльність. Тема 5. Стратосфера. Рух повітря в стратосфері. Тема 6. Температура повітря. Концентрація озону. Тема 7. Вікова мерзлота. Її позитивний і негативний вплив на господарську діяльність людини. Практична робота 3. Побудова «рози вітрів» за даними учнівських метеорологічних спостереженнях. Практична робота 4. Побудова діаграм розподілу температури повітря, опадів метеорологічних станцій за даними таблиці.	Учень вміє оцінювати геологічну діяльність вітру і температури повітря; пояснює рух повітря і температуру повітря стратосфери; застосовує набуті знання на практиці; наводить приклади позитивного і негативного впливу на діяльність людини вікової мерзлоти; володіє термінами по темі «Атмосфера»
	Блок 3. Гідросфера (15 год) Тема 1. Світовий океан і його частини. Тема 2. Хімізм гідросфери. Тема 3. Прозорість і колір води. Тиск, температура, щільність морської води. Тема 4. Рух води в океанах і морях. Морські течії. Тема 5. Геологічна діяльність морів. Тема 6. Акумулятивна діяльність. Тема 7. Трансгресії та регресії моря. Тема 8. Води суходолу. Ріки і її геологічна діяльність.  Тема 9. Акумуляція та формування річкових терас. Тема 10. Озера і їх геологічна діяльність. Тема 11. Болото і його геологічна діяльність. Тема 12. Підземні води. Їх геологічна діяльність. Льодовики. Геологічна діяльність льоду. Екскурсія (2 год). Вивчення водойм своєї місцевості.  Опис водойм своєї місцевості за типовим планом. Встановлення джерел забруднення водойм. Практична робота 5. Показати частки  площ та об’ємів  кожного з океанів. Практична робота 6.  Схематично показати утворення меандр.	Учень називає основні частини Світового океану; відтворює на карті географічну номенклатуру; характеризує: -          основні властивості морської води; -          води суходолу; наводить приклади: -          геологічної діяльності моря; -          геологічної діяльності озеро, боліт, підземних вод; пояснює: -           акумулятивну діяльність; -          трансгресію та регресію моря; володіє термінами по темі «Гідросфера»; застосовує теоретичні знання під час екскурсій та виконання практичних робіт
	Блок 4. Біосфера (1 год) Тема 1. Значення життєдіяльності для геологічних процесів.	Учень   обґрунтовує значення життєдіяльності живих організмів для геологічних процесів; робить висновки про важливість в охороні живих організмів
	Узагальнення (1 год)

11 клас

Дата	Зміст теми	Основні вимоги до знань та умінь учнів
	Розділ ІІ. Будова земної кори та її склад.
	Блок 1. Літосфера (7 год). Тема 1. Основні форми рельєфу. Абсолютні і відносні висоти суші. Тема 2. Внутрішні процеси літосфери. Землетруси. Тема 3. Енергія та сила землетрусів. Тема 4. Причини землетрусів. Закономірності поширення. Прогноз землетрусів та будівництво. Тема 5. Вулканізм. Виверження вулканів. Тема 6. Типи вулканів. Псевдовулканічна діяльність. Тема 7. Народногосподарське значення вулканізму. Географія вулканів. Практична робота 1. Побудова гіпсометричної кривої земної поверхні. Практична робота 2. Вивчення основних форм рельєфу своєї місцевості. Практична робота 3. На контурній карті показати площу розповсюдження четвертинного льодовика. Практична робота 4. Схематично показати типи вулканів.	Учень має уявлення про будову літосфери; характеризує : основні форми рельєфу; внутрішні процеси Землі; пояснює причини землетрусів, прояву вулканізму; вміє -показувати на карті райони поширення основних форм рельєфу, діючі вулкани, сейсмічні зони, зони розповсюдження четвертинного льодовика; розповсюдження зледеніння; -будувати гіпсометричну криву земної поверхні, типи вулканів оцінює практичне значення вулканізму;
	Блок 2. Загальні відомості про мінерали(13 год). Тема 1. Хімічний склад літосфери. Тема 2. Мінерали. Їх загальна характеристика. Тема 3. Будова і форма мінералів. Тема 4. Найважливіші фізичні і хімічні властивості. Тема 5. Поділ мінералів на класи. Тема 6. Самородні елементи. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання. Тема 7. Сульфіди. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання людиною. Тема 8. Оксиди. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання людиною. Тема 9. Сульфати. Фізичні і хімічні властивості. Застосування. Розповсюдження на території України. Тема 10. Солі галоїдно-водневих кислот. Фізичні і хімічні властивості. Використання людиною. Тема 11. Солі простих кисневих кислот. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання. Тема 12. Фосфати. Карбонати. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання. Тема 13. Силікати. Водні силікати. Їх фізичні і хімічні властивості. Застосування в  господарстві. Практична робота 5. Відтворення найбільш поширених форм кристалів різних сингоній. Практична робота 6.  Визначення  самородних мінералів за фізичними властивостями. Практична робота 7.  Визначення фізичних властивостей сульфідів. Практична робота 8. Визначення оксидів і сульфатів за їх фізичними властивостями. Практична робота 9. Визначення фізичних властивостей фосфатів та силікатів.	Учень має уявлення про хімічний склад літосфери; характеризує фізичні і хімічні властивості мінералів; аналізує поширення мінералів на території України; наводить приклади використання мінералів в господарстві; дає пропозиції використання мінералів; робить висновки про значення мінералів для життя людини;
	Блок 3. Гірські породи (8 год) Тема 1. Загальна характеристика. Тема 2. Магматичні породи: інтрузивні та ефузивні.  Тема 3. Структура і текстура магматичних порід. Їх фізичні і хімічні властивості. Використання. Тема 4.  Осадові гірські породи. Тема 5. Уламкові гірські породи. Форми залягання. Тема 6. Хімічні та органогенні породи.  Їх властивості та використання. Тема 7. Метаморфічні гірські породи. Причини утворення. Використання. Тема 8. Узагальнення знань. Практична робота 10. Складання таблиці «Класифікація гірських порід» (проводиться на протязі вивчення теми «Гірські породи») Практична робота 11. Визначення фізичних властивостей гірських порід. Екскурсія. Знайомство з роботою цегельного заводу. Екскурсія. Принцип роботи газопереробного заводу.	Учень дає загальну характеристику гірським породам; характеризує за зовнішнім видом гірські породи; вміє -  пояснювати причини утворення різних типів гірських порід; - складати таблицю «Класифікація гірських порід»; робити звіт про відвідування підприємств будівельної і газопереробної промисловості; наводить приклади використання гірських порід людиною; визначає роль гірських порід в житті людини; має уявлення про різні професії
	Резерв  (1 год)