4.1.7.Поширення та значення льодовиків

Льодовики вкривають близько 10% поверхні Землі. Основні райони зледеніння знаходяться в Західній Арктиці – це острови Нова Земля, Земля Франца-Йосипа, які вкриті льодом на 87-90%. По мірі просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і на архіпелазі Де-Лонга, льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Серед гірських районів за площею зледеніння перше місце посідає Середня Азія (близько 2500 льодовиків загальною площею понад 17 000км²), друге – Кавказ (майже 1400 льодовиків загальною площею 1970 км²). Значне зледеніння характерне для Камчатки, Алтаю, північного та південно-східного Сибіру тощо.

Льодовики мають велике значення в живленні річок; є важливим джерелом водних ресурсів, особливо в районах зрошуваного землеробства (Середня Азія); є сховищами найчистіших прісних вод.

Однак, крім користі, льодовики можуть спричинити великі катастрофи: повені селі.

4.2.Гідрологія підземних вод

4.2.1.Теорії походження підземних вод

Інфільтраційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок атмосферних опадів, які через дрібні канальці в гірських породах проникають у шари Землі, де й накопичуються. Ця теорія була сформульована в 1717 р. французьким фізиком Маріоттом.

Конденсаційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок водяної пари, яка міститься в повітрі. Ця теорія була висунута німецьким гідрологом Фольгером в 1877 р.

Ювенільна теорія походження підземних вод - підземні води утворюються на великих глибинах з пари і, можливо, з дисоційованих атомів водню і кисню. Початок цим водам дають газові виділення магми або води, що входять до багатьох мінералів у вигляді кристалізаційних або хімічно зв’язаних. Запропонував цю теорію в 1902 р. австрійський геолог Е.Зюсс.

Теорія похованих вод - це певна частина підземних вод, яка сформувалася за рахунок води стародавніх морських басейнів. За певних геологічних процесів ці води потрапляють у гірські породи, які з часом перекриваються більш молодими нашаруваннями.

4.2.2.Фізичні властивості порід

Щільність гірської породи - це відношення її маси до його об’єму. Розрізняють щільність сухої породи і щільність породи за природної вологості.

Пористість - відношення об’єму пустот до об’єму всієї породи:

n = Un / U,

де n - пористість;

Un - об’єм пор;

U - об’єм породи.

У скельних масивних породах ці пустоти виражені тріщинами; у розчинених породах (вапняках, доломітах, соленосних відкладах) пустоти являють собою каверни і канали; у пухких осадових породах пористість обумовлена нещільним притяганням часток, які складають ці породи.

Коефіцієнт пористості - відношення об’єму пустот до об’єму її скелета (твердих мінеральних часток, які входять до складу порід):

е = Ụn / Uс,

де е - коефіцієнт пористості;

Un - об’єм пор;

Uс - об’єм скелета породи.

Пористість вивержених порід коливається від 0,05 до 6-7 %, у вапняків і доломітів - від 0,2 до 34 %, у пісковиків - від 3,5 до 28 %, у торфу - 76 - 89 %.

Гранулометричний склад порід - це характеристика осадових утворень за розміром часток, з яких складені ці утворення. Розміри таких часток - від глинистих і пилуватих (діаметром 0,05 - 0,005 мм і менше) до гальок і валунів (від 10 до 100 мм діаметром).