Образование и движение ледников

Размещено на http://www.allbest.ru/

Оглавление

Введение

1. Образование и движение ледников

2. Образование ледников

3. Движение ледников

4. Классификация ледников

5. Горно-долинный тип ледников

6. Покровные материковые ледники

7. Промежуточные ледники

8. Поверхность ледников

9. Разрушительная (экзарационная) деятельность ледников

10. Транспортная и аккумулятивная деятельность ледников

11. География ледников

Заключение

Литература



Введение

Актуальность и значимость данной темы заключается в том, что: существуя миллионы лет, ледники активно влияют на природу планеты. Они охлаждают климат, влияют на его колебания, воздействуют на теплообмен и изменяют уровень Мирового океана.

Целью данной курсовой работы является изучение геологической, разрушительной, образовательной, транспортной и аккумулятивной деятельности ледников.

Исходя из поставленной цели, необходимо решить следующие задачи:

сформулировать и раскрыть понятие ледников, его классификацию;

рассмотреть виды деятельности ледников;

ознакомиться с областями распространения ледников.

В ходе работы были использованы следующие методы: аналитический и теоретический.

Роль ледников в нашей жизни велика. Еще в 1871 г. известный русский климатолог А. И. Воейков показал, насколько значительна роль ледяного покрова при формировании климата и погоды. Он заложил основы нового научного направления в географии - ледники, которое следует рассматривать как важный раздел гляциологии. Собственно гляциологические исследования горных ледников начались еще в XVIII в. в горах Европы. В XIX в. они заметно оживились, особенно в Альпах (Ж. Агассис, Ф. Форель, Д. Тиндаль и др.). Особое место в гляциологии принадлежит П. А. Кропоткину, который создал теорию древнего покровного оледенения Европы. Развитию гляциологических идей в России и затем в СССР мы обязаны К. И. Подозерскому, Б. В. и М. В. Троновым, Н. Н. Пальгову (их исследования проводились в горах Кавказа и Алтая), а также В. Ю. Визе, П. А. Шумскому, М. М. Ермолаеву и др. (советская Арктика). Идеи В. И. Вернадского о зоне охлаждения земной коры и о классификации природных льдов - крупный вклад в развитие криологии как самостоятельной науки. Работы же С. В. Калесника об эволюции ледников и П. А. Шумского об энергии оледенения легли в основу современных представлений о динамике ледниковых процессов. Г. К. Тушинский создал и развил учение о снежных лавинах, их происхождении и динамике, Н. Н. Зубов - основоположник учения о морских льдах, а Г. Д. Рихтер - о снеге и снежном покрове.

Также важное значение для теоретического познания наземного оледенения имели исследования зарубежных ученых с начала XX в. и в более позднее время, проводившиеся в Гренландии, на Аляске и в Антарктиде, Э. Дригальского, А. Вегенера, X. Альмана, А. Добровольского и др.

Дальнейшее (современное) развитие учения о ледниках и других наземных природных льдах связано с именами К. Ф. Войтковского, М. Г. Гросвальда, Л. Д. Долгушина, А. П. Капицы, В. М. Котлякова, А. Н. Кренке, Л. С. Троицкого и др. Основоположник учения о подземных льдах и мерзлой зоне земной коры, названного мерзлотоведением, - М. И. Сумгин. Мерзлотоведение возникло и развивалось в дореволюционной России и главным образом позже в СССР (М. И. Сумгин, Н. А. Цытович, Н. И. Толстихии, В. Ф. Тумель, В. А. Кудрявцев, С. С. Вялов, Б. Н. Достовалов, Б. А. Савельев, П. И. Мельников и др.). В наше время у нас и за рубежом мерзлотоведением занимаются большие коллективы ученых [1].

ледник атмосферный экзарационный



1. Образование и движение ледников

Ледники существуют всюду, где темпы аккумуляции снега значительно превышают темпы абляции (таяния и испарения). Ключ к пониманию механизма формирования ледников дает изучение высокогорных снежников. Свежевыпавший снег состоит из тонких таблитчатых гексагональных кристаллов, многие из которых имеют изящную кружевную или решетчатую форму. Пушистые снежинки, которые падают на многолетние снежники, в результате таяния и вторичного замерзания превращаются в зернистые кристаллы ледяной породы, называемой фирном. Эти зерна в диаметре могут достигать 3 мм и более. Слой фирна имеет сходство со смерзшимся гравием. Со временем по мере накопления снега и фирна нижние слои последнего уплотняются и трансформируются в твердый кристаллический лед. Постепенно мощность льда увеличивается до тех пор, пока лед не приходит в движение и не образуется ледник. Скорость такого преобразования снега в ледник зависит главным образом от того, насколько темпы аккумуляции снега превышают темпы его абляции [6].

2. Образование ледников

Ледники -- это масса льда преимущественно атмосферного происхождения, испытывающая вязкопластическое течение под действием силы тяжести и принявшая форму потока, системы потоков, купола (щита) или плавучей плиты. Образуются ледники в результате накопления и последующего преобразования твёрдых атмосферных осадков (снега) при их положительном многолетнем балансе [3].

Ледники существуют всюду, где темпы аккумуляции снега значительно превышают темпы абляции (таяния и испарения). Ключ к пониманию механизма формирования ледников дает изучение высокогорных снежников. Свежевыпавший снег состоит из тонких таблитчатых гексагональных кристаллов, многие из которых имеют изящную кружевную или решетчатую форму. Пушистые снежинки, которые падают на многолетние снежники, в результате таяния и вторичного замерзания превращаются в зернистые кристаллы ледяной породы, называемой фирном. Эти зерна в диаметре могут достигать 3 мм и более. Слой фирна имеет сходство со смерзшимся гравием. Со временем по мере накопления снега и фирна нижние слои последнего уплотняются и трансформируются в твердый кристаллический лед. Постепенно мощность льда увеличивается до тех пор, пока лед не приходит в движение и не образуется ледник. Скорость такого преобразования снега в ледник зависит главным образом от того, насколько темпы аккумуляции снега превышают темпы его абляции [11].

3. Движение ледников

Существенной особенностью льда является его пластичность и способность течь под давлением. Поэтому движение ледника во многом аналогично движению водного потока, но характеризуется несравненно меньшими скоростями.

Первые наблюдения за движением ледников были сделаны в начале XIX в., а в дальнейшем они стали производиться систематически.

Наиболее простым и распространенным является следующий способ наблюдения за движением ледника. Поперек ледникового языка устанавливается прямолинейный ряд окрашенных камней или кольев. В створе с ним на берегах ледниковой долины закладываются неподвижные репера. Через некоторый промежуток времени всегда удается заметить деформацию прямой линии камней или кольев. Вниз по течению значительно быстрее выдвигается вперед середина линии, тогда как краевые, прибрежные ее части, отстают, хотя и продвигаются вперед по отношению к неподвижным реперам на берегах.

Подобные наблюдения позволяют установить, что лед движется быстрее всего посередине ледника, на стрежне ледяного потока, а у берегов его движение тормозится из-за трения о склоны долины. Подобное же замедление движения происходит и на глубине у дна ледника, так что наибольшие скорости приурочены к поверхностным частям ледникового языка. Это установлено специальными наблюдениями по буровым скважинам, заложенным на ледниках.

Таким образом, движение ледника ни в коем случае нельзя рассматривать как простое скольжение льда под уклон. Оно действительно является подобием течению воды, обусловленным пластичностью льда под давлением верхних слоев на нижние и напором верхних частей ледника на расположенные ниже по долине.

Лед под давлением испытывает пластические деформации, что показывает простой опыт. Внутрь полого шара, состоящего из двух полушарий, соединяемых болтами, кладут неправильный кусок льда и затем завинчивают болты. Излишек льда выдавливается через шов между полушариями, а остальная часть куска приобретает форму шара, причем не образуется никаких трещин.

В ледниках давление бывает огромным, так как мощности льда даже в горных глетчерах доходят до нескольких сотен метров, а толщина ледниковых покровов Гренландии и Антарктиды в центральных частях достигает местами 3--3,5 км. В нижних частях ледников лед становится текучим и движется от участков с более высоким давлением к участкам с меньшим давлением. Поэтому в полярных странах с очень холодным климатом движущееся льды возникают даже на ровной поверхности, так как у края ледника давление всегда нулевое, а в середине ледника оно постепенно повышается.

При большой мощности льда ледник может даже иногда двигаться вверх по уклону ложа, преодолевая значительные неровности. Но наклон ложа, конечно, всегда благоприятствует течению льда. Скорость его движения оказывается примерно в 10000 раз меньше скорости воды при тех же углах наклона русла. Абсолютная величина скорости течения льда колеблется от 0,25 мм/час до 1,25 м/час.

Несмотря на текучесть, глетчерный лед все же остается твердым, реагирующим на мгновенные резкие напряжения, как хрупкое тело. Поэтому в толще глетчерного льда в ходе движения образуются трещины, особенно в верхних частях, где давление относительно невелико, и лед почти не приобрел пластических свойств. Эти трещины могут рассекать и всю толщу льда, если она не очень велика.

Особенно многочисленны трещины на языках горных ледников, но наиболее велики по размерам трещины мощных ледниковых покровов полярных стран. Они нередко представляют собой целые пропасти. Иногда их ширина достигает вверху 10-- 15 м, а глубина -- десятков, а то и сотен метров. На языках горных ледников, двигающихся вдоль дна долин, системы трещин закономерно ориентированы по отношению к длине ледника. Среди них различают поперечные и продольные.

Поперечные трещины местами образуются у краев ледника, где они направлены косо к берегу, несколько вниз по течению. Их образование связано с трением льда о склоны. Наиболее часто поперечные трещины образуются при резком перегибе продольного профиля ледникового русла. В случае очень крутых перегибов кривой ледникового русла лед распадается на отдельные глыбы, причудливо громоздящиеся друг над другом, образуя так называемые ледопады. Оттаивая, глыбы льда нередко приобретают форму заостренных сверху вертикально стоящих пластин, пирамид, обелисков и т. п. Подобные образования получили название серраков.

Продольные трещины возникают в местах расширения ледниковой долины и растекания льда в стороны. Особенно густую систему они образуют у конца ледникового языка, где расходятся в стороны в виде веера.

Расход льда в леднике осуществляется, как правило, путем его таяния и в гораздо меньшей степени путем прямого испарения в атмосферу. Таяние ледника (абляция) происходит в основном с его поверхности при соприкосновении с теплым воздухом, а также при непосредственном нагревании солнечными лучами. Кроме того, лед может подтаивать и у дна ледника, так как давление, под которым лед здесь находится, сильно понижает точку его плавления. Так, при давлении 2200 кг/смІ лед может таять даже при температуре минус 22°. Однако при максимальной мощности льда, известной в Гренландии или Антарктиде (3--3,5 км), давление на его ложе не превышает 300 кг/смІ, поэтому описанное явление никогда не играет существенной роли в таянии ледника.

Образующиеся талые воды стекают по поверхности ледника, проникают в его трещины и движутся на глубине вдоль них и по каналам, протаянным ими в толще льда. Нередко такие, подледниковые или внутриледниковые потоки талых вод находятся под значительным гидростатическим давлением; известны случаи их выброса из трещин льда в виде фонтанов.

Иногда талые воды образуют в толще льда как бы изолированные резервуары, или карманы, содержащие значительные объемы воды. Так, например, подобный карман, содержащий 100 тыс. мі воды, возник в 1892 г. в Альпах. Карман внезапно прорвался, и вода ринулась с высоты 3000 м. В результате было снесено два селения.

В случае, когда ледники спускаются прямо в море, что характерно для высоких широт обоих полушарий, главной формой расхода льда становится обламывание его глыб и унос их течением. Такие плавучие глыбы льда называются айсбергами. Высота айсбергов в некоторых случаях бывает 100 м и более, причем над поверхностью воды возвышается только 1/8 ледяной глыбы.

Общий объем льда з крупных айсбергах нередко измеряется многими кубическими километрами и даже десятками кубических километров. Особенно грандиозные айсберги обламываются от окраин ледникового покрова Антарктиды. Здесь известны случаи, когда встречались ледяные горы, длина и ширина которых достигала сотен километров [7].

Рис. 1 Движение ледников [5]

4. Классификация ледников

Гляциологи различают два основных типа ледников: 1) горные, или ледники стока, - лед движется от областей питания под действием силы тяжести вниз по горным долинам; 2) покровные, или ледники растекания, - лед растекается от центра к периферии. Покровные ледники образуются на равнинах, но и низкогорный рельеф может быть погребен под мощной ледяной толщей. Толщина, или мощность, ледников разнообразна - от нескольких десятков метров у горно-долинных (ледников стока) до 3 - 4 км у покровных, например в Антарктиде [8].

Своеобразный тип ледников - так называемые шельфовые ледники. Их образование связано со сползанием ледников с суши в море. Такие ледники либо оказываются на плаву, либо (если они достаточно мощны, а море неглубоко) садятся на дно. От сползающих в море ледников откалываются крупные массивы - айсберги, которые затем уносятся течением в открытое море. Самые типичные и крупные шельфовые ледники - у берегов Антарктиды. Ледники в Арктическом бассейне значительно меньше. Шельфовые ледники обычно имеют плоскую поверхность и крутой фронтальный обрыв. Высота его в Антарктиде достигает 200 и более метров. Толщина шельфовых ледников увеличивается за счет ежегодного выпадания и преобразования снега на их поверхности.

Под влиянием ветра, мете левого переноса происходит перемещение снега, возникают характерные образования типа дюн и барханов, валов, заструг и т. д. Обилие снега и сильные постоянные ветры обеспечивают перенос и скопление больших масс снега у оснований склонов и береговых уступов. Именно в таких местах остаются "летовать" снежники Заполярья. Иногда такие снежники становятся началом образования ледников [1].

5. Горно-долинный тип ледников

В любом горно-долинном леднике различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока и 3) разгрузки (рис. 2). Горные ледники питаются за счет снега, выпадающего в высокогорье и постепенно переходящего в фирн, а затем и в лед. Естественно, что областью накопления льда являются понижения между скальными пиками, напоминающие чаши и называемые карами. Сливаясь между собой кары, образуют более обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым может перемещаться на десятки километров.



Рис. 2 Схема строения горного ледника: области: 1 - аккумуляции, 2 - движения, 3- разгрузки. Морены: 4 - конечная, 5 - срединная, 6 - донная; 7 - ригель; 8 - снег; 9 -кривассы (трещины) [7]

В том месте, где ледник выходит из кара или цирка, всегда существует перегиб склона, а в леднике возникает подгорная трещина. Область стока ледника всегда характеризуется обилием трещин, т.к. в горной местности существуют резкие перепады высот рельефа уступы, обрывы и т.д., т.е. быстро изменяется градиент склона. Область разгрузки представляет собой окончание ледника, где он тает и уменьшается в мощности и объеме.

Горно-долинные ледники подразделяются на простые и сложные (рис.3). Последние характеризуются питанием из целого ряда ледниковых цирков и наличием языков льда, сливающихся в один крупный долинный ледник. Такие ледники характерны для многих горных систем типа Кавказа, Альп, Памира. Ледник Федченко на Памире, обладающий длиной в 71,7 км и мощностью до 1000 м, в своей средней части, принимает в себя около 20 относительно небольших ледников, которые его подпитывают и картина в плане напоминает дерево. Поэтому такие сложные ледники называются древовидными.



Рис. 3 Сложный ледник в Альпах. Хорошо видны серединные морены [8]

Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы и языки льда спускаются по обе стороны горного хребта, нося название переметных ледников, напоминающих положение переметных сумм на лошади. Существуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углублении (рис.4). Иногда ледник выходит из кара, но не достигает днища главной долины, оставаясь как бы висеть на склоне. Такие ледники называются висячими. От концов висячих ледников часто обрушиваются большие глыбы льда.

Рис. 4 Цирки, наполненные льдом. Западная ветвь ледника Большой Алеч (Швейцарские Альпы) [7]

В Средней Азии существует особый тип горно-долинных ледников, питающихся не за счет каровых фирновых полей и ледников, а за счет большого количества снега, поступающего на поверхность ледника с лавинами, сходящими со склонов ледниковой долины. Подобные ледники называются туркестанскими. Лед - хрупкое вещество. Если по нему ударить молотком он разобьется. Тем не менее, ледники движутся, и это означает, что на глубинах в 50 и более метров, там, где трещин уже нет и давление велико, лед обладает пластичностью и способен медленно течь, т.к. атомы в кристаллической решетке льда способны смещаться друг относительно друга, а лед испытывает пластическую деформацию. Собственно говоря, лед течет точно также, как и горные породы под большим давлением и высокой температурой на глубинах в несколько километров. В этом отношении лед не отличается от горных пород. В силу различной твердости разных слоев льда в леднике возникает расслоенность и отдельные слои могут скользить друг по другу с разной скоростью (рис.5). Особенно часто отслаивается верхний наиболее хрупкий слой ледника, на крутых склонах образуя мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.

Рис. 5 Продольный разрез части горного ледника: 1 - зерна хрупкого льда, 2 - зона пластичного льда, 3 - зона вмороженных в лед валунов, 4 - кривая скоростей движения льда, 5 - зерна льда, движущиеся вместе, 6 - верхние зерна опережают нижние, 7 -верхние зерна еще сильнее опережают нижние, 8 - направление движения льда [7]

В горно-долинных ледниках скорость движения льда в плане и в поперечном разрезе различается в разных местах сечения ледника. У бортов и у днища ледника скорости минимальны ввиду трения о коренные породы, а в середине и в центральной части в плане скорости перемещения будут больше. Так как движение ледника неравномерно в поперечном сечении, он растрескивается, и трещины располагаются перпендикулярно оси максимального по скорости течения ледника, загибаясь к его краям. Трещинообразованию способствует и расслоенность ледника, о чем уже говори лось выше. Талые воды, текущие, как по поверхности, так и под днищем горно-долинных ледников разрабатывают неровности и трещины, нередко превращая их в ледяные туннели или глубокие канавы. Кроме того, эти водные потоки переносят большое количество разрушенного ледником обломочного материала с коренных склонов долины [5].

6. Покровные материковые ледники

Покровные материковые ледники, обладая изометричной в плане и линзовидной формой в поперечном разрезе, обладают максимальной мощностью, доходящей до первых км в центральной части купола, откуда лед под давлением и в результате изменения градиента давления движется по радиусам своим краям. При этом следует иметь в виду, что в основании горно-долинных ледников температура обычно высокая и близка к точке плавления льда (“ледники с теплым основанием”). Поэтому льды скользят по субстрату с минимальным трением по пленке из талой воды, как конькобежец движется по льду с пленочкой воды под лезвием конька. В высоких широтах температура может быть настолько низкой как в самой толще льда, так и в его основании, что лед “примерзает” к субстрату (“ледники с холодным основанием”) и движение ледника осуществляется за счет скольжения его внутренних неоднородных слоев.

На станции Бэрд в Антарктиде в 1966-1968 гг. пробурена скважина, достигшая на глубине 2,164 км пород основания ледника, температура которого была всего лишь - 1,6°С, тогда как на глубине 0,8 км во льдах она составляла - 28,8°С. Несмотря на общую, очень низкую температуру на поверхности Антарктического покрова, в районе станции “Восток” радиолокацией было обнаружено подледное озеро шириной до 75 км и длиной более 200 км при глубине до 0,5 км. Температура льда в основании покрова на глубинах в 3,750 км равна температуре его плавления и составляет всего -2°С, при давлении у ложа в 300 атм. Талая вода должна выдавливаться туда, где мощность ледника меньше и в отдельных углублениях она может скапливаться в виде подледных озер. Скважина на станции “Восток” была остановлена на глубине 3623 м при общей толщине ледника в 3750 м. Когда уже резко изменилась структура льда и его крупные кристаллы указывали на то, что он намерз снизу, бурение остановили из-за опасности нарушения возможной микробиоты пресного подледного водоема.

Открытие подледного озера в Антарктиде при огромной мощности ледникового щита (более 4 км) имеет большое значение для поисков жизни на ледяных спутниках Юпитера, например, Европы. Возможно, и под ледяным панцирем Европы тоже есть озера с пресной водой, а в них биота [9].

7. Промежуточные ледники

К этому промежуточным ледникам относятся плоскогорные и предгорные ледники.

Плоскогорные ледники приурочены к выровненным вершинным поверхностям древних горных массивов. Ледники располагаются на них сплошным покровом. Один из таких ледников находится в Норвегии (ледник Юстедаль) и имеет площадь около 950кмІ. Из-за широкого распространения в Скандинавии их часто называют скандинавскими. Подобного рода ледники известны в горах Алтая.

Предгорные ледники формируются в приполярных районах и предгорных частях. Они питаются от фирновых полей, расположенных в горах или в горной части. Это типичные горные ледники, но когда они выходят на предгорную равнину, то растекаются во все стороны и образуют ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства [10].

8. Поверхность ледников

Поверхность ледников, не покрытых снегом, всегда изрезана трещинами, которых особенно много там, где тело ледника испытывает изгиб вверх и в нем развивается напряжение растяжения. Возникающие при этом трещины располагаются веерообразно, расширяются к верху и суживаются вниз. А по краям долинного ледника всегда закономерно расположена система трещин - карисс, изогнутых в сторону верховьев ледника, что связано с его течением (рис.6). Если снег с поверхности ледника стаял, то ручьи, текущие по ней днем, в жаркое время суток, вырабатывают небольшие углубления, разделенные гребнями. Такая поверхность называется сераки.



Рис. 6 Система трещин - гривас на конце горного ледника (рисунок и фото) [4]

Попавшие на ледник крупные камни, предохраняют лед от таяния и тогда на нем возникают ледяные “грибы”. Пыль, скопившаяся на поверхности ледника, ускоряет его таяние, образуя углубления - ледяные “стаканы”. Материковые покровные ледники. В настоящее время существуют два крупных покровных ледника. Один в Антарктиде и второй - в Гренландии [4].

9. Разрушительная (экзарационная) деятельность ледников

Термин экзарация (лат. “экзарацио” - выпахивание) используется для обозначения эродирующей деятельности ледника, которая оказывается им благодаря огромному давлению, движению льда, а также воздействию на ложе ледника включенных в лед валунов, обломков, гравия и песка. Именно эта “прослойка” на контакте льда и горных пород, благодаря давлению оказывает на последние абразивное действие, срезая выступы, истирая и полируя их, действуя как огромный лист наждачной бумаги. Благодаря такому абразивному действию ,V - образные речные горные долины, по которым начинает двигаться ледник, постепенно приобретают корытообразную U- образную форму трога (нем. “трог” - корыто). Если в долине встречаются выступы более твердых пород - ригели, ледник переваливает через них, а перед ними или после них днище трога углубляется и образуются ванны выпахивания. В верхних частях горно- долинных ледников образуются, как уже говорилось выше, чашеобразные кары и более крупные цирки (рис.7).

Рис. 7 Экзарационные формы рельефа: 1 - трог, 2 - ригель, 3 - кары, 4 - цирки, 5 -висячие долины[2]

Ледники крупных долин в горных областях часто принимают в себя более мелкие ледники из боковых долин, днище которых располагается намного выше коренного днища главной троговой долины. После таяния ледников образуются “висячие троги”, хорошо прослеживаемые, например, в ледниковых долинах Северного Кавказа, Баксана, Чегема, Уруха, Терека и других.

Впаянные в основание ледника разнообразные по величине камни благодаря огромному давлению оставляют на подстилающих горных породах борозды и царапины - ледниковые шрамы, которые фиксируют своей ориентировкой направление движения ледника. Скальные выступы пород сглаживаются и полируются абразивным действием льда, возникают т.н. бараньи лбы, обладающие асимметричной формой. Длинный, отполированный и со шрамами “лоб” располагается навстречу движению ледника, а крутой, обрывистый склон находится с другой стороны. Скопления бараньих лбов образует форму рельефа, называемую курчавыми скалами.

Ледник способен захватывать крупные обломки горных пород, нередко покрытые ледниковыми шрамами, и разносить их на большие расстояния - эрратические (не местные) валуны. Так, в Подмосковье широко распространены валуны кристаллических пород из Карелии, с Балтийского щита, выступа фундамента Восточно-Европейской платформы. Нередко также валуны несут на себе несколько поверхностей полировки с царапинами. Большие глыбы коренных пород могут попадать в основание покровного ледника за счет откалывания от субстрата примороженных ледником крупных кусков породы под напором двигающегося ледника (рис.8).

Рис. 8 Схема образования донной морены. Нижняя часть льда пластична с температурой, близкой к 0°С. Вода, проникая по трещинам, замерзая, откалывает глыбы пород, которые вовлекаются в движение льда. 1 - направление движения льда, 2 - вода в трещинах пород ложа ледника [2]

Покровные ледники, обладая большой экзарационной силой, выпахивают в своем ложе глубокие и протяженные ложбины и рвы - ложбины выпахивания. Более 90% озер в северных широтах Земного шара своим возникновением обязаны именно таким процессам, связанным с последними оледенениями. В Карелии существуют сотни озер такого происхождения, ориентированные, преимущественно, в меридиональном направлении. Протяженные борозды выпахивания установлены и на дне Баренцева моря, ныне заполненные четвертичными морскими осадками. В позднем плейстоцене во времена вюрмских (валдайских) оледенений ледники покрывали все западные шельфовые моря Северного Ледовитого океана, т.к. уровень океана был намного ниже. Из района Скандинавии и Кольского полуострова ледники перемещались на север, формируя ложбины выпахивания.

Мощная напорная сила медленно перемещающегося ледника, как нож бульдозера способна вызвать дислокацию горных пород, сминая их в складки, разрывая на крупные глыбы - отторженцы, способные перемещаться на многие десятки км. Гляциодислокации - довольно распространенное явление в областях древних оледенений [2].

10. Транспортная и аккумулятивная деятельность ледников

При своем движении ледник захватывает и переносит различный материал, начиная от тонкого песка и, кончая, крупными глыбами, весом в десятки тонн. Попадают они в тело ледника различными способами.

В горно-долинных ледниках обломки пород скатываются со склонов ледниковых каров, цирков или трогов в результате выветривания, обвалов и оползней и, попадая, на лед перемещаются вместе с ним, проникая в трещины, погружаясь в лед за счет протаивания последнего. Особенно много обломочного материала скапливается в местах контакта ледника сбортом долины. Кроме того, в днище ледника также включены многочисленные обломки, попавшие туда в результате экзарационной деятельности. Материал любого размера, включенный в лед или переносимый льдом и впоследствии отложенный, называется мореной.

Выделяются морены движущиеся и отложенные. В горно-долинных ледниках существует ряд разновидностей морен в связи с их положением в теле ледника (рис.9). Боковые морены располагаются в краевых частях ледника, срединные - в их середине, причем как на поверхности, так и внутри ледника.

Рис. 9 Схема питания и строения горного ледника: 1 - кары; 2 - цирки; 3 - области питания ледника; 4 - ледниковая корытообразная долина - трог. Морены: 5 - срединная, 6 - боковая, 7 - донная [7]

Последние образуются при слиянии двух ледников, когда две боковые морены сливаются в одну, расположенную по оси ледника (рис. 10). Донная морена выстилает ложе ледника.

В ледниках покровного материкового типа развиты преимущественно донные морены, т.к. лед перекрывает мощной толщей все выступы рельефа.



Рис. 10 Система срединных морен на леднике Барнард в горах Св. Ильи [7]

Отложенные морены образуются либо после отступания ледника, либо в моменты его стационарного положения, когда скорость наступания равняется скорости таяния или абляции. В последнем случае, как в горных, так и в равнинных, покровных ледниках формируется конечная морена или конечно-моренный вал. Различный обломочный материал, включенный в лед, вытаивает из него у края ледника. Но так как ледник движется вперед, он приносит с собой все новые и новые порции обломочного материала, которые постепенно и нагромождаются у его стоящего на одном месте края (рис.11).



Рис. 11 Формирование конечной морены [7]

В формировании конечно-моренных или терминальных гряд не исключено и напорное действие ледника, подобно действию бульдозера. Обломки могут выжиматься из льда, выдавливаться из него. На Русской равнине хорошо известна Клинско-Дмитровская гряда ранневалдайского (ранневюрмского) оледенения, высотой в 100-150 м. Моренный пояс последнего оледенения прослеживается в широтном направлении через Западную Сибирь. Известен он и в Восточной Сибири, располагаясь южнее плато Путорана и прослеживаясь до устья р. Оленек.

Если в горных ледниках конечные морены всегда имеют дугообразную форму, располагаясь выпуклой стороной вниз по долине, то на равнинах конечные морены повторяют изгибы краев ледникового покрова, часто лопастями приникающими по древним речным долинам.

Донная или, как ее иногда называют, основная морена, образуется в основании ледника, когда при его движении происходит отрыв и перемалывание, раздробление, как твердых, так и рыхлых коренных пород ложа ледника. Обычно донная морена состоит из обломков, валунов, гравия, песка и глины, представляя собой весьма разнообразный материал. Подобные донные морены покрывают большие пространства, формируясь, при отступании ледниковых покровов и могут быть весьма плотными за счет высокого давления ледника. Как правило, талыми водами мелкий материал впоследствии вымывается, и на поверхности преобладают скопления крупного валунного материала. Уплотненные древние морены получили название тиллитов («till» - отложения, «moraine» - форма рельефа, англ.). Плохая сортированность донных морен, да и не только донных, особенно в разрезах древних отложений, позволяет их путать с отложениями селевых потоков. Донные морены образуют обычно слабохолмистый рельеф, на фоне которого нередки отдельные овальные в плане возвышенности, высотой до 30 м, длиной до первых км и шириной в сотни метров. По форме они напоминают половинку дыни или яйца и называются друмлинами. Образуются они за каким-либо выступом коренных горных пород, когда ледник переваливает через него, за ним образуется недостаток массы льда или даже полость и там скапливаются донные моренные отложения, часто слоистые. Друмлины нередко образуют целые поля, например, в Финляндии, где они длинной осью вытянуты по направлению движения ледника, также как и ложбины выпахивания, занятые озерами [7].

11. География ледников

Площадь оледенения занимает на земном шаре 16,2 млн. кв. км, т. е. около 3% всей поверхности земного шара, или около 10% поверхности суши, но ледникв распространены очень неравномерно. Большая часть их приходится на антарктические области, погребенные под ледяным покровом. Площадь оледенения здесь - 13 млн. кв. км. В северном полушарии наибольшее количество ледников падает на полярные страны; так, площадь оледенения Гренландии занимает пространство приблизительно в 1,9 млн. кв. км. На долю полярного архипелага Америки приходится 100 000 кв. км, покрытых ледниками, па другие острова северного полушария около 100 000 кв. км, так что всего на Арктику 2 100 000 кв. км. В Европе площадь оледенения приблизительно равна 9000 кв. км, причем на долю Пиренеев приходится лишь 40 кв. км, на долю Альп 3800 кв. км, Скандинавии 6000 кв. км. В Азии вследствие сухости климата лед занимает небольшое сравнительно с ее площадью пространство в 12 000 кв. км. Гораздо большая площадь занята ледниками в Северной Америке - 20 000 кв. км, в Южной Америке площадь оледенения 10 000 кв. км. Африка бедна ледниками - они занимают здесь лишь 20 кв. км.

В Европе на Пиренеях и Сиерра-Неваде есть только незначительные висячие ледники, тогда как в Альпах - весьма крупные, к числу которых относятся: Алечскии (площадь 115 кв. км, длина 26,8 км), Горнер (площадь 67 кв. км, длина 15 км), Mer de Glace (площадь 65 кв. км, длина 15 км), Нижний Гриндельвальдский, спускающийся до высоты 1080 м, и др. Площадь, запятая ледниками на Кавказе, почти в 2 раза меньше, чем в Альпах, достигая 1965 кв. км, причем ледники достигают наиболее мощного развития в центральной цепи, лежащей между Эльбрусом и Казбеком. Некоторые кавказские ледники имеют значительную величину, как, например, Дых-Су (площадь 48,3 кв. км, Длина 15,2 км), Безенги (площадь 45,3 кв. км, длина 13,5 км), Кара-гом и др., хотя они вообще оканчиваются на большей высоте сравнительно с альпийским. На Эльбрусе, благодаря пологости его склонов наблюдается переход к сплошному оледенению скандинавского типа; от одевающего вершину горы ледяного покрова спускается до 20 ледников 1-го разряда, а всего около 70 ледниковых языков, причем общая площадь вечных снегов и льдов на Эльбрусе достигает 144 кв. км. В Америке самое значительное оледенение приходится на долю Аляски, где, кроме ранее упомянутых ледников горы св. Ильи, находится ледник Муйр, поверхность которого более 1200 кв. км. Есть ледники в Каскадных горах и на Сиерра-Неваде; довольно много их и в горах Южной Америки (есть даже около экватора), главным же образом в пределах республики Чили. В Африке ледники, в сущности, представляют собой фирновые поля, находясь только па самых высоких горах: Кения, Килиманджаро, Рувенцори.

Несмотря на значительную сухость среднеазиатского климата, в Центральной Азии находятся самые длинные ледники, спускающиеся по большей части со склонов, обращенных к влажным ветрам. Не так давно в Тянь-Шане был исследован ледник Иныльчек, длина которого, по определению украинской экспедиции 1932 г., равна, 85 км. В хребте Академии наук (западный Памир) находится один из величайших ледников - ледник Федченко, длиной в 77 км при ширине потока от 2 до б км. В Каракоруме Лансгаф открыл новую горную цепь с высокими вершинами (Терам-Кангри 8420 м) и громадными ледниками, из которых Сейачен длиннее 70 км, несколько короче ледники Виафро и Волторо. По всей вероятности именно в Каракоруме и в Гималаях находятся самые длинные ледники. Ледники. Алтайских гор достигают всего лишь около 10 км длины.

Особняком стоят ледники Гренландии, почти сплошь покрывающие ее и представляющие огромное ледяное море, над уровнем которого то-тут, то там возвышаются скалы - иунатаки. Внутреннюю часть этого сплошного оледенения эскимосы зовут Сермер-Суак, что значит «ледяное поле». Отдельные ледники, спускаясь к самому морю, обрываются в него; здесь глыбы льда обламываются и всплывают в виде громаднейших ледяных гор. Такие ледяные горы, носящие название айсбергов, могут влиять на состояние климата областей, лежащих гораздо южнее места возникновения айсбергов.

Еще более значительные айсберги, имеющие столовые формы, дает антарктический ледник. Там край материкового льда, обрываясь крутой стеной на протяжении 30° по долготе, образует так называемый «ледяной барьер» [3].



Рис. 12 Территория современного оледенения [10]



Заключение

Ледники представляют собой многолетние толщи льда, масса которого постоянно пополняется поступлением снега, его накопления и перекристаллизации. Для образования ледника необходима большое количество твердых атмосферных осадков и достаточно низкая температура воздуха на протяжении года.

Сбалансированное поступление снега, с одной стороны, а с другой - таяние и испарение льда обусловливают поддержание массы ледника. Преобладание потерь над поступлением влечет за собой деградацию ледника. Исходя из этого, очевидно, что ледники приурочены либо к приполярным областям, либо к высоким горным массивам, так как температура воздуха понижается как с высотой над уровнем моря, так и с приближением к полюсам Земного шара.

Образующиеся массы льда могут сохраняться лишь выше снеговой границы, отражающей сбалансированность поступления твердых атмосферных осадков и потери ледника на таяние и испарение. Эта граница расположена в приполярных областях на уровне моря, а во внутритропическом пространстве на высоте около 6 км.

В зависимости от климатических условий и рельефа, соотношения областей питания и разгрузки выделяют следующие типы ледников: материковые, или покровные; горные, промежуточные, в которых сочетаются элементы покровных и горных ледников.

В настоящее время ледники покрывают 11% площади мировой суши. Оновная масса материковых льдов сосредоточена в Антарктическом ледниковом покрове, площадь которого составляет 13,5 млн кмІ Ледники на арктических островах и архипелагах занимают значительно меньшую площадь: в Гренландии -1802,5 тыс.кмІ, на Канадском арктическом архипелаге - 148 тыс.кмІ, на Шпицбергене 34,8 тыс.кмІ, в Исландии - 11,8 тыс.кмІ, на острове Ян-Майен - 0,1 тыс.кмІ. В пределах России ледники имеются на Новой Земле (18,3 тыс.кмІ), Земле Фраанца-Иосифа (13,7 тыс.кмІ). Меньшие площади имеют ледники на островах Де-Лонга, Ушаковыа, Виктроии и Врангеля, а также на Таймыре и Чукотском нагорье. В сумме ледники Российской Арктики занимают 56 159 кмІ.

Морские льды занимают 7% площади акватории Земли. Средняя многолетняя площадь устойчивого ледникового покрова арктического бассейна оценивается в 7 млн. кмІ. За зимней период эта площадь увеличивается почти вдвое - до 11 млн. кмІ.

В плейстоценовое время материковое оледенение распространялось на большую часть территории Канады и северных районов США. Аналогичные ледники появлялись в северной Америке и на других континентах и в некоторые древние геологические эпохи. Причины оледенений не установлены. На возникновение ледников могли влиять многие факторы, но в настоящее время наиболее достоверными кажутся гипотезы, согласно которым изменение количества энергии, получаемой Землёй, обусловлено внеземными причинами. Зафиксированы колебания энергии, испускаемой Солнцем, и в масштабе геологического времени эти колебания могут быть достаточно велики для того, чтобы возникли более холодные ледниковые периоды, разделённые более тёплыми межледниковьями. Другой причиной оледенений могло быть изменение ориентировки Земли относительно Солнца. Хотя при этих циклических изменениях общее количество солнечной радиации, получаемой Землёй, остаётся неизменным, иное распределение энергии может привести к тому, что летние периоды станут более холодными, и таяние снега замедлится, что со временем может вызвать наступание ледников.



Литература

1. Быков, В.Д. Мир географии: География и географы/В.Д. Быков, В.Д. Саушкин . М.: Мысль, 1984. с.367.

2. Войтковский, К.Ф. Основы гляциологии/К.Ф. Войтковский . М.: Наука, 1999. с. 256.

3. Гляциологический словарь/под ред. В. М. Котлякова. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. с.527.

4. Добровольский, В.В. Геология: Учеб. для студ. высш. учеб. заведений/В.В.Добровольский. М.: Гуманит. Изд. Центр ВЛАДОС, 2001. с. 211-222.

5. Долгушкин, Л.Д. Ледники/ Л.Д. Долгушин, Г.Б. Осипова .М.: Мысль, 1989. с. 226-447.

6. Канленский, Ф.Л. Гляциальная геология: методическое пособие по изучению ледниковых образований при геологической съемке крупного масштаба./ Ф.А. Канленский, В.Д. Тарноградский. СПб.: Нера, 1993. с. 14-55.

7. Короновский, Н.В. Общая геология: учебник/ Н.В.Короновский. М.:КДУ, 2006. с. 231-257.

8. Котляков В. М. Мир снега и льда/В.М. Котляков. М.: Наука, 1994. с.286.

9. Мачерет Ю. Я. Радиозондирование ледников/Ю.Я.Мачерет. М.: Научный мир, 2006. с.392.

10. Ледники и ледниковой рельеф

11. URL:/http://www.poxod.ru/material/orogenesis/p_orogenesis_lednikiilednnrp_a.html. Дата доступа 15.05.14

12. Слушаем пульс ледника URL:/http://www.vokrugsveta.ru/vs/article/5032. Дата доступа 15.05.14

Размещено на Allbest.ru

...