Сообщить об ошибке!

Регистрация нового пользователя!

Логин:

Пароль:

Повторите пароль:

Електронный ящик:

Вход в систему!

Введите свой логин:

Пароль:


тел.: +38(067) 804-79-62
e-mail: bokov.net.ua@i.ua
в базе: 77749 работ(а,ы)
Видео инструкция по использованию сервиса продажи работ. ЖМИ!
Льодовики, вічна мерзлота та їх гідрологічне значення (курсова робота)
курсовая‚  28 стр.
Просмотров: 157 | Скачиваний: 0

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Курсова робота

на тему:

Льодовики, вічна мерзлота та їх гідрологічне значення

 


ЗМІСТ

 

Вступ

 

Розділ I. Походження льодовиків і їх поширення на Землі

          

            1.1 Північний льодовитий океан

           

            1.2 Зледеніння і льодовики Арктики

 

            1.3 Зледеніння і Світовий океан

           

         

 

Розділ II. Гідрологія льодовиків

 

            2.1 Типи льодовиків

 

            2.2 Утворення і будова льодовиків

          

            2.3 Живлення та танення льодовиків, їх наступ та відступ

 

            2.4 Режим і рух льодовиків

 

 

Розділ III. Роль льодовиків та їх гідрологічне значення

           

 

Розділ IV. Вічна мерзлота

 

Висновки

 

Список використаної літератури 

 

 

 

 

 

 

 

Вступ

 

 

Напевне, найбільш розпоширена гірська порода у всій Вселенній – це лід. Марс, Юпітер, Сатурн складає великі маси льоду, а деякі супутники планети

складені ним майже цілком. Не є виключенням і наша Земля: більше однієї десятої земної суші занято „вічними' льодами, і п'ята частина всієї поверхності планети круглорічно знаходиться під снігом.

Сніги і льоди представляють собою невід'ємну частину земних ландшафтів. Вони відіграють важливу роль в еволюції землі і, являючись продуктом клімату, самі завжди вказують існуючий вплив на клімат.

Сучасне зледеніння охоплює ряд гірських країн і рівнин в обох півкулях і займає площу 16,2 млн. кв. км. Це переважно материкове зледеніння  (Антарктида – 13,9 млн. кв. км, Гренландія – 1,7 млн. кв. км), площа льодовиків гірських країн незначна.

Льодовик – це маса фірну і льоду, що утворюється шляхом тривалого нагромадження і перетворення твердих атмосферних опадів та який володіє власним рухом. Льодовикам властиві пластичні деформації і вони рухаються під впливом гравітації вниз. Льодовики руйнують гірські породи, переносять, шліфують і відкладають їх в іншому місці.

Чисельність льодовиків, що об'єднані загальними зв'язками з навколишнім середовищем і з внутрішніми взаємозв'язками і властивістю, утворюють зледеніння, або льодовикову систему.

Льодовики регулюють температуру повітря, солоність Світового океану, стік гірських рік та ін.

Скупчення снігу і льоду знайомі мільйонам людей.В холодний час року великі території суші покриваються білим саваном снігу, а водойми – панциром льоду. З приходом весни сніжно-льодова оболонка нашої планети поступово зменшується  в розмірах і на рівнинах помірних широт зникає на ціле літо. Зате в високих горах і полярних районах маси снігу і льоду можуть існувати постійно завдяки суворим кліматичним умовам.

До життя у вічних снігах і льодах змогли пристосуватися лише окремі небагаточисленні групи людей. Тому можна контрактувати, що протягом багатьох століть людству приходилось мало стикатися з льодовою стихією. Тим не менше, цей незвіданий світ завжди приваблював людей, бажаючих випробувати свої сили і мужність.

В сучасну епоху контакти з світом снігу і льоду розширюються. В результаті загострення глобальних ресурсних і екололгічних проблем кардинально змінюють оцінки територій.

 

 

У полярних широтах на рівні моря, а в помірних та жарких поясах у середніх та верхніх кулях тропосфери волога в атмосфері знаходиться переважливо у твердій фазі. Атмосферні опади тут випадають у вигляді снігу, який, якщо є умови (материки і острови в полярних широтах, високі гори - у помірних і тропічних), зберігається цілий рік, накопичується та переходить в кригу. Так на Землі формується сфера вічних снігів і криги, яка отримала назву хіоносфери (грец. хіонос - сніг). Вперше її виділив М. В. Ломоносов під назвою морозної атмосфери. 

Таким чином, хіоносфера є результатом взаємодії:

а) гідросфери, що надає вологу для утворення снігу й криги;

б) атмосфери, яка цю вологу переносить й зберігає у твердому вигляді;

в) літосфери, на поверхні якої можливе утворення крижаної оболонки.

При виключенні будь-якого з трьох перерахованих чинників існування вічних снігів неможливе. Снігова оболонка, таким чином, не безперервна. Вона з'являється лише в тих місцях, де є умови для снігонакопичення.

Морозна атмосфера як явище кліматологічне, як куля вільної атмосфери знаходиться на великих висотах у печені поясі (біля екватору піднімається на висоту до 6400 м), знижується в помірних широтах і опускається до рівня моря в полярних країнах. Нижня межа її отримала назву снігової лінії.

Снігова лінія - висотна межа, вище якої сніг не тане повністю протягом літнього періоду через нестачу тепла навіть у незахищених від сонця місцях. Висота снігової лінії в залежності від кліматичних розумів і, насамперед, температури повітря й кількості наявних опадів коливається в широких межах. Положення снігової лінії залежить не лише від середніх багаторічних кліматологічних характеристик, алі й від сезонних коливань метеорологічних елементів і орографії місцевості. Тому вирізняють ще два різновиди снігових ліній: сезонну й орографічну.

Нульовий баланс снігу на сніговій межі може бути досягнутий як при малій річній сумі опадів, так і при великій їх кількості; у першому випадку снігу тане мало, в іншому - багато. Отже накопичення снігу, перетворювання його в кригу та стікання льодовиків може бути енергійним та в'ялим. Тому є поняття про енергію зледеніння, тобто про величину прибутку та витрат снігу вище снігової лінії.

У холодних країнах, де випадає мало опадів й танення йде повільно, енергія зледеніння невелика. У морських помірних кліматах снігу випадає багато, він енергійно перетворюється на кригу, льодовики стікають у великій кількості та з великою швидкістю, тобто енергія зледеніння значна. Про енергію зледеніння не можна судити по масі снігів та криги, по ступеню покриття території сніговими та льодовими утворюваннями. Наприклад, Антарктида вкрита льодовим куполом, але енергія зледеніння там незначна у зв'язку з особливостями полярного клімату. Прикладом зледеніння великої енергії може бути гімалайське.

Отож, спробуймо поринути у світ вічносніжної краси, пізнати характерні риси її кліматичних умов, відкрити незвідані таємниці походження і існування.

 

 

 

 

 

 

 

 

Розділ I. Походження льодовиків і їх поширення на Землі.

 

Льодовики — це природні маси кристалічного льоду (угорі — фірну), що перебувають на поверхні Землі в результаті нагромадження й наступного перетворення твердих атмосферних опадів (снігу).Льодовик - природне скупчення льоду, що рухається на земній поверхні.

Явка між поверхнею, де є сніг і де нема, називається сезонною сніговою лінією.В холодний сезон зміщується в бік нижчих широт, в горах вниз по схилах, а в теплий сезон навпаки. Середнє положення снігової лінії називається кліматичною сніговою лінією. Вище її – позитивний сніговий баланс (іде акумуляція), нижче – негативний баланс (сніг розтає), на самій лінії – нульовий баланс.

Сучасні льодовики покривають площу понад 16 млн. км, або близько 11% суші.

Найбільші області зледеніння – Антарктида, Гренландія, Канадський арктичний архіпелаг, Аляска, острови Арктики, Шпіцберген і інші.

ЛАМБЕРТА ЛЬОДОВИК (Lambert Glacier) , найбільший на земній кулі льодовик в Антарктиді, що спускається по долині МГГ. Харчує шельфовий льодовик Эймери. Довжина близько 450 км, ширина від 30-40 до 100-120 км. Відкритий в 1957 австралійською експедицією. Названий по імені керівника картографічної служби Австралії Б. П. Ламберта

 

КАТУНСКИЙ ЛЬОДОВИК - на південних схилах м. Белуха на Алтаєві. Довжина близько 8 км; площа близько 8,5 км2.

У льодовиків виділяють області харчування (акумуляції) і абляції. У першій з них сніг перетворюється у фірн, а потім у лід, і відбувається збільшення маси льоду, стерпного в область абляції, де ця маса зменшується в результаті танення, відколювання, випаровування й здування снігу вітром. Розміри льодовиків досить різноманітні. Якщо вони мають площу менш 0,1 км2, то називаються малими. Найбільш великі можуть досягати багатьох млн. км2. Наприклад, льодовиковий щит Антарктиди досягає майже 14 млн. км2, а його максимальна товщина перевищує 4,7 км.

 

 

 

 

 

1.1 Північний льодовитий океан.

Арктичний океан, Північне полярне море – найменший за розмірами океан земної кулі. Розташований між Євразією і Пн. Америкою, в Арктиці. Межу Північно-Льодовитого океану з Атлантичним і Тихим океанами проводять приблизно по Пн. Полярному колу. Площав 14,7 млн. км. кв. Об'єм водної маси 18, млн. км. кв. пересічна глибина 1225 м, максимальна 5527 м. Берегова лінія розчленована затоками та протоками. Характер берегів різноманітний – від скелястих, фіордрвих дор низьких намивних, складених з алюмінієвих і морських відкладів. Моря Північно-Льодовитого океану мілководні, окпаїні, розташовані переважно біля берегів Євразії, крім внутрішніх вод Канадського Арктичного Архіпелагу. За кількістю островів (площа близько 3,8 млн. км. кв.) Північно-Льодовитий океан посідає друге місце після Тихого океану. Острови розташовані головним чином на материковій обмілині (шельфі). Найбільші з них – Гренландія, Баффінова Земля, Шпіцберген, Північна Земля, Франца-Йосифа Земля та ін. Рельєф дна океану відзначається розмитою шельфовою зоною завширшки до 1300 км. За фізико-географічними і морфологшічними особливостями в океані виділяють Північно-Європейський басейн (Гренландське море, норвезьке море, Баренцеве море, Біле море), Арктичний басейн, розташований між шельфом Євразії та узбережжям Північної Америки, Канадський басейн, що включає північно-західні протоки, та моря сибірського шельфу (Карське море, Лаптєвих море, Східно-Сибірське море та Чукотське море). Північно-Європейський та Арктичний басейни розчленовані системою підводних хребтів (зокрема Гаккеля хребтом), що є північним продовженням Серединно-Атлантичного хребта. В межах Арктичного басейну, крім того, виділяють глибоководні западини – Нансена улоговина, Амундсена улоговина, Канадська улоговина та ін., розділені між слїобою складчастими підводними хребтами понад 1000м, найменша – 954м.

Клімат Північно-Льодовитого океану визначається його положенням у полярних широтах. Близько 75% сонячної радіації відбивається льодовою поверхнею, що вкриває більшу частину Північно-Льодовитого океану. Влітку для центральних районів Арктичного басейну характерна циклонічна діяльність; відбуваються істотні зміни тиску, напряму вітру, температури повітря. Взимку над арктичним басейном розвивається арктичний антициклон. Протягом року над Північно-Льодовитим океаном переважають арктичні повітряні маси. На формування клімату океану мають також вплив Тихоокеанська течія та північно-атлантична течія. Пересічна температура повітря у різних районах Північно-льодовитого океану змінюється від +3 до – 40 градусів взимку та від 0 до +10 градусів влітку. Опади бувають найчастіше у вигляді снігу. Пересічна річна кількість їх від 150 до 300 мм на рік. Улітку значна хмарність. Часті тумани.

Гідрологічний режим Північно-Льодовитого океану зумовлений значним падходженням прісних вод та водообміном з прилеглими океанами. Пересічна температура поверхневих вод становить близько – 1,5 градусів, солоність їх – до 32 проміле. Східно-Гренландська течія та Лабрадорська течія виносить поверхневі води та морську кригу в атлантичний океан. З Атлантичного й Тихого океанів у Північно-Льодовитий океан надходять теплі й солоніші води. Основними складовими загальної цепкуляції поверхневих вод Північно-льодовитого океану є Трансарктична течія, що перетинає арктичний басейн від Чукотського моря на Захід; Східний антициклональний круговорот на північ від Аляски; холодна східно-Гренландська течія, а також тепла Норвезька течія з розгалуженнями. Однією з особливостей Північно-Льодовитого океану є потужний льодовий покрив, утворенню якого сприяють низькі температури та відносно низька солоність поверхневих вод. Товщина однорічної криги коливається в межах від 0,5 до 2,5 м. Арктичний басейн вкритий переважно багаторічною дрейфуючою кригою (паком) завтовшки до 4,5 м. Трапляються айзберги (найчастіше у Баффіна морі) та „льодові острови', розміри яких досягають кількох десятків кілометрів, товщина понад 30 м.

Рослинний і тваринний світ Північно-льодовитого океану характеризується інтенсивним розвитком фітопланктона, у складі якого переважають діатомові водорості. В тепліших водах біля берегів Ісландії, Норвегії, Кольського півострова і в Білому морі багато ламінарієвих, фукусових та інших донних водоростей, які мають промислове значення. В Північно-Європейському басейні зустрічається понад 2 тис. Видів тварин, у тому числі китоподібні, риби (морський окунь, тріска, пішка, оселедець) та ін. В Арктичному басейні живуть білий ведмідь, морж, тюлень, нарвал; серед риб – полярна тріска, навага тощо.

 

 

 

 

 

1.2 Зледеніння і льодовики Арктики.

      Величезні атмосферні вихори-циклони з Північної Атлантики, проносячись над просторами Баренцева і Карського морів, рясно живлять осіданнями льодовики полярних архіпелагів. З супутників і космічних кораблів такі вологонесучі циклони виглядають як кудлаті, закручені хмари поблизу кромки морських льодів, що дрейфують. Вони проходять по улоговині низького тиску від острова Ведмежий до льодовикової шапки острова Ушакова на півночі Карського моря. І хоча, з погляду синоптика-прогнозиста, ця картина виглядає декілька спрощено, для гляціолога вона може стати першим кроком у вивченні природних взаємозв'язків льодовиків і умов їх існування.

У самому процесі зледеніння виявляється декілька закономірностей. Перша з них обумовлена напрямом надходження живлячих опадів. Тут перш за все слід зупинитися на положенні льодовиків в межах суші.

На Шпіцбергені основна маса льоду приурочена до периферії головного острова архіпелагу, а центральна частина відносно обнажена. Шпіцберген першим зустрічає циклони з Північної Атлантики. Тому можна сміливо стверджувати, що Шпіцберген — ключ до розуміння процесів зледеніння в Арктиці.

При всій складності льодовикової ситуації на Землі Франца-Йосифа відзначають приуроченість льодовиків до східних і південно-східних ділянок островів на сході архіпелагу. У всіх відмічених випадках льодовики в межах суші   зміщені   назустріч   вологонесучим  повітряним потокам, і в тому ж напрямі (це вже інша закономірність) орієнтовані пологі, навітряні ділянки обширних арктичних льодовиків — покривних і напівпокривних. Відповідно сусідні ділянки, що примикають до загального ледорозділу (підвітряні), усюди круті. Цю закономірність вдалося встановити повсюдно на островах Євроазіатського сектора Арктики. Раніше при оцінці асиметрії льодовиків більше уваги приділялася вивідним льодовикам. Проте в цілому ряду місць (Північно-східна Земля, Північна Земля) вивідні язики якраз приурочені до підвітряних ділянок і більше залежать від того, що підстилає рельєф.

Ще один показник напряму вологонесучих вітрів — орієнтування гірських льодовиків (третя закономірність зледеніння), оскільки такі льодовики розташовуються зазвичай на підвітряних схилах гірських хребтів. Із-за переважання північно-західних і північно-східних вітрів троянда орієнтування гірських льодовиків Шпіцбергена нагадує рогатку.

А на Новій Землі у аналогічних льодовиків переважають північно-східні і південно-східні напрями, причому це, можливо, пов'язано з сезонною міграцією циклонів. Всі три описані закономірності, таким чином, відображають зв'язок зледеніння з надходженням живлячих опадів.

Наступні дії закономірності відображають умови збереження і накопичення живлячих опадів. По-перше, на це впливає широтна зональність, що особливо наочно виявляється на двох архіпелагах: на Новій Землі і на Північній Землі. Все просто: чим північніше, тим холодніше і краще за умову для збереження снігу і льоду.

Зростання зледеніння на північ тут наголошувалося ще поморами, тому саме тут зв'язок між напрямом опадів, що поступають, і формою льодовиків виявляється найчіткіше. А в середній частині льодовикового покриву на заході — гори, на сході — плато, тобто ситуація несумісна і тому не показова. Проте в цілому різноманітність умов існування льодовиків на Новій Землі дозволяє одночасно вивести ряд закономірностей, чому надійність висновків, природно, підвищується. Всі відомі закономірності дозволяють стверджувати, що осідання поступають сюди з Баренцева   моря   в   широкому   секторі   від   півночі  до південного заходу.

Можна підтвердити цей висновок, вивчаючи окремі льодовикові області. Так, наприклад, в області напівпокривного зледеніння Нової Землі крупні льодовики пологими ділянками обернені на південь, а відмічене тут орієнтування гірських льодовиків також показує переважаючий напрям вступу опадів з північного заходу і з південного заходу, коли шляхи циклонів літом зміщуються до материка. Навіть малі льодовики (а їх на Новій Землі більше 2000 загальною площею понад 700 км2) чітко показують напрям місцевих стічних   вітрів   типу  бору, що спотворюють   спостереження метеостанцій.

Як  нескладна  картина природних  взаємозв'язків зледеніння Нової   Землі, вона  не   йде  ні   в  яке порівняння з ситуацією на Шпіцбергені, де порушена головна,   глобальна   закономірність — широтна   зональність. Про  надходження опадів  з  південних  румбів  першої показала троянда орієнтування гірських льодовиків, пізніше підтверджена подовжніми профілями напівпокривних   льодовиків.   З таким   висновком співпадали   загальна картина розподілу зледеніння, положення межі живлення льодовиків в межах острова а цілому, розподіл  снігу і т.д.   Не рахуючи порушення  широтної зональності, решта всіх показників немов прагнула   підтвердити  один   одного,   складаючись,   подібно до розрізнених шматків мозаїки,  в єдину картину. Виявилось, що інтенсивне надходження снігу з півдня і його акумуляція привели до місцевого охолоджування   атмосфери   саме  на  півдні  архіпелагу,   що,   загалом, зустрічається не часто.

        Описані закономірності виявляються на місцевості не завжди чітко. З цієї точки зору зледеніння Землі Франца-Йосифа найбільш складне і найменше зрозуміле. Так, якщо коливання висоти межі живлення льодовиків на Новій Землі або Шпіцбергені досягають майже напівкілометра і відзначити їх неважко, то на Землі Франца-Йосифа — всього 50 метрів... Тому просторові закономірності зледеніння тут легко порушуються перш за все рельєфом.

Отже, виявлені основні закономірності зледеніння далеких і негостинних полярних архіпелагів. Яка ж загальна картина природних взаємозв'язків на просторах Арктики від Шпіцбергена до Північної Землі? Починається наступний етап у вивченні зледеніння Євроазіатської Арктики в цілому.

Спробуємо уявити, як виглядає система взаємозв'язків океан — атмосфера — льодовики з космосу, з борту пілотованого космічного корабля, які

 

 

 

 

Антарктичний оазис

 

 

«Гранітні  кружева» — робота  вітру

 

 

«Аборигени» Антарктиди

 

 

Типічна картина зледеніння Шпіцбергена: уже негірські, але ще й  непокривні льодовики   Гренфьорда

 

 

 

 

Самий перший маршрут до фронту льодовика  Норденшельда

Морський лід (припай) зустрічається з льодом льодовиків

 

 

 

 

Сніговики – початкова стадія розвитку зледеніння

 

 

 

Земля Принца Карла

    

 

 

 

регулярно, через певні проміжки часу з'являється над досліджувано частиною Арктики.

     Ось, зародившись на півночі Атлантики від самотнього острова Ян-майен з його вулканом в броні льодовиків, уздовж кромки льодів Гренландського і Баренцева морів не поспішаючи повзуть один за одним гігантські вихори-циклони, випліскуючись негодою в сотнях великих і малих завірюх на східні береги Шпіцбергена і Землі Франца-Йосифа, набігають на вигнуту ним назустріч дугу Нової Землі, часто проносячись по дотичній, щоб, напоївши снігами льодовики Північної Землі, припинити своє існування у Новосибірських островів. Немов в дзеркало, дивляться один на одного льодовики Північно-східної Землі і західної частини Землі Франца-Йосифа з одного боку і східній частині Землі Франца-Йосифа і Нової Землі з іншою... Зрушилися назустріч один одному на своїх островах, тягнуться пологими схилами. Коли б не рельєф, то ж було б і на островах Північної Землі. Всі ці льодовики, отримуючи харчування з одного загального джерела на півночі Атлантики, розвиваються одночасно і по режиму входять в один район.

Проте на заході Шпіцбергена ми бачимо зовсім іншу картину. Сюди осідання поступають з циклонами по баричній улоговині між Гренландією і Шпіцбергена.

        Але найвиразніше описав це явище В. А. Русанов: «Чим далі піднімаєшся на північ, тим менше і менше залишається чорної, не покритої льодом землі. Нарешті тільки вершини гір самотньо стоять серед суцільного могутнього крижаного покриву». Далі він пише: «Спочатку в південних частинах північного острова льодовики займають лише схили гір і деякі частини деяких долин. Північніше льодовики заповнюють цілі долини від до низу верху і від одного краю до іншого. Потім льодовики з'єднуються один з одним і, нарешті, суцільним крижаним покривом одягають всю внутрішність Нової Землі».

По-друге, спостерігається відособленість один від одного льодовиків, приурочених до негативних і до позитивних форм корінного рельєфу, тобто до плато і долин. Льодовики цих двох підрозділів не зустрічаються разом на Шпіцбергені. На Північній Землі практично немає гірських льодовиків. У свою чергу на Новій Землі практично відсутні справжні льодовикові шапки. Ця закономірність пов'язана також з акумуляцією твердих опадів, оскільки корінний рельєф підсилює (у долинах) або ослабляє її (на піднятих ділянках плато, звідки сніг частково здувається).

Зрозуміло, на різних архіпелагах описані закономірності виявляються по-різному. Наприклад, практично не можна прослідкувати вплив широтної зональності на Землі Франца-Йосифа, оскільки протяжність архіпелагу з півночі на південь невелика. Навпаки, не бачити прояву широтної зональності на Новій Землі або Північній Землі просто неможливо. Тих гірських льодовиків, які можна знайти на Землі Франца-Йосифа або Північній Землі, явно недостатньо, щоб визначити напрями вологопотоків на цих архіпелагах.

Іноді труднощі виникають із-за впливу рельєфу. Оскільки площі льодовикового покриву Нової Землі басейнів Баренцева і Карського морів практично рівні, можна думати, що льодовикова поверхня відносно ледорозділу  буде симетричною. Проте насправді ледорозділ зміщений до Карського моря на крайній півночі і на крайньому півдні покриву, тоді як в середній частині він ближче до Баренцеву морю.

На самому півдні і півночі льодовиковий покрив знаходиться в умовах однорідного підстилаючого рельєфу, і там, уздовж кромки льодів у східного побережжя Гренландії на контакті з теплими водами Гольфстріму. Це абсолютно інше джерело живлення, і не можна чекати повної схожості льодовиків на сході і заході Шпіцбергена.

Можна, мабуть, намітити ще один обширний район, що включає льодовики на сході Гренландії (крім власне льодовикового щита) і на заході Шпіцбергена. Це два основних регіони в межах даної частини Арктики. В межах східного, мабуть, існує декілька місцевих, підлеглих регіонів другого порядку.

Своєрідна льодовикова ситуація па заході Баренцева моря. Льодовики на заході Землі Франца-Йосифа, як і їх сусіди, на островах Баренца, Едж і Північно-східній Землі також зміщені назустріч один одному в межах суші. Розташовані між ними маленькі льодовикові шапки на островах Вікторія і Білий не могли б тут існувати, коли б не циклони, що проходять по улоговині низького тиску між Шпіцбергеном і Землею Франца-Йосифа.

Значить, тут можна чекати прояву місцевих особливостей в зледенінні, хоч і на обмеженому просторі. Адже циклони і з ними осідання поступають сюди лише по відгалуженню від основній Ісландсько-карській барическій улоговині. Так, на основі зв'язків льодовиків з джерелами живлення проводиться льодовикове районування.

Зрозуміло, пошук природних зв'язків — достатньо складне і клопітке завдання. В значній мірі її успіх залежить не тільки від кількості інформації, отриманої по окремих льодовиках, але і від площі району, що вивчається, і різноманітності його льодовиків.

Закономірності зледеніння служать інструментом для пізнання природних взаємозв'язків зледеніння з умовами існування, в першу чергу з кліматом і рельєфом.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1.3 Зледеніння і Світовий океан.

 

На відміну від взаємодії зледеніння з кліматом, зв'язок заледеніння з океаном зриміший. Для формування льодовиків потрібна вода, яка кінець кінцем береться з океану, тому у міру того, як крупні льодовикові покриви розростаються, рівень океану знижується. В період зростання льодовики нерідко досягають мори, і при зіткненні льоду з водою починає діяти ціла група особливих процесів.

 Взаємодії льодовиків і моря заснована на відмінностях в динамічних умовах на контакті льодовика з підстилаючим ложем, що позначається на морфології льодовикових покривів. Класифікація включає наземні льодовикові покриви, лежачі цілком на кам'яному ложі, і плавучі льодовикові покриви, найчастіше шельфові льодовики, ложем яких служить товща води. У першому випадку сила донного тертя вельми висока, в результаті народжується куполоподібна форма льодовика. У другому випадку донне тертя майже відсутнє, і це є причиною існування на поверхні води порівняно тонких плит з близькими до горизонтальних верхніх і нижніх поверхнями. Яскраві приклади наземного льодовикового покриву — Гренландський льодовиковий щит, а плавучих — численні шельфові льодовики біля берегів Антарктиди.

Проміжне місце між названими типами займають льодовикові покриви, що підстилають кам'яним і водним ложем. Корисне існування такого льодовикового покрову занурене на деяку відстань нижче рівня моря, що не заважає могутнім внутрішнім частинам льодовика покоїтися на материковому субстраті, а периферичним — спливати, утворюючи шельфові льодовики.

Такі льодовики стали називати «морськими». Хоча вони мають континентальне походження, їх режим в окремих частинах і на деяких етапах розвитку тісно пов'язаний з морем. «Морські» льодовикові покриви, як є поєднанням опуклих щитів, плоских шельфових льодовиків і що сполучають їх увігнутих ділянок. Таким покривом є льодовиковий комплекс Західної Антарктиди.

Головна особливість «морських» льодовикових покривів полягає в тому, що їх зародження, розвиток й деградація контролюються в основному океанологічними чинниками: тепловим балансом і циркуляцією океану, рельєфом і вертикальними рухами морського дна, формою і ступенем відособленості окремих басейнів. В той же час найбільші «морські» льодовики самі могутньо впливають на океан: викликають коливання рівня, відхилення течій і ізоляцію крупних частин, змінюють умови осадконакопичення й біологічної продуктивності, виорюють континентальні шельфи і служать джерелом накопичення товщ льодовиково-морських опадів на материкових склонах і їх підніжжях. Розростаючись, льодовики цього типу впливають на формування мас глибинної води, а деградуючи, що нерідко супроводжується швидким викидом в морі обширних мас льоду і спуском  льодовикових озер, різко змінюють температуру, солоність і ізотопний склад окремих частин Світового океану.

Лінію відриву льодовика від ложа і переходу його в плавучий стан називають лінією налягання; це дуже важливий рубіж, положення який не залишається постійним, а залежить від багатьох причин.

Лінія налягання відступає, наближається до берега материка, коли зростає глибина океану, збільшується швидкість руху льодовика, ослабляється його живлення, посилюються абляція і подовжнє розтягування. Протилежні зміни тих же чинників ведуть до настання лінії налягання, тобто вона просувається у бік моря. На горизонтальному тлі різко похилому у бік суші океанічному ложі лінія налягання не може стабілізуватися, вона стає нестійкою і навіть при невеликому обуренні «морською» льодовика може повністю руйнуватися. Лише досягнувши ділянок ложа із| зворотними ухилами, лінія налягання може тут стабілізуватися.

На контакті льодовиків з морем часто виникають приливні льодовики — так називають долинні льодовики, кінці яких досягають моря і проводять айсберги. У наш час, коли більшість льодовиків убувають, а рівень моря підвищується, лінія налягання приливних льодовиків відступає. Відповідно приливні льодовики Південно-східної Аляски, що спускаються в затоку Гленшер, за останнє століття відступили на багато десятки кілометрів. Однак приливний льодовик Колумбія вже давно утримується на підводній моренній гряді біля входу в затоку Принц-Вільямс. Якщо лінія налягання зрушиться в цьому рубежі, в затоку дуже швидко буде викинуто до 200 км айзбергового   льоду.  

Всім відомі фьорди — довгі, вузькі і глибокі заливи, прорізані міцними вивідними льодовиками в гірських побережжях  областей   покривного зледеніння. Вони широко поширені в Скандинавії, Гренландії на Лабрадорі, Баффіновій Землі, острові Елсмір, Алясці,  Шпіцбергені, Землі Франца-Йосифа,  Антарктиці.

Фьорди служать продовженням льодовикових трогових долин суші, а на морському дні вони переходять в жолоби-троги континентальних шельфів. Жолоби-троги, по своїй будові схожі на трогові долини, мають коритообразні поперечні і ступенчасті продовжені профілі, вони носять характер підводних висячих долин. Як і фьорди ці жолоби являються екзараційними формами, звязаними з морськими льодовикивими покровами.

Самі великі жолоби-троги гляціальних шельфів розташовані в Баренцевому і Карському морях, морях Роса і Уедделла в Антарктиді, в Канадському Арктичному архіпелазі. Довжина жолобів-трогів складає в середньому 400—500 км., ширина — десятки кілометрів, а глибина частіше всього 600—1000 м, але в Антарктиді може перевищувати і 2000 м.

Шельфові льодовики, в сучасну епоху широко поширені в Антарктиці, займають більше 10% площі всього Антарктичного льодовикового покриву і оточують льодовий материк майже на половині його периметра. У минулому ці льодовики зустрічалися і в Арктиці. Вони є відносно тонкі (декілька сотів метрів) крижані плити, причлененні до материкового льодовикового покриву. З великою швидкістю (до 1000 м/рік) вони рухаються у бік відкритого моря, де від них відколюються крупні столові айсберги. Товща шельфових льодовиків в основному складається з льоду, що сповзає з материка, незначна частина утворилася з снігу, випадного на поверхню шельфового льодовика.

У свердловинах, пробурених на ряду шельфових льодовиків дальше 200 км. від їх краю, тип розподілу температур свідчить про те, що на нижній поверхні шельфових льодовиків намерзає лід. Основним його механізмом служить надходження прісної води до нижньої поверхні льодовика, омиваного дуже холодною і солоною морською водою. Шар розпрісненої води у донній поверхні шельфових льодовиків, очевидно, утворюється від поверхневого танення льоду в період абляції і від надходження прісної води в тилову частину льодовика з-під континентального льодовикового покриву. У центральній області останнього постійно йде танення на межі з корінним ложем.

Подібний процес найбільш інтенсивно розвивається на шельфовому льодовику Еймері, що є плавучим продовженням найбільшого вивідного льодовика Ламберта. З нього під льодовик Еймері щорічно поступає близько 4 км3 прісної води. В результаті на нижній поверхні шельфового льодовика замерзає до 7 км3 розпрісненої води в рік.

Отже, далі 200 км. від краю шельфових льодовиків танення на їх нижній поверхні змінюється намерзанням. Спочатку воно незначне, але у міру наближення до тилових частин шельфового льодовика, особливо там, де відбувається інтенсивне «вичавлювання» прісних талих вод з-під континентального льодовикового покриву, все більш збільшується. Цей процес має велике значення для режиму периферійних частин льодовикового покриву Антарктиди.

Яка ж роль зледеніння у водному балансі Світового океану? Щорічно з найбільших льодовикових щитів — Антарктичного і Гренландського — безпосередньо в Світовий океан поступає більше 2650 км3 води, зокрема з Гренландії — близько 610 км3 (до 330 км3 у вигляді рідинного стоку і 280 км3 у вигляді айсбергів) і з Антарктиди — більше 2050 км3. Сумарний стік з Антарктиди і Гренландії складає не меншого 8% стоку в океан зі всієї поверхні суші, а в Південному океані одночасно знаходиться близько  15 тис. км3 прісного льоду.

Для зміни рівня Світового океану на 1 мм достатньо додати або вилучити 360 км3 води - це більше 2% об'єму айсбергів, плаваючих навколо Антарктиди. Значить, величезний об'єм айсбергів, що відколюються від Антарктичного льодовикового покриву, може впливати на водний баланс Світового океану. Аналіз даних з 1500 морських станцій показав, що за останні 250—300 років рівень Світового океану підвищується з середньою швидкістю 1 мм/рік. У 1910-1920-х роках це підвищення помітно прискорилося, досягнувши 1,4—1.5 мм/рік, що відповідає щорічному збільшенню водної маси океану на 520—540 км3. Цілком імовірно, що підвищення рівня Світового океану повязано із зменшенням маси льодовикового покриву Антарктиди, проте це припущення, ще вимагає доказів.

 

2.1 Типи льодовиків.

Льодовики поділяються на типи за ознакою їх розташування відносно рельєфу місцевості та в залежності від розумів живлення. Від власно гірських та долинних відрізняють материкові покривні льодовики (льодовикові щити та куполи), які мають вигляд суцільного льодового покриву великої потужності, що залягає незалежно від рельєфу місцевості. Такі материкові льодовики поширені в арктичних та антарктичних областях. Їхні кінці спускаються в море й дають качан льодовим плавучим горам - айсбергам.

Серед гірських та долинних льодовиків визначають:

а) льодовики гірських схилів (мал.);

б) долинні льодовики;

в) льодовики гірських вершин;

г) складні льодовикові комплекси.

Льодовик Дженджир (Головний Кавказький хребет).

Розрізняють дві групи льодовиків:

ü покривні;

ü гірські;

Покривні розміщуються на материках або крупних островах.

Менш залежать від рельєфу і діляться на:

1.     Льодовикові куполи потужністю до 1000 м;

2.     Льодовикові щити потужністю більше 1000 м. І площа – 50 000 кв. км.

Вивідні льодовики, ті, що швидко рухаються і виводять льоди в море, утворюють айзберги;

Шельфові – плаваючі або ті, що впираються на шельф, утворюючи айзберги.

Гірські льодовики діляться на три підгрупи:

1) Льодовикові вершини;

2) Льодовикові схили;

3) Долинні льоди.

    

  Льодовики від і до...

 

      На островах арктичних морів зустрічаються практично всі типи існуючих льодовиків — від сніжників з крижаним ядром до обширних льодовикових покровів. Тому морфологію льодовиків краще всього вивчати саме тут.

Вперше було зрозуміло це на Новій Землі. На півдні острова льодовики тягнулися звивистими смужками по долинах річок або ліпилися до берегових обривів. Далі на північ від витоків річки Безіменної до губи Південної Сульменова були відомі в горах звичайні  карові долинні.

Загалом,  у   визначеній послідовності, визначуваною широтною зональністю, з'явилися переважна більшість типів льодовиків, що існували на Землі. Для дослідника переваги Нової Землі з цієї точки зору ставали очевидним.

Так, переростання гірських льодовиків в покривні було важко уявити з тієї причини, що на Новій Землі просто не опинилося предгірних, як, втім, на всьому просторі Арктики — від Ян-майена до Новосибірських островів. Поступово з туману припущень стала вимальовуватися якась схема природних зв'язків.

Льодовик характеризується певною системою руху льоду: однонаправленою (у гірських льодовиків) або різноспрямованою (у покривних). Залежно від цього існують відмінності у взаємозв'язках областей живлення і витрати льодовиків.

У льодовикових покривів при єдиній області живлення в центрі на периферії знаходяться відособлені один від одного ділянки області витрати, приурочені до вивідних язиків. У гірських же льодовиків, навіть найбільш розвинених, спостерігається зворотна картина: область витрати доводиться на основний стовбур, а область живлення роз'єднана по окремій карі, звідки лід поступає в область витрати. Таким чином, вибір первинної одиниці майбутньої класифікації на основі системи руху льоду цілком виправданий.

Крім взаємозв'язків областей живлення і витрати найважливіше значення для оцінки типу льодовиків має його зв'язок з підстилаючим рельєфом. Типові гірські льодовики приурочені до негативних форм корінного рельєфу (долини і цирки), розташованих в межах позитивних форм вищого порядку гірські хребти). Це звичайна картина на Центральному Кавказі або Памірі. Не становлять виняткм і льодовики вулканічних конусів, наприклад, Ельбрусу, де вони займають радіальну систему долин, що сходяться з верхівям. Вважається, що покривні льодовики не залежать від підстилаючого рельєфу.

Але це не завжди так.

Льодовики, що займають проміжне положення між гірськими і покривними, до цих пір найменше вивчені. Очевидно, вони мають особливості і покривних, і гірських. Іноді деякі з них (як і гірські) приурочені до міжгірських долин. Тоді ці льодовики неначе долинні. Але, в той же час з однієї загальної області живлення від короткого ледорозділу в протилежні сторони у них розтікаються дві вивідні язики, що типовіше для покривних льодовиків. Поздовжній профіль таких льодовиків опуклий (як у покривних), а поперечний в області живлення — погнутий (як у гірських). Одним словом, не гірські і не покривні, а льодовики цілком самостійного підрозділу.

Інші льодовики цієї групи пов'язані з позитивними формами корінного рельєфу, похороненими льодом ділянками плато, де утворюються льодовикові шапки (з правильними в плані контурами) або нагірні льоди (нерівних, неправильних контурів). Зв'язок таких льодовиків з корінним рельєфом безперечний. Наприклад, на двох південних островах Північної Землі вони розташовуються в найбільш високих частинах островів.

Хоча багато дослідників відносять такі льодовики до покривних, у них є істотна відмінність — короткі, іноді точкові ледорозділи, характерні взагалі для напівпокривних льодовиків. Зв'язок з різними формами підстилаючого рельєфу — позитивними і негативними — є специфічною особливістю цієї групи льодовиків і дозволяє говорити про її самостійність.

Є ще один підрозділ льодовиків, до якого можна віднести льодовики, що знаходяться в самій початковій стадії зледеніння, коли нерідко льодовики важко відрізнити від сніжників. Особливість таких льодовиків — області живлення і витрати ще не роз'єднані морфологічно.


2.2 Утворення і будова льодовиків.

 

Як тільки на земній поверхні (у горах або на рівнинах полярних широт) внаслідок зіткнення її з морозною атмосферою з'явилася хоча б невелика пляма снігу, що перелітував, вона сама сприяє власному росту шляхом:

а) збільшення альбедо та втрати значної частини сонячної радіації;

б) зростання кількості опадів завдяки підвищенню конденсації над снігом;

в) загального зниження температури, яку обумовлене самою сніговою поверхнею.

Завдяки цьому при незмінних кліматичних умовах льодовики будуть нарощуватися, а снігова лінія - знижуватися. Вона може спуститися на 200 - 300 м. Але зниження лінії можливе тільки до певного значення. Коли льодовий покрив стає значним, над ним утворюється антициклон, зменшується кількість опадів; отже, припиняється ріст льодовика, а потім починається його танення на периферії. Танення продовжується до тих пір, поки льодова область не досягне такого розміру, котрий буде відповідати кліматичним та геоморфологічним умовам.

Отже, льодовик - це накопичення льоду на суходолі, що з'являється за тривалий (геологічний) період при додатному балансі твердої фази води, коли додаток у вигляді твердих опадів (та сублімації) перевищує танення (та узгін) льоду.

 

Необхідною умовою утворення льодовиків є сполучення низьких температур повітря з більшою кількістю твердих атмосферних опадів, що має місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. У перетворенні снігу у фірн, а потім у лід велике значення мають тиск і сублімація, під якою розуміється випаровування льоду й нова кристалізація водяної пари. При сублімації вивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. Із часом фірн поступово перетворюється в глетчерний лід.

Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхні області харчування (області акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче снігової границі в область абляції (панцира. «абляціо» - відібрання, знос), де відбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару й механічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областю розвантаження. Залежно від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляції й абляції відбувається осцилляція (панцира. «осцилляціо» - коливання) краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування й перевищення його над таненням, край льодовика просувається вперед - льодовик наступає, при зворотному співвідношенні льодовик відступає. При довгостроково, що зберігається співвідношенні, харчування й абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, або близько 11% суши.

Кожен льодовик має дві частини: область живлення та область стоку (мал.). В області живлення льодовика сніг акумулюється, ущільнюється та перетворюється у фірн, фірновий лід та, власне, кристалічний лід. Кристалічний прозорий лід залягає під кулею менш щільного фірнового льоду й виступає назовні в нижній частині льодовика. В області стоку льодовик спускається нижче снігової лінії; отут відбувається його танення, або абляція. Частина льодовика, що спускається по долині нижче снігової лінії та витягнута в довжину у формі потоку льодового масиву, називається льодовиковим язиком.

 Льодовик на правому схилі Сказької долини. Цейська ущелина. Північний Кавказ.

 

У льодовиків виділяють області харчування (акумуляції) і абляції. У першій з них сніг перетворюється у фірн, а потім у лід, і відбувається збільшення маси льоду, стерпного в область абляції, де ця маса зменшується в результаті танення, відколювання, випари й здування снігу вітром. Розміри льодовиків досить різноманітні. Якщо вони мають площу менш 0,1 км2, то називаються малими. Найбільш великі можуть досягати багатьох млн. км2. Наприклад, льодовиковий щит Антарктиди досягає майже 14 млн. км2, а його максимальна товщина перевищує 4,7 км.

Непрямим показником гігантських розмірів льодовиків можуть служити великі айсберги. Зіткнення з айсбергом стало причиною найбільшої морської катастрофи 20 в. - загибелі «Титаніка». Найбільш великі айсберги, що мають довжину 170 км і обсяг до 5 тис. км3, зустрічаються біля Антарктиди.

Маса льодовиків змінюється в часі, головним чином у зв'язку зі зміною клімату. У геологічному минулому неодноразово бували періоди, коли льодовики займали значно більшу площу, чим зараз.

В кожному льодовику є дві області:

ü верхня (акумуляція, з накопиченням льоду, снігу – область живлення);

ü нижня (абляція, лід переміщується і тане – область витрат).

На утворення льодовиків впливають явища:

ü режиляції – це здатність кристаликів міцно змерзатися і заповнювати пори й тріщини;

ü конселяції – це повторне заиерзання талої води на поверхні льоду.

В льодовиків спостерігається три принципово різних способів утворення льоду:

1) рекресталізація снігу і фірну – відбувається під тиском унаслідок ущільнення;

2) замерзання талої води в товщі фірну – явище режиляції;

3) замерзання талої води на поверхні льоду – шляхом конселяції і утворюється накладний лід.

Під впливом зони тяжіння і тиску лід зміщується в зону абляції, де поступово тане. Тут немає фірну, один тільки лід. Цю зону називають язиком льодовика. При русі часто викликаються поздовжні і поперечні тріщини. На поверхні товщини льодовиків нагромаджується моренний матеріал.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2.3 Живлення та танення льодовиків, їх наступ та відступ.

 

Головним джерелом живлення льодовиків є атмосферні обади у вигляді снігу, що випадають у льодовиковій області. Іноді, коли зимовий сніг розтане, у живленні льодовика приймають доля талі води; такий лід називається накладеним.

Деяке значення мають також іній, твердий наліт та особливо паморозь. Потужність такої кулі може досягати 2 м.

Значні маси снігу дають заметільні перенесення. Завдяки цьому сніг відкладається у вітровій тіні, у зниженнях, особливо сприятливих для утворення льодовиків.

Для дуже багатьох льодовиків істотним джерелом живлення є снігові лавини, що падають з високих гірських схилів. Відомо, що в деяких випадках смороду дають до 50-75 млн. м3 снігу.

Лавинами називаються обвали снігу, що сковзає з гірських схилів та тягне на своєму шляху нові снігові маси. Смороду можуть виникати на схилах, крутість яких більше 15°. Безпосередніми чинниками обвалів можуть бути:

1) пухкість снігу в першій годині після його випадіння;

2) підвищення температури в нижніх обріях снігу від тиску, утворення тут водяної парі, яка розпушує сніг знизу та ослаблює його зчеплення з поверхнею схилу;

3) утворення при відлизі талої води, що змочує схили; останнє порушує міцність зв'язків усього снігового покриву з ґрунтом.

Отже, вище снігової лінії сніг накопичується. Його акумуляція, досягнувши певної величини, повинна безперервно супроводжуватися протилежним процесом - розвантаженням льодовикових областей. Це відбувається двома шляхами:

а) падінням снігових лавин;

б) перетворенням снігу в лід та його стіканням.

Нижче снігової лінії спостерігається танення льодовика. Танення льодовика відбувається під впливом сонячних променів, дощів та вітру.

 

Виділяють таке живлення льодовиків:

ü Основне джерело – атмосферні тверді опади (80%);

ü Хуртовинні перенесення (15%);

ü Лавини (5%).

Витрати речовини в льодовиках під час абляції:

ü Головна витрата під час танення льоду;

ü Здування снігу вітром (механічна абляція);

ü Випаровування.

Головна витрата танення льоду є трьох видів:

1.     Підльодовикова;

2.     Внутрішньо-льодовикова (всередині льодовик тане внаслідок тріщин, циркуляції води в льодовоку та тертя окремих шарів);

3.     Поверхнева (під впливом метеофакторів – сонця і повітря).

 

Як відступають льодовики?

 

Для прикладу. Коливання сучасних льодовиків найдетальніше вивчені на Шпіцбергені. Майже за століття є кількісні оцінки коливань 220 льодовиків — втричі більше, ніж на Новій Землі. Дві третини льодовиків тут відступають. Як і слід було чекати, найбільшу швидкість відступу мають невеликі гірські льодовики в центральній частині Західного Шпіцбергена, куди поступає порівняно мало опадів. За період з 1912 по 1936 рік льодовики втратили більш '/10 загальної площі. За подальші тридцять років швидкість скорочення цих льодовиків зменшилася втричі.

Зміна площі великих льодовиків на периферії головного острова архіпелагу (область напівпокривного зледеніння) за відносними показниками набагато менше. Правда, південний район, особливе побережжя Баренцева моря, відрізняється великою амплітудою змін льодовиків: він розташовується ближче до джерела живлення.

                У  районах напівпокривного зледеніння Шпіцбергена темп відступу не був таким значним. Так, в північно-західному районі за 1907—1966 роки льодовики втратили 3% від загальної площі, а втрати об'єму відповідно склали 52 км. Таким чином, картина зміни льодовиків Шпіцбергена виявилася дуже складною, але чітко встановлено, що наступання льодовиків в кінці минулого століття і відступ у наш час відбувалися повсюдно. Подекуди баланс не встановився— кінці льодовиків в процесі відступу ще не повернулися до первинного положення (наприклад, на південному сході головного острова архіпелагу). Деяке зменшення темпів відступу льодовиків Шпіцбергена спостерігалося в середині 20-х і в 40-х роках нашого століття.

Ще важче оцінити зміни заледеніння Північно-східної Землі, особливо із-за грандіозного наступу льодовика Бросвелл в 1936—1938 роках, коли площа зледеніння збільшилася на 400—500 км2. Навряд чи наслідки цього переміщення повністю ліквідовані подальшим відступом.

Тепер ми бачимо, що загальна картина розвитку зледеніння дуже складна, деколи суперечлива, і спрощувати підсумок процесу навряд чи виправдано. Результати спостережень на Шпіцбергені особливо наочно показують необхідність вивчення саме коливань льодовиків, тобто їх наступів і відступів.

Темп скорочення льодовиків ілюструє і інший зв'язок з умовами існування: чим ближче до джерела живлення, тим благоприємні умови існування, зокрема темп відступу льодовиків падає у напрямку до джерела живлення. Так, відносне скорочення розмірів льодовиків в області гірського зледеніння за період з 1936 по 1966 рік склало відповідно для Землі Норденшельда 4,6%, для Землі Натхорста — 3,9% і, нарешті, для Землі Веделла Ярлоберга — тільки 2% від загальної площі льодовиків. У тому ж напрямі опускається межа живлення, збільшуються розміри льодовиків і т. д.

Приблизно те ж спостерігається і у розвиненіших покривних льодовиків. Так, їх вивідні язики, обернені назустріч волонесучим вітрам (тобто навітряні), відступають в 1,5—2 рази повільніше підвітряних, таких, що стікають в протилежних напрямах від загальних ледорозділів.

Читача може зацікавити: а як візуально розрізняти наступаючі або відступаючі льодовики? Відповісти на це питання непросто. І хоча розрізнити наслідки відступу або настання льодовиків не представляє великої праці, інша справа — розшифрувати послідовність і порядок подій...

Як правило, при відступі льодовика залишаються мляві поля моренний з потворними нагромадженнями каменів і потоками липкої грязі. Серед них неважко заблукати — настільки вони схожі один на одного. Часто-густо під шаром грязі зберігається лід, при таненні якого утворюються воронки-провали. Ці мляві простори деколи тягнуться на десятки кілометрів, як. наприклад, у льодовиків Паула або Натхорста на Шпіцбергені.

З початку століття багато льодовиків, що закінчуються в морі, в процесі відступу опинилися на суші: на Шпіцбергені це Ейдем, Альдегонда, на Новій Землі — Рейнгардта, Ярошевського та інші. У 1909 році один з льодовиків в губі Південної Сульменева В. А. Русанов назвав Галасливим, із-за численних обвалів айсбергів.

Дуже ускладнюють контури берегової лінії моренні на побережжі. Буває, що при відступі льодовика з'являється острів — наприклад, у льодовика Норденшельда на Шпіцбергені після 1949 року. Часто при відступі льодовиків відбуваються спуски озер, що підгачують. Навіть недосвідчений спостерігач легко впізнає їх по численних терасах на берегах, смугам обкатаної  гальки.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2.4 Режим і рух льодовиків.

 

Під режимом льодовика розуміють характерні зміни його об'єму і форми, що проявляються в наступанні і відступанні льодовиків.

Наступання і відступання льодовиків мають різну тривалість. Наступання льодовиків характерне для вологих і холодних періодів, відступання – для сухих і теплих. В Європі наступання льодовиків спостерігалося в VII – IX ст. до н.е., в 100 – 750 рр. н.е., в XII – XIII ст., XVI – XVIII ст. і IX – XX ст.Відступали льодовики в IX – XII ст. і зараз ми приступаємо до відступу льодовиків.

Рух льодовиків – це переміщення мас льоду в одному напрямку. Руху льодовиків сприяє велика потужність, ухили поверхності, підвищення температури повітря, змащення біля лож. Помітний рух льодовиків відмічається при його потужності 15 – 30 м.Здебільшого рух льодовиків не є дуже швидким і вимірюється в см/добу або м/рік.

По швидкості руху льодовики поділяють на три групи:

ü невелика швидкість – 100 – 200 м/рік. Вона мало змінюється на протязі року – це льодовикові щити і гірські льодовики.

ü велика швидкість – 10 – 20 км/рік – вивідні льодовики Антарктиди і Гренландії.

ü пульсуюча швидкість льодовиків.

Льодовик рухається під дією сили тяжіння по гірському схилу або долині. При цьому руйнується та шліфується його ложі, переносяться на великі відстані продукти руйнування гірських порід і відкладаються у вигляді морен (мал.). Одним з відомих уламків гірської породи є так званий Єрмолівський камінь, що був винесений обвалом і селевим потоком з Девдоракського льодовика (м. Казбек) в 1832 р. і знаходиться зараз у руслі р. Терек неподалік від селища Ларс. Відкладення принесеного льодовиком уламкового матеріалу утворюють морену.

Гірські льодовики мають швидкість від 20 до 80 див/доб або 100-300 м/рік; тільки в гімалайських льодовиків швидкість досягає 2-3 м/доб або 700-1300 м/рік. Однак деякі льодовики Антарктиди й Гренландії можуть рухатись зі швидкістю до 10-20 км/рік. Так звані пульсуючі гірські льодовики (Колка на Кавказі й Ведмежий на Памірі) інколи прискорюються до 100 м/добу.

 

                   Древня кінцева морена в 650 м від Цейського льодовика.

 

 

Льодовикові язики нагадують річки: у тому та іншому випадку опади збираються в русло й течуть униз по схилу. Два та більш потоків зливаються, алі ніколи не перехрещуються. Швидкість течії залежить від маси льоду та ухилу русла. У вузьких місцях швидкість течії більша, ніж у широких; у впуклого берега більша, ніж у випуклого. Алі є й різниця між льодовиком та річкою: рух льоду ламінарний; течія повільніша, ніж у річці; після злиття лід не перемішується, як вода в річці.

Долинний льодовик:

а - принципова схема льодовика в плані,

       б - у розрізі;

 1 - донна морена,

 2 - бокова морена,

 3 - серединна морена,

 4 - кінцева (фронтальна) морена,

 5 - корінні породи.

 

Розділ III. Роль льодовиків та їх гідрологічне значення.

 

Роль льодовиків в живленні рік та значення гірських льодовиків.

Льодовикове живлення складає менше 1% стоку рік. В крупних ріках живлення сягає 10 – 11%. Чим більша площа льодовиків на водозборах, тим більший вплив їх на стік рік. Льодовики мають велике регулююче значення на стік рік.

Є такі категорії регулюючого значення льодовиків:

 -  багаторічне регулювання стоку льодовиків. Льодовики компенсують нестачу води в засушливі року з високою температурою і малими опадами, а в холодні і зволожені роки льодовики збільшують свою віддачу.

 - сезонне регулювання. Проявляється а посиленні танення льодовиків в теплий і засушливий період року, коли інші джерела живлення вичерпані. На ріках із льодовиковим режимом максимум стоку спостерігається в другій половині літа.

 - добові коливання стоку льодовикових рік. Пов'язанні із сходом добової температури. Якщо максимум температури 4 – 5 год стоку, мінімум стоку 6 – 9 год.

Ріки льодовикового живлення мають більше значення в їх використанні: вони дають значний стік в літній час, коли потреба в воді найбільша. Квадратний кілометр льодовика дає в кілька раз більше води, чим звичайна площа басейну. Зменшення площ, зайнятих льодовиками в басейнах, викликає зменшення стоку рік. Велике скупчення льоду в льодовиках дозволяє  в деяких випадках впливати на танення льодовиків  і посилювати в літній час їх стік, що дуже важливо для районів Азії  і на Кавказі. Живлення рік льодовиковими водами залежить від теиператури повітря і від розмірів льодовиків. Тому хід температури повітря показує великий вплив на режим рік льодовикового танення. Невелике поступлення льодовикових вод має місце в літній час і саме в ті дні, коли температура повітря досягає своїх найбільших значень.

Як відомо, лід при великому давленні тане при температурах нижче 0 градусів, а так як товщина льоду в льодах спостерігається в десятки  ісотні метрів, то давлення на нижні шари льоду можуть досягати значно великих розмірів. Це обумовлює живлення ряду рік талими водами льодовиків і в зимній період. Велика кількість талих вод дає танення снігу під дією сонячної радіації.

Роль льодовиків в горах:

ü Регулювання стоку гірських рік;

ü Джерело для зрошення водоспоживання та енергетики.

Крім позитивних значень є й негативні – в горах льодовики викликають паводки і селі. Ці паводки і селі виникають в прориву прильодовикових озер, в прориву надльодовикових озер, прориву внутрішніх льодовикових водних ємностей і катастрофічного танення, викликаного виверженням вулканів.

Вплив льодовиків виходить далеко за межі районів поширення їх. Сучасне материкове зледеніння прямо й посередньо впливає на природу географічної оболонки. Воно позначається на співвід­ношенні суші і моря, яке змінюється із зміною об'єму льоду. Зледеніння охолоджуюче впливає на клімат планети, знижує се­редні температури повітря південної півкулі і Землі в цілому, посилює термічну зональність на Землі (100).

Льодовики у місцях поширення їх діють як потужний геомор­фологічний фактор. Завдяки йому утворюються різні форми рельє­фу, який зберігає сліди зледеніння тисячоліття (відомі в Північ­ній  і Західній  Європі  та інших   місцях   на Землі).   Потужність їх роботи льодовика визначається його масою. 1 м3 льоду важить 900 кг, а глетчер 300 м завтовшки тисне на 1 м2 ложа із силою 270 т. Під дією такої сили рельєф великих районів зледеніння значно змінюється.

Геоморфологічна робота льодовиків виявляється у виорюванні ложа (льодовикова ерозія, або екзарація), перенесені уламкового матеріалу та акумуляії. Екзарація поглиблює долини гір, руйнує їхні сили тощо. Завдяки перенесенню уламкового метеріалу гори розвантажуються від продуктів їх руйнйвання. Відкладаючись  віншому місці, ці матеріали утворюють нові форми рельєфу.

Акумулятивна діяльність льодовиків найбільш помітна в області абляції, де відкладається морена. Внаслідок цього утворюються різні форми рельєфу: хвилясті моренні рівнини, горби, гряди горбків, замкнуті котловини тощо. Так льодовики створюють специфічний ландшафті і значно впливає на еволюцію ландшафтних прилеглих територій.

З наступанням льодовика нерідко повязані грязьокамяні потоки, які в Середній Азії називаються селями, в Альпах – мурами, а в Ісландії – йокульхлауп. Відбуваються вони так. Наступаючи, льодовик нерідко підпружує бокові долини, в яких за льодяною платиною починає накопичуватися вода. Поступово вода знаходить вихід і, забираючи на шляху рухлий матеріал і льоди, котиться вниз по долині.

Ці явища відомі в різних районах планети. Селі зароджувались в Норвегії у льодовику Тунг в 1900 і 1903 роах, багатократно в Альпах, на Кавказі (в верхів'ях ріки Геналдон в 1902 році), на Памірі і т.д. – в основному, практично всюди, де є льодовики.

Однак, льодовики не тільки „руйнівники'. Вони можуть відігравати важливу роль в нашому повсякденному житті. Льодовики – це потенціальні джерела вологи, джерело водопостачання поселень на Шпіцбергені. Льодовики є акумуляторами великих мас води, регулюють тепловий режим, температуру і солоність Світового океану.

 

 

 

 

 

 

 

Розділ IV. Вічна мерзлота.

 

Вічна мерзлота, багаторічномерзлі породи – товща гірських порід, температура яких протягом ряду років не піднімається вище за 0 градусів. Розрізняють багаторічномерзлі (зцементовані льодом), морозні (без включень льоду) й охолоджені (насичені розсолами) гірські породи.

Особливістю вічної мерзлоти є велика льодистість відкладів (на лід припадає подекуди до 80% обєму гірської маси).

Під час танення відбувається осідання земної поверхні – термокарст. Вічна мерзлота – природній фактор, який зумовлює характер ландшафтів Арктики й сибіру та впливає на господарську діяльність льодовиків.

В північній півкулі вічна мерзлота займає близько 25% суходолу. Максимальна потужність вічної мерзлоти досягає 1500м. (Середньосибірське плоскогіря), середня річна температура її змінюється від 0 до – 15 – 16 градусів на вершинах високих гір і до – 12 градусів на арктичних низовинах.

Багаторічна («вічна») мерзлота поширена в районах, де середні річні температури від'ємні. Гірські породи на певній глибині дуже довго, практично постійно, мають від'ємні темпе­ратури.

Розрізняють кілька видів багаторічної мерзлоти: мерзлий грунт, суха мерзлота (сухий пісок, скельні породи тощо), викопний, або «кам'яний», лід, який залягає у вигляді лінз чи значних шарів (названий так за давнє утворення та тривалий час існування— тисячоліття). Основною з них є мерзлий грунт, частинки якого зцементовані замерзлою вологою в його порах у суцільний міц­ний моноліт.

Мерзлотою на суші зайнято понад 21 млн. км2, або 14% площі суші. Крім Гренландії і Антарктиди, під льодовиками яких суціль­ного мерзлотного шару, мабуть, немає, де вона займає близько 11 млн. км2, або 47% площі країни, на Алясці — близько 75%, в Канаді — 68% (див. у карту). У південній півкулі мерзлота займає приблизно лише 1 млн. км2. У   цих   межах   мерзлота   не   скрізь   суцільна.   Серед   площ суцільної мерзлоти поширені таліки—ділянки немерзлих грунтів, зумовлені теплими підземними водами або потужним шаром снігу. Зустрічається острівна мерзлота — серед суцільних площ немерз­лих грунтів ділянки вічномерзлого грунту. Поверхневий шар, який відтає влітку, називається діяльним.

 

 

 

           Межа поширення багаторічної мерзлоти

 


 

Карта поширення багаторічної мерзлоти в північній півкулі.

Загальний об'єм підземного льоду — 0,3 млн. кмг. Потужність мерзлоти різна —від кількох десятків сантиметрів на південній межі поширення до 1500 м на лівобережжі річки Вілюй. З висо­тою (в горах) потужність вічномерзлого шару зростає.

За походженням вічна мерзлота або релікт, або сучасне утво­рення. Вічна мерзлота як давнє утворення безперервно існує де­сятки тисячоліть. Свідченням того є знаходження в ній трупів мамонтів, які збереглися з льодовикової епохи. Вічна мерзлота як сучасне утворення відома в ряді місць суворого континенталь­ного клімату. Основною умовою можливого утворення мерзлоти є  низькі температури за тривалої малосніжної зими та короткого літа,   за   яке   мерзлота   не  встигає   розтанути   і   накопичується в грунті.

Вплив вічної мерзлоти на природу визначається її значним поширенням та особливостями, які потребують певного підходу в процесі господарського використання районів поширення її.

Особливостями рельєфу областей вічної мерзлоти є значне поширення термокарстових заглиблень (утворюються від розта­вання прошарків льоду в грунті), гідролаколітів, або булгуньяхів (якутське), що являє собою горби з ядром льоду всередині (утво­рюються від раптового замерзання переохолодженої води), порі­зані соліфлюкцією (сповзанням грунту) схили гір та ін.

Багаторічна мерзлота, водонепроникна, у зв'язку з чим виді­ляються води надмерзлотні (води діяльного шару), міжмерзлотні (розташовані між шарами мерзлоти) і підмерзлотні (незамерзаючі, часто напірні і різною мірою мінералізовані). Надмерзлотні води зумовлюють поширене тут заболочення та негативно впли­вають на процеси ґрунтоутворення. На річках, які промерзають до дна, утворюються річкові наледі, які вкривають великі площі заплав (вода, що прибуває з верхів'їв стає напірною, розриває лід, розливається і замерзає). Поряд з виникненням нових мерз­лотних районів відомі і великі райони деградації багаторічної мерзлоти. Причини цього явища різні.

Багаторічна мерзлота створює особливі умови для рослинно­сті, зокрема умови фізіологічної сухості. Холодна вода з мерзло­ти недоступна для коріння рослин, Коріння дерев не може за­глиблюватись вертикально. Воно розвивається вище мерзлоти, горизонтально. Дерева з поверхневою горизонтальною кореневою системою погано тримаються в грунті. Вітри часто вивертають їх з корінням. У тайзі часто зустрічаються ділянки вітровалів.

Райони з розвитком багаторічної мерзлоти потребують певної техніки будівництва наземних і підземних споруд, шляхів сполу­чення тощо.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Висновок

 

Ось і закінчилася коротка екскурсія в дивний світ вічносніжної краси. В невичерпаності загадок цього світу, надіюсь, ви переконались. Бездонний і безкраїй світ льоду!

Льодовики – пам'ятники природи...Із цим поняттям у кожнорго дослідника пов'язані різні уявлення. І все-таки дослідник завжди зберігає властиве людині вроджене почуття краси поклоніння перед природою. Як сказав відомий сибірський гляціолог професор Томського університету М. В. Тронов: „Льодовики – це краса...'

 Зрозуміло, пошук природних зв'язків — достатньо складне і клопітке завдання. В значній мірі її успіх залежить не тільки від кількості інформації, отриманої по окремих льодовиках, але і від площі району, що вивчається, і різноманітності його льодовиків.

Закономірності зледеніння служать інструментом для пізнання природних взаємозв'язків зледеніння з умовами існування, в першу чергу з кліматом і рельєфом.

       На відміну від взаємодії зледеніння з кліматом, зв'язок зледеніння з океаном зриміший. Для формування льодовиків потрібна вода, яка кінець кінцем береться з океану, тому у міру того, як крупні льодовикові покриви розростаються, рівень океану знижується. В період зростання льодовики нерідко досягають мори, і при зіткненні льоду з водою починає діяти ціла група особливих процесів.

 Взаємодії льодовиків і моря заснована на відмінностях в динамічних умовах на контакті льодовика з підстилаючим ложем, що позначається на морфології льодовикових покривів. Класифікація включає наземні льодовикові покриви, лежачі цілком на кам'яному ложі, і плавучі льодовикові покриви, найчастіше шельфові льодовики, ложем яких служить товща води. У першому випадку сила доного тертя вельми висока, в результаті народжується куполоподібна форма льодовика.

Вплив льодовиків виходить далеко за межі районів поширення їх. Сучасне материкове зледеніння прямо й посередньо впливає на природу географічної оболонки. Воно позначається на співвід­ношенні суші і моря, яке змінюється із зміною об'єму льоду. Зледеніння охолоджуюче впливає на клімат планети, знижує се­редні температури повітря південної півкулі і Землі в цілому, посилює термічну зональність на Землі.

Льодовики у місцях поширення їх діють як потужний геомор­фологічний фактор. Завдяки йому утворюються різні форми рельє­фу, який зберігає сліди зледеніння тисячоліття (відомі в Північ­ній  і Західній  Європі  та інших   місцях   на Землі).

До нашої наукової монографії ми цілком могли б припіднести слова великого норвежця Фрітьофа Нансена: «Життя дослідника... мабуть, важка, але вона повна і чудових митей, коли він є свідком перемоги людської волі і людського розуму, коли перед ним відкривається гавань щастя і спокою»

 

Список використаної літератури:

 

1.     Большая советськая енциклопедия. – М.: Советськая енциклопедия, 1976

2.     Дайсон Дж. Л. В мире льда. – Л.: Гидрометеоиздат, 1982

3.     Донат Наумов. Мир Океана. – М.: Молодая гвардия, 1982

4.     Корякин В.С. Ледники Арктики. – М.: Наука, 1988. – 160 с.

5.     Корякин В.С. Маршрутами гляциолога. – М.: Мысль, 1981. – 128 с.

6.     Котляков В.М., Гросвальд М.Т., Лориус К. Климаты прошлого из глубинн ледникових щитов. – М.: Знание, 1991. – 48 с.

7.     Котляков В.М. Снег и лед в природе Земли. – М.: Наука, 1986

8.     Котляков В.М Горы, льды и гипотезы. Л., Гидрометеоиздат, 1977. – 168 с. 

9.     Маркин В.А. Планеты ледяной венец. Гидрометеоиздат, 1981. – 120 с.

10.                       Назаров Г.Н. Оледенение и геологическое развитие Земли. М., Наука, 1921

11.                       Українська радянська енциклопедія. – Київ.: Українська радянська енциклопедія, 1982

12.                       Серебрянный Л.Р., Орлов А.В. Человек в мире льда. – М.: Знание, 1988

13.                       Серебрянный Л.Р., Орлов А.В. Ледники в горах. – М.: Наука, 1985

 


Додатки.  Поперечний профіль льодовикової коритоподібної долини.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1.     Tтрог

2.     R край трогу

3.     aплече трогової долини

4.     d вхідний кут трогової долини

 


Додатки. Простий долинний льодовик.

 

 

 

 

 


 

Додатки. Типи морен гірських льодовиків.

 

 

 

 

 

 

 

Lбокова морена

Fосновна морена

Mсередня морена

Nскелястий острів

A – кінцева морена

 

 



Дата создания: 2013-01-01   Получить данную работу даром  

 

Другие работы по теме:
  вернуться назад


Всі реферати, курсові і дипломні роботи на нашому сайті написані на українській мові. Кожну роботу ви можете скачати цілком або переглядати по сторінкам. Для швидкого знаходження роботи на потрібну вам тему скористайтесь пошуком. Ви також можете добавити свої реферати. Всі реферати доступні відвідувачам безкоштовно, тому ми не платимо винагороди за додавання рефератів в нашу базу. Ми не займаємось написанням чи виправлянням рефератів. Всі реферати добавлені користувачами нашого сайту, ми не несемо відповідальності за вміст рефератів. Всі авторські права на реферати належать їх авторам. Русская версия - Bokov.net.ru
Яндекс.Метрика