Содержание Введение…………………………………………………………………… 3 1 Понятие «ледник»………………………………………………………. 5 2 Географическое распространение современных ледников и их типы………………………………………………………………………………. 7 2.1 Горные, или альпийского типа, ледники……………………………. 7 2.2 Материковые или покровные, ледники…………………………….. 10 2.3 Промежуточные ледники……………………………………………. 13 3 Оледенения……………………………………………………………... 15 3.1 Древние оледенения…………………………………………………. 15 3.2 Причины оледенений…………………………………………………16 3.3 Факторы оледенения………………………………………………… 16 4 Геологическая деятельность ледников………………………………..24 4.1 Характерные особенности ледниковых отложений………………. 24 4.2 Формы ледникового рельефа……………………………………….. 25 5 Баланс льда и воды в ледниках, их режим…………………………... 30 5.1 Баланс льда и воды в ледниках…………………………………….. 30 5.2 Режим и движение ледников……………………………………….. 32 Заключение……………………………………………………………… 35 Список использованной литературы………………………………….. 36 3 Введение Ледники- скопления льда, которые медленно движутся по земной поверхности. В некоторых случаях движение льда прекращается, и образуется мертвый лед. Многие ледники продвигаются на некоторое расстояние в океаны или крупные озера, а затем образуют фронт отёла, где происходит откол айсбергов. Считается, что ледниковый покров занимает ок. 75% площади Гренландии и почти всю Антарктиду. Площадь ледниковых шапок колеблется от нескольких до многих тысяч квадратных километров (например, площадь ледниковой шапки Пенни на Баффиновой Земле в Канаде достигает 60 тыс. км2). Самый крупный долинный ледник в Северной Америке – западная ветвь ледника Хаббард на Аляске длиной 116 км, тогда как сотни висячих и каровых ледников имеют протяженность менее 1,5 км. Площади ледников подножий колеблются от 1–2 км2 до 4,4 тыс. км2 (ледник Маласпина, спускающийся в залив Якутат на Аляске). Считают, что ледники покрывают 10% всей площади суши Земли, но, вероятно, эта цифра слишком занижена. ледник географический рельеф движение 4 1. Понятие «ледник» Ледники - это естественные массы кристаллического льда, находящегося на поверхности Земли в результате накопления и последующего преобразования твердых атмосферных осадков (снега). Необходимым условием образования ледников является сочетание низких температур воздуха с большим количеством твердых атмосферных осадков, что имеет место в холодных странах высоких широт и в вершинных частях гор. В преобразовании снега в фирн, а затем в лед большое значение имеют давление и сублимация, под которой понимается испарение льда и новая кристаллизация водяного пара. При сублимации высвобождается тепло, способствующее сплавлению отдельных кристаллов. С течением времени фирн постепенно превращается в глетчерный лед. Зарождаются ледники выше снеговой границы, где располагаются их области питания (аккумуляции). Но при движении ледники выходят ниже снеговой границы в область абляции (лат. «абляцио» - отнятие, снос), где происходит постепенное уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механического разрушения. Эту зону иногда называют областью стока или областью разгрузки. В зависимости от изменяющихся во времени соотношений аккумуляции и абляции происходит осцилляция (лат. «осцилляцио» - колебание) края ледника. В случае существенного усиления питания и превышения его над таянием, край ледника продвигается вперёд - ледник наступает, при обратном соотношении ледник отступает. При длительно сохраняющемся соотношении питания и абляции край ледника занимает стационарное положение. Современные ледники покрывают площадь свыше 16 млн. км. кв., или около 11% суши. Каждый ледник состоит из областей питания и расхода, разделенных границей питания. В первой из них области питания (фирновая область, фирновый бассейн) накопление твердых атмосферных осадков (аккумуляция) больше их расхода на таяние, испарение, вынос снега ветром. Во второй 5 области расхода (область абляции, ледниковый язык) расход льда больше прихода. Аккумуляция на ледниках слагается из твердых осадков, выпадающих из атмосферы в виде снега, крупы, града, ледяного дождя; нарастающих осадков, образующихся на поверхности снега и льда в виде изморози и гололеда; метелевого навеевания снега и схода лавин с вышележащих склонов. Главным источником аккумуляции снега на ледниках являются твердые атмосферные осадки, связанные в основном с циклонической деятельностью. Абляция - уменьшение массы ледника путем таяния, испарения, обвалов льда, сдувания снега ветром, откола айсбергов (для ледников высоких широт Арктики и Антарктики). Главная роль в абляции горных ледников принадлежит таянию снега и льда под влиянием солнечной радиации и тепла атмосферного воздуха. Роль испарения невелика. Этот вид абляции называют поверхностной абляцией. Различают также внутреннюю и подледниковую абляции, обусловленные геотермическим теплом, теплом воды, проникающей в толщу ледника и под ледник по трещинам и ледниковым колодцам, а также теплом, выделяющимся в результате движения ледника и трения его о ложе. Роль внутренней и подледниковой абляций обычно много меньше, чем поверхностной. Соотношение прихода и расхода массы снега и льда на леднике за определенное время называется балансом массы ледника. Нарастание массы снега и льда от предыдущей летней поверхности до максимума в конце зимы - зимний баланс массы, а уменьшение массы от максимума до конца периода таяния - летний баланс массы. Годовой баланс массы - алгебраическая сумма годовой аккумуляции и годовой абляции. 6 2. Географическое распространение современных ледников и их типы Географическое распространение. Ледники особенно широко распространены на материках и островах полярных областей и кроме того развиты в высоких горных сооружениях других климатических зон. По последним данным современные ледники покрывают площадь в 16199 тыс км2 или около 11% площади суши. Таблица 1 Распространение ледников в тыс. км3 Гренландский ледяной щит 1803 Все остальные ледники Арктики 279 Все горные ледники вне Арктики и Антарктики 217 Антарктида 13900 В России максимальные площади оледенений располагаются на Земле Франца-Иосифа, на Новой Земле, на горы Тянь-Шаня, Памира и Кавказа. Типы ледников. Среди ледников, в зависимости от стадии их развития, формы и соотношения областей питания и стока выделяются: горные (долинные), материковые (покровные), промежуточные. 2.1 Горные, или альпийского типа, ледники Они приурочены к молодым высокогорным районам, созданным альпийскими тектоническими движениями. Среди них по стадии развития могут быть выделены различные разновидности. Остановимся прежде всего на наиболее обширных и широко распространенных (в Альпах, на Кавказе и в Гималаях) долинных ледниках, или ледниках 1-го порядка, изученных лучше других. Характерной особенностью их является наличие четко выраженных областей питания (т.е. 7 фирновых бассейнов, в пределах которых происходит накопление снега и дальнейшее превращение его в фирн и лед) и областей стока. Область питания располагается выше снеговой границы, в котловинах и впадинах, врезанных в массивы гор и окруженных амфитеатром высоких гребней и пиков. Чаще всего это расширенные верхние водосборные воронки горных долин, выработанные ранее поверхностными водами. Сток льда осуществляется линейно по горным долинам, между крутыми склонами которых медленно движутся ледяные потоки, или языки. В своем развитии фирновый бассейн и язык ледника тесным образом связаны. Чем обильнее питание фирнового бассейна, тем длиннее ледниковый поток в горной долине. Соотношение между площадью питания и областью стока различно, в Альпах оно составляет в среднем 3:1. По особенностям строения среди долинных ледников выделяются простые и сложные, или полисинтетические. Простые представляют собой обособленные друг от друга ледники, каждый из которых имеет только один поток и не имеет притоков. Такие ледники встречаются в Альпах и на Кавказе. Сложные, или полпсинтетические, ледники состоят из ряда сливающихся друг с другом ледников, каждый из которых имеет свой собственный бассейн питания. Они встречаются в Альпах (ледники Алечский, Ледяное море и др.) и преобладают среди ледников Кавказа. Особенной сложностью отличаются ледники, заполняющие не только поперечные долины (идущие поперек простирания горного хребта), но и продольные долины, расположенные между двумя горными цепями. Они возникают при достаточно сильных оледенениях. В этом случае продольная долина заполняется мощным потоком льда, к которому направляются ледяные потоки поперечных долин, имеющих в свою очередь различные «притоки». В результате образуется сложно ветвящийся ледник, называемый дендритовым, или древовидным. Такие ледники развиты в Гималаях, на Памире, в ТяньШане. К этому типу, например, относится ледник Федченко на Памире, длина 8 которого оценивается в 71,7 км, а вместе с фирновым бассейном в 75,2 км. Главный ледник принимает 20 ледников-притоков. По данным сейсмического зондирования мощность льда в средней части ледника 700 — 1000 м, ниже уменьшается до 400 — 300 м. К таким же крупным ледникам относятся Южный Иныльчек в ТяньШане длиной 59,8 км и Северный Иныльчек длиной 35,2 км с многочисленными ледниками-притоками. Мощность льда в основных ледниках до 300 — 400 м. Иногда фирновые бассейны ледников, расположенных на противоположных склонах одного и того же хребта, соединяются. При этих условиях питание двух ледников, спускающихся по разным склонам горного хребта, будет осуществляться уже из общего фирнового бассейна. Такие ледники называются переметными. Помимо крупных долинных ледников в горах Средней и Центральной Азии развиты своеобразные ледники, которые выделяют в особый туркестанский тип. К нему относятся долинные ледники, не имеющие фирнового бассейна в связи с неблагоприятными для этого условиями рельефа (крутые гребни вершин гор, отсутствие расширенных верховьев долин и др.). Питание этих ледников происходит в основном лавинами снега, сходящими с крутых склонов долины. Лавины снега увлекают за собой большое количество обломочного материала, который нередко засыпает концевые части таких ледников или же образует слой среди льда. Кроме хорошо развитых долинных ледников в горных районах выделяются еще две разновидности — каровые и висячие. Они представляют собой относительно мелкие, изолированные, как бы недоразвитые или же реликтовые, т.е. остаточные, горные ледники. Каровый ледник образуется в кресловидном углублении, носящем название кар, врезанном в верхнюю часть склонов гор. Стенки кара крутые, часто отвесные, дно пологое, вогнутое, занятое ледничком. Характерной 9 особенностью их является относительно малая мощность льда и связанное с этим отсутствие стока. Висячие ледники располагаются во впадинах или вогнутостях на крутых горных склонах, откуда выходят в виде коротких языков, которые висят над обрывом и периодически откалываются и срываются вниз в виде лавин. Следует отметить, что снежные лавины довольно часто причиняют большие бедствия населению. Они многократно проявлялись в Альпах, на Кавказе, Памире, Тянь-Шане и в других горных районах. 2.2 Материковые или покровные, ледники К этому типу относятся крупные ледники, покрывающие целые острова и континенты. Характерными особенностями, отличающими их от горных ледников, являются: 1) большая мощность льда; 2) отсутствие влияния доледникового рельефа на их распространение; 3) отсутствие четкого разделения области питания и области стока; 4) радиальный характер движения льда к окраинам ледникового покрова (в отличие от линейного у горных); 5) плосковыпуклая форма поверхности ледника, образующая подобие щита или купола. Распространены материковые ледники в полярных странах. Классическими примерами их являются ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды. Гренландский ледяной щит покрывает около 83% острова, или около 1803 тыс.км2. По данным сейсмических исследований максимальная мощность льда (вблизи середины щита) составляет 3408 м и при средней мощности 1515 м. Климат на вершине ледникового щита весьма суровый. Средняя годовая температура воздуха за ряд лет колеблется от — 24 до — 32°, 10 температура февраля достигает — 47° (с абсолютным минимумом до — 70°), июля до — 11°. В окраинных частях Гренландии из-под льда выступают скалистые горные вершины или одиночные скалы, известные под эскимосским названием Нунатаки. Ледяной щит в отдельных местах выдвигается к морю в виде многих крупных лопастей. В ряде же случаев лед, перетекая через горные перевалы, дает начало крупным долинным ледникам, называемым выводными (по Р.Ф. Флинту, разгрузочными) ледниками. Многие из выводных ледников характеризуются значительными размерами, и продвинувшиеся в море концы некоторых из них находятся на плаву. При этом у отдельных ледников отмечались плавучие языки длиной до 40 км. От краевых частей выводных и других долинных ледников, достигающих моря, периодически откалываются айсберги, высота которых над водой местами достигает 70 — 80 м и более. Вне территории ледникового щита существуют другие формы оледенения: купола на местных возвышениях, собственные долинные ледники в фьордах, каровые и др. Ледниковый покров Антарктиды островами) является наибольшим из (вместе с окаймляющими ее всех современных ледников материкового типа и занимает площадь около 13900 тыс.км2. Планомерное изучение этого огромного ледяного континента было начато многими странами в соответствии с планом исследований III Международного геофизического года и особенно продвинулось за последнее десятилетие. Получено много данных, касающихся закономерностей атмосферной циркуляции, динамики и мощности ледяного покрова, рельефа подледного ложа и других вопросов. Значительный вклад в эти исследования сделан советскими учеными. Антарктида — самая холодная область земной поверхности. В ее центральных областях годовая температура воздуха достигает — 57° (на Южном полюсе — 50°), на побережье Восточной Антарктиды она выше — от 11 — 10 до — 11°, на Земле Грейама еще выше — от — 3 до — 7°. Отмечаются чрезвычайно низкие абсолютные минимумы: на Южном полюсе измерена температура — 75°, в районе российской станции Восток в августе 1960 г. температура достигла — 88,3°, но в районе небольших оазисов Антарктиды температура в теплые сезоны года положительна, а поверхность темноцветных пород нагревается до 20° и даже 30°. Анализ подледного рельефа Антарктиды, по данным сейсмического зондирования, проведенного учеными многих стран, показал его большую сложность, наличие высоких горных хребтов различного возраста и простирания, обширных равнин (Восточная, Бэрда, Западная, Шмидта), поверхность которых опущена на сотни метров ниже уровня моря. Мощность ледникового покрова в Антарктиде изменяется значительно. Средняя мощность его около 2000 м, максимальная, обнаруженная в равнинах Бэрда и Шмидта, превышает 4000 м. Общий объем ледникового покрова оценивается величиной около 24 млн.км3. Ледники спускаются к океану и образуют огромные массы шельфового льда, плавающего в море, но припаянного одним концом к льдам материка. Самый большой шельфовый ледник — хорошо известный ледник Росса, заполняющий южную часть одноименного моря и обрывающийся к морю отвесной стеной 30 — 40 м, местами 75 м. Его ширина с севера на юг 830 км. В работах В.Х. Буйницкого указывается, что шельфовые ледники обнаружены в 52 районах Антарктиды и их суммарная площадь составляет около 1,5 млн.км2. В отдельных местах окраинных зон Антарктиды, там, где рельеф сильно расчленен, ледниковый покров распадается на отдельные потоки льда, на огромные долинные ледники (выводные), текущие или в скалистых склонах, или в ледяных склонах, образованных менее подвижным ледниковым покровом. От краев выводных и шельфовых ледников откалываются огромные ледяные глыбы — айсберги, достигающие нередко длины нескольких 12 километров, а иногда и первых десятков километров. Они выносятся ветрами и морскими течениями в просторы океана. Высота айсбергов над водой различна, но местами достигает l00 — 200 и более метров. Учитывая, что надводная часть айсберга составляет 1/7 — 1/10 часть его высоты, можно представить себе грандиозность и опасность для параходства этих оторвавшихся ледяных глыб. 2.3 Промежуточные ледники К ним могут быть отнесены плоскогорные и предгорные ледники. Плоскогорные ледники приурочены к выровненным вершинным поверхностям древних гор. Они покрывают их сплошным чехлом на пространствах в сотни квадратных километров. Передвигаясь от центра к периферии и подходя к окраинным частям плоскогорий, ледники используют для своего стока долины, по которым спускаются в виде изолированных ледяных потоков, или языков. Таким образом, в плоскогорных ледниках можно найти черты, свойственные как материковым, так и горным долинным ледникам. Те части из них, которые располагаются в виде шапки или купола на вершинной поверхности плоскогорий, по своим особенностям сходны с материковыми, а спускающиеся по разобщенным каналам стока — с горными. Такие ледники развиты в районе Скандинавских гор (Норвегия), в значительной степени снивелированных процессами денудации. Поэтому такие ледники часто называют скандинавскими, или норвежскими. Примером является ледниковый массив южной части Норвегии Юстедаль, покрывающий пространство в 943 км2 и состоящий из главного ледяного щита (площадью около 640 км2) и ряда второстепенных. Из этого массива льда вытекает несколько десятков ледников, спускающихся в виде коротких языков по долинам. 13 Некоторое сходство с описанным плоскогорным типом имеется у шапкообразных ледников вулканических конусов — Эльбруса (Кавказ), Килиманджаро (Экваториальная Африка), Ян-Майен (остров Ян-Майн) и др. В них обычно из одного фирнового поля, развитого или на вершине вулкана, или покрывающего вершины и склоны (Эльбрус и Казбек), во все стороны по ложбинам спускаются ледниковые языки. По данным стационарных исследований (Г.К. Тушинский, А.П. Капица и др.), установлено, что мощность льдов на Эльбрусе около 60 — 80 м, максимальная же достигает 100 — 150 м. Предгорные ледники формируются в высоких расчлененных горах при большом количестве выпадающих там твердых осадков. Питание и сток их осуществляются так же, как в типичных горных долинных ледниках. Но благодаря чрезвычайно обильному питанию фирновых бассейнов долинные глетчеры выходят из пределов гор на предгорную равнину, где растекаются веерообразно, принимая формы, напоминающие дельты рек. Эти расширенные концы долинных ледников, сливаясь друг с другом, образуют вдоль подножия гор сплошной ледяной покров — предгорный ледник. Подобные ледники развиты на Тихоокеанском побережье Аляски, где сильно расчлененные молодые горы высотой до 5500 — 6000 м в сочетании с климатическими особенностями (близость моря, обилие влаги) создают особенно благоприятные условия для оледенения. Примером является большой предгорный ледник Маляспина в районе залива Якутат. Он представляет собой сплошной ледяной покров, занимающий площадь около 3800 км2, образованный слиянием концов ряда долинных ледников, спускающихся с гор. Местами он достигает моря. Такие предгорные ледники были широко развиты в Альпах во время древних оледенений. Охарактеризованные выше типы ледников связаны взаимными переходами. Закономерно нарастающее похолодание климата и увеличение доли твердых атмосферных осадков могут привести к последовательной смене 14 простых форм ледников все более и более сложными, вплоть до образования сплошных материковых покровов. 3. Оледенения Оледенение- многолетнее круглогодичное покрытие земной поверхности снегом и льдом. Может быть сплошным (покровным) или частичным (горным). Оледенением называют и ледниковые эпохи, когда значительная часть Евразии была покрыта льдом. При максимальном наступлении ледника 45 млн. км2 площади Евразии было занято ледником, сейчас (Антарктида, Гренландия, горы Альпы, Тибет и др.) всего 16 млн. км2 занято ледником. Таяние ледника в Европе произошло 13-11 тыс. лет назад. Это было катастрофическое явление. 3.1 Древние оледенения Следы самого древнего оледенения были обнаружены вначале в Северной Америке и в районах Великих Озер, а затем в Южной Америке и Индии. Возраст этих ледниковых отложений около 2 млрд. лет. Представлены они тиллилитами, ленточными глинами. Второе – протерозойское – оледенение (15000 млн. лет назад) выявлено в Экваториальной и Южной Африке и в Автсралии. В конце протерозоя (650 – 620 млн. лет назад) произошло третье, наиболее грандиозное оледенение – докембрийское, или скандинавское. Следы его встречаются почти на всех материках начиная от Шпицбергена и Гренландии и кончая экваториальной Африкой и Австралией. В палеозое выявлено два оледенения. Первое из них произошло около 500 млн. лет назад. Ледниковые отложения этого возраста выявлены на территории Марокко, Ливии, Испании, Франции, Скандинавии. Началось оно в ордовике и продолжалось до силура. Второе палеозойское оледенение – годванское, охватывало Индию, Африку, Южную Америку, Австралию, Антарктиду. Началось оно в каменноугольный периоде и продолжалось до конца перьми. 15 3.2 Причины возникновения оледенений Существует несколько гипотез о причинах возникновения оледенений. Факторы, положенные в основу этих гипотез, можно подразделить на астрономические и геологические. К астрономическим факторам, вызывающим похолодание на земле, относятся: 1. Изменение наклона земной оси; 2. Отклонение Земли от ее орбиты в сторону удаления от Солнца; 3. Неравномерное тепловое излучение Солнца. К геологическим факторам относят: 1. процессы горообразная; 2. вулканическую деятельность; 3. перемещение материков. Каждая из гипотез имеет свои недостатки. Так гипотеза, связывающая оледенение с эпохами горообразования, не объясняет отсутствие оледенения в мезозое, хотя в эту эру горообразовательные процессы были достаточно активны. Активизация вулканической деятельности, по мнению одних ученых, приводит к потеплению климата на земле, по мнению других к похолоданию. Согласно гипотезе перемещения материков огромные участки суши на протяжении истории развития земной коры периодически переходили из области теплого климата в области холодного климата, и наоборот. 3.3Факторы оледенения Вопросы взаимодействия факторов оледенения разработаны М. В. Троновым. • развитии Значение абсолютных высот. Значение абсолютных высот хребтов в оледенения следует оценивать в зависимости от высоты климатической снеговой границы и высоты хребтов, т. е. необходимо определять величину положительной разности оледенения (разность между 16 высотой вершин и высотой климатической снеговой границы). Чем меньше эта величина, тем меньше и оледенение. М. В. Тронов считал также, что ледники сохраняются не только благодаря значительной высоте хребтов, но и благодаря деталями рельефа склонов. • Влияние расположения долин и хребтов. Крупные долины служат как бы руслами, по которым поступают воздушные массы, питающие ледники. Как правило, хребты, располагающиеся широтно, имеют влажные наветренные и сухие подветренные склоны. • Влияние экспозиции. Экспозиция склонов относительно стран света имеет решающее значение в распределении ледников и их мощности. На склонах южной экспозиции число ледников и занимаемая ими площадь значительно меньше, чем на склонах северной экспозиции. • Роль каров. Наличие ярусов каров под гребнями хребтов усиливает оледенение. Благоприятно влияет на развитие оледенения большая высота стен каров над дном, затенение, северная экспозиция. • Саморазвитие ледников. Саморазвитие - важная сторона динамики оледенения. Сущность его заключается в следующем: заполненные льдом и фирном участки земной поверхности имеют большие высоты, чем скальное ложе, т. е. ледник как бы «поднимает» уровень того участка, где он развивается. Эта новая поверхность обладает к тому же большим альбедо и запасом холода. Повышение поверхности и высокое, альбедо способствуют, таким образом, сохранению ледника. • Подпруживание поверхности ледника и, льдов. Подпруживание следовательно, вызывает способствует подъем его развитию. Подпруживание ледников возникает при следующих обстоятельствах: 1. обширный фирно-ледосборный бассейн имеет сильно суженный выход; 17 2. при слиянии нескольких отдельных ледниковых потоков, стекающих по одному недостаточно широкому руслу; 3. при постепенном сужении поперечного профиля долины; 4. при переломе продольного профиля от крутого к пологому, на котором возникает явление подпруживания; 5. при наличии подледных скальных повышений ложа; 6. мощных толщ морен на ледниковом языке; 7. большом коэффициенте внутреннего трения льда вследствие низких температур. Принцип соответствия. В. Тронов считал, что «каждая форма рельефа, рассматриваемая как ледниковое вместилище, наиболее благоприятна при некотором определенном состоянии климата». Нарушение принципа соответствия приводит к измельчению форм ледников, а затем и к полному их исчезновению. 18 4. Геологическая деятельность ледников Геологическая деятельность ледников складывается из взаимосвязанных процессов разрушения горных пород подледникового ложа с образованием разнородного обломочного материала, переноса материала и его аккумуляции. Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. «exaratio» — выпахивание). Экзарация заключается в механическом отрыве глыб от ледникового ложа и разрушении ложа вмерзшими в движущийся лед обломками горных пород. Вероятно, движение ледника сопровождается подлёдным морозным выветриванием коренных пород ложа. Под воздействием выделяемой из-за трения теплоты нижние слои льда частично плавятся, образовавшаяся вода может проникать в трещины пород и, вновь замерзая, разрушать последние (оказывая расклинивающее воздействие на стенки трещин). Перенос материала ледниками. Скопления обломочного материала переносимого или отложенного ледником называют морена. Соответственно, различают движущиеся и отложенные морены. Перемещение материала осуществляется движущимися моренами, то есть моренами, перемещаемыми движущимся льдом. К движущимся моренам относятся поверхностные, внутренние и донные. Поверхностные морены образуются за счёт обломочного материала, поступающего на поверхность ледника со скалистых склонов долины. Поверхностные морены, в свою очередь, разделяется на боковые и срединные. Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон ледникового языка, сложенные обломочным материалом, поступившим со склонов (коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются при слиянии ледников, когда их боковые морены объединяются в один вал. В сложных ледниках срединных морен несколько, и все они тянутся, повторяя изгибы ледника, не сливаясь 19 друг с другом. Поверхностные морены типичны для горных ледников, где активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные процессы. Иногда вся поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что характерно для ледников памирского типа), такие ледники называют «забронированными». Внутренние морены образуется за счёт обломков, поступающих со снежными лавинами в фирновый бассейн и вмерзающих в лёд по мере его образования (в области питания ледника), а также, отчасти, за счёт поверхностных (при попадании обломков в трещины) и донных морен (внедрение материала из донной морены при движении ледника). В сложных ледниках пополнение внутренней морены может происходить и за счёт слияния с донными моренами ледниковых притоков. Для покровных ледников поверхностные и внутренние морены не характерны, так как над их поверхностью обычно не поднимаются не покрытые льдом возвышенности, являющиеся источником сноса обломочного материала. Донная морена представляет собой обломочный материал, оторванный от ложа в процессе экзарации, и переносимый в придонных слоях ледника. Решающую роль в процессе образования мореносодержащего льда в основании ледника имеет послойно-пластичное течение и скольжение блоков и пластин льда по поверхностям срывов, обеспечивающие затаскивание материала внутрь ледника. С донной мореной связан основной объём переносимого ледником обломочного материала. Аккумулятивная деятельность ледников отражается в формировании отложенных морен и генетически тесно связанных с ними флювиогляциальных отложений. Отложенные морены представляют собой скопления обломочного материала, оставленного ледником после его отступления или стаивания, и образуются за счёт всех видов движущихся морен. Среди отложенных морен выделяют три генетических типа: конечные (или краевые), основные и абляционные. 20 Конечные (краевые) морены представляют собой валообразные возвышенности, распространённые по периферии ледника, и образующиеся за счёт «сгружения» обломочного материала при таянии его краевых частей. Положение конечной морены трассирует длительное стационарное положение края ледника. При этом ледник остаётся активным, но скорость движения ледника из области питания соответствует скорости абляции (происходит «сгружение» вновь и вновь поступающих к тающему краю ледника движущихся морен). Наличие нескольких гряд конечных морен отражает «остановки» края ледника в процессе его отступления. Среди конечных морен выделяют насыпные (обязанные своим происхождением описанному механизму «сгружения» обломочного материала) и напорные, образующиеся при напоре края движущегося ледника на уже отложенные насыпные морены и коренные породы. Основные морены образуются как в процессе движения ледника, так и при его остановке и стаивании. При движении ледника происходит насыщение нижних горизонтов мореносодержащего льда обломочным материалом, что приводит к снижению его пластичности и, как следствие, отслаиванию части донной морены (и образованию за счёт неё отложенной основной морены). Доказательством такой модели образования основной морены (предложенной Ю.А. Лаврушиным) является её высокая плотность, штриховка на поверхности морены и её чешуйчато-блоковое строение. Согласно другой широко известной модели, образование основной морены происходит путём отложения обломочного материала донной морены при донном таянии ледника. Абляционные морены возникают при стаивании остановившегося ледника (мёртвого льда) и «сгружении» рыхлого материала всех морен на поверхность основной морены. Абляционные морены представлены преимущественно рыхлыми грубообломочными и песчаными частицами, что 21 связано с выносом более мелкозернистого материала образующимися при таянии ледника водами. Наряду с формируются отложенными моренами, водно-ледниковые в процессе образования, аккумуляции объединяющие флювиогляциальные и ледниково-озёрные отложения. Флювиогляциальные отложения (от лат. «fluvius» - река и «glacialis» ледяной) – группа отложений, образующихся в результате вымывания, переноса и отложения материала морен потоками талых ледниковых вод. Среди них выделяют два генетических типа: внутриледниковые и приледниковые. • Внутриледниковые флювиогляциальные отложения образуются в результате отложения материала внутри тающего ледника (в над- и внутриледниковых ледяных руслах). • Приледниковые флювиогляциальные отложения накапливаются за пределами тающего ледника в результате отложения талыми водами материала, вымытого из внутриледниковой области и краевых морен. • Ледниково-озёрные отложения образуются на дне внутриледниковых и приледниковых озёр. Морены и вводно-ледниковые отложения относятся к ледниковому ряду континентальных отложений, часто объединяемых понятием «ледниковые отложения». Таблица 2 Классификация ледниковых отложений (по Е.В. Шанцеру) Ряд Группа и подгруппа Генетические типы Ледниковый Собственно ледниковая (ортогляционная) Краевые морены (гляциальный) Основные морены Абляционные морены Водно- Флювиогляциальная Внутриледниковый ледниковая (ледниково-речная) (интрагляциальный) Приледниковый (перигляциальный) 22 Ледниково-озёрная Ледниково-озёрный (лимногляциальная) (лимногляциальный) 23 4 Геологическая деятельность ледников 4.1 Характерные особенности ледниковых отложений Специфика моренных отложений определяется в первую очередь их образованием вследствие процессов механической дезинтеграции исходных пород и отсутствием процессов химического выветривания. Для них характерны следующие особенности. • Почти исключительно терригенный характер отложений. Нередко морены сложены грубообломочным материалом. • Отсутствие сортированности. Обломочный материал имеет разный размер – от огромных глыб до тонких алевритовых и пелитовых частиц («каменной муки», образующейся при механическом истирании перемещаемых обломков). • Совместное залегание материала, принесённого из разных мест при отсутствии всяких признаков сортировки. Различается материал, принесённый из удалённых районов – эрратические валуны (от лат. «erraticus» — блуждающий) и местный, возникший за счёт экзарации пород, слагающих данную территорию. Так, в Белоруссии валуны, перемещённые ледником из Скандинавии, составляют до 50% моренного материала. • Наличие следов ледниковой обработки у грубообломочных частиц – исцарапанная поверхность, пришлифовка граней, «утюгообразная» форма. Отмечается ориентировка валунов, длинные оси которых располагаются параллельно направлению движения ледника. В целом морены слагаются несортированными рыхлыми обломочными горными породами, чаще всего валунными глинами, суглинками, супесями, реже валунными песками и грубощебнистыми породами, содержащими валуны, щебень, гальку. Древние морены называют тиллитами (от англ. till — валунная глина). 24 Флювиогляциальные отложения тесно генетически связаны с моренами, но в отличие от последних обычно обладают некоторой сортировкой, иногда слоистостью, залегают в форме конусов выноса, линз, выполняют русла внутриледниковых потоков. Для приледниковых отложений характерна быстрая смена грубых галечников и валунных песков мелкозернистыми косослоистыми песками по мере удаления от края ледника. Ледниковоозёрные отложения обычно тонкозернисты и обладают тонкой горизонтальной слоистостью. Среди них наиболее характерны ленточные глины, мощность которых обычно несколько метров, реже до 40-50 м. Ленточные глины представляют собой слоистые отложения, состоящих из большого числа параллельных лент. Каждая лента состоит из двух слоёв: тонкозернистого (глинистого), накопившегося зимой и относительно грубозернистого (в основном тонкопесчаного), накопившегося летом в период активной абляции. Каждая пара слоёв соответствует годичному циклу осадконакопления. Метод абсолютной геохронологии, применимый в областях древних оледенений, основанный на подсчете годичных слоев в ленточных глинах называется варвохронология. 4.2 Формы ледникового рельефа При рассмотрении форм рельефа, связанных с деятельностью ледников, целесообразно разделить их на три группы: 1. формы рельефа коренных пород, подвергшихся воздействию ледников, 2. формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений 3. формы снежно-ледового рельефа (этот рельеф не связан с геологической деятельностью ледников и является одним из объектом изучения гляциологии). 25 Формы рельефа коренных пород. В областях развития ледников сочетание морозного выветривания и экзарации приводит к образованию специфичного рельефа. Наиболее ярко он выражен в горах с современным оледенением. Это так называемый альпийский рельеф - резко расчленённый рельеф, характеризующийся широким развитием ледниковых форм (кары, цирки, карлинги, троги и др.), придающих ему крутизну и скалистость склонов, остроту и зазубренность вершин и водоразделов. Образование альпийского рельефа определяется не столько от высотой гор, сколько абсолютной высоты снеговой линии. Поскольку снеговая линия снижается к полюсам, достигая там уровня моря, в высоких широтах альпийский рельеф начинается от уровня моря. Накопление снега в небольших углублениях вызывает интенсивное морозное выветривание, приводящее к их углублению и расширению формированию ниш нивации. Дальнейшее расширение ниш приводит к образование каров. Кар (от шотл. «corrie» – кресло) представляет собой нишеобразное углубление на склонах гор с крутыми, часто отвесными стенками. Дно каров пологое, вогнутое, занятое фирном или каровым ледником. Более крупной формой рельефа, обязанной своему происхождению морозному выветриванию, является ледниковый цирк - котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец ледниковой долины и вмещающая фирн и лёд, за счёт которых питаются долинные ледники. Разрастание каров и ледниковых цирков приводит к образованию карлингов – пирамидальных вершин с крутыми склонами, образующихся между сливающимися карами или цирками. Характерные формы рельефа связаны и собственно с деятельностью ледников. Спускаясь по долинам, ледники в процессе экзарации превращают их в троги («ледниковые долины»). Трог (от нем. «Trog» — корыто) – корытообразная, преобразованная ледником эрозионная долина. В качестве характерных особенностей трогов можно отметить следующие. Во-первых, 26 неровный продольный профиль. На их дне обычно присутствуют поперечные скалистые пороги (называемые ригель от нем. «Rigel» - преграда), образование которых связано с выходами прочных пород. Ригели нередко чередуются с котловинами ледникового вспахивания. Во-вторых, корытообразный плоскодонный поперечный профиль. В-третьих, наличие на бортах трога ледниковой штриховки, обязанной своему происхождению абразивному воздействию перемещаемого ледником твёрдого моренного материала. Мощность ледника можно определить по положению борозды сглаживания – желобообразному углублению, протягивающемуся вдоль склона трога. На дне широких ледниковых долин и особенно в области развития покровных оледенений образуются бараньи лбы – асимметричные скальные выступы, сложенные прочными породами, сглаженными и отполированными ледником. Склон, расположенный со стороны движения ледника, пологий, сглаженный и исштрихованный; противоположный – крутой и зазубренный, так как ледник при своём движении выламывает из него куски пород (ледниковые валуны). Группы бараньих лбов образуют курчавые скалы. Формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений. С отложенными моренами покровных четвертичных оледенений связан холмисто-западинный и холмисто-увалистый рельеф. Западины (в том числе котловины ледникового вспахивания) местами заболочены или превращены в озёра. Такой рельеф характерен для европейского севера России, Белоруссии, Прибалтики, Скандинавии и ряда других районов. Значительные территории здесь представлены волнистыми равнинами, образованными чередующимися пологими увалами и разделяющими их пологосклоновыми неглубокими долинами. Разновидностью моренных равнин являются друмлинные поля. Друмлины (от ирл. «drumlins» - холмы) представляют собой холмы продолговато-овальной формы, сложенные моренным материалом, ориентированные по направлению движения ледника. Длина друмлин обычно до 2-3 км, ширина от 100 до 200 м, высота колеблется от 10 до 60 м (в среднем 27 около 30 м). Иногда встречаются друмлинные гряды, протяжённостью более 10 км. Ядро друмлин сложено коренными скальными породами или древними моренными отложениями. Механизм их образования остаётся дискуссионным. Существуют две главных точки зрения: 1) друмлины возникают за счёт остановки ледника у какого-нибудь препятствия – подлёдных скал или ранее накопленных морен, что приводит к «сгружению» материала донной морены; 2) за счёт вспахивания ледником ранее отложенных морен. Грядовый рельеф характерен и для конечных морен. Существенную роль в формировании ледникового рельефа играют флювиогляциальные процессы. С их деятельностью связано формирование оз, кам и зандр. Озы (от швед. «asar» - хребет, гряда) – гряды в форме узких извилистых гребнеобразных валов. Внешне напоминают железнодорожные насыпи; ширина у основания 50-150 м, у гребня до 5 м, протяжённость до 30 км и более, высота обычно 15-50 м. Озы сложены горизонтальными или, чаще, косослоистыми хорошо перемытыми песками, гравием, галькой, содержащими примесь валунов. Представляют собой отложение потоков талых вод, протекавших по промытым в теле ледника долинам и туннелям. Основная масса озов образована путем заполнения внутриледниковых туннелей или русел-трещин, ограниченных высокими стенками мертвого льда. Камы (от нем. «Kamm» - гребень) – крутосклонные холмы с пологими вершинами, образованные ледниковыми отложениями. Сложены преимущественно перемытыми и отсортированными песками и гравием, иногда перекрыты абляционной мореной. В центральной части холмов обычно выражена слоистость озёрного типа, в краевых частях нарушенная обвальнооползневыми структурами. Образуются за счёт моренного материала, принесённого флювиогляциальными потоками в ледяные озёра и пещеры при таянии ледника (рис.). Крупные камы, прислоняющиеся к коренным склонам долин и имеющие плоские поверхности, называются камовыми террасами. 28 Зандры (от дат. «sandur» - песок) представляют собой пологоволнистые равнины, расположенные за грядами конечных морен, сложенные вынесенными флювиогляциальными потоками продуктами перемывания морен. В отложениях зандр иногда наблюдается дифференциация материала: слабосоритованные пески с гравием и галькой откладываются вблизи конечных морен, далее на больших площадях отлагаются пески и на периферии местами отмечаются тонкозернистые пески и супеси. Развитие зон зандровой аккумуляции зависит от рельефа: в горах ниже конечных морен наблюдаются узкие полосы долинных зандров; на открытой местности возникают широкие зандровые равнины, сформированные за счет слияния флювиогляциальных дельт. 29 5. Баланс льда и воды в ледниках, их режим 5.1 Баланс льда и воды в ледниках Питание, ледника. Основным источником питания ледника служат твердые атмосферные осадки. Кроме них в питании ледника участвуют дождевые жидкие осадки; метелевый пeренос, т.е. принос ветром снега на поверхность ледника со смежных горных склонов; лавины, приносящие дополнительные объемы снега на ледник; конденсация водяного пара в твердую фазу (сублимация) или так называемые «нарастающие» осадки — иней и изморозь; «наложенный лед», т.е. вновь замерзающие талые воды сезонного снега. По данным В. М. Котлякова, вклад основных составляющих в питание горных долинных ледников таков: выпадающие осадки дают 80% общей аккумуляции, «нарастающие» осадки — 0—2, метелевый .перенос—15, лавины — 5%. Для малых ледников доля осадков сокращается до 20—30%, а доля метелевого и лавинного переноса увеличивается соответственно до 50— 60 и 20%. Расход вещества в леднике. Главной составляющей расхода вещества в леднике (абляции) является таяние льда. Кроме того, с поверхности льда (снега) происходит испарение, а также иногда и сдувание снега ветром (механическая абляция). Различают три вида абляции: под ледниковую, внутриледниковую и поверхностную. Подледниковая абляция происходит на границе ледника с ложем и вызывается поступлением тепла из грунта, трением льда о ложе и жидкой водой, проникающей под лед. Внутриледниковая абляция (таяние) происходит внутри ледника и объясняется трением отдельных слоев ледника, циркуляцией воды и воздуха в полостях и трещинах ледника. На долю обоих упомянутых видов абляции приходится менее 5% общей абляции ледника. Главный вид ледниковой абляции — поверхностная абляция, представляющая собой убыль снега, фирна и льда на поверхности ледника, 30 обусловленная метеорологическими факторами. Основной составляющей поверхностной абляции является таяние. Испарение играет некоторую роль лишь в условиях крайне сухого и солнечного высокогорья. На процесс абляции ледника оказывают влияние солнечная радиация, температура и влажность воздуха, испарение и конденсация, атмосферные осадки. Твердые осадки — снег — увеличивают альбедо поверхности ледника и ослабляют процесс таяния, жидкие осадки (дождь) несколько ускоряют процесс таяния. Для покровных ледников, омываемых морями, расход льда (до 80%) происходит механическим путем в результате образования айсбергов. Айсберги увлекаются морскими течениями и ветром и уже как компоненты режима океана начинают оказывать на морские воды опресняющее и охлаждающее воздействие. Талые воды ледников играют важную роль в круговороте воды в природе. Наибольший вклад дает таяние в океане айсбергов — отколовшихся частей покровных ледников. Так, по данным монографии «Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли», Антарктида дает ледниковый сток в океан в размере 2,31 тыс. км3 год. Гренландия и арктические острова — 0,70 тыс. кмл воды в год. Таяние горных ледников, по данным А. Н. Кренке, дает в среднем 412 км3 воды в год. Баланс льда и воды в леднике. Поскольку в ледниках происходит переход льда в воду и, наоборот, воды в лед, а лед и вода имеют различную плотность, баланс вещества в ледниках удобнее всего выражать в единицах массы. Согласно общему уравнению водного баланса (2.1) и (2.5) уравнение баланса массы горного ледника можно представить (по В. М. Котлякову и Г. Н. Голубеву) следующим образом. Приходную часть уравнения составят осадки X (слагающиеся из твердых и жидких осадков), метелевый перенос Ум, лавинный перенос Улав, конденсация 31 водяного пара в твердую фазу Zкон. Расходная часть уравнения будет включать сток талой воды с ледника Ут и испарение снега и льда Zисп. Таким образом, уравнение баланса массы ледника получит вид: X + Ум + Улав + Zкон = Ут + Zисп ± DU, где ± DU — изменение массы ледника за интервал времени Dt. Уравнение баланса массы ледника может быть применено к леднику в целом или к любой его части, например к области питания или области абляции. В области питания наблюдается положительный баланс массы льда, ниже — отрицательный. Между этими областями, на границе питания ледника баланс массы нулевой. Граница питания ледника может совпадать с фирновой линией, отделяющей область распространения фирна от области обнаженного льда, но может лежать и несколько ниже фирновой линии. В этом случае между границей фирна и границей питания ледника находится полоса так называемого «наложенного» льда, образовавшегося в результате повторного замерзания талой воды (зона ледяного питания). 5.2 Режим и движение ледников Под режимом ледника понимают характер изменения его объема (массы) и формы, проявляющийся в наступлении и отступании ледника. Если аккумуляция в леднике в целом равна абляции, то DU/Dt = 0 и ледник должен быть стабилен. Если аккумуляция превышает абляцию, то DU/Dt > 0 и ледник должен нарастать и наступать. Если абляция перекрывает аккумуляцию, то DU/Dt < 0, масса льда уменьшается, ледник должен деградировать и отступать. Итак, в периоды положительного баланса льда ледники должны наступать, в период отрицательного баланса льда — отступать. Эта связанная с изменением баланса массы ледника и имеющая климатическую природу 32 закономерность выполняется, однако, не всегда строго. Наступание и отступание ледника, т.е. перемещения его конца, часто запаздывают во времени по отношению к изменению массы ледника. Чтобы ледник пришел в движение, иногда необходимо некоторое избыточное накопление льда. Кроме того, наступание иногда связано не только с климатическими причинами, а и с механическими факторами, как, например, у пульсирующих ледников, о которых будет сказано ниже. Наступание и отступание ледников могут иметь различную продолжительность, измеряемую интервалами времени геологического, векового, многолетнего и других масштабов. Наступание и отступание ледников в геологическом масштабе времени отождествляют соответственно с эпохами и периодами оледенения и межледниковыми эпохами и периодами. Менее продолжительные наступания и отступания ледников исчисляются периодами в десятки и сотни лет. Колебания ледников, т.е. режим их наступания и отступания, связаны прежде всего с изменением условий питания и абляции ледников. Наступание ледников обычно наблюдается в холодные и влажные периоды, отступание — в теплые и сухие. Колебания ледников отмечаются и в современную геологическую эпоху. По скорости движения ледники можно подразделить на три основные группы. Ледники первой группы имеют небольшую (обычно не более 100— 200 м/год), мало изменяющуюся в течение года скорость движения. Это большинство горных ледников, ледниковые щиты. Ледники второй группы имеют практически постоянно весьма большую скорость движения (до 10— 20 км/год и более). Это некоторые выводные ледники Антарктиды и Гренландии. Наконец, ледники третьей группы (так называемые пульсирующие ледники) в обычное время имеют незначительные скорости движения, но в отдельные непродолжительные периоды резко ускоряют свое движение (до 100 м/сут.). 33 Представляющие наибольший интерес пульсирующие ледники характеризуются резко выраженным неустойчивым динамическим режимом: длительная стадия накопления льда в леднике сменяется резкой его подвижкой. Во время подвижки происходит разрядка накопившихся напряжений, сплошность ледника нарушается и движение льда по плоскостям разрыва и скола резко ускоряется. Для начала подвижки, по-видимому, важное значение должно иметь превышение продольных напряжений над силами трения вдоль ложа ледника. Существенное значение в уменьшении трения может иметь скопление у ложа воды (так называемая «водяная смазка»). Лед во время подвижки перемещается из области питания в область абляции без существенного изменения его общей массы в леднике. Такие катастрофические подвижки периодически повторяются. Периоды пульсаций могут составлять от нескольких лет до столетий. Пульсирующие ледники иногда перегораживают реки, создавая опасность прорыва скопившихся вод и возникновения селя. Особенно опасны подвижки ледников в летнее время в период таяния ледников и повышенного стока горных рек. 34 Заключение В ходе выполнения курсовой работы были изучены: ледники, географическое распространение ледников, геологическая деятельность ледников. Установлены типы ледников, а также типы оледенения . Получены данные о ледниковых катастрофах. На основании полученной информации можно сделать вывод о важности и прогнозировании движения ледников. 35 Список использованной литературы 1. Л.Д. Долгушин, Г.Б. Осипова. "Ледники". Москва, "Мысль", 1989. 2. А.Ф.Трешников "Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины". Москва, "Советская энциклопедия "1988. 3. http://popular.geo.web.ru/materials/library/yakush/capt_9.htm 4. Гросвальд М. Г. Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики. – М.: Научный мир, 1999. 5. http://biofile.ru/geo/13857.html 6. Гросвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. — М.: Наука, 1983. 7. Жарвин Н.А Ледниковый Апокалипсис, Саратов, НПЦ ЭМОС, 2002. 8. Можно ли прогнозировать стихию? // Северная Осетия, 2002, 1окт.,№ 183 (23740). 9. Соломина О.Н.: Горное оледенение Северной Евразии в голоцене. М.: Научный мир, 1999. 10. Келлер Р.: Воды и водный баланс суши. - М.: Прогресс, 1965. 11. Гросвальд М.Г.: Покровные ледники континентальных шельфов. - М.: Наука, 1983. Размещено на Allbest.ru 36
