Походження льодовиків та їх поширення на земній кулі

льоду.  Область  абляції  у  гірських  льодовиків  часто  називають  язиком льодовика.

Відношення площі області  живлення льодовика ( Fn      ) до площі області абляції ( Fa    ) називають льодовиковим коефіцієнтом:

к л= Fn/Fa

Значення льодовикового  коефіцієнта буває різним для  різних льо- довиків. У сучасних умовах долинні льодовики Альп, Кавказу, Сканди-

навії мають  льодовиковий коефіцієнт від 1 до 2. У карових льодовиків цей коефіцієнт дорівнює 0.5-1.

У тілі великих льодовиків є складна гідрографічна мережа, яка утворена системою взаємозв’язаних  порожнеч, гротів, тріщин, колодя-

зів, каверн, повністю або частково заповнених  водою, лінз води та струмків.

У місцях зміни рельєфу  ложе льодовика (розширення або перегини ложа) при русі льодовика виникають відповідно поздовжні та поперечні

тріщини.

На поверхні, у товщі  льодовика та поблизу нього зустрічаються  на- копичення уламкового матеріалу – морени.

 

 

4.  Живлення  та абляція льодовиків

Живлення  льодовика. Основними джерелами живлення льодовиків являються    тверді атмосферні опади. Окрім них у живленні льодовиків

беруть участь дощові рідкі  опади; заметільне перенесення, тобто, при-

 

несення вітром снігу на поверхню льодовика із суміжних гірських схи- лів; лавини, що приносять додаткові об’єми снігу на льодовик; конден-

сація водяної  пари у тверду фазу (сублімація) або  так звані “наростаючі” опади – паморозь та іній; “накладений лід”, тобто  знову замерзаючи та-

лі води сезонного  снігу.

За даними В.М.Котлякова  доля основних складових  живлення до- линних  льодовиків  така:  твердих  атмосферних  опадів  80%    загальної

акумуляції,  “наростаючих”  опадів  –  0-2%,  заметільних  перенесень  – 15%, лавин – 5%.

Абляція  льодовиків  –  зменшення  льодовика  відбувається  як  шля- хом стоку талої води з льодовика, випаровування з його поверхні, так і

внаслідок видування  снігу вітром (механічна абляція).  Розрізняють три види абляції:

1)поверхнева абляція -  зменшення снігу, фірну і льоду на повер- хні льодовика внаслідок безпосереднього нагрівання льоду, яке спричи-

нене   сонячними  променями, теплим повітрям та дощами, які випадають на поверхню льоду;

2)внутрільодовикова  абляція  відбувається    внутрі  льодовика  за рахунок  тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в по-

рожнинах  і тріщинах  льодовика;

   3)підльодовикова  абляція  виникає на межі льодовика з ложем внаслідок  надходження  тепла  від  поверхні  гірських  порід,  які  мають

більш високу температуру, ніж льодовик, а також  при підвищенні тиску на нижній межі льодовика. Найбільше значення у гідрологічних проце-

сах має поверхнева абляція.

        На  процес  абляції  впливає  сонячна  радіація,  температура  та вологість повітря, випаровування і конденсація, атмосферні опади. Тве-

рді опади, сніг – збільшують альбедо поверхні льодовика  і послаблюють процес танення, рідкі опади приводять до прискорення процесу танення.

Абляцію зазвичай висловлюють  у масових або об’ємних одиницях (млн т на рік або млн м води за рік), окрім того часто використовують

поняття питомої  абляції ( т/м  на рік) або шар абляції ( мм/рік).

Розміри льодовиків змінюються внаслідок зміни інтенсивності аб- ляції. Так, у сучасну епоху льодовики знаходяться в стані регресії, тобто

відступання. Відступають вони майже у всіх районах північної півкулі, що пов’язано із загальним потеплінням клімату та його циклічними ко-

ливаннями. 

 

 

5. Баланс льоду і води в льодовику

 

Рівняння  балансу льоду:

Х тв + Yм + Yлав + Yзам  + Zкон = Yт + Zвип ± ∆U л , де Хтв – тверді опади;

      Y м – заметільне перенесення;

      Y лав – лавинне перенесення;

 

      Y зам – замерзання води;

      Z кон – конденсація водяної пари;

      Y т – стік талої води з льодовика;

      Z вип – випаровування снігу та льоду;

     ±∆Uл – зміна об’єму льоду в льодовику.  Рівняння балансу води в льодовику:

Х р + Yт = Yст + Yзам ± ∆U в , де: Хр – рідкі опади;

      Y т – танення снігу, фірну й льоду на поверхні та в товщі

             льодовика;

      Y ст – стік води за межі льодовика;

      Y зам – повторне замерзання талої та дощової води;

       ±∆Uв – зміна запасів рідкої води в льодовику.  Рівняння балансу маси льодовика:

X + Yм + Yлав + Zконд = Yт + Zвип ± ∆U;

 

6.  Режим та  рух льодовиків

Під  режимом  льодовика   розуміють  сукупність  усіх  процесів,  що відбуваються  на  поверхні  і  в  товщі  льодовика,  включаючи  зміни  його

об’єму (маси) і форми, наступи і відступи. Якщо акумуляція в льодовику

 

дорівнює  абляції, то  

і льодовик є стабільним. Якщо акумуляція

 

л >  0 і  

льодовик наростає та наступає. Якщо

 

абляція  перевищує  акумуляцію,  то льодовик відступає.

 Наступання і відступання  льодовика часто запізнюються в часі  по відношенню до зміни маси льодовика. Щоб льодовик став рухомим,  не-

обхідна наявність  надлишкового накопичення льоду. Крім того, особли- вості  руху  льодовиків  зумовлені  не  тільки  кліматичними  умовами,  а  й механічними  факторами,  як  це,  наприклад,   спостерігається  у  пульсую-

чих льодовиків.

Наступ  і відступ  льодовиків має різну тривалість, яка визначається інтервалами часу геологічного, вікового, багаторічного, сезонного  й ін-

ших масштабів.

Коливання  льодовиків  –  це  режим  їх  наступу  та  відступу,  що пов’язані, перш за все, зі змінами умов живлення та абляції льодовиків.

Наступ льодовиків зазвичай спостерігається в холодні  та вологі періоди,

 

відступ – у теплі та сухі. Коливання льодовиків відзначаються і в сучас- ну геологічні епоху.

Причиною наступу льодовиків  у ХVI-ХIХ ст. було  загальне похо- лодання клімату, які навіть називають “малим льодовиковим періодом”.

Після 1850 р. льодовики  Європи почали майже повсюдно відступати, за- вдяки потеплінню клімату.

За даними В.М.  Котлякова, пік відступу гірських льодовиків при- ходиться на 1930-1940 рр. У наступні десятиріччя відступання льодови-

ків змінилося  їх стабілізацією і навіть деяким наступом. Так, наприклад, в Австрійських Альпах  з 1965 до 1975 рр. доля льодовиків, які наступа-

ють, зросла з 30 до 58%. Однак, за деякими даними, в  останні десятиріч- чя ХХ ст. і в наш час   відмічається тенденція відступання льодовиків,

особливо  у полярних районах у зв’язку з потеплінням.

 Від наступу і відступу льодовиків слід вирізняти рух льодовиків, який   проявляється  у  переміщеннях  самих    мас  льоду.  Руху  льодовиків

сприяє велика потужність льодовика, значні похили його поверхні і ло- жа,  відносно  підвищена  температура  повітря  (і  льоду).  Вважають,  що

помітний  рух льодовика починається тоді, коли товщина їх досягне кри- тичної пружності. Зазвичай критична товщина льоду становить 15-30 м.

Швидкість руху льодовиків збільшується при підвищенні темпера- тури повітря та у звуженнях долини. Середня швидкість руху льодовика

-  0,5 м/добу. Найбільшу швидкість руху мають льодовики Гренландії - 40  м/добу.  Середня  частина  льодовика  та  його  поверхневі  шари  руха-

ються швидше, ніж окраїнні та глибинні. Улітку та вдень швидкість руху більша, ніж узимку та вночі.

Тимчасове  прискорення  руху  льодовика  називають  посуванням льодовика. За швидкістю руху льодовиків їх можна поділити на три ос-

новні групи. Льодовики першої групи мають невелику (до 100-200 м/рік), мало зміну швидкість руху впродовж року. Це більшість гірських льодо-

виків та льодовикові  щити. Льодовики другої групи мають практично по- стійно велику швидкість руху (до 10-20 км/рік і більше). Це деякі вивід-

ні  льодовики  Антарктиди  та  Гренландії.    Льодовики  третьої  групи (пульсуючі) зазвичай мають невелику швидкість руху, але в окремі не-

тривалі  періоди  різко  прискорюють  свій  рух  (до  100  м/добу).  Для  них властивий нестійкий динамічний режим посування: тривале накопичення

льоду супроводжується  різкими зміщеннями льодовика. Для  початку по- сування характерним є перевищення поздовжніх напруг над схилами те-

ртя вздовж ложа льодовика.

Під час руху льодовика  в ньому утворюються поперечні  та поздов- жні тріщини. Поперечні тріщини виникають при наявності в ложі льодо-

вика різних поперечних уступів. На дуже  крутих уступах  можуть утво- рюватися  льодопади.  Ширина,  глибина  і  довжина  тріщин  різна.  Так,  в

центральних  частинах    льодовика  поперечні  тріщини  можуть  досягати глибини 250 м ( при середніх глибинах до 50 м). Знизу тріщини звужу-

ються і замикаються.  Після того, як  льодовик перейшов різкий уступ,

 

поперечні  тріщини  змикаються,  змерзаються  й  утворюють  на  поверхні льоду шви.

 

7.  Робота  льодовиків

Стікаючи по схилах гір, льодовики за допомогою вмерзлого  в них каміння  та  через  нерівність  дна,  виконують  велику  руйнівну  роботу  –

спричиняють льодовикову ерозію. Наслідком якої є утворення специфі- чного ландшафту –  куполоподібних пагорбів та “баранячих лобів” (яй-

цеподібних  пагорбів). Такі форми рельєфу характерні для Північноаме- риканського  материка,  Скандинавії,  Кольського  півострова.  На  схилах

гір утворюються кари  (плоскі заглиблення на крутих схилах) та льодо- викові цирки (чашоподібні крутостінні ніші).

Для льодовикових долин  характерна значна зміна похилів  і наяв- ність ділянок із зворотним похилом.

 Долини мають коритоподібну форму із широким плоским дном та крутими схилами. Такі долини називаються трогами (рис. 1).

 

Рис. 1. Схема льодовика:

А – трог; Б – льодовик; В – бокові льодовики

 

 

Продукти  руйнування  гірських  порід  (від  найдрібніших  часточок пилу до великих кам’яних брил), що потрапили в тіло льодовика, нази-

вають моренами. Морени поділяють на рухомі морени (морени, які ру- хаються разом із льодовиком) та відкладені морени (морени, що припи-

нили рух).

Морени в тілі рухомого льодовика поділяють на поверхневі, внут- рішні та донні.

Поверхневі  морени  –  морени, що виникають у результаті накопи- чення  на  поверхні  льодовика  уламків  гірських  порід  із  схилів  долини,

пилу, принесеного  з навколишньої місцевості тощо.

Внутрішня морена – морена, що формується з поверхневого мате- ріалу, який поглинається тілом льодовика.

Донна морена – це матеріал, який льодовик вибрав із дна, а також частково поглинені внутрішня і поверхнева морени; для неї характерний

обкатаний матеріал, валуни.

 

Морена, що формується в  кінцевій частині льодовика називається кінцевою мореною.

Бокова  морена – це вали, які утворилися по боках льодовика.

 

                                                     Поширення та значення льодовиків

 

Льодовики вкривають близько 10 % поверхні Землі. Основні райо- ни зледеніння знаходяться в Західній Арктиці – це острови Нова Земля,

Земля Франца-Йосифа, які вкриті льодом на 87-90 %. По мірі просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і на архіпе-

лазі Де-Лонга, льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Серед гірських районів  за площею зледеніння перше місце  посідає Середня Азія (близько 2500 льодовиків загальною площею понад 17 000

км ),  друге  –  Кавказ  (майже  1400  льодовиків  загальною  площею  1970 км ). Значне зледеніння характерне для Камчатки, Алтаю, північного та

південно-східного Сибіру тощо.

Льодовики  мають  велике  значення  в  живленні  річок;  є  важливим джерелом водних ресурсів, особливо в районах зрошуваного землеробс-

тва (Середня  Азія); являються сховищами найчистіших прісних вод.  Однак, крім користі, льодовики можуть спричинити великі катаст-

рофи: повені, селі.