В Г Клименко - Загальна гідрологія - страница 16

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 

Лінія з нульовим сніговим балансом на тілі самого льодовика про­ходить трохи нижче, ніж кліматична снігова лінія в даному районі Землі. Це можна пояснити як додатковим надходженням снігу на поверхню льодовика шляхом заметілі та лавинного перенесення, так і охолоджую­чим впливом самого льодовика.

З багаторічним положенням снігової лінії на поверхні льодовика приблизно співпадає так звана фірнова лінія. Фірнова лінія - горизон­тальна лінія, яка відділяє поверхню фірну від поверхні льоду.

За даними Атласу сніжно-льодових ресурсів світу (1997) площа су­часного зледеніння на планеті (площа, що зайнята багаторічним льодом і снігом) складає 16.25 млн км , або 10.9 % поверхні суші. Запаси води в

3

усіх льодовиках світу складають 25.78 тис. км   (табл.8.1 ).
Лавина - це снігові маси, які сповзають із похилої підстилаючої поверхні гірських схилів, захоплюючи із собою нові маси снігу. Лавини, характерні для гірських масивів, де крутість схилів понад 15 , потуж­ність снігу перевищує 0,5 м і можуть утворюватися як у холодну пору року, так і в теплу. Лавини бувають: сухі та мокрі, або ґрунтові.

Сухі лавини - снігова маса зривається від найменшого струсу пові­тря чи підстилаючої поверхні (постріл, порив вітру, різкі звуки) у міс-

о

цях, де кут похилу поверхні понад 45 , швидкість руху - до 80 - 100 м/с. Це зимові лавини.

Мокрі, або ґрунтові лавини - рухаються перекочуванням по змо­ченій талою водою поверхні ґрунту або снігу, обростають новими маса­ми снігу, захоплюють каміння, землю, дерева тощо. Мокрі лавини дуже часто мають постійні шляхи руху, які називають лотками. Мокрі лавини характерні для теплої пори року.

 

8.2. Типи льодовиків

Розрізняють два основних типи льодовиків: материкові та гірські.

1. Материкові льодовики поширені на материках або великих ос­тровах (Нова Земля, Земля Франці-Йосифа та ін.). Форма материкових льодовиків майже не залежить від рельєфу підстилаючої поверхні землі і в основному обумовлена розподілом снігового живлення льодовика. На­прямок руху цих льодовиків зумовлений розподілом тиску і похилом йо­го поверхні незалежно від похилу ложа льодовика. Абляція в материко­вих льодовиках незначна. Зменшення площі льодовика відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика, котрі сповзають у мо­ре. Ці уламки утворюють айсберги.Айсберг - це льодова гора, яка підіймається над рівнем моря не менше, як на 5 м, за меншої висоти - це уламок айсберга. На 4/5 свого об'єму він занурений у воду, оскільки щільність льоду менша за густину морської води.

Материкові льодовики поділяються на льодовикові куполи (опуклі льодовики потужністю до 1 000 м); льодовикові щити (великі опуклі льодовики потужністю більше 1000 м і площею поверхні понад 50 тис. км2); вивідні льодовики (це швидко рухомі льодовики, через які здійс­нюється основна витрата льоду материкових льодовиків; вони закінчу­ються у морі, утворюючи плавучі льодовикові язики, що дають початок багаточисельним айсбергам); шельфові льодовики (плавучі або ті, що частково спираються на морське дно льодовики, вони є продовженням льодовикових покривів суші, рухаються вони з берега до моря і утво­рюють великі айсберги).

2.Гірські льодовики - це льодовики, які характеризуються неве­ликими розмірами, залежністю форми льодовика від форми трогів, чіт­кою різницею між зоною живлення і зоною стоку, спрямованим лінійним рухом. Швидкість руху таких льодовиків значна, а температура льоду наближається до температури його танення. Найбільш поширеними ти­пами гірських льодовиків є:

Льодовики вершин: кальдерні льодовики - льодовики у кратерах згаслих вулканів; зіркоподібні льодовики - льодовики, які мають кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори.

Льодовики схилів: карові льодовики - невеликі льодовики, роз­міщені в заглибленні на схилах; висячі льодовики - льодовики на крутих схилах, у неглибоких западинах і які не мають чіткого обмеження з бо­ків; присхилові - витягнуті вздовж гірського підніжжя;

Долинні льодовики - льодовики, що розташовані у верхніх і серед­ніх частинах гірських долин і поділяються на: прості, або альпійські -це льодовики, які складаються з одного потоку або льодовикового язика (Альпи); складні, або кавказькі - льодовики, які мають льодовикові по­токи з притоками, поширені на Кавказі; туркестанські - формування льодяного матеріалу відбувається за рахунок снігових лавин, мають ма­лу площу живлення і велику площу стоку (Середня Азія); деревоподібні або тянь-шанські - льодовики, які за зовнішнім виглядом нагадують де­рево, характеризуються великими запасами води.

 

8.3     Утворення льодовиків та їх будова

На кожному льодовику можна виділити дві області: верхню, де від­бувається накопичення снігу, фірну і льоду і нижню, де лід, який перемістився із першої області, тане. Ці області називають відповідно областю живлення (акумуляції) і областю абляції (витрат).

Тверді атмосферні опади, які накопичуються в увігнутих формах рельєфу, із часом змінюють свій первісний вигляд. Під дією сонячних променів свіжий сніг у поверхневому шарі розтає. Тала вода просочу­ється в глиб снігу, замерзає, утворює льодяні кристали. Уночі поверхня талого снігу вкривається льодяною кіркою, яка називається настом. Од­ночасно з цим сніг ущільнюється й осідає. В міру подальшого накопи­чення снігу його нижні шари під тиском верхніх ще більше ущільню­ються і переходять у пухирчасту сіро-білу масу, яка складається з дефо­рмованих льодяних зерен. Це так званий фірн. Щільність фірну - 450­3 3

800 кг/м (у середньому близько 650 кг/м ).

Усе, більш ущільнюючись, фірн переходить у білий фірновий лід (щільність якого 850 кг/м3), а далі - в чистий прозорий лід блакитного кольору (із щільністю 800 -920 кг/м ), який називається глетчерним льодом. Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків спричинена видаленням із маси льоду пухирців повітря. Так, свіжий сніг містить до 90 % повітря, фірн - 60 %, фірновий лід - 30 %, глетчерний -15 %.

Важливе значення при утворенні льодовиків має режеляція - це

о

замерзання окремих брил льоду при стиканні. При температурі 0 С ре-желяція відбувається при нормальному тиску, а при більш низьких тем­пературах - при підвищеному. Повторне замерзання талої води на пове­рхні льоду - конжеляція .Важливою властивістю льоду є пластичність - здатність текти під дією сили ваги, і, яка залежить також від темпера­тури і тиску. Під дією сили ваги та пластичності льодовики рухаються.

Таким чином, в льодовиках спостерігається три принципово різних способи утворення льоду - шляхом рекристалізації снігу та фірну (під тиском), шляхом замерзання талої води в товщі фірну (інфільтраційний лід), шляхом замерзання талої води на поверхні льоду (конжеляційний

лід).

У різних кліматичних умовах, а також у різних частинах одного льодовика процес льодоутворення відбувається по-різному.

За П. Шумським та А. Крекне можна виділити декілька зон льодо­утворення, які відрізняються по характеру танення щорічного снігу, сту­пені водовіддачі та вигляду льодоутворення :

1.      Снігова (рекристалізаційна) зона - зона, в якій танення та во­довіддача відсутні. Льодоутворення відбувається шляхом рекристаліза­ції. Товщина фірну 50 - 150 м. Нижня межа зони відповідає середній рі­чній температурі біля - 250 С. Зона поширення - внутрішня частина Ан­тарктиди (вище 900-1350 м над рівнем моря), Гренландії (вище 2000­3000 м), вершини Паміру (вище 6 200 м).

2.      Снігово-фірнова (рекристалізаційно - режеляційна) зона -зона, де танення снігу відбувається тільки в теплу пору року, водовідда­ча практично відсутня. Льодоутворення відбувається в основному шля­хом рекристалізації. Товщина фірну - 20 - 100 м. Зона характерна для периферії льодовикового покриву Антарктиди (на висоті 500 - 1 100 м), Гренландії, для високих гір Паміру (вище 5 800 м).

3.         Холодна фірнова (холодна інфільтраційно-
рекристалізаційна) зона
- зона, де танення і водовіддача із річного ша-ру снігу помірні. У нижніх шарах вода знову замерзає. Льодоутворення відбувається на 2/3 шляхом замерзання інфільтраційної води і на 1/3 шляхом рекристалізації. Температура льодовика нижче 00 С. Ця зона поширена в горах з континентальним кліматом.

4.     Тепла фірнова (тепла інфільтраційно-рекристалізаційна)
зона
- зона, де танення та водовіддача значні, формується інтенсивний
стік. Льодоутворення відбувається як шляхом інфільтраційного замер-
зання так і рекристалізації. Товщина фірну
- 20-40 м. Температура
льодовика біля - 00 С. Ця зона поширена в горах і на арктичних островах
в умовах морського клімату.

5.     Фірново-льодяна (інфільтраційна) зона - танення і водовідда­ча значні. Льодоутворення в основному інфільтраційне. Товщина фірну не більше 5 - 10 м. Зона характерна для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.

6.     Зона льодяного живлення (інфільтраційно-конжеляційна) -танення і водовіддача інтенсивні. Льодоутворення відбувається шляхом інфільтрації та конжеляції. Фірну в цій зоні немає. Зона типова для гір­ських льодовиків в умовах континентального клімату.

Поступове накопичення снігу в області живлення льодовика приз­водить до того, що під дією сили тяжіння та градієнтного тиску надли­шок льоду, який має певну пластичність, переміщується в область абля­ції, де починає танути. Ця область не має фірну і складається лише з 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 льо­довиків. У сучасних умовах долинні льодовики Альп, Кавказу, Сканди­навії 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, колодя­зів, 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 на­копичення уламкового матеріалу - морени.

 

8.4. 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, при­несення вітром снігу на поверхню льодовика із суміжних гірських схи­лів; лавини, що приносять додаткові об'єми снігу на льодовик; конден­сація водяної пари у тверду фазу (сублімація) або так звані "наростаючі" опади - паморозь та іній; "накладений лід", тобто знову замерзаючи та­лі води сезонного снігу.

За даними В.М.Котлякова доля основних складових живлення до­линних льодовиків така: твердих атмосферних опадів 80% загальної акумуляції, "наростаючих" опадів - 0-2%, заметільних перенесень -

15%, лавин - 5%.

Абляція льодовиків - зменшення льодовика відбувається як шля­хом 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 повер­хні льодовика внаслідок безпосереднього нагрівання льоду, яке спричи­нене 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 по­рожнинах 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 проце­сах має поверхнева абляція.

На процес абляції впливає сонячна радіація, температура та вологість повітря, випаровування і конденсація, атмосферні опади. Тве­рді 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/м2 на рік) або шар абляції ( мм/рік).

Розміри льодовиків змінюються внаслідок зміни інтенсивності аб­ляції. 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 ко­ливаннями.

8.5. Баланс льоду і води в льодовику Рівняння балансу льоду:

Хтв + Ум + Улав + Узам + ^кон     Ут + ^вип ± ,

де Хтв - тверді опади;

Ум - заметільне перенесення; Улав - лавинне перенесення;Узам - замерзання води; Z кон - конденсація водяної пари; Ут - стік талої води з льодовика; Zmm - випаровування снігу та льоду; ±Дил - зміна об'єму льоду в льодовику.

Рівняння балансу води в льодовику:

Хр + Ут     Уст + Узам ± ,

де: Хр - рідкі опади;

Ут - танення снігу, фірну й льоду на поверхні та в товщі

льодовика; Уст - стік води за межі льодовика; Узам - повторне замерзання талої та дощової води; ±Див - зміна запасів рідкої води в льодовику.

Рівняння балансу маси льодовика:

X + Ум + Улав + Zконд     Ут + Zвип ± Ди.,

де ± Ди - зміна маси льодовика за інтервал чаДу

Рівняння балансу маси льодовика може застосовуватися як до льо­довика в цілому, так і до окремих його частин. В області живлення спо­стерігається позитивний баланс маси льоду, нижче від'ємний. Межа жи­влення льодовика може збігатися з фірновою лінією (межа поверхонь фірну та льоду), або може знаходитися нижче неї. У цьому випадку між межею фірну та межею льоду знаходиться смуга "накладеного льоду", яка утворена в результаті повторного замерзання талої води ( зона льо­довикового живлення).

 

8.6. 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, тДи л = 0 і льодовик є стабільним. Якщо акумуляція перевищує абляцію, тДи л > 0 і льодовик наростає та наступає. Якщо абляція перевищує акумуляцію, тоДи л < 0, маса льоду зменшується і льодовик відступає.

Наступання і відступання льодовика часто запізнюються в часі по відношенню до зміни маси льодовика. Щоб льодовик став рухомим, не­обхідна наявність надлишкового накопичення льоду. Крім того, особли­вості руху льодовиків зумовлені не тільки кліматичними умовами, а й механічними факторами, як це, наприклад, спостерігається у пульсую­чих льодовиків.

Наступ і відступ льодовиків має різну тривалість, яка визначається інтервалами часу геологічного, вікового, багаторічного, сезонного й ін­ших 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 сучас­ну геологічні епоху.

Причиною наступу льодовиків у XVI-ХІХ ст. було загальне похо­лодання клімату, які навіть називають "малим льодовиковим періодом". Після 1850 р. льодовики Європи почали майже повсюдно відступати, за­вдяки потеплінню клімату.

За даними В.М. Котлякова, пік відступу гірських льодовиків при­ходиться на 1930-1940 рр. У наступні десятиріччя відступання льодови­ків змінилося їх стабілізацією і навіть деяким наступом. Так, наприклад, в Австрійських Альпах з 1965 до 1975 рр. доля льодовиків, які наступа­ють, зросла з 30 до 58%. Однак, за деякими даними, в останні десятиріч­чя 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 ло­жа, відносно підвищена температура повітря (і льоду). Вважають, що помітний рух льодовика починається тоді, коли товщина їх досягне кри­тичної пружності. Зазвичай критична товщина льоду становить 15-30 м.

Швидкість руху льодовиків збільшується при підвищенні темпера­тури 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 руха­ються 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 ос­новні групи. Льодовики першої групи мають невелику (до 100-200 м/рік), мало зміну швидкість руху впродовж року. Це більшість гірських льодо­виків та льодовикові щити. Льодовики другої групи мають практично по­стійно велику швидкість руху (до 10-20 км/рік і більше). Це деякі вивід­ні льодовики Антарктиди та Гренландії. Льодовики третьої групи (пульсуючі) зазвичай мають невелику швидкість руху, але в окремі не­тривалі 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 по­сування характерним є перевищення поздовжніх напруг над схилами те­ртя вздовж ложа льодовика.

Під час руху льодовика в ньому утворюються поперечні та поздов­жні тріщини. Поперечні тріщини виникають при наявності в ложі льодо­вика різних поперечних уступів. На дуже крутих уступах можуть утво­рюватися 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 звужу­ються і замикаються.   Після того, як льодовик перейшов різкий уступ,поперечні тріщини змикаються, змерзаються й утворюють на поверхні льоду шви.

8.7. 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 специфі­чного ландшафту - куполоподібних пагорбів та "баранячих лобів" (яй­цеподібних пагорбів). Такі форми рельєфу характерні для Північноаме­риканського материка, Скандинавії, Кольського півострова. На схилах гір утворюються кари (плоскі заглиблення на крутих схилах) та льодо­викові цирки (чашоподібні крутостінні ніші).

Для льодовикових долин характерна значна зміна похилів і наяв­ність ділянок із зворотним похилом.


Долини мають коритоподібну форму із широким плоским дном та крутими схилами. Такі долини називаються трогами (рис. 16).

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 


Похожие статьи

В Г Клименко - Загальна гідрологія

В Г Клименко - Формування v студентів знань і вмінь про хімічний склад та оцінку якості поверхневих вод