Геологічна діяльність ледніков.формірованіе і діяльність льодовиків
Геологічна діяльність ледніков.Формірованіе і діяльність льодовиків
Зміст
Льодовиком називається природне скупчення льоду, що рухається території суші. В даний час льодовики займають майже 15 млн. Км2, тобто близько 11% площі суші Землі. Ще 14% площі суші охоплено багаторічної мерзлотою, причому більша частина мерзлотной (кріогенної) зони приурочена до Євразії і Північній Америці. Близько 25% поверхні Світового океану в будь-який час року зайнято плавучими льодами.
Головними факторами освіти льодовиків є атмосферні опади, що випадають у вигляді снігу, і низькі температури, що не дозволяють випав за рік снігу повністю розтанути. Такі умови виникають на навітряних схилах гір, розташованих в морському кліматі помірного і субполярних поясів. Тут рясні снігопади, і тому вище снігової лінії сніг накопичується швидко (сніговою лінією, або кордоном, називають лінію, яка з`єднує висоти, на яких надходження та витрачання снігу за рік рівні). При дефіциті водяної пари навіть екстремально низькі температури не забезпечать розвитку льодовика великого обсягу.
Льодовиковий метаморфизм протікає за наступною схемою: сніг - фірн (зернистий лід) - глетчерний лід. Такі перетворення займають різний час, в залежності від характеру переважаючих процесів, які, в свою чергу, визначаються кліматом. Відповідно клімату виділяють два типи фірнізаціі: холодний і теплий.
Фірнізація холодного (рекристаллизационного) типу полягає в ущільненні снігу під дією сили тяжіння - цей процес називається рекристалізацією. Протікає вона дуже повільно, в умовах цілорічних негативних температур і відсутності відлиг, тому холодний тип льодоутворення властивий самим високих широт. В морозних умовах може спостерігатися і явище сублімації - сухий сублімації снігу при негативних температурах повітря, коли сніг переходить в пар, а пар, піднявшись в повітря, знову замерзає, і на засніжену поверхню падають кристали льоду. Щільність цих кристалів вище, ніж у свіжого снігу. Рекрісталлізаціонний лід містить багато дрібних повітряних бульбашок, успадкованих від снігу, тому щільність льодовика невисока - близько 0,75 г / см3, і колір його молочнобелий. У центрі Антарктиди перетворення снігу в льодовик займає більше 1 000 років.
Фірнізація теплого (інфільтраційного) типу йде значно швидше - під час відлиг талі води просочують сніг, видавлюючи з нього повітря, сніжна маса стає важче і просідає, ущільнюється, потім промерзає. Виникає фірн відрізняється темно-синій кольором. Згодом він перетворюється в ізумруднозелений глетчерний лід, що складається з щільно упакованих рівновеликих кристалів - за формою вони різко відрізняються від подовжених голчастих або призматичних кристалів льоду озерного і морського. Щільність інфільтраційних льодів набагато вище - до 0,9 г / см3. Саме такими ldquo-теплиміrdquo- льодами складена велика частина гірських льодовиків планети. Крім того, щільно упаковані кристали льоду можуть формуватися прямо в товщі талої води - таке явище отримало назву конжеляціі. У конжеляціонном льоді зміст повітря мінімально, тому щільність його досягає 0,96 г / см3. У чилійських Андах перетворення снігу в фірн відбувається за 4 місяці, тоді як в Гренландії за 20 років. Для подальшої зміни - з фірна в глетчер - потрібно набагато більше часу, зазвичай 2 - 3 десятиліття в горах помірного пояса.
У складі льодовика виділяють дві області: область харчування, де накопичуються сніг і лід, і область стоку (абляції), де лід рухається і тане.В подальшому розвитку вже сформованого льодовика виділяють три головних фази: трансгресії, стабілізації і деградації.
•Фаза трансгресії (настання, зростання) відповідає негативних температур повітря і переважанню акумуляції снігу над його абляцией, в результаті чого обсяг і площа заледеніння збільшуються. Доведено, що під час древнеледникових етапів четвертинного періоду фаза трансгресії займала до 90% життя льодовиків.
•Фаза стабілізації (зупинки) настає, коли прихід снігу врівноважується його таненням, і подальше просування льодовика припиняється.
Відео: Підземні води
•Фаза деградації (отступания, регресії, дегляціаціі) пов`язана з прогресивним зростанням температури повітря і таненням льодовика. Особливість розвитку льодовиків полягає в можливості неодноразового переходу від фази деградації до фази трансгресії і назад, що пов`язано з кліматичними змінами.
Головною особливістю льодовиків є їх динамічність, яка залежить від безлічі причин, що діють сукупно. Серед факторів, що визначають динамічні характеристики льодовиків, особливе місце займають потужність льодовика, рельєф і склад гірських порід його ложа.
Здатність льодовиків до руху обумовлена тим, що всякий льодовик має якості не тільки крихкого, але і пластичного тіла. Щоб прийти в рух по горизонтальній площині, льодовик повинен досягти потужності в десятки або сотні метрів.
На динаміку гірських льодовиків впливає величина ухилу поверхні суші. За розрахунками гляціолога П. А. Шумського, при крутизні схилу 10 ° слабкий рух льоду почнеться при його потужності 6,28 м, а значне переміщення - при товщині 62,8 м. На горизонтальній площадці - відповідно 62,5 м і 625 м. всякий льодовик прагнути повзти по балкам дольодовикового рельєфу. Зустрічаючись з перешкодами в рельєфі, глетчер або обігне їх, або перетече зверху, і лише у виняткових випадках спробує зрушити перешкоду, діючи подібно бульдозеру.
Відео: Підземні води, льодовики, багаторічна мерзлота
Швидкість руху льодовиків залежить від температури: чим тепліше, тим більше талих вод накопичується під льодовиком, і тим швидше він ковзає по поверхні. Необхідно враховувати, що температура біля підніжжя льодовика залежить від його потужності. Вплив цих факторів ілюструє наступний приклад. Якщо льодовик має потужність 2 000 м, а температура його поверхні -30 ° С, то біля підошви температура складе близько -5 ° С, і льодовик залишиться примерзлим до ложу. Збільшення потужності льоду або потепління клімату призведуть до того, що температура льодового ложа досягне точки плавлення. Тоді під льодовиком виникає водяна плівка, по якій починається ковзання льодовика. Саме з утворенням водної прошарку пов`язаний розвиток пульсуючих льодовиків (здатних швидко змінювати свої кордони): швидкість переміщення льодовика Колка на Північному Кавказі в 1969-1970 рр. перевищувала часом 200 м / добу.
Нарешті, динаміка льодовиків залежить і від складу підстилаючих порід: при інших рівних умовах швидкість ковзання по монолітним скельним породам завжди буде вище, ніж при русі по пухким уламковим осадів. Причин цьому дві. Поперше, через скельний масив талі води не просочуються, і під льодовиком завжди присутній водяна плівка. Подруге, пухкі породи вмерзают в днище льодовика, різко збільшуючи сили тертя, і позбавляючи льодовикову підошву пластичних властивостей.
Відео: 7.3 Лекція - Основи геології (МДУ)
Перераховані фактори динаміки льодовиків визначають і особливості їх геологічної діяльності: від них залежить здатність льодовиків виробляти як руйнівну, так і транспортну і акумулює роботу.
Виділяють три основні типи руху льодовика: брилове ковзання, пластичне протягом, рух по внутрішнім сколів. Сили тертя і різна швидкість руху зумовлюють виникнення численних тріщин, спрямованих як поперек, так і по руху льодовика. Верхній шар льодовика, потужністю до 50-60 м, відрізняється порівняльної крихкістю. Горизонтальними і вертикальними тріщинами він розбитий на брили, що стискають один одного. Під дією бічного тиску оточуючих крижаних мас, починається брилове ковзання льодовика, що рухається як одне ціле.
У нижньому шарі, де під тиском вищерозміщених маси льодовик стає пластичним, рух носить характер пластичної течії - головного типу руху льодовиків.
Наявність уламків гірських порід всередині льодовика веде до поділу льодовика на шари з різними пластичними властивостями, отже, різною здатністю до руху. В результаті льодове тіло розтинають внутрішніми сколами - великими тріщинами, нахиленими проти течії льодовика.
