Геологічна діяльність снігу, льоду

Льодовики займають значне місце на Землі. Вони покривають майже 16 млн км 2 поверхні суші (11%), а в полярних областях льодовиковий покрив поширюється і на мілководну (шельфовую) область моря. Загальний обсяг льоду, що міститься в льодовиках, оцінюється в 30 млн км 3 (обсяг куба з довжиною ребра 300 км).

2.3.5.1. освіту і типи льодовиків

Геологічна діяльність снігу і льодовиків, як і інших екзогенних процесів, включає ерозію, звану екзарація. транспортування уламків та їх відкладення. Вивченням будови, розвитку і діяльності льодовиків займається гляциология.

Льодовики складаються з так званого льодовикового льоду, який утворюється зі снігу.

Для виникнення льодовика необхідні низька середньорічна температура, велика кількість опадів у вигляді снігу, а також наявність пологих схилів і западин, захищених від сонця і вітру. Умови цілорічного збереження стійкого снігового покриву є в країнах з холодним кліматом і в високогірних областях різних кліматичних зон. Висоти, на яких утворюються льодовики, в різних районах земної кулі неоднакові і залежать від широти місцевості. Рівень, вище якого сніг не встигає повністю розтанути за літо, називається сніговою лінією. Гіпсометричне положення снігової лінії залежить від кліматичних умов.

Таким чином, зі зменшенням значення географічної широти, при наближенні до екватора, снігова лінія піднімається на висоту 5 6 км, на

полюсах вона наближається до рівня моря (рис. 47). Це і визначає нерівномірність накопичення снігу та масштабів освіти льодовикового льоду. Основна його частина (99,5%) зосереджена в полярних областях і тільки 0,5% знаходяться в високогірних льодовиках.

Область, де відбувається накопичення снігу та перетворення його в лід називається хіоносфери.

Накопичуючись в зниженнях рельєфу або на вершинах гір, сніг за літо не встигає розтанути, маса його зростає з року в рік, він ущільнюється і під впливом добових коливань температури перетворюється в зернисту масу. Такий ущільнений зернистий сніг називається фірном. а область його накопичення - фірновим полем. Фірн знову покривається снігом, під вагою якого продовжує ущільнюватися, поки з часом не перетвориться в льодовиковий лід. На освіту одного кубометра льодовикового льоду витрачається майже 11 м 3 снігу. Важливою властивістю льодовикового льоду є його плинність. Швидкість течії льодовика залежить від його потужності і крутизни ложа, яке він покриває. Чим більше потужність і чим крутіше ложе, то більша швидкість його течії. Зазвичай вона становить 3-10 м / сут, а великі льодовики рухаються зі швидкістю до 40 м / сут.

У льодовиків є область харчування. де відбувається накопичення снігу та перетворення його в фірн, а потім в льодовиковий лід; область стоку. по якій рухається, стікає глетчерний лід, і область зникнення і танення льоду - область абляції. Залежно від співвідношення областей харчування і стоку, від розмірів і форми, льодовики поділяються на три типи: гірські (або альпійського типу), покривні (або материкового типу) і проміжні.

Г орнимі (альпійськими) називають порівняно малопотужні льодовики високогірних районів, які розташовані в западинах, долинах річок, ущелинах. Льодовики такого типу розвинені в Альпах, Гімалаях, на Тянь-Шані, Памірі, Кавказі. Область харчування гірських льодовиків має форму цирку і знаходиться вище снігової лінії. Як правило, ця область оточена амфітеатром високих гребенів і піків. Лід стікає по полонинах з крутими схилами і утворює один або кілька крижаних потоків - мов (рис. 47).

Серед гірських льодовиків розрізняють кілька різновидів: долинні - найбільші, для яких характерно чіткий поділ області харчування, стоку і області абляції; каровиє - утворюються в заглибинах гір майже на рівні снігової лінії і практично не мають стоку; висячі - ложе їх льодовика порушується крутим уступом, і крижаний потік, що нависає над ним, періодично зривається вниз у вигляді лавини.

Хоча льодовики альпійського типу відіграють скромну роль в загальному балансі оледенений, окремі високогірні льодовики досягають значних розмірів. Довжина найбільшого льодовика Федченко на Памірі дорівнює 77 км при ширині 4 км і товщині льодовикового льоду до 1 км. Площа заледеніння гірських систем навіть у низьких широтах вимірюється десятками тисяч квадратних кілометрів. На Памірі і Тянь-Шані загальна площа льодовиків перевищує 20 тис. Км 2. а в Гімалаях становить майже 60 тис. Км 2.

Покривні льодовики зазвичай утворюються в полярних районах і розташовуються майже на рівні моря. Як правило, вони займають величезні площі і характеризуються значною потужністю льодовикового покриву. На відміну від льодовиків альпійського типу, покривні льодовики не володіють чітко відокремленими областями харчування і стоку, форма їх і напрямок руху не залежить від рельєфу ложа. Товщина льоду тут настільки велика, що під нею ховаються всі нерівності рельєфу. Поверхня покривних льодовиків зазвичай має форму опуклого щита з піднятою центральною частиною. Прикладом нині існуючих покривних льодовиків можуть служити льодовикові покриви Гренландії і Антарктиди.

Л еднікі покривного типу - найбільші на планеті. Так, площа найбільшого льодовика північної півкулі - Гренландского - досягає майже 2 млн км 2. При максимальній потужності 3,3 км загальний обсяг льоду тут перевищує 2,6 млн км 3. Найбільшим льодовиком планети є Антарктичний, він займає площу майже 14 млн км 2 . У ньому зосереджено приблизно 24 млн км 3 льоду, що становить 80% обсягу всіх льодовиків світу. В Антарктиді розташовані два льодовика, розділені горами. Ложе льодовика Східної Антарктиди з максимальною потужністю льоду до 3,6 км знаходиться на висоті близько 2 км (рис. 48); льодовик Західної Антарктиди залягає в основному на дні океану і на окремих островах морів Росса і Уедделла і утворює тут так звані шельфові льодовики.

В Антарктиді йде інтенсивне накопичення льоду - при рівні опадів близько 150 мм / рік тут щорічно формується шар льоду в 24 мм; це накопичення трохи перевищує втрати льоду, пов'язані в основному з відривом від шельфових льодовиків крижаних брил - айсбергів.

До льодовиках проміжного типу відносяться льодовики, які утворюються на горах з плоскою (столообразной) або плосковипуклой вершиною. Такі льодовики, поширені на Скандинавському півострові, іноді їх називають льодовиками скандинавського типу. Проміжними їх вважають тому, що вони поєднують властивості льодовиків перших двох типів. Вони, як і материкові льодовики, залягають суцільною масою на плоскогір'ях. Пересуваючись від центру до периферії, проміжні льодовики використовують для стоку долини річок, ущелини, і в цьому відношенні наближаються до гірських. За розмірами льодовики проміжного типу зазвичай невеликі: площа льодовиків Скандинавського півострова рідко перевищує кілька сот квадратних кілометрів (загальна площа льодовиків Скандинавського півострова близько 5000 км 2).

2.3.5.2.Геологіческая робота льодовиків

Пересуваючись, маси льоду виробляють значну роботу. Вони руйнують гірські породи, обробляють (орють і стирається) поверхню, по якій вони рухаються, і переносять різноманітний уламковий матеріал. Руху льодовика сприяє поява води в його підошві, яка утворюється в результаті танення льоду і грає роль мастила крижаного масиву.

Швидкість руху льодовика залежить від багатьох факторів, головні: маса льоду і ухил поверхні, по якій він переміщається. Крім ухилу, швидкість течії льодовика пов'язана зі змінами клімату, умов харчування, звивистості льодовикового ложа. Зокрема, центральна частина льодовика рухається значно швидше, ніж бічні ділянки, які відчувають більше тертя об борти долини. Нерівномірний рух льодовикової маси обумовлює утворення крайових або бічних тріщин.

Робота льодовика по руйнуванню і стирання порід ложа називається льодовикової ерозією або екзарація (випахіваніе). Однак твердість льоду явно недостатня для руйнування більшості гірських порід. Льодовикова ерозія в значній мірі обумовлена ​​наявністю уламків гірських порід, вмерзнули в лід, які і є головним інструментом руйнування.

При русі льоду утворюються глибокі борозни. подряпані, валуни, вирівняні, виположенним форми рельєфу.

Округлі асиметричні блоки зі слідами льодовикової ерозії називаються баранячими лобами (рис. 49, А), а їх скупчення утворюють ландшафт кучерявого скель (рис. 49, Б). Долина, по якій рухається льодовиковий мову з вмерзлими в лід уламками порід, набуває коритоподібного форму з плоским дном і крутими бічними стінками. Така сформована мовою льодовика долина називається чіпаючи (рис. 49, В). На дні такої долини може бути кілька ригелів - підвищень корінних скельних порід, що обмежують рух льодовика. Уламковий матеріал, який переноситься і відкладається льодовиком називається морена. Темна уламки порід, що становлять морену, добре нагріваються сонцем, сприяють плавлення льоду і поступово занурюються в нього. Светлоокрашенние морени, навпаки, відбивають сонячне світло і утворюють присадкуватий, підняті над поверхнею льоду форми. В результаті поверхня льодовика набуває досить складний рельєф, обумовлений нерівномірним нагріванням і таненням окремих його ділянок.

За своїм станом морени поділяються на рухомі і нерухомі. Перші рухаються разом з льодом, а другі є уламковий матеріал, що залишився на місці після танення льодовика. Нерухомі морени поділяються на кінцеві і основні. Нерухома морена, яка утворилася біля нижньої межі льодовикового мови, називається кінцевою, або фронтальної (рис. 50).

Основна морена - це відкладення, які залишилися після танення льодовика на всьому протязі троговой долини. На відміну від кінцевої, основна морена утворюється при поступовому безперервному отступании льодовика, коли межа льодовикового мови не фіксується надовго в певному положенні. Характерною особливістю відкладень кінцевої і основний морен є відсутність сортування уламкового матеріалу. Серед рухомих морен розрізняють поверхневі, внутрішні і донні.

П оверхностние морени, в свою чергу, діляться на бічні і серединні. Поверхневі бічні морени зазвичай утворені уламками гірських порід, які обрушилися на поверхню льодовика зі схилів троговой долини. При злитті двох льодовиків з суміжних долин бічні морени кожного льодовика зливаються і дають початок поверхневої серединної морені.

Уламковий матеріал, що знаходиться на поверхні льодовика, може проникнути в тріщини або перекриватися новими порціями снігу. Уламки гірських порід всередині тіла льодовика утворюють внутрішню морену, яка також може бути серединної або бічній. Уламки, які вмерзли в підошву льодовика, складають донну морену. Вони не тільки підсилюють ерозійну діяльність, але і створюють специфічну форму льодовикової ерозії: исштриховани валуни і глибокі борозни в ложі льодовика - льодовикові шрами.

З діяльністю льодовиків пов'язані також флювіогляціальние відкладення. Це відкладення водних потоків, що утворюються при таненні льодовиків. Такі водні потоки розмивають морену і виносять за межі танучого льодовика уламковий матеріал. При цьому поблизу кордону льодовика відкладається грубоуламкові матеріал, далі - дрібніший, піщаний, і потім глинистий, утворюючи зандрові поля. Флювіогляціальние відкладення, на відміну від моренних, характеризуються незначною отсортірованності і слоистостью. За цим властивостям вони близькі до річковим відкладенням. Однак, у порівнянні з річковими, в флювіогляціальних відкладах уламковий матеріал набагато гірше окатанного, так як є складовою частиною перемитого морени і переноситься водним потоком на незначні відстані.

2.3.5.3.Оледененія в історії Землі

Практично всі континенти нашої планети в різний час частково або повністю покривалися потужними льодовиками. Періоди оледенений в геологічній історії Землі змінювалися межледниковья епохами.

Вивчення ізотопного складу кисню льоду Гренландії показало, що останнє заледеніння земної кори сталося 10-50 тис. Років тому. Протягом останніх 400 тис. Років встановлено не менше п'яти знижень температури на 6-8 ° С (рис. 51, 1), які, мабуть, відповідають періодам заледеніння земної кори.

Існує ряд гіпотез, за ​​допомогою яких вчені пояснюють причини оледенений поверхні Землі. Однак однозначної відповіді ні одна з них не дає, так як факторів, що викликають періодичні заледеніння, багато і виявлені вони далеко не все. Ясно лише, що заледеніння пов'язані з глобальними змінами клімату. Вивчені до теперішнього часу фактори можна поділити на астрономічні та геологічні.

Найбільш потужним чинником, що викликає зміни клімату, є варіації видалення Землі від Сонця, що супроводжують зміну ексцентриситету земної орбіти. Періоди зниження ексцентриситету (мінімальної еліптичності) орбіти, по-видимому, відповідають періодам «великих» оледенений. Зміна кута нахилу і прецесія земної осі також можуть привести до істотної зміни положення кліматичних зон і заледеніння окремих частин континентів, однак ці зміни, мабуть, мають менший масштаб.

Ще одним ймовірним фактором, здатним викликати глобальні зміни клімату, деякі вчені вважають варіації випромінювання Сонця, пов'язані з періодичною активізацією роботи сонячного «реактора» (рис. 51, 2).

П еречісленние астрономічні фактори діють окремо або одночасно і можуть привести до значного зниження або підвищення середньорічної температури. Якщо температура внаслідок зазначених причин знизиться, може статися заледеніння земної поверхні; при підвищенні середньорічної температури, навпаки, може наступити межледниковья епоха.

Г ЛОБАЛЬНИЕ заледеніння можуть бути пов'язані також із змінами в складі атмосфери і з тектонічними факторами.

В геологічній історії Землі відзначена безсумнівна зв'язок періодів заледеніння з епохами горотворення. Заледеніння зазвичай наставало після епох гороутворення, що супроводжуються активною вулканічною діяльністю. При цьому в атмосферу Землі викидалося величезна кількість вуглекислоти, вона створювала не тільки парниковий ефект, а й сприятливі умови для розвитку живих, особливо рослинних організмів. Інтенсивний розвиток лісів, бурхливе зростання чисельності морських організмів, які будують скелет з кальциту, приводили до вилучення вуглекислоти з атмосфери та захоронення її у вигляді вапняку, вугілля, нафти і газу. Зниження вмісту СО2 в атмосфері служить одним з головних геологічних факторів, що обумовлюють періодичні похолодання і глобальні зміни клімату (рис. 52).

Ряд інших геологічних чинників також призводить до змін клімату, що виявляється, однак, у відносно менших масштабах. При тектонічних рухах можливі переміщення континентів з одних кліматичних зон в інші; підняття окремих ділянок земної кори супроводжується зниженням середньорічної температури (кожні 200 м на 1 ° С). Зміни клімату, викликані тектонічними факторами, також можуть привести до заледенінь в великих областях і навіть на цілих континентах.

Оскільки всі ці чинники діяли одночасно, то виникали періодичні зміни температури, і в результаті чергування льодовикових і міжльодовикових епох. Протягом четвертинного періоду в Західній Європі виділено чотири епохи зледеніння - гюнцський (N22), міндельськоє (Q I), рісським (Q II) і Вюрмский (Q III). Найбільшим за площею було Рісс.

І зучение розрізу четвертинних відкладень європейської частини дозволило виділити тут шість четвертинних зледенінь: Березінське (донське) і окськоє в ранньому плейстоцені (Q1); дніпровське і московське в середньому плейстоцені (Q2); калінінське і Осташковськоє в пізньому плейстоцені (Q3). В результаті вивчення поширення кінцевих морен встановлено межі кожного заледеніння, самим великим з яких було дніпровське (рис. 52).

А в цілому, використовуючи геологічні дані, вдалося встановити, що в останній льодовиковий період льодовиковим покривом була охоплена третина суші (близько 45 млн км 2). Це втричі більше, ніж зайнята льодовиками в даний час. У цей період 60% площі Північної Америки і 25% площі Євразії були покриті потужним льодовиковим покривом (рис. 53).

Природно, що періоди глобального похолодання і потепління на планеті, що супроводжуються переходом в твердий стан величезних обсягів води, приводили до різких, який отримав назву евстатіческіх, коливань рівня вод Світового океану. Так, в періоди зледенінь відзначалися зниження цього рівня на 50-100 м нижче сучасного (рис. 51, 3). У такі періоди істотно змінювалася географія континентів - в одних районах вони покривалися потужним льодовиковим покривом, а в інших площа суші збільшувалася за рахунок зниження рівня моря.