Сучасні льодовики і айсберги

У льодовикові епохи великі покриви льоду неодноразово поширювалися на континентальні околиці Антарктиди, Євразії та Америки.

На сьогоднішній день льодовики все ще покривають більш 10,9% суші. Понад 85,3% сучасного заледеніння земної поверхні розташовано в Антарктиді, приблизно 12,1% - в Гренландії. Інша частина сучасних льодовиків включає менші за розмірами льоди високоширотних гірських районів і високогір'я материків. Багато льодовикові покриви закінчуються в морях і океанах. Там, де глибина моря приблизно порівнянна з потужністю льоду, край льодовиків може спливати, оскільки лід за питомою вагою легше води внаслідок вмісту в ньому бульбашок повітря. Слід зазначити, що зазвичай можна простежити прямий зв'язок підводних льодовикових форм з льодовиковими утвореннями на прилеглих берегах, а також з сучасними похідними льодовиками Антарктиди, арктичної Канади, Гренландії, Ісландії, Шпіцбергена, Нової Землі. Без сумніву, крайові зони сучасних льодовикових щитів можуть дати деякі уявлення про умови, що існували на периферії древніх материкових зледенінь.

Кілька слів про типи сучасних льодовиків. У міру того як лід збільшується в об'ємі і в вигляді льодовика висувається із зони акумуляції, він набуває різних форм, що виникають в значній мірі під впливом поверхні, по якій льодовик тече. Залежно від зовнішньої форми все льодовики можна розділити на три групи:

1. гірські альпійські, або долинні, льодовики;
2. зливаються льодовики, або льодовики передгір'їв, які представляють собою з'єдналися долинні льодовики, що вторглися в область передгір'їв;
3. покривні, або материкові, льодовики (звані також льодовиковими покривами), які займають великі площі.

Материкові льодовики являють собою величезні льодовикові покриви, які покривають великі площі суші і включають в себе і снігові, і крижані поля, і льодовики - все разом. Вони поширюються у всіх напрямках незалежно від висоти рельєфу. Від долинних материкові льодовики відрізняються, зокрема, тим, що їх не обмежують борту долини.

Найбільший острів в океані - Гренландія - займає трохи більше 2 млн. Кв. км, з яких близько 80% покриті великим материковим льодовиком. Центральне, схоже на купол льодовикове плато досягає 3000 м у висоту, що відповідає потужності льоду в цьому районі. Тільки гористий край острова вільний від льоду, по навіть тут велика частина долин заповнена льодовиками. На схилах Гренландского льодовикового щита особливий розвиток мають фьордові льодовики, подібні льодовику Якобсона, що володіють дуже великими (1-10 км / год) швидкостями руху. Зазвичай максимальні швидкості течії фіордових льодовиків відзначаються в їх центральних частинах. Збільшення швидкості течії льоду відзначається при збільшенні ухилів поздовжнього і зменшенні поперечного перерізу. У вертикальному профілі швидкість збільшується від ложа до поверхні льодовиків. Існуюча на околиці льодовикового покриву Гренландії гляціологіческіх обстановка не є універсальною для областей сучасного заледеніння. Вона, наприклад, помітно відрізняється від умов в межах Антарктичного льодовикового покриву.

Антарктида займає площу близько 14 млн. Кв. км і майже вся покрита льодом. Цей льодовиковий покрив в 7 разів більше Гренландского покриву. Поверхня його не така рівна, як у Гренландского, оскільки він у багатьох місцях переривається гірськими ланцюгами і групами оголених вершин. Потужність Антарктичного льодовикового покриву змінюється від декількох сот метрів біля гір або у його краю до 4 тис. М і більше в центральній частині континенту. Антарктичний льодовиковий покрив завдяки величезному обсягу - найбільший на Землі резервуар прісної води.

В Антарктиді льодовиковий купол цілком приховує великі гірські хребти. Льодовиковий покрив Антарктиди, розпадається на Східно-антарктичний і Західно-Антарктичний льодовикові щити, являє собою суцільну область харчування. Швидкість руху антарктичного льоду закономірно наростає від центральної області до периферії. На схилах антарктичних льодовикових щитів в широких (20-30 км) депресіях ложа виділяються вивідні льодовики, швидкість течії яких - від 300 до 1800 м / рік. Вони починаються в глибині крижаного континенту, а закінчуватися на морському дні рухливими шельфовими льодовиками потужністю від 40 до 200 м (у плавучого краю). У вивідних льодовиків швидкість руху зростає в крайовій зоні, як було показано П. А. Шумским (1967) та І. А. Зотикова (1966). Тепловий ефект руху льоду настільки значний, що забезпечує донне танення і стік талих вод в океан. Висота надводної частини шельфового льоду і айсбергів зазвичай змінюється від 20 до 60 м. Як вважають Р. Флінт (1963), В. Буйницький (1973), А. П. Лісіцин (1974), спливання льодовиків відбувається в разі, якщо 75-90 % їх маси занурене у воду. Мабуть, критична глибина відриву великих льодовиків від поверхні дна жолобів може становити сотні метрів. Між похідними антарктичними льодовиками, що володіють властивостями долинних льодовиків, відокремлюються малорухливі (швидкість руху - 20-100 м / рік) льоди, що приховують скласти хребти і піднесеності.

Особливу увагу привертає заледеніння Аляски, яке живиться вологою з Тихого океану. Воно є прикладом найбільшого за розмірами і інтенсивності гірського заледеніння. Льодовики покривають гірські хребти і спускаються лопатями до затоки Аляска. Для розвитку льодовиків тут найбільш сприятливе поєднання орографічних і кліматичних умов. На північний захід від затоки Якутаг злиття багатьох льодовиків створює на прибережній рівнині крижану плиту - льодовик Маласпина - площею 2,2 тис. Кв. км. Льодовик заповнює зниження, дно якого лежить на 300 м нижче рівня моря.

У багатьох місцях Антарктичний, Гренландский і інші льодовикові покриви з'єднуються з шельфових льодом, який формується там, де великі льодовики, що випливають з внутрішньої частини материка, виштовхують лід в море. Часто лід потрапляє в глибоку воду і спливає. Шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса. Його звернена до моря поверхня являє собою крижаний уступ, висота якого постійно дорівнює майже 60 м. Тут великі брили льоду відколюються і спливають в море у вигляді гігантських айсбергів; деякі з них мають понад 100 км в поперечнику.

Взагалі шельфовий льодовик є своєрідним типом льодовикового покриву, який особливо поширений в Антарктиді. По суті це плавуча частина материкового льоду. Все шельфові льодовики характеризуються незначним ухилом поверхні. У внутрішнього краю, зверненого до суші, потужність шельфових льодовиків, наприклад тих, які характерні для Західної Антарктиди (льодовики Росса і Фільхнера), може бути більше 1 км, але у відкритого моря вона поступово зменшується до 200 м. В Арктиці шельфовий лід розвинений обмежено , в основному у північних берегів острова Елсмір. Від цього шельфового льодовика час від часу відколюються столові айсберги, що отримали назву «плавучі крижані острови».

У морях Північного Льодовитого і Південного океанів в сучасній обстановці, і особливо під час зледенінь, у великій кількості формувалися плавучі льоди. Зараз в цих океанах вони покривають великі акваторії і швидко розносяться, що сприяє переносу і відкладення льодовикового матеріалу іноді за тисячі кілометрів від краю найближчого льодовика. Серед плавучих льодів заслуговують на нашу увагу айсберги і пакові льоди. Айсберги є материковий лід, який в океан виносять льодовики. У південній півкулі айсберга найбільш поширені. Вони відколюються головним чином від шельфових льодовиків морів Росса і Уедделла. Антарктичні айсберги зазвичай мають плоску форму і значні розміри. Їх площа може досягати багатьох квадратних кілометрів. Такі айсберга піднімаються над рівнем моря більш ніж на 35 м.

Айсберги Полярного басейну були найбільш докладно вивчені в післявоєнні роки льотчиками СРСР, США і Канади. В результаті аерофотозйомки і радарних спостережень виявлено понад 80 крижаних островів, загальна площа яких оцінюється в 2-3 тис. Кв. км. Це приблизно 1% від загальної площі арктичного льодовикового покриву. Найбільші айсберги американські вчені позначили як Т-1, Т-2, Т-3. Останній крижаний острів, виявлений в 1946 р використовувався як дрейфуюча наукова станція з 1952 по 1977 р При досліджень потужність айсберга досягала 60 м, а параметри становили 8X14 км. З 1962 по 1964 р Т-3 принаймні 20 разів перетнув власну трасу в басейні Центральної Арктики.

Як уже зазначалося, великі акваторії Арктики і Антарктики покриті багаторічним, або пакових, льодом, сформованим в результаті замерзання поверхні океану. Перебуваючи в постійному русі, морські льоди Арктичного басейну нерідко поширюються і на частину акваторії окраїнних морів і виходять в моря Північної Атлантики. Основну масу морських льодів Південного океану утворює сезонний лід. Порівняно часто Паковий лід містить уламки гірських порід, які зазвичай включаються в лід в процесі формування його в прибережній зоні. У прибережних мілководних районах опади частіше вмерзают в лід з дна. Значна кількість тонкозернистих опадів включається в лід на початку зими, коли утворення льоду збігається з періодом штормів. В результаті штормів глина і алеврит переходять у суспензію і в складі замерзлої води залучаються під знову формується морський лід. Потім такий лід з осадовими прошарками розноситься постійними течіями в відкриту частину океану. Під час літнього танення і руйнування криги більша частина опадів завантажується недалеко від їх джерел. Однак є аерофотознімки, які показують майже чорний Паковий лід з великою кількістю мобілізованих штормами опадів в Центральній Арктиці.

Поділіться посиланням з друзями