Умови освіти льодовиків

Льодовиками називають стійкі в часі на-копления льоду на земній поверхні. Вони виникають тільки ви-ше сніговий кордону, хоча в процесі динаміки льодовик може спускатися і нижче її. Лід у великих масах набуває пластич-ність і здатний текти. Величина ухилу і товщина льоду - важ-кро умови його руху. Швидкість руху льодовика може коливатися від декількох сантиметрів до декількох десятків метрів на добу. Оскільки і ухил поверхні, і сама можли-ність накопичення льоду найбільш сприятливі в горах, освітньої-ня сучасних рухомих льодовиків у всіх зонах, крім полярної, можливо тільки в умовах високогірного рельєфу.

Харчування льодовика здійснюється за рахунок твердих атмосферних опадів, що випадають на його поверхню, перенесення снігу вітром, обвалення снігу зі схилів і конденсації повітряних парів на поверхні льодовика.

За умовами балансу твердої фази води (т. Е. Снігу, фірну, льоду) льодовик може бути розділений на зону акумуляції та зону абляції. Абляцией називається витрата льоду через танення і випаровування-ня. Абляція призводить до зменшення потужності крайової частини льодовика. Інтенсивність абляції знаходиться в прямій залежності від температури повітря. Коливання температури зумовлюють коливання абляції, тому положення краю льодовика не залишається постійним. Незначні зміни положення краю льодовика називають осциляцією.

Розрізняють два основних типи льодовиків: гірські (або льодовики стоку) і покривні (льодовики розтікання). Перші займають переважно негативні елементи рельєфу в горах. Дві-ються льоду в них відбувається під дією головним чином сі-ли тяжкості - вниз по схилу. Покривні льодовики можуть займати площі в мільйони квадратних кілометрів, ховаючи під собою навіть гірський рельєф, і в цілому мають опуклу форму поверхно-сти. Лід в них розтікається від центру (де спостерігається максі-мальна потужність) до периферії. Продовженням льодовикових покривів іноді служать плавучі шельфові льодовики, частково спираються на дно моря (поширені головним чином в Антарктиді). Переходниміот гірського до покривному служать сет-чатий і передгірний типи оледенений. Сітчастий тип заледеніння (архіпелаг Шпіцберген) характеризується мережею наскрізних Ледньов-кових долин з льодовиковими куполами на вододільних участ-ках, що чергуються з виступаючими з-під льоду поодинокими скелями і крутосхилими гребенями у вигляді нунатаков.

Передгірний тип заледеніння (аляскинський) в даний ча-ма зустрічається рідко і тільки в областях з рясним сніговим живленням (Аляска, гори Святого Іллі). Льодовики цього типу СПОВ-каються за відокремленим полонинах на предгорную рівнину, де зливаються в єдину крижану лопать (льодовик Маляспіна).

Покривне заледеніння характерно для арктичного і антарк-тичного кліматичних поясів. Найбільші площі льодовиків-ші покриви займають в Антарктиді і Гренландії. Із загальної площі сучасних льодовикових покривів (14,4 млн. Км 2) 85,3% припадає на наземний покрив Антарктиди, 12,1% складає покрив Гренландії і 2,6% розподіляються між малими лід-ників покровами північній частині Канадського архіпелагу, Іс -ландіі, Шпіцбергена і інших островів Арктичного басейну. Максимальної потужності (до 4 км і більше) досягає льодовиковий покрив Антарктиди в його центральній частині. У краю потужність льодовика скорочується, і тут виступають окремі ділянки ка-ного ложа. Такі виходи в Антарктиді називають «оазисами» (оазис Бангера в околицях радянської антарктичної станції «Мирний»).

Покривні льодовики Гренландії і Антарктиди стікають в море через зниження в прибережному рельєфі. Такі потоки льоду називаються вають вивідними льодовиками. При обламуванні решт висновок-них і шельфових льодовиків утворюються величезні брили плавучих-го льоду - айсберги. Підхоплені морськими течіями айсберги переміщаються в більш низькі широти і поступово тануть. У про-процесі танення міститься в них уламковий матеріал звільняються-дається і осідає на морському дні. Цю обставину слід мати на увазі при палеогеографічних реконструкціях: нахожд-ня грубообломочного матеріалу на великих глибинах ще не є доказом того, що ця ділянка морського дна колись розташовувався в прибережній смузі моря.

Всі типи сучасних льодовиків займають понад 16 млн. Км 2. або близько 11% поверхні суші. Загальний обсяг льоду і вічного снігу оцінюється в 27-30 млн. Км 3. Підраховано, що повне тая-ня льодовиків і сніжних мас могло б підвищити рівень Миро-вого океану приблизно на 60 м. Найбільший льодовиковий покрив - Антарктичний. Його площа приблизно 13,5 млн. Км 2. Гренландский льодовик займає 1,7 млн. Км 2 з 2,2 млн. Км 2 всієї поверхні острова. В СРСР в арктичних і гірських районах налічується близько 28000 льодовиків загальною площею понад 75 тис. Км 2.

Займаючи величезні площі суші, льодовики відіграють дуже су-громадської роль в екзогенному морфогенезе. Рельефообразующая роль льодовиків особливо зростала в епохи зледенінь, коли внаслідок похолодання клімату, викликаного зниженням літніх або середньорічних температур, збільшувалася кількість твердих опадів. Це призводило до зниження (депресії) сніговий кордону, який супроводжувався збільшенням заледеніння гірських країн і утворенням величезних льодовикових покривів на рівнинах Се-вірною Америки і Євразії.

Залежно від співвідношення прибуткової і видаткової частин льодовикового балансу виділяється кілька фаз у розвитку Ледньов-ка: наступання, стаціонарне положення і отступаніе. З кожної з цих фаз пов'язаний певний комплекс льодовикових форм рельєфу. У фазу наступання активний лід виробляє основну руйнівну роботу, при стаціонарному положенні льодовика і при його відступі формується переважно аккумулято-ний льодовиковий рельєф.