Ледниковые формы рельефа Дагестанской части Бокового хребта Большого Кавказа



страница1/3
Дата27.04.2016
Размер0.52 Mb.
  1   2   3


МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФГБОУ ВПО «ДАГЕСТАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»

ЕСТЕСТВЕННО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

КАФЕДРА ФИЗИЧЕСКОЙ ГЕОГРАФИИ И ГЕОЭКОЛОГИИ

Дипломная работа

на тему
«Ледниковые формы рельефа Дагестанской части Бокового хребта Большого Кавказа»
Кадаранов Магомед Магомедиминович

(ОЗО)

Научный руководитель:

к.г.н., стар. преподаватель каф. физической географии и геоэкологии Балгуев Т.Р.

Работа допущена к защите _____________

Заведующий кафедрой ________________

Дата представления ___________________

Дата защиты _________________________

Оценка ______________________________

МАХАЧКАЛА – 2014 г.
СОДЕРЖАНИЕ

Введение ………………………………………………………………………….2

Глава I

1.1 Общие сведения о ледниках ……………………..……………….4

1.2. Движение ледника …………………………………….…………10

Глава II

2.1. Морфологические типы ледников ……………………………..14

2.2. Классификация ледников ……………………………………….14

2.2.1. Горные ледники ………………………………………………...14

2.2.2. Долинные ледники ……………………………………………..16

2.2.3. Предгорные ледники …………………………………………...18

2.2.4. Покровные (материковые) ледники …………………………20

Глава III

3.1. Боковой хребет Большого Кавказа и его ледниковые формы

рельефа …………………………………………………………….22

3.2. Рельеф ………………………………………………………….….24



3.3. Современное оледенение …………………………………….…27

3.4. Геологическая деятельность ледников ………………………28

3.5. Разрушительная работа ледника ………………………………29

3.6. Перенос материала ледниками ………………………………...39

3.7. Аккумулятивная деятельность ледников …………………….41

Заключение ……………………………………………………………………..46

Литература ……………………………………………………………………..48

Введение

Актуальность работы. Недостаточное изученность ледниковых форм рельефа Дагестанской части Бокового хребта Большого Кавказа изменение рельефа под воздействием горных ледников, влияние колебания климатических условий и антропогенных факторов на изменение площади и увеличение количества ледников на территории, изучаемого районе. Без этого невозможно дальнейшая эффективная и подробная характеристика рельефообразующих факторов высокогорного Дагестана. Рациональное использование и освоение территории республики, надежное и своевременное обоснование защиты территории и государственной границы страны. При этом работы по изучению опасных геологических процессов (ОГП) должны организовываться и проводиться на современном уровне, удовлетворять запросы и требования практики, обеспечивать получение информации для составления прогнозов различных по масштабам, упреждению и целевому назначению, надежно обосновывать принятие решений по освоению и использованию территорий.

Основная цель и задачи исследования. Целью работы является исследование рельефа, которая формируется под воздействием горных ледников в Дагестане. В процессе выполнения намеченной цели последовательно решались следующие задачи:

– проведение аналитического обзора изученности ледниковых форм рельефа в Дагестане;

– выявление факторов развития рельефообразующих процессов, и, прежде всего, зависимость рельефа, формирующая под воздействием горных ледников от геологического строения и тектонических особенностей территории, и климатических условий;

– изучение особенностей ледниковых форм рельефа на территории республики;

– выделение типов ледников в районе изучения;

– обоснование экологического подхода к изучению ледниковых форм рельефа.



Исходные материалы. В основу дипломной работы легли материалы Республиканского Центра «Дагестан геомониторинг». Широко использовались также литературные и фондовые материалы Дагестанского научного центра РАН, Министерства природных ресурсов Республики Дагестан и Географического общества республики. Материалы экспедиции 2012 года «Бурши - Шалбуздаг».

Научная новизна работы состоит в том, что автором систематизирована история изученности ледниковых форм рельефа Дагестана, а также непосредственно принимал участие на экспедиции.

Структура и объем работы. Дипломная работа состоит из введения, 3 глав и заключения. Она содержит 53 страниц текста, 1 таблица, 8 фотографии. К работе приложен список использованных материалов.

Глава I

1.1 Общие сведения о ледниках

Древнее оледенение впервые изучалось в Альпах. Там было установлено четыре ледниковые эпохи (по схеме А. Пенка и Брюкнера): гюнцская (самая древняя), миндельская, рисская и вюрмская (последняя). Существование гюнцской эпохи оледенения до сих пор не доказано. Альпийская терминология получила всеобщее признание. У нас выделенные эпохи соответственно получили следующие названия: Лихвинское оледенение (миндельское), Днепровское оледенение (рисское), Валдайское оледенение (вюрмское). Самым крупным из выделенных оледенений было Днепровское, которое называют максимальным. Границы его распространения указаны нами выше. Вюрмское оледенение было меньшим. Ледники не доходили до широты г. Москвы, не достигали Британских островов. Оледенение Альп и Кавказа в вюрмскую эпоху было также менее значительным. Причины оледенений до сих пор не установлены наукой. Существует несколько гипотез, по-разному объясняющих эти явления.

Одна группа гипотез объясняет развитие оледенений на Земле астрономическими явлениями (гипотеза Миланковича – Кеппена и гипотеза Нольке). Гипотеза Миланковича – Кеппена основана на изучении изменений эксцентриситета земной орбиты и наклона эклиптики. Авторами гипотезы было установлено, что наибольшие колебания эклиптики совпадают с наибольшим эксцентриситетом земной оси. В противоположность этому в истории Земли отмечались периоды, когда наблюдалось совпадение минимального наклона эклиптики с наибольшим эксцентриситетом. Эти периоды и являются периодами оледенений на Земле.

По гипотезе Нольке предполагается, что солнечная система на своем пути пересекает туманности. Время пересечения туманностей сказывается в сильном сокращении солнечного тепла, поступающего на Землю, что приводит к сильному охлаждению поверхности Земли, т. е. к развитию оледенений. Межледниковые эпохи устанавливаются в том случае, если солнечная система проходит через менее плотные участки туманностей.

Вторая группа гипотез объясняет развитие оледенений тектоническими причинами – всякого рода движениями земной коры, приводившими к перераспределению суши и воды, что в свою очередь вызывало резкие изменения в циркуляции атмосферы. Существовало предположение о том, что Уайвил-Томсоновский подводный порог, простирающийся от Британии через Фарерские острова, Исландию к Гренландии, был во время оледенений выше. Он препятствовал проникновению теплого течения Гольфстрима на север. С этим связывают оледенение северного полушария Земли. По гипотезе Рамзая, Кобера, И. Д. Лукашевича оледенения связывались с горообразовательными движениями, во время которых создавались крупные участки с положительными элементами рельефа. Они в свою очередь изменяли циркуляцию атмосферы.

Третья группа гипотез объясняет развитие оледенений пониженным содержанием в воздухе углекислоты (теория Аррениуса). В истории Земли выделяются периоды интенсивного вулканизма, когда в атмосфере резко увеличивается содержание углекислого газа. Периоды оледенений наступают, наоборот, в силу пониженного содержания углекислоты в воздухе. Уменьшение углекислоты в воздухе вызывает понижение температуры. Они приходятся на времена, когда вулканическая деятельность выражалась крайне слабо.

Еще одна гипотеза объясняет развитие ледниковых явлений перемещением полюсов (Кёппен, Рейбиш, Зимрот); предполагается, что в начале четвертичного периода Северный полюс располагался на Баффиновой Земле, потом через Гренландию переместился в современное положение. Высказываются предположения, что оледенения развивались на Земле в результате взаимодействия нескольких причин, может быть, разного характера.

Наиболее признанной из всех гипотез в настоящее время является тектоническая, объясняющая развитие оледенений движениями земной коры и вызываемыми ими изменениями атмосферной циркуляции.

Четвертичное оледенение оказало большое влияние на формирование рельефа тех районов, где оно происходило. Прежде чем перейти к описанию ледникового рельефа, остановимся коротко на работе современных ледников.

Важную роль в формировании рельефа суши играют ледники – скопления льда на поверхности Земли, обладающие собственным движением. Ледники образуются в зоне нивального климата, который развит в полярных областях и в горах на больших высотах.

Область формирования ледников приурочена к особой зоне поверхности Земли – хионосфере (греч. – снег), оконтуренной снизу так называемой снеговой линией. Снеговая линия ограничивает области, внутри которых на горизонтальной и незатененной поверхности снег, выпавший за зиму, не успевает растаять за лето. Следовательно, выше снеговой линии в хионосфере происходит накопление снега и льда. Положение снеговой линии связано прежде всего с широтной климатической зональностью. На экваторе она поднимается до абсолютных высот 5 – 6 км, к полюсам спускается до уровня моря. Кроме того уровень ее зависит от местных климатических условий и прежде всего от количества осадков. Так, в Гималаях на южном, влажном склоне она на 700 м ниже, чем на сухом северном. На западе Кавказа имеет высоту 2700 м, на востоке 3800 м, а в горах Центральной Азии, почти на той же широте, поднимается до 5 – 6 км.

Итак, в пределах хионосферы происходит накопление снега. Накапливающийся снег вследствие уплотнения, временного под-таивания и перекристаллизации преобразуется в зернистый фирн, а затем в массивный кристаллический глетчерный лед.



Главными факторами образования ледников являются атмосферные осадки, выпадающие в виде снега, и низкие температуры, не позволяющие выпавшему за год снегу полностью растаять. Такие условия возникают на наветренных склонах гор, расположенных в морском климате умеренного и субполярных поясов. Здесь обильны снегопады, и поэтому выше снеговой линии снег накапливается быстро (снеговой линией, или границей, называют линию, соединяющую высоты, на которых приход и расход снега за год равны). При дефиците водяного пара даже экстремально низкие температуры не обеспечат развития ледника большого объема.

Ледниковый метаморфизм протекает по следующей схеме: снег – фирн (зернистый лед) – глетчерный лед. Такие преобразования занимают разное время, в зависимости от характера преобладающих процессов, которые, в свою очередь, определяются климатом. Соответственно климату выделяют два типа фирнизации: холодный и теплый.

Фирнизация холодного (рекристаллизационного) типа заключается в уплотнении снега под действием силы тяжести – этот процесс называется рекристаллизацией. Протекает она очень медленно, в условиях круглогодичных отрицательных температур и отсутствия оттепелей, поэтому холодный тип льдообразования свойственен самым высоким широтам. В морозных условиях может наблюдаться и явление сублимации – сухой возгонки снега при отрицательных температурах воздуха, когда снег переходит в пар, а пар, поднявшись в воздух, вновь замерзает, и на заснеженную поверхность падают кристаллы льда. Плотность этих кристаллов выше, чем у свежевыпавшего снега. Рекристаллизационный лед содержит много мелких воздушных пузырьков, унаследованных от снега, поэтому плотность глетчера невысока – около 0,75 г/см3,   и цвет его молочнобелый. В центре Антарктиды превращение снега в ледник занимает более 1 000 лет.

Фирнизация теплого (инфильтрационного) типа идет значительно быстрее – во время оттепелей талые воды пропитывают снег, выдавливая из него воздух, снежная масса становится тяжелее и проседает, уплотняется, затем промерзает. Возникающий фирн отличается темносиним цветом. Со временем он превращается в изумруднозеленый глетчерный лед, состоящий из плотно упакованных равновеликих кристаллов – по форме они резко отличаются от удлиненных игольчатых или призматических кристаллов льда озерного и морского. Плотность инфильтрационных льдов гораздо выше – до 0,9 г/см3. Именно такими “теплыми” льдами сложена большая часть горных ледников планеты. Кроме того, плотно упакованные кристаллы льда могут формироваться прямо в толще талой воды – такое явление получило название конжеляции. В конжеляционном льде содержание воздуха минимально, поэтому плотность его достигает 0,96 г/см3. В Чилийских Андах преобразование снега в фирн происходит за 4 месяца, тогда как в Гренландии за 20 лет. Для дальнейшего изменения – из фирна в глетчер – требуется гораздо больше времени, обычно 2 – 3 десятилетия в горах умеренного пояса.

В составе ледника выделяют две области: область питания, где накапливаются снег и лед, и область стока (абляции), где лед движется и тает.

В дальнейшем развитии уже сформировавшегося ледника выделяют три главных фазы: трансгрессии, стабилизации и деградации.

Фаза трансгрессии (наступления, роста) соответствует отрицательным температурам воздуха и преобладанию аккумуляции снега над его абляцией, в результате чего объем и площадь оледенения увеличиваются. Доказано, что во время древнеледниковых этапов четвертичного периода фаза трансгрессии занимала до 90 % жизни ледников.

Фаза стабилизации (остановки) наступает, когда приход снега уравновешивается его таянием, и дальнейшее продвижение ледника прекращается.

Фаза деградации (отступания, регрессии, дегляциации) связана с прогрессивным ростом температуры воздуха и таянием ледника. Особенность развития ледников заключается в возможности неоднократного перехода от фазы деградации к фазе трансгрессии и обратно, что связано с климатическими изменениями.

Важнейшим свойством льда, обуславливающим его рельефообразующую роль, является способность к пластическому течению, возникающая под давлением, т.е. под действием веса вышележащего льда. Пластичность льда возрастает с увеличением мощности льда и с общим повышением температуры, а также в связи с понижением в глубине толщи температуры плавления льда. В зависимости от температуры течение начинается уже на глубинах от 15 до 30 м. Таким образом, лед, хрупкий на поверхности и способный давать крупные трещины, на глубине оказывается пластичным и движется по законам, близким к законам движения вязкой жидкости. Под действием силы тяжести лед стекает в понижения рельефа и, кроме того, он движется от участков с большим давлением к участкам меньшего давления, т.е. при известных условиях может течь и против силы тяжести – вверх.



Ледники возникают на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков.

Современные ледники занимают около 11% поверхности суши (16,1 млн. км2). В них заключено более 24 млн. км3 пресной воды, что составляет почти 69% всех её запасов. Объём воды, заключённый во всех ледниках составляет, соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет.

Образование ледников возможно там, где в течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и испариться. Высота снеговой линии зависит от климатических условий: в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит накопление снега и его последующее превращение в фирн и, затем, в глетчерный (ледниковый) лёд.

Наблюдения на современных ледниках показывают, что годичный прирост толщины льда изменяется от 7 9 до 310 см. Ледники могут существовать лишь в том случае, если пополнение льда (аккумуляция) превышает его расход (абляцию). Лед расходуется не только на таяние, испарение, возгонку, но и на обрушение в море с образованием айсбергов. Длина таких глыб может достигать 400 500 км, мощность льда 500 600 м.

За счет уплотнения снег приобретает зернисто-кристаллическую структуру и переходит в фирн. При мощности фирна 30 60 м через промежуток времени от 20 до 300 лет он превращается в фирновый, а затем в глетчерный лед. Процесс превращения снега в лед связан с постепенным уплотнением вещества и его перекристаллизацией. Плотность снега 0,08, фирна 0,5 0,6, льда 0,9 0,96.

Наблюдения на современных ледниках показывают, что годичный прирост толщины льда изменяется от 7 9 до 310 см. Ледники могут существовать лишь в том случае, если пополнение льда (аккумуляция) превышает его расход (абляцию). Лед расходуется не только на таяние, испарение, возгонку, но и на обрушение в море с образованием айсбергов. Длина таких глыб может достигать 400 500 км, мощность льда 500 600 м.

1.2. Движение ледника

На динамику горных ледников влияет величина уклона поверхности суши. По расчетам гляциолога П. А. Шумского, при крутизне склона 10° слабое движение льда начнется при его мощности 6,28 м, а значительное перемещение – при толщине 62,8 м. На горизонтальной площадке – соответственно 62,5 м и 625 м. Всякий ледник стремиться ползти по ложбинам доледникового рельефа. Встречаясь с препятствиями в рельефе, глетчер либо обогнет их, либо перетечет сверху, и лишь в исключительных случаях попытается сдвинуть преграду, действуя подобно бульдозеру.

Скорость движения ледников зависит от температуры: чем теплее, тем больше талых вод скапливается под ледником, и тем быстрее он скользит по поверхности. Необходимо учитывать, что температура у подошвы ледника зависит от его мощности. Влияние этих факторов иллюстрирует следующий пример. Если ледник имеет мощность 2 000 м, а температура его поверхности –30 °С, то близ подошвы температура составит около –5 °С, и ледник останется примерзшим к ложу. Увеличение мощности льда или потепление климата приведут к тому, что температура ледового ложа достигнет точки плавления. Тогда под ледником возникает водяная пленка, по которой начинается скольжение глетчера. Именно с образованием водной прослойки связано развитие пульсирующих ледников (способных быстро менять свои границы): скорость перемещения ледника Колка на Северном Кавказе в 1969–1970 гг. превышала временами 200 м/сутки.

Наконец, динамика ледников зависит и от состава подстилающих пород: при равных прочих условиях скорость скольжения по монолитным скальным породам всегда будет выше, чем при движении по рыхлым обломочным осадкам. Причин этому две. Вопервых, через скальный массив талые воды не просачиваются, и под ледником всегда присутствует водная пленка. Вовторых, рыхлые породы вмерзают в днище ледника, резко увеличивая силы трения, и лишая ледниковую подошву пластических свойств.

Перечисленные факторы динамики ледников определяют и особенности их геологической деятельности: от них зависит способность ледников производить как разрушительную, так и транспортную и аккумулирующую работу.

Выделяют три основных типа движения ледника: глыбовое скольжение, пластическое течение, движение по внутренним сколам. Силы трения и разная скорость движения обусловливают возникновение многочисленных трещин, направленных как поперек, так и по движению ледника. Верхний слой ледника, мощностью до 50–60 м, отличается сравнительной хрупкостью. Горизонтальными и вертикальными трещинами он разбит на глыбы, сжимающие друг друга. Под действием бокового давления окружающих ледяных масс, начинается глыбовое скольжение ледника, движущегося как одно целое.

В нижнем слое, где под давлением вышележащей массы ледник становится пластичным, движение носит характер пластического течения – главного типа движения ледников.

Наличие обломков горных пород внутри ледника ведет к разделению ледника на слои с разными пластическими свойствами, следовательно, разной способностью к движению. В итоге ледовое тело рассекается внутренними сколами – крупными трещинами, наклоненными навстречу течению ледника.

При накоплении большой массы льда создаётся нагрузка на его нижние слои, приобретающие способность к вязкопластическому течению. При этом периодически накапливаются напряжения, приводящие к образованию горизонтальных срывов, вдоль которых происходит послойное проскальзывание слоёв движущегося льда. Таким образом, движение ледника осуществляется двумя способами: путём вязкопластического течения льда и путём глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым сколам.

Движение ледника направлено из области питания в область стока, расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат. «ablatio» - отнятие) – уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания снега ветром и механического откалывания.

Движение ледников обусловлено давлением, которое испытывает лед во всех частях ледника под действием собственной массы. Если мощность ледника составляет 15 30 м, то благодаря пластичности этого своеобразного материала масса льда начинает двигаться. Вследствие давления лед превращается в скопление мелких частиц, которые, уступая давлению, передвигаются друг относительно друга, так что могут принять любую форму. Движению льда способствует и трансляция, т. е. скольжение кристаллических частиц по кристаллографическим плоскостям.

Таким образом, движение ледников сложный процесс, при котором перемещается вся масса льда и происходят разнообразные явления в их теле. Наблюдения показывают, что скорость движения ледников чаще всего изменяется от десятков сантиметров до десятков метров в сутки.

В развитии ледников можно выделить три фазы: паступание, стационарное положение и отступание. Наступание (трансгрессия) ледника осуществляется при условии, если аккумуляция превышает абляцию. Стационарное положение края ледника свидетельствует о примерном равенстве аккумуляции и абляции. При отступании (деградации) ледников их размеры сокращаются, и отдельные поля льда могут потерять связь с областью питания. В этих случаях образуются более или менее значительные по размерам глыбы «мертвого» льда.

Следствием движения льда является трещиноватость, которая играет существенную роль в процессе геологической работы ледников. Часто в теле ледника появляются туннели, заполненные водой, которая находится под высоким гидростатическим давлением. Такая вода производит большую эрозионную работу. Трещиноватости способствует накоплению обломочного материала, переносимого льдом.



Скорость движения ледников существенно различается. В горных ледниках она обычно составляет десятки – сотни метров в год. Наиболее высокие скорости движения зафиксированы в краевых частях гренландских ледников, где они достигают 10 км в год.

Убыль вещества в леднике путем обвалов льда, сдувания снега с ледника ветром и откола айсбергов называют механической абляцией. Откол айсбергов является главной статьей расхода ледникового покрова

Ледник может наступать и отступать в зависимости от соотношения интенсивности абляции и поступления льда из области питания.

Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох.




Глава II

2.1. Морфологические типы ледников

Древовидные ледники являются разновидностью долинных. Они возникают при усилении аккумуляции льда, вследствие чего ледник;; главной долины и боковых сливаются между собой. В плане такая система ледников напоминает дерево. Примерами могут служить многие ледники Средней Азии (Федченко, Зеравшанский и др.). Во время покровного оледенения равнин в четвертичном периоде этот тип ледников (сетчатое оледенение) был характерен для Кавказа, Альп и других горных стран.





Рис. 1 Классификация ледников
Особенности ледников определяются рельефом, условиями питания, стадией их развития. Классификация ледников довольно сложна (рис. 1) Различают, прежде всего, горные, горно-покровные и покровные (или материковые) типы ледников.
2.2. Классификация ледников

2.2.1. Горные ледники встречаются во всех широтах – от экваториальных до полярных областей. Они занимают долины и понижения на склонах, венчают вершины гор. Наиболее значительные горные ледники расположены на Аляске, Гималаях, Гиндукуше, Памире и Тянь-Шане.

Ледники возникают в горах. При дальнейшем увеличении массы льда они опускаются в предгорья и расстекая по равнинам. Соответственно можно выделить горные, предгорные (ледники подножья) и покровные (материковые) ледники.



Ледники формируются или в циркообразных котловинах в верхней части горных склонов, или в расширенных воронках водосборных бассейнов, или на пологих вершинах и выровненных поверхностях, находящихся на высотах, превышающих уровни снеговой линии.

Областями стока горных ледников являются горные долины. Длина ледниковых потоков зависит от размера питания снегово-фирнового бассейна. Чем обильнее питание и больше уклон долины, тем быстрее и дальше продвигается ледник.

Горные ледники образуются на вершинах высоких гор во всех широтах. Они различаются по форме и размерам. Форма ледников зависит от рельефа гор: одни шапками покрывают вершины, вторые занимают чашеобразные углубления на склонах, третьи заполняют горные долины.

Под действием своей важнейшей ледники способностью двигаться – течь. Их движение, на отличие от течения реки, заметить трудно. Так как скорость очень мала – Несколько метров в сутки. Горные ледники спускаются вниз долинами в виде длинных языков, напоминающие ледяные реки. Они могут принимать ледовые притока и иметь ледопад. При этом ледник, как и река, разрушает, переносит и откладывает горные породы. На поверхности он вспахивает глубокие борозды и сглаживает выступления. Дорогой в ледник вмерзають обломки горных пород (глина, песок, камни) и вместе с ним движутся вниз. Спустившись ниже снеговой линии, край ледника тает. Там скапливаются принесенные им обломки горных пород. Эти ледниковые отложения называются мореной. Из-под края ледника вытекают ручьи, которые питают реки. Самый длинный горный ледник Дарвин длиной 350 км расположен в Андах в Южной Америке. «Чемпионом» по скорости движения есть ледник Кварайак, расположен на о. Гренландия. Он сползает в океан со скоростью 24 м в сутки.

Они отличаются от покровных значительно меньшими размерами и большим разнообразием форм, которые определяются рельефом местом их возникновения. Если движение покровных ледников происходит от центра ледникового щита к периферии, то движение горного ледника обусловлено уклоном подстилающей поверхности и направлено в одну сторону, образуя один или несколько потоков. Если ледники располагаются на плоских вершинах, то они имеют караво-подобную форму; ледники, покрывающие вершины вулканических гор, образуют ледяные шапки. Многие ледники имеют вид чаши, заполняя углубления на склонах.

Ледники формируются или в циркообразных котловинах в верхней части горных склонов, или в расширенных воронках водосборных бассейнов, или на пологих вершинах и выровненных поверхностях, находящихся на высотах, превышающих уровни снеговой линии.

Областями стока горных ледников являются горные долины. Длина ледниковых потоков зависит от размера питания снегово-фирнового бассейна. Чем обильнее питание и больше уклон долины, тем быстрее и дальше продвигается ледник.

Горные ледники образуются на вершинах высоких гор во всех широтах. Они различаются по форме и размерам. Форма ледников зависит от рельефа гор: одни шапками покрывают вершины, вторые занимают чашеобразные углубления на склонах, третьи заполняют горные долины. Крупнейшие горные ледники покрывают вершины Гималаев, Тянь-Шаня, Памира.

2.2.2. Долинные ледники обычно имеют лентообразную форму и характеризуются четкой выраженностью областей питания (фирнового бассейна) и абляции. Могут быть простыми, состоящими из одного ледникового потока, сложными, состоящими из двух или более ледниковых потоков с самостоятельными областями питания, и дендритовыми (древовидными). Последние образованы за счёт слияния сложных долинных ледников (образуются при слиянии нескольких ледниковых потоков, каждый из которых имеет свои притоки). Своеобразием обладают ледники памирского (или туркестанского) типа – разновидность долинных ледников, отличающихся отсутствием фирнового бассейна. Они образуются в глубоких узких долинах с крутыми ботами, где условия для образования фирновых полей отсутствуют. Питание осуществляется за счёт схода лавин и обвалов льда с висячих ледников на склонах.

В горах широким развитием пользуются и ледники склонов, среди которых выделяются также несколько типов. Каровые ледники расположены в карах – чашеобразных углублениях на горном склоне. Многие их таких ледников образуются за счёт накопления и преобразования в каре метелевого или лавинного снега и могут располагаться ниже снеговой линии. Карово-долинные ледники – переходные от каровых к долинным: основная часть его расположена в каре, а язык спускается в верховья долины. Висячие ледники – ледник небольших размеров, вытекающий из небольших ниш и углублений на горных склонах. Они характерны для горных стран со слабым развитием оледенения, в частности, для Пиренеев, из-за чего такой тип ледников называю пиренейским. Абляция таких ледников часто происходит путём обвалов. Из обрушившегося материала висячих или долинных ледников могут образовываться возрожденные ледники. Склоновые ледники занимают слабо расчленённые горные склоны, иногда распространяясь на значительные площади. В отличие от висячих ледников нижний край склоновых обычно спускается до подножия склона. Присклоновые ледники представляют собой небольшие ледники, образующиеся на пологих площадках у подножия крутых склонов за счёт аккумуляции навеянного снега. Ледники вершин разделяются на две главные разновидности в зависимости от характера рельефа горных вершин. Ледники конических вершин образуются на вершинах конической или близкой к ней формы, возвышающейся над окружающей местностью. Если склоны вершины сильно расчленены, то по долинам спускаются языки ледников, питающиеся из вершинного фирнового поля. Ледники плоских вершин покрывают выровненные вершины и обычно оканчиваются короткими языками или крутыми обрывами. Из-за интенсивного сноса снега ветрами мощность и скорость роста таких ледников невелики. Необходимо добавить, что часто перечисленные типы ледников объединяются, формируя сложный характер оледенения. Ледники горно-покровного типа по своим морфологическим особенностям занимают промежуточное положение между горными и покровными ледниками. Их развитие связано с горными системами и плато, расположенными в высоких широтах. Обширные ледяные поля, образованные слившимися долинными ледниками, разделёнными горными вершинами и гребнями получили название ледников сетчатого типа.

2.2.3. Предгорные ледники образуются за счет дальнейшего разрастания в долинах, которые, уже не уменьшаясь в горах, спускаются на предгорную равнину. Предгорные ледники формируются при мощном оледенении и низкой снеговой границе, когда долинные ледники (с разными областями питания) могут спускаться на предгорные равнины и, сливаясь, образовывать сплошной ледниковый покров. Ярким представителем служит ледник Маласпина в районе залива Якутат на Аляске, поэтому этот тип называют также маласпинским. В условиях высоких широт на слаборасчленённых плато образуются обширные фирновые бассейны площадью до тысяч км2, в которых формируются ледники плато, представляющие собой слабовыпуклые снежно-ледовые поля с короткими ледниковыми языками, спускающимися в долины. В противоположность предгорным ледникам ледники плато обладают единой областью питания и раздельными каналами стока. Этот тип ледников называют также скандинавским или норвежским. Ледники плато по своим особенностям близки к покровным.

Промежуточное положение между горными и покровными ледниками занимают горно-покровные ледники: ледники предгорий (подножий) и ледники плато, которые выделены В. М. Котляковым в особый тип. Ледники предгорий образуются из нескольких потоков с различными областями питания, которые сливаются у подножий гор на предгорных равнинах в единую «ледниковую дельту». Таков, например, ледник Маляспина (площадь 2200 км2) на южном побережье Аляски. Они свойственны субполярным и полярным горным странам с обильными снегопадами и низко лежащей снеговой границей (700 – 800 м).

Ледники плато, иначе «сетчатое оледенение», возникают вследствие того, что ледники из-за обильного питания переполняют межгорные долины, перетекают через низкие части хребтов и сливаются между собой. В результате образуется сплошное поле льда с цепочками «островов» на месте хребтов. Изолированные скалистые вершины, выступающие над поверхностью ледника, называются нунатаками (например, на архипелаге Шпицберген). Нунатаки весьма характерны также для краевых частей ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии.

Ледники, будучи следствием климатических условий, сами оказывают огромное влияние на климат Земли, особенно покровные ледники Антарктиды и Гренландии. Огромный ледяной материк Антарктида, где круглый год сохраняется барический максимум, из которого дуют леденящие ветры в умеренные широты, – одна из главных причин того, что южное полушарие Земли холоднее северного. Благодаря Гренландскому ледниковому покрову и Восточно-Гренландскому холодному течению Исландский барический минимум существует круглый год, тогда как его аналог – Алеутский минимум, расположенный вдали от ледниковых покровов, ярко выражен лишь зимой. Влиянием Гренландского ледникового щита через циркуляцию атмосферы и воды (Восточно-Гренландское холодное течение) объясняется и оледенение Исландии.

Высокое альбедо снежно-ледниковых поверхностей (80 – 90%) в условиях малооблачной погоды обусловливает отрицательный годовой радиационный баланс на ледяных плато, что отражается на радиационном балансе земного шара. В летний период года на таяние снега и льда и на испарение расходуется такое большое количество тепла, что в полярных районах сохраняется отрицательная температура воздуха. Поэтому в целом ледниковые покровы существенно воздействуют на энергетику атмосферы.

В ледниках законсервировано большое количество пресной воды. По расчетам, суммарный ледниковый сток, поступающий в Мировой океан, составляет около 3850 км3в год, что эквивалентно половине всего современного мирового водосбора. Он образуется преимущественно в результате откалывания айсбергов (76%), поверхностного таяния ледников (12,6%) и их донного таяния (11,4%). По данным Р. К. Клиге. ежегодно в результате ледникового стока поступает в океан с Антарктического континента около 2,8 тыс. км3 воды, с Гренландии – около 0,7 км3 и с Арктических островов – приблизительно 0,4 км3. Горные ледники расходуют воду на питание рек. Для засушливых районов мира ледниковое питание рек имеет важное хозяйственное значение. В последние годы возникла идея транспортировки айсбергов Антарктиды с помощью мощных морских буксиров в районы «жажды» – Аравию, Африку, Австралию, Калифорнию и др. Решение технических вопросов не снимает экологических проблем: пока трудно дать прогноз влияния айсбергов на микроклимат, флору и фауну на всем пути их следования и особенно в местах доставки.

2.2.4. Покровные (материковые) ледники развиты в полярных областях, где снеговая граница близка к уровню моря. В таких условиях мощные толщи льда формируются не только в горных системах, но и на низменных равнинах, покрывая огромные пространства, даже континенты. В настоящее время в мощные покровные ледники существует только в Антарктиде и на острове Гренландия, но в эпоху четвертичного оледенения они занимали обширные пространства современной умеренной климатической зоны. В материковых ледниках движение льда обусловлено весом ледовой толщи, поэтому лёд может течь против уклона ложа. Течение льда определяется формой поверхности ледниковых покровов и направлено к их периферии. Ледниковый покров – сложное ледниковое образование, состоящее из ледниковых щитов, ледниковых куполов, ледниковых потоков, выводных и шельфовых ледников, покрывающих значительные площади. Ледниковый щит – обширный плоско-выпуклый ледник покровного типа. Ледниковый купол – ледник, морфологически сходный с ледниковым щитом, но имеющий более выпуклую форму и меньшую площадь. Ледниковые купола часто покрывают отдельные острова, образуя «ледяные шапки». Скорость движения льда увеличивается к периферии ледниковых покровов. Наиболее подвижные части ледниковых покровов называют выводными ледниками (а также стоковыми или разгрузочными). Такие ледники обычно приурочены к сохранившимся в подлёдном рельефе долинам, ориентированным в направлении течения льда, и при сокращении площади покровного оледенения переходит в долинный ледник. Выводные ледники подразделяются на ледяные потоки, движущиеся в ледяных берегах, и сквозные выводные ледники, сходные с долинными ледниками, но питающиеся за счёт ледниковых куполов или щитов. Покровное оледенение может развиваться и в акватории морей. Шельфовые ледники – плавучие или частично опирающиеся на дно ледники. Абляция шельфовых ледников и спускающихся в море выводных ледников осуществляется преимущественно за счёт откалывания айсбергов.




  1   2   3


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница