Геологическая деятельность снега, льда
 Скачать 115.56 Kb.
|
|
Размещено на http://www.allbest.ru/ Геологическая деятельность снега, льда Ледники занимают значительное место на Земле. Они покрывают почти 16 млн. км2 поверхности суши (11%), а в полярных областях ледниковый покров распространяется и на мелководную (шельфовую) область моря. Общий объем льда, содержащегося в ледниках, оценивается в 30 млн. км3 (объем куба с длиной ребра 300 км). Образование и типы ледников Геологическая деятельность снега и ледников, как и других экзогенных факторов, включает эрозию, транспортировку обломков и их отложение. Изучением строения, развития и деятельности ледников занимается гляциология. Ледники состоят из так называемого глетчерного льда. В отличие от других разновидностей льда (почвенный, речной, морской), возникающих при замерзании воды, глетчерный лед образуется из снега. Для возникновения ледника необходимы низкая среднегодовая температура, большое количество осадков, выпадающих в виде снега, а также наличие пологих склонов и впадин, защищенных от солнца и ветра. Условия круглогодичного сохранения устойчивого снежного покрова имеются в странах с холодным климатом и в высокогорных областях различных климатических зон. Высоты, на которых образуются ледники, в разных районах земного шара неодинаковы и зависят от широты местности. Уровень, выше которого снег не успевает полностью растаять за лето, называется снеговой линией. Гипсометрическое положение снеговой линии зависит от климатических условий. При увеличении снежного покрова эта линия перемещается вниз и, наоборот, при потеплении климата и уменьшении количества осадков поднимается. В полярных районах снеговая линия располагается на высотах, близких к уровню моря (от нуля до 50—70 м); в Норвегии и на Аляске — на высоте 1,5 км; в Гималаях и Тибете — на высоте от 5,1 до 6 км. Высота снеговой линии может меняться даже в пределах одного района. На Западном Кавказе, например, который характеризуется обилием осадков, снеговая линия проходит на высоте 2,7 км, а на Восточном Кавказе с более сухим климатом — на высоте около 3,8 км; в Джунгарском Алатау на северном склоне гор она располагается на высоте 3 км, а на южном, более прогреваемом летом, поднимается до 3,5 км. С уменьшением значения географической широты, при приближении к экватору, снеговая линия поднимается, на полюсах она приближается к уровню моря. Это и определяет неравномерность накопления снега и масштабов образования глетчерного льда — основная его часть (99,5%) сосредоточена в полярных областях и только 0,5 % связано с высокогорными ледниками. Область, где происходит накопление снега и превращения его в лед, получило название – хионосферы. Накапливаясь в понижениях рельефа или на вершинах гор, снег за лето не успевает растаять, масса его растет из года в год, он уплотняется и под влиянием суточных колебаний температуры превращается в зернистую массу. Такой уплотненный зернистый снег называется фирном, а область его накопления — фирновым полем. Фирн вновь покрывается снегом, под тяжестью которого продолжает уплотняться, пока со временем не превратится в глетчерный лед. Если 1 м3 свежего снега имеет массу 85 кг, то масса 1 м3 фирна достигает 600 кг, а 1 м3 глетчерного льда— 909 кг. Таким образом, на образование одного кубометра глетчерного льда расходуется почти 11 м3 снега. Средняя плотность глетчерного льда 0,909 г/см3, т. е. несколько ниже плотности речного льда (0,917 г/см3). Обусловлено это беспорядочным расположением зерен глетчерного льда, размер которых изменяется от горошины до куриного яйца. Структура речного льда упорядоченная — кристаллы имеют примерно одинаковый размер и ориентированы перпендикулярно к поверхности воды. В отличие от речного и морского льда глетчерный лед не обладает слоистостью, как правило, прозрачен и имеет голубоватый оттенок. Накапливается он в виде масс значительной мощности, составляющих тело ледника. Важным свойством глетчерного льда является его текучесть. Скорость течения ледника зависит от его мощности и крутизны ложа, которое он покрывает. Чем больше мощность и чем круче ложе, тем значительнее скорость его течения. Обычно она составляет 3—10 м/сут, а крупные ледники движутся со скоростью до 40 м/сут. У ледников выделяют область питания, где происходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в глетчерный лед, и область стока, по которой движется, стекает глетчерный лед. В зависимости от соотношения областей питания и стока, от размеров и формы ледники подразделяются на три типа: горные (или альпийского типа), покровные (или материкового типа) и промежуточные. Горными, или альпийскими, называют сравнительно маломощные ледники высокогорных районов, приуроченные к различного рода депрессиям в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям и т.п. Ледники такого типа развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавказе. Область питания горных ледников выражена отчетливо, имеет форму цирка и находится выше снеговой линии, как правило, эта область окружена амфитеатром высоких гребней и пиков. Лед стекает по горным долинам с крутыми склонами, образуя один или несколько ледяных потоков — языков (рис. 29). Среди горных ледников различают несколько разновидностей: - долинные — наиболее крупные, характерные для ледников этого типа; - каровые — образующиеся в углублениях гор почти на уровне снеговой линии и практически не имеющие стока; - висячие — ложе ледника которых нарушается крутым уступом, и ледяной поток, нависающий над ним, периодически срывается вниз в виде лавины. Хотя ледники альпийского типа играют скромную роль в общем балансе оледенений, отдельные высокогорные ледники достигают значительных размеров. Длина крупнейшего в нашей стране ледника Федченко на Памире 77 км при ширине 4 км и толщине глетчерного льда до 1 км. Площадь оледенения горных систем даже в низких широтах измеряется десятками тысяч квадратных километров. На Памире и Тянь-Шане общая площадь ледников превышает 20 тыс. км2, а в Гималаях составляет почти 60 тыс. км2. Покровные ледники обычно образуются в полярных районах и располагаются почти на уровне моря. Как правило, они занимают огромные площади и характеризуются значительной мощностью ледникового покрова. В отличие от ледников альпийского типа покровные ледники не обладают отчетливо обособленными областями питания и стока, форма их не контролируется рельефом ложа. Толщина льда здесь настолько велика, что под нею скрываются все неровности рельефа. Поверхность покровных ледников обычно имеет форму выпуклого щита с воздыманием центральной части. Примером ныне существующих покровных ледников могут служить ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды. Ледники покровного типа — крупнейшие на планете. Так, площадь крупнейшего ледника северного полушария — Гренландского — достигает почти 2 млн. км2. При максимальной мощности 3,3 км общий объем льда здесь превышает 2,6 млн. км3. . Крупнейшим ледником планеты является Антарктический, занимающий площадь почти 14 млн. км2. В нем сосредоточено примерно 24 млн. км3 льда, что составляет 80 % объема всех ледников мира. В Антарктиде расположены собственно два ледника, разделенные Трансарктическими горами. Ложе ледника Восточной Антарктиды с максимальной мощностью льда до 3,6 км находится на высоте около 2 км; ледник Западной Антарктиды залегает в основном на дне океана и на отдельных островах морей Росса и Уэдделла, образуя здесь так называемые шельфовые ледники. В Антарктиде идет интенсивное накопление льда — при уровне Осадков около 150 мм/год здесь ежегодно формируется слой льда в 24 мм; это накопление немного превышает потери льда, связанные в основном с отрывом ледяных глыб — айсбергов. К ледникам промежуточного типа относятся плоскогорные ледники, которые образуются на горах с плоской (столообразной) или плоско-выпуклой вершиной. Такие ледники, развитые на Скандинавском полуострове, иногда называются ледниками скандинавского типа. Промежуточными их считают потому, что они характеризуются смешением свойств ледников первых двух типов. Вследствие однообразия рельефа ложа они, как и материковые ледники, залегают сплошной массой на плоскогорьях. Передвигаясь от центра к периферии, промежуточные ледники используют для стока долины рек, ущелья и в этом отношении приближаются к горным. По размерам ледники промежуточного типа обычно невелики — площадь ледников Скандинавского полуострова редко превышает несколько сот квадратных километров (общая площадь ледников Скандинавского полуострова около 5000 км2). Геологическая работа ледников Передвигаясь, массы льда производят значительную работу по разрушению горных пород, обработке (вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движутся, и переносу разнообразного обломочного материала. Движению ледника способствует появление воды в его подошве, которая образуется в результате снижения температуры таяния льда при высоком давлении и исполняет роль смазки ледяного массива. Скорость движения ледника зависит от многих факторов, главными из которых следует считать массу льда и уклон поверхности, по которой он перемещается. При одинаковой массе ледника в зависимости от уклона ложа существенно меняются тангенциальная Fт и нормальная Fн составляющие, которые определяют скорость движения и давление на ложе. Кроме уклона, скорость течения ледника связана с изменениями климата, условий питания, извилистости ледникового ложа. В частности, центральная часть ледника движется значительно быстрее, чем боковые участки, которые испытывают большее трение о борта долины. Неравномерное движение ледниковой массы обусловливает образование краевых или боковых трещин. Кроме того, в теле ледника под действием боковых напряжений образуются длинные параллельные трещины — кривассы. Другим видом нарушения тела ледника являются серакки, связанные с деформациями тела ледника при изменении ширины долины или с неровностями в рельефе ложа. Работа ледника по разрушению и истиранию пород ложа называется ледниковой эрозией или экзарация (выпахивание). Однако твердость льда явно недостаточна для разрушения большинства горных пород. Ледниковая эрозия в значительной степени обусловлена наличием обломков горных пород, вмерзших в лед, которые и являются главным инструментом разрушения. При движении льда образуются глубокие борозды, исцарапанные, исштрихованные валуны, выровненные, выположенные формы рельефа. Округлые асимметричные блоки со следами ледниковой эрозии называются бараньими лбами, а их скопления образуют ландшафт курчавых скал. Долина, по которой движется ледниковый язык с вмерзшими в лед обломками пород, приобретает корытообразную форму с плоским дном и крутыми боковыми стенками. Такая сформированная языком ледника долина называется трогом. Завершается она некоторым повышением коренных скальных пород, ограничивающих движение ледника и называемых ригелем. Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, получил название «морены». Темноокрашенные обломки пород, составляющие морену, хорошо нагреваются солнцем, способствуют плавлению льда и постепенно погружаются в него. Светлоокрашенные морены, наоборот, отражают солнечный свет и образуют грибообразные, воздымающиеся над поверхностью льда формы. В результате поверхность ледника приобретает довольно сложный рельеф, обусловленный неравномерным нагревом и таянием отдельных его участков. По своему состоянию морены подразделяются на движущиеся и неподвижные. Первые движутся вместе со льдом, а вторые представляют собой обломочный материал, оставшийся на месте после таяния ледника. Неподвижные морены разделяются на конечные и основные. Неподвижная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка, называется конечной, или фронтальной. Основная морена — это отложения, оставшиеся после таяния ледника на всем протяжении троговой долины. В отличие от конечной основная морена образуется при постепенном непрерывном отступании ледника, когда граница ледникового языка не фиксируется надолго в определенном положении. Характерной особенностью отложений конечной и основной морен является отсутствие сортировки обломочного материала. Среди движущихся морен различают поверхностные, внутренние и донные. Поверхностные морены, в свою очередь, делятся на боковые и срединные. Поверхностные боковые морены обычно образованы обломками горных пород, обрушившихся на поверхность ледника со склонов троговой долины. При слиянии двух ледников из смежных долин боковые морены каждого ледника сливаются и дают начало поверхностной срединной морене. Обломочный материал, находящийся на поверхности ледника, может проникнуть в трещины или быть перекрытым новыми порциями снега. Обломки горных пород, заключенные внутри тела ледника, образуют внутреннюю морену, которая также может быть срединной либо боковой. Обломки, вмерзшие в подошву ледника, составляют донную морену. Они не только усиливают эрозионную деятельность, но и создают специфическую форму ледниковой эрозии: исштрихованные валуны и глубокие борозды в ложе ледника – ледниковые шрамы. С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальные отложения. Это отложения водных потоков, образующихся при таянии ледников. Такие водные потоки, как правило, размывают морену и выносят за пределы тающего ледника образующийся обломочный материал. При этом вблизи границы ледника откладывается грубообломочный материал, далее — более мелкий, песчаный и затем глинистый. Таким образом, флювиогляциальные отложения в отличие от моренных характеризуются сравнительной отсортированностью и слоистостью и в этом отношении близки к речным. Однако по сравнению с речными флювиогляциальные отложения намного хуже окатаны, так как являются составной частью перемытой морены и переносятся водным потоком на незначительные расстояния. Оледенения земной коры Анализ геологической истории Земли показывает, что различные участки современных континентов в определенное время находились под мощным ледниковым покровом. Детальное изучение ледниковых отложений позволило установить важнейшее свойство оледенений земной коры — их периодичность. Периоды оледенений в геологической истории Земли сменялись межледниковыми эпохами. Практически все континенты нашей планеты в разное время в значительной степени (или даже целиком) покрывались мощными ледниками. Изучение изотопного состава кислорода в разрезе льда Гренландии показывает, что последнее по времени оледенение земной коры произошло 10—50 тыс. лет тому назад. На протяжении последних 400 тыс. лет установлено не менее пяти понижений температуры на 6—8°С (рис. 33,1), которые, по-видимому, соответствуют периодам оледенения земной коры. Существует ряд гипотез, с помощью которых пытаются объяснить причины оледенений поверхности Земли. Однако однозначного ответа ни одна из них не дает, так как факторов, вызывающих периодические оледенения, много и выявлены они далеко не все. Ясно лишь, что оледенения связаны с глобальными изменениями климата. Изученные к настоящему времени факторы можно подразделить на астрономические и геологические. К главнейшим астрономическим факторам следует отнести периодические изменения в планетарном движении Земли, такие, как вариации эксцентриситета земной орбиты и угла наклона земной оси к плоскости эклиптики. Наиболее мощным фактором, вызывающим изменения климата, являются вариаций удаления Земли от Солнца, сопровождающие изменение эксцентриситета земной орбиты. Периоды снижения эксцентриситета (минимальной эллиптичности) орбиты, по-видимому, соответствуют периодам «великих» оледенений. Изменение угла наклона и прецессия земной оси также могут привести к существенному изменению положения климатических зон и оледенению отдельных частей континентов, однако эти изменения, по-видимому, имеют меньший масштаб. Еще одним вероятным фактором, способным вызвать глобальные изменения климата, некоторые ученые считают вариации излучения Солнца, связанные с неравномерным перемешиванием плазмы и периодической активизацией работы солнечного «реактора» Перечисленные астрономические факторы, действуя раздельно или одновременно, могут привести к значительному понижению или повышению среднегодовой температуры на том или ином участке или на поверхности планеты в целом. Если температура вследствие указанных причин понизится, может произойти оледенение земной коры, при повышении среднегодовой температуры, наоборот, может наступить межледниковая эпоха. Глобальные оледенения могут быть связаны также с изменениями в составе атмосферы и с тектоническими факторами. В геологической истории- Земли отмечена несомненная связь периодов оледенения с эпохами горообразования. Оледенение земной коры обычно наступало после эпох горообразования, сопровождающихся активной вулканической деятельностью. При этом в атмосферу Земли выбрасывалось огромное количество углекислоты, создающей не только парниковый эффект, но и благоприятные условия для развития живых, особенно растительных организмов. Интенсивное развитие лесов, бурный рост численности морских организмов, строящих скелет из кальцита, приводили к изъятию углекислоты из атмосферы и захоронению ее в виде известняка, угля, нефти и газа. Снижение содержания СО2 в атмосфере служит одним из главных геологических факторов, обусловливающих периодические похолодания и глобальные изменения климата. Ряд других геологических факторов также приводит к изменениям климата, проявляющимся, однако, в относительно меньших масштабах. При тектонических движениях возможны перемещения континентов из одних климатических зон в другие; воздымание отдельных участков земной коры сопровождается понижением среднегодовой температуры (каждые 200 м на 1 °С). Изменения климата, вызванные тектоническими факторами, также могут привести к оледенениям земной коры, охватывающим крупные области или даже целые континенты. Поскольку все эти факторы действовали одновременно, то при суммировании их разнонаправленных влияний возникали непериодические изменения температуры, обусловливавшие чередование ледниковых и межледниковых эпох. В течение четвертичного периода в Западной Европе выделено четыре эпохи оледенения — гюнцская, миндельская, рисская и вюрмская. Наиболее крупным по площади было рисское оледенение. Изучение разреза четвертичных отложений европейской части СССР позволило выделить здесь три последние эпохи оледенения: валдайскую (Qз), днепровскую (Qз) и лихвинскую (Q1). В результате изучения распространения конечных морен установлены границы каждого оледенения, самым обширным из которых было днепровское. Необходимо учитывать, однако, что в масштабе геологического времени оледенения являются динамичным процессом. Так, в Восточной Европе наряду с главными эпохами оледенения выделяются и более кратковременные интервалы наступания и отступания материкового ледника. А в целом, используя геологические данные, удалось установить, что в последний ледниковый период ледниковым покровом была охвачена третья часть суши (около 45 млн. км2), втрое большая, чем занятая ледниками в настоящее время. В этот период 60 % площади Северной Америки и 25 % площади Евразии были покрыты мощным ледниковым покровом. Естественно, что периоды глобального похолодания и потепления на планете, сопровождающиеся переходом в твердое состояние огромных объемов воды, приводили к резким, получившим название эвстатических, колебаниям уровня вод Мирового океана. Так, в периоды оледенений отмечались понижения этого уровня на 50—100 м ниже современного. В такие периоды существенно изменялась география континентов — в одних районах они покрывались мощным ледниковым покровом, а в других площадь суши увеличивалась за счет понижения уровня моря. Геологам удается проследить на дне современных морей даже русла рек, протекавших здесь в ледниковые эпохи, эпохи отступания моря. ледник глетчерный морена горный Вопросы для самопроверки Какие условия необходимы для образования ледников? Чем отличается снег от фирна, а последний от глетчерного льда? В чем заключается характерная особенность глетчерного льда? Какие Вы знаете типы ледников? В чем заключается геологическая работа ледников? Как называются ледниковые отложения и каковы их особенности? Какие гипотезы оледенения Вы знаете и сколько эпох оледенения было на Земле с начала четвертичного периода? |