Растительность также задерживает поверхностный сток

Подземный сток в реку грунтовых вод происходит, если она промывает свое русло до водоносного слоя (рис. 9.1).Это видно зимой, когда река покрыта льдом, поверхностного стока нет и единственным источником для пополнения реки являются грунтовые воды.

Размывающая работа реки зависит от количества воды в ней и скорости течения. Количество воды, принятой от наземных и подземных источников питания, по течению реки, как правило, увеличивается. Она размывает свое ложе и расширяет долину. Исключением являются реки, протекающие среди известковистых пород, где потери воды в грунт за счет просачивания могут превышать поступление ее в реку. Аналогичная ситуация может наблюдаться в областях с аридным климатом, где испарение воды преобладает над выпадением осадков. В подобных условиях река постепенно теряет воду и может исчезнуть совсем. Примером могут служить Большой и Малый Узень в Астраханской области.

Размывание ложа реки продолжается до тех пор, пока ее энергия превышает затраты энергии на передвижение воды, перенос увлекаемых рекой минеральных частиц, на преодоление трения воды о дно и берега. С понижением русла скорость движения воды снижается и размывающая работа ослабляется. Вертикальное размывание, т.е. углубление русла, прекращается по достижении равновесия энергии движущейся воды и энергии, расходуемой на преодоление трения о дно и берега, на перемещение самой воды и минеральных частиц. Линия, до которой река может углублять свое русло, называют кривой нормального падения или профилем равновесия. В устье реки кривая нормального падения находится на уровне принимающего водоема и он является пределом или базисом эрозии. Обычно это уровень океана; для рек, впадающих в замкнутые водоемы, - это уровень их поверхности. Например, для Волги базисом эрозии является уровень Каспийского моря, который на 26 м ниже уровня Мирового океана.

Часть реки, где достигнут профиль равновесия и вертикальное размывание уже не производится, называют нижним течением. Наибольшее размывание в среднем течении совершается в периоды наличия в русле большого количества воды, например, при паводках от таяния снега, при наводнениях от обильных атмосферных осадков. Во время спада воды главная работа реки здесь состоит в транспортировке воды и увлекаемых ею минеральных масс; могут даже происходить местные отложения переносимого материала. В верхнем течении русло наиболее сильно отличается от профиля равновесия и здесь протекает основная размывающая работа реки.

Большинство рек в мире не достигло профиля равновесия или достигло его лишь в нижней части. Например, из всех рек Русской равнины лишь Дон достиг профиля равновесия на всем своем протяжении.

Водопады могут возникать двумя путями:

1.За счет неравномерного размывания различных по прочности пород в русле реки;

2. Из-за уступов первоначального русла реки.

При чередовании мягких и твердых пород в русле реки образуются пороги. Первый путь появления водопадов состоит в следующем. Русло реки проходит в различных по прочности горных породах. Участок с более твердой породой служит препятствием углублению русла, а ниже по течению вертикальное размывание продолжается. Образуется разница в уровнях реки до и после преграды, т.е. водопады и пороги, где скорость воды возрастает. К примеру, Днепровские пороги образовались потому, что река встретила на своем пути кристаллическую гранитную Автарынскую гряду. Она не могла ее размыть с той же скоростью, что и рыхлые пески и глины ниже этой гряды.

Из-за уступов первоначального ложа реки, т.е. по второму механизму, образовались крупнейшие водопады. Примером может служить Ниагарский водопад на границе США и Канады с отвесным падением 49,5 м.; ширина его 914м. В Африке водопад Виктория с высотой падения воды 120м; в Новой Зеландии водопад Сатерленд с высотой падения воды 580м.

В водоскатах вода движется по крутому скалистому ложу. Т.е., водоскаты занимают промежуточное положение между водопадами, где вода падает отвесно, и порогами.

Препятствия в виде порогов или водопадов лишь временно задерживают вертикальное размывание реки на определенном участке. Падающая вода обладает большой кинетической энергией. Поэтому дно реки у подножья водопада интенсивно размывается. Помимо того, падающая вода увлекает с собой песок и камни, которые она отрывает от края уступа. Они оказывают механическое (буравящее) действие на дно и этим способствуют дальнейшему углублению реки под водопадом. Кроме того, происходит подмывание уступа в нижней его части (рис. 9.2).

Нависающие породы обрушиваются и происходит отступление водопада вверх по течению. В конечном итоге река размывает даже самые твердые породы, водопады или пороги исчезают и течение стремится к кривой нормального падения.

Боковое размывание. Ввиду различного сопротивления слагающих берега пород долина реки всегда имеет изгибы. В изгибах реки вода в силу инерции прижимается к вогнутым берегам и отходит от выпуклых. При ударе о вогнутый берег течение подмывает его, делает его крутым, обрывистым. У противоположного берега из-за низкой скорости течения, наоборот, происходит отложение переносимых частиц; он заносится песком и становится пологим.

После удара о крутой вогнутый берег течение отклоняется под углом, равным углу падения, переходит к противоположному берегу и подмывает его. Наличия хотя бы одного изгиба в первоначальном ложе реки уже достаточно для образования чередующихся изгибов по всей ее длине (рис.9.3). Русло реки приобретает вид совокупности обращенных друг к другу излучин, называемых меандрами. Излучины на каждом берегу отделяются друг от друга мысами, называемыми косами. Если состав горных пород относительно однороден, то изгибы речной долины получают правильную форму; в противном случае величина изгибов неодинакова.

В период половодья или обильных осадков, когда количество воды в русле резко возрастает, река может прорвать излучину и этим спрямляет свой путь. Отрезанная от русла излучина называется старицей. Т.е. из части старого русла образуется небольшое озеро. Со временем старица превращается в болото, которое зарастает травой.

Форма русла оценивается коэффициентом извилистости как отношение истинной длины реки (с учетом ее извилин) к кратчайшему расстоянию между истоком и устьем:

К=L/ l.

Например, у Днепра к=2,2.

Боковая эрозия, как и вертикальная, имеет свой предел. По мере расширения долины и удлинения изгибов реки увеличивается длина течения и уменьшается его скорость. С достижением равенства кинетической энергии течения и транспортной работы реки боковая эрозия прекращается.

Разрушение водоразделов является одним из результатов эрозии. Как уже отмечалось, водоразделом между реками, текущими в противоположные стороны, являются горные хребты или возвышенности. Реки врезаются в водоразделы своими вершинами и постепенно суживают водораздельную область (рис. 9.4). Предположим, что из первоначальной водораздельной области А₁ - Б₁ вытекают две реки А и Б. При этом река А обладает большей эродирующей способностью, чем река Б. Это, например, может быть обусловлено большей скоростью течения реки А из-за большего наклона ее русла или большим поверхностным или подземным стоком в нее. Вершины рек постепенно размывают эту водораздельную область и смещаются к водораздельной линии О – О. Они занимают последовательно положения А₂, А₃, Б₂, Б₃ и область водораздела при этом суживается: если в начале она была А₁ - Б₁, то затем становится А₂ – Б₂, А₃ – Б₃ и т.д. Очевидно, что река А, обладающая большей эродирующей способностью, будет двигаться к водораздельной линии быстрее и первой прорежет ее. Далее она будет развиваться к долине противоположной реки Б; ее вершина будет занимать положения А₄, А₅ и т.д. уже в области водостока реки Б. Т.е., река А завладевает все новыми участками в области водораздела, отвоевывая их у реки Б. Явление перехода вершины одной реки через водораздельную линию и развития в область водостока другой реки называется борьбой за водоразделы или обезглавливанием одной реки другой. Оставшейся части стока обезглавленной реки становится уже недостаточно для транспортировки образовавшихся наносов, она постепенно мелеет и может вообще исчезнуть.

Подкапывание или суффозия - это работа подземных вод внутри горных пород, приводящая к двум видам геологических явлений:

1.Оползни и обвалы;

2.Просадки, провалы и пещеры.

Важность изучения геологической деятельности подземных вод вызвана, прежде всего, их огромной массой. Их количество 5·10¹⁷т на порядок больше всех запасов поверхностных вод суши и больше, чем количество воды в Атлантическом океане. При этом подземные воды перемещаются либо в порах горных пород, либо в пустотах, образованных растворяющей деятельностью воды. Как уже отмечалось, подземные воды изучает гидрогеология.

Виды и состав подземных вод. По происхождению подземные воды делятся на инфильтрационные, конденсационные, седиментационные или реликтовые, магматогенные и смешанные.

Инфильтрационные воды образуются за счет инфильтрации, т.е. просачивания, выпавших атмосферных осадков через пласты-коллекторы до пласта-водоупора и скопления на нем влаги – грунтовых вод. Слой грунта или горной породы, содержащий в порах между частицами воду, называют водоносным слоем или водоносным горизонтом.

При горизонтальном расположении водонепроницаемого пласта или его вогнутости образуется стоячий бассейн грунтовых вод; при его наклоне возникает поток грунтовых вод с медленным движением. В породах с трещинами вода движется по ним в форме водных жил. В растворимых породах водные жилы преобразуются в подземные реки и озера. Кроме того, инфильтрационные воды образуют почвенные воды и воды верховодки.

Почвенные воды заполняют пустоты в почве у поверхности. Ее содержание зависит от атмосферных факторов: в жаркое сухое лето она может практически полностью испаряться, в дождливую погоду почва переувлажняется, зимой это вода замерзает. Верховодкой называют воду, залегающую в зоне аэрации, т.е. зоны свободного проникновения воздуха. Обычно она залегает в виде отдельных линз мощностью не более 1 м. Уровень верховодки тоже подвержен действию атмосферных факторов, поэтому, например, в засушливое лето вода может исчезать из колодцев. Схема залегания названных типов подземных вод показана на рис. 9.5.

Конденсационные воды образуются путем конденсации атмосферной влаги в порах и трещинах пород при резких суточных колебаниях температуры, например, в пустынях.

Седиментационные или реликтовые воды образовались за счет захоронения вод древних бассейнов – морей или озер. Если реликтовые воды остались на месте со своим осадком, то их называют сингенетичными, а если они переместились с первоначального места в другие толщи породы, то их называют эпигенетичными.

Магматогенные или ювенильные воды поступают из недр Земли за счет остывания магмы. Магма насыщена различными газами, в том числе и водяными парами. При остывании пар конденсируется и образующаяся вода заполняет пустоты в горных породах.

Смешанные воды образуются из нескольких из перечисленных типов вод. Например, инфильтрационные воды под действием сил гравитации проникают в глубинные слои Земли и смешиваются там с поднимающимися вверх магматогенными водами.

Количество солей, растворенных в единице объема воды, называют ее общей минерализацией. Пресные воды содержат до 1г/л солей, солоноватые – 1-10 г/л, соленые – 10-50 г/л, рассолы – более 50 г/л. Для сравнения: среднее содержание солей в речной воде примерно 0,15-0,3 г/л, в морской – около 33-36 г/л, в Мертвом море – 230-240 г/л, в глубокозалегающих водоносных горизонтах – 270-350 г/л.

По преобладающим анионам подземные воды делятся на классы: гидрокарбонатные (НСО₃^- > 25 %-экв), сульфатные (SO₄^2- > 25 %-экв), хлоридные (Сl^- > 25 %-экв) и сложного состава. Для уточненной характеристики могут указываться и преобладающие катионы. Например, воды гидрокарбонатные кальциевые, гидрокарбонатные магниевые, сульфатные кальциевые и т.д. Обычно ближе к поверхности располагаются гидрокарбонатные воды, затем сульфатные и, наконец, хлоридные.

Помимо уже рассмотренных грунтовых вод, подземные воды могут располагаться между пластами-водоупорами. Область расположения межпластовых подземных вод называется гидрогеологическим бассейном. Его площадь может измеряться тысячами км², он залегает обычно на большой глубине и выходит на поверхность лишь на периферии. Например, Западно-Сибирский гидрогеологический бассейн имеет площадь около 5 млн км².

Подземные воды вместе с вмещающими породами образуют гидродинамическую систему. Они могут быть безнапорные и напорные. Безнапорные не обладают естественным напором и это обычно грунтовые воды. Подземные воды, обладающие напором, называют артезианскими; их можно вывести на поверхность, пробурив скважину.

Артезианские системы делятся на инфильтрационные и элизионные. В инфильтрационной системе атмосферная вода поступает в пласт-коллектор в области питания, т.е. там, где он выходит на поверхность, перемещается по нему и выходит на поверхность в виде источников в области разгрузки или дренажа. Т.е. здесь вода движется под действием сил тяжести. При достаточно большом напоре из скважины в центральной части такого бассейна можно получить фонтан подземной воды. Количество воды, выходящей из источника в единицу времени называют его дебитом.

Элизионная напорная система содержит седиментационные воды, движущиеся в пласте-коллекторе снизу вверх. Это происходит, если насыщенные водой породы попадают в область прогиба и подвергаются там высокому давлению. Происходит отжатие из них воды («элизио» по-гречески означает выжимаю), которая движется по пласту-коллектору вверх, в область более низких давлений.

По температуре источники делятся на термальные с температурой выше 20⁰С, гипотермальные с температурой ниже среднегодовой в районе и изотермические. Примером термальных источников магматогенного происхождения являются гейзеры.

Как уже отмечалось, одним из результатов суффозии являются оползни и обвалы. Оползнем называют медленное сползание земных пластов по склону к основанию уступа или возвышенности. Необходимыми условиями для его образования являются:

1.Уклон пород в сторону берега или обрыва;

2.Наличие скользкой поверхности между пластами;

3.Ослабление силы сцепления между соседними пластами под влиянием грунтовых вод.

Схематично процесс образования оползня можно представить рис. 9.8.

Атмосферные воды просачиваются через водопроницаемый слой лесса до слоя песка и накапливаются в нем поверх водонепроницаемого слоя глины. Вода ослабляет сцепление между частицами, приводит песок в плывучее состояние и уменьшает трение между пластами песка и глины. Массы песка и лесса отрываются от склона оврага или долины реки и сползают к его основанию.

Плоскость, по которой происходит разрыв оползающей массы и остающихся на месте пластов, называется стенкой оползня. Масса оползня зависит от положения водоупорного пласта, коэффициента трения сползающих масс, толщины сползающего слоя, глубины долины и крутизны склона. Например, чем больше наклон водонепроницаемого слоя, тем интенсивнее протекает процесс образования оползней.

Дальнейшее развитие оползня зависит от того, насколько интенсивно удаляется эта оползшая масса земли водой. Если вода не уносит массу земли у основания склона, то стенка оползня сглаживается, склон получает пологую форму и оползни прекращаются. Если массы оползня уносятся водой, то равновесие не устанавливается и оползание склона или берега продолжается. Оползням особенно подвержены западные берега рек, текущих в меридиальном направлении. Это уже вызывало и может вызвать в дальнейшем разрушения в селениях и городах, например, на правом берегу Днепра и Волги. Поэтому для таких городов, как Киев, Ульяновск, Самара, своевременное проведение берегоукрепительных работ является важнейшей задачей.

Обвал – это оползень катастрофического характера, когда оторвавшаяся масса пород обрушивается к основанию, а не сползает медленно по склону, как это имеет место при оползнях. Обвалы обычно происходят в гористой местности и могут быть вызваны бурей, сильным ливнем или землетрясением. Например, в 1911 году на Памире при небольшом землетрясении с гор с высоты около 600 м обрушилась земля и обломки горных пород общей массой свыше 8 млрд тонн. Эта масса перегородила долину горной реки и образовала плотину шириной от 4 до 5 км и толщиной от 650 до 740 м. Выше этой плотины образовалось озеро длиной 75 км, шириной 1,5 км и глубиной до 262 м.

Просадки, провалы и пещеры, как элементы карстового ландшафта, являются результатом процесса коррозии или разъедания горных пород подземными водами. Термины «карстовые явления и карстовый ландшафт» являются синонимами терминов «провальные явления и провальный ландшафт». Они происходят от названия известкового нагорья на севере Италии – Карст, где эти явления широко распространены. Формирование карстового ландшафта начинается с развития карров. Как известно, вода в различной степени растворяет разные горные породы. Граниты, базальты, песчаники растворяются очень медленно; каменная соль, гипс, известняки, доломит, мрамор, наоборот, легко растворимы. Под действием атмосферной влаги поверхность растворимых пород покрывается углублениями, называемыми каррами. С ростом углублений они соединяются и со временем горная порода распадается на отдельные глыбы. Образующийся при этом ландшафт называется карровые поля.

При разрушении горных пород глинистые частицы заполняют углубления и в них поселяются растения. За счет органического выветривания процесс разрушения горных пород интенсифицируется и в конечном итоге карры исчезают.

Влага, проникая внутрь горных пород, образует в них пустоты и полости, которые называются карстовыми пещерами. При значительном притоке воды они постепенно увеличиваются, а образующие их воды становятся подземной рекой или озером. Наибольшая из обнаруженных в настоящее время Мамонтова пещера в Северной Америке. Со всеми ответвлениями ее длина составляет около 250 км; наиболее высокие залы в ней имеют высоту до 30 м; в ней течет река и есть несколько подземных озер.

В карстовых пещерах формируются натечные образования – сталактиты и сталагмиты. Они образуются из растворенного в подземных водах бикарбоната кальция, который при снижении давления в карстовой полости переходит в нерастворимый карбонат кальция:

Са(НСО₃)₂ = СаСО₃↓ + Н₂О + СО₂↑.

Он выпадает в осадок и при испарении влаги образуются либо удлиненные, растущие сверху от кровли подвески (как сосульки) – сталактиты, либо более толстые, растущие снизу за счет падения капель на дно пещеры – сталагмиты. Если они соединяются, то образуют колонну или перегородку.

Большинство пещер не имеют выходов на поверхность и об их наличии судят по провальным или карстовым явлениям. Карстовый ландшафт характеризуется наличием провальных воронок (долин) и естественных шахт. Они отличаются следующим.

Диаметр провальных воронок или долин несколько метров, но встречаются долины диаметром и до 200 м. Они относительно неглубокие; дно их обычно выстлано глиной и может быть покрыто растительностью.

Естественные шахты – это глубокие ямы, пропасти, с почти отвесными стенками. Глубина их многократно превышает диаметр и составляет 100 и более метров. Они либо оканчиваются дном, где скапливается лед и снег, либо переходят в пещеры. Естественные шахты, в которые стекают наземные воды, называют катавотрами.

Атмосферные осадки с поверхности по трещинам, долинам и естественным шахтам достигают водонепроницаемого слоя, т.е., подошвы карста, и скапливаются на нем в виде грунтовых вод. Эти воды подтачивают основание карста, образуют подземные реки, которые вытекают на окраине карстовой области. Подкапывание подземных вод приводит к обрушению горных пород. Подземные реки выходят наружу в узких ущельях типа каньона, которые затем развиваются в широкие долины. В итоге на месте карстовой области возникает относительно ровная поверхность с возвышенностями.

Конечным результатом длительного действия эрозии является пенеплен или почти – равнина. Независимо от первоначального рельефа области ее уровень понижается; горы на ней исчезают; водоразделы превращаются в невысокие холмы; реки становятся медленно текущими и достигают профиля равновесия; атмосферные воды или просачиваются в рыхлые наносы, или медленно стекают по поверхности, не размывая ее; овраги прекращают свой рост и превращаются в пологие балки.

Период от начала действия эрозии до ее завершения называют циклом эрозии. Его длительность зависит от климатических условий местности и от типа горных пород. К примеру, для мягких пород он меньше, чем для твердых.

Все реки ежегодно сносят с поверхности материков в Мировой океан около 10 км³ частиц горных пород. Это означает, что для сноса слоя толщиной в 1 м со всей поверхности суши потребуется в среднем около 12 500 лет. Но скорость сноса в разных регионах разная. Подсчитано, например, что в Средней Европе поверхность понижается на 1 м за 164 000 лет.

Абрази^/ я – это процессы разрушения горных пород движениями морской воды, а именно морскими волнами, приливами и отливами.

Следует отметить разную степень воздействия указанных движений морской воды на горные породы на разных глубинах. Основная работа моря сосредоточена у высоких крутых берегов; с глубиной она уменьшается, а уже на глубинах 200 – 300 м волнения не оказывают заметного воздействия даже на рыхлые породы морского дна. У берега волны встречают препятствие слагающих его горных пород и под их многократными ударами горные породы разрушаются, даже самые прочные, такие, например, как граниты, сиениты и т.д.

О силе ударов морских волн можно судить по такому примеру. Во время сильной бури на берегу Северного моря в Шотландии была передвинута на 4 м часть искусственной дамбы массой 800 тонн. Рассмотрим процесс абразии, вызванный действием ветровых морских волн.

Ветровая абразия. Волна при ударе о берег поднимается вверх, а затем отступает. Вдоль берега на уровне прибоя образуется углубление в форме желоба. С увеличением его размеров нависающие породы обрушиваются и набегающие волны с обломками породы усиливают размывание берега. Т.е., в данном случае упавшие обломки действуют на берег как таран, усиливая его локальные разрушения в местах удара.

Полная энергия волны: Е = , где g – ускорение свободного падения; ρ – плотность воды; Н – высота волны.

Сила удара (давление) волны: , где L – длина волны.

Из этих формул видно, что полная энергия волны резко возрастает с увеличением ее высоты, а сила удара – с ростом ее длины. Поэтому наиболее сильно береговой уступ отодвигается внутрь материка во время бурь, когда волны имеют наибольшую и высоту, и длину. Равнинная полоса, образующаяся в спокойное время между морем и береговым уступом, называется береговой террасой или пляжем.

Гроты и пещеры возникают либо за счет размыва трещин в прочной береговой скальной породе, либо из-за неоднородности слагающих берег горных пород, т.е., если они обладают разной способностью противостоять размывающему действию морской воды.

По мере удаления берегового уступа в глубь материка увеличивается береговая терраса и основная часть энергии волн тратится на преодоление трения о пляж. Когда самые высокие волны не могут достичь берегового уступа, его размывание прекращается. Выработанный при этом профиль берега называют нормальным.

Действие приливов и отливов. Приливы и отливы вызывают в прибрежной полосе течения из моря к берегу и наоборот. Наибольшей силой эти течения обладают в проливах между островами, в устьях рек, в бухтах и заливах. Их действием обусловлено образование эстуарий – воронкообразных расширений в устьях рек. Подобные расширения возникают у рек, впадающих в моря и океаны, где есть значительные приливы. Например, это Енисей, Амазонка, Эльба, Темза. Прилив, проникающий в устье реки, движется в форме вала высотой в несколько метров со скоростью от 60 до 150 км/час. Он создает препятствие на пути движения речных вод и они растекаются, образуя воронкообразное устье. Во время отлива происходит очень быстрый спуск воды из реки в принимающий водоем. Все наносы, отложенные во время прилива, уносятся далеко в море и дельтовые отложения в устье не образуются.

Экзарация или выпахивание - разрушение земного рельефа ледниками. Естественно, оно может осуществляться в полярных или высокогорных областях. В настоящее время ледниками занято около 10% суши, причем 99,5% из них приходится на полярные области. Изучением ледников занимается гляциология. Рассмотрим процесс образования ледника.

Глетчеры или ледники образуются в областях, лежащих выше «снеговой линии». Это области, где летом снег не успевает стаивать. Положение «снеговой линии» зависит от широты, количества осадков и положения по отношению к сторонам света. В высоких широтах температура ниже и, соответственно, уровень «снеговой линии» ниже, чем в низких широтах. Обилие снега, выпадающего на ледник, способствует его росту и понижению уровня «снеговой линии». На южные склоны падает большее количество солнечной энергии, поэтому здесь «снеговая линия» выше, чем на северных склонах. Процесс превращения снега в глетчерный лед происходит следующим образом.

Снег, выпавший в горах или в высоких широтах, солнечными лучами с поверхности оплавляется и принимает форму зерен. Такой снег называют первичным фирном. Фирновые зерна постепенно растут за счет воды и атмосферной влаги. Этот слой перекрывается новым снегом, который также превращается в фирн. С ростом фирнового покрова нижние слои уплотняются и зерна фирна сливаются. Образуется глетчерный лед, имеющий слоистую структуру.

Ледник имеет область питания, где накапливается снег и превращается в лед, и область стока, куда стекает глетчерный лед. Способность ледника к движению обусловлена определенной пластичностью льда. Без постороннего воздействия он может менять свою форму, не переходя в жидкое состояние, причем пластичность льда увеличивается с ростом давления. Если взять кусочки льда, наполнить ими сосуд и оставить при температуре около 0⁰С, то через некоторое время все обломки льда сольются и лед примет форму сосуда, в который он помещен. На плоской поверхности движение ледника похоже на движение теста, которое расплывается от центра к краям. Если ледник расположен на наклонной поверхности, то к движению в силу пластичности еще добавляется движение от скольжения по подстилающей поверхности и общая скорость движения возрастает.

Различают три типа ледников:

-ледники горные или альпийского типа;

-ледники плоскогорные или скандинавского типа;

-ледниковые покровы или материкового типа.

Ледники альпийского типа образуются на высоких горах с зубчатым гребнем. Область фирна таких ледников имеет форму котловины или ущелья, а область стока – форму языка. Разновидностями этих ледников являются:

- карровые ледники; они формируются в углублениях гор почти на уровне «снеговой линии» и не выходят из области образования;

- висячие ледники; это увеличенные карровые ледники, которые выходят из области образования, т.е., из своей котловины, и круто спускаются на склоны гор. Подобные ледники часто встречаются в Пиренеях, поэтому иногда их еще называют ледниками пиренейского типа;

- долинные ледники; они спускаются от вершин гор в долины и имеют вид ледяных рек. Есть простые ледники этого типа, которые состоят из одного ледника; есть сложные или полисинтетические, которые образованы несколькими ледниками, соединенными вместе. Примером ледника долинного типа является ледник Федченко на Памире; длина его составляет 72 км.

Ледники плоскогорий образуются в горах с платообразной или слабовыпуклой вершиной. В отличие от ледников альпийского типа, эти ледники не ограничены склонами гор. У края возвышенности они либо стаивают, либо спускаются с нее в виде висячих или долинных ледников. Площадь одного из таких ледников в Скандинавии около 900 км²; он имеет 20 языков, которые спускаются в долину.

Материковые ледниковые покровы находятся в полярных странах. Форма их не зависит от характера подстилающей поверхности, поскольку все неровности рельефа скрыты под толщей ледника. Поверхность материковых льдов имеет форму выпуклого щита. Примером может служить Гренландский ледник (рис. 9.9).

Наиболее мощные материковые ледники находятся в Антарктиде и в Гренландии. Внутренние области Гренландии полностью покрыты толстым слоем льда, как это показано на рис. 9.9. Лед движется от центра в стороны, подходит к морю, спускается языками по заливам – фиордам, обламывается и всплывает в виде ледяных гор – айсбергов.

Наибольшая площадь современных ледников:

-Антарктида и острова – 13 млн км²;

-Гренландия – 1,9 млн км²;

-Североамериканские острова – 100 тысяч км²;

-Шпицберген – 56 тысяч км².

Для сравнения площадь горных ледников:

-в Альпах – 3 800 км²;

-на Кавказе – 1 840 км²;

-во всей Южной Америке, т.е., в Андах – 10 тысяч км².

Всего на земле 15 157 000 км² ледников, т.е., как уже отмечалось, около 10% суши, и только 0,55 из них – это ледники высоких гор умеренных широт. Т.е., лед осуществляет свою геологическую деятельность, в основном, в областях с холодным полярным климатом.

Длина ледника зависит от соотношения количеств выпавшего снега в области питания и стаявшего льда в области языка. Положение ледника, при котором нижний конец его остается на одном месте, называется стационарным. Это положение соответствует равновесию между количеством льда, поступающего из фирновой области, и количеством растаявшего льда в области языка. При превышении прибыли льда над убылью происходит наступление ледника; в противном случае – его отступление. Такие колебания, в частности, четко прослеживаются по сезонам года.

На дне ледника развиваются высокие давления и при движении он оказывает на земную поверхность выпахивающее действие. Т.е., действие ледника можно сравнить с работой глубоко вспахивающего плуга. Для примера оценим давление, которое создает небольшой ледник альпийского типа, мощность которого h = 100 м. Плотность льда составляет r = 920 кг/м³; тогда давление на подстилающую поверхность: P = rgh = 920*9,81*100 = 903 000 Н/м² (Па) = 903 кПа. Мощность материковых ледниковых покровов на порядок больше, поэтому давление под ними исчисляется десятками мегапаскалей.

Происходит разрушение горных пород в ложе ледника, образуются долины и котловины, сглаживаются контуры гор. Кроме того, происходит «подледниковое выветривание». Суть его состоит в следующем. Ввиду высокого давления на дне ледника образуется вода. Она проникает в трещины ложа и замерзает в них. Лед оказывает распирающее действие на стенки трещин, горные породы разламываются и эти обломки вмерзают в низ ледника. При движении они истирающе действуют на подстилающие горные породы. Это происходит под большим давлением, поэтому в ложе образуются гладкие полированные поверхности или борозды, иногда шириной до 0,5 м. Истиранию подвергаются и вмерзшие камни; при этом образуются так называемые штрихованные валуны, т.е., полированные валуны с царапинами. Сформированная при движении ледника долина называется трогом.

Дата добавления: 2013-12-12