План лекції

ЛЕКЦІЯ 12. ГІДРОЛОГІЯ ЛЬОДОВИКІВ.

26. Утворення льодовиків.

27. Робота льодовиків.

28. Танення льодовиків.

29. Типи льодовиків.

30. Поширення та значення льодовиків.

1. Утворення льодовиків.

На певних ділянках земної кулі складається таке співвідношення між кліматичними елементами, за якого середньорічна кількість твердих опадів дорівнює витраті їх на танення та випаровування. Це ділянки рівноваги, або нульового балансу прибутку – витрат снігу.

Лінія, яка поділяє ділянки (області) з додатнім та від'ємним балансом снігу називається сніговою лінією. Коли снігова лінія визначається кліматичними умовами місцевості, вона називається кліматичною, а коли ще й місцевими особливостями рельєфу (експозицією та крутістю схилів) – орографічною. Нижче снігової лінії витрати снігу перевищують прибуток, тому сніговий покрив там буває періодично. Вище ж снігової лінії прибуток снігу більший за витрати, тому відбувається його безперервне накопичення. Сніг накопичується до певної висоти, нижче якої знову встановлюється рівновага.

У полярних районах снігова лінія розміщена дуже низько, що пояснюється низькими температурами повітря. У південній півкулі, для якої характерний океанічний (морський) клімат, снігова лінія скрізь розташована нижче, ніж у тих самих широтах північної півкулі, а починаючи з 62 0 пд.ш. вона лежить на рівні моря. Найвище снігова лінія розміщена в субтропічній зоні, що пов'язано з сухістю повітря в цих широтах. На екваторі вона лежить на висоті 4900 м, а в субтропіках – на висоті 6500 м. У гірських районахпівнічної півкулі снігова лінія на схилах північної експозиції розміщена нижче, ніж на схилах південної експозиції (наприклад, у Джунгарському Алатау вона лежить на висоті 3 000 м і 3 500 м відповідно).

Великою мірою на висоту снігової лінії впливає розміщення хребтів відносно руху повітряних мас. Так, на навітряних схилах Великого Кавказу вона лежить на висоті 2 800-3 000 м, а на підвітряних (східних) – на 3 300-3500 м.

Розміщення снігової лінії залежить також від форм рельєфу. На крутих схилах сніг легко здувається вітром або сповзає, а на плоских та ввігнутих формах рельєфу він, навпаки, лежить протягом багатьох років. Крім того, на накопичення снігу впливає взаємне розташування схилів. Периферійні частини гірських масивів одержують більше опадів, ніж центральні, куди повітряні маси надходять уже сухими. Внаслідок цього в центральних частинах гірських масивів снігова лінія лежить вище, ніж на їхніх околицях.

Розвантаження накопиченого снігу відбувається постійно шляхом сповзання утворених льодовиків або сходом лавин.

Лавина – це снігові маси, які сповзають з похилої підстилаючої поверхні гірських схилів, захоплюючи з собою нові маси снігу.

Лавини характерні для гірських масивів, де крутість схилів понад 15°, а потужність снігу перевищує 0,5 м. Лавини можуть утворюватися як у теплу, так і в холодну пору року.

Зимові лавини, або лавини холодного періоду, утворюються тоді, коли свіжий сніг випадає на промерзлу поверхню старого снігу, накопичується на ньому у великій кількості і починає сповзати внаслідок того, що між свіжим і мерзлим снігом майже не діють сили зчеплення. В місцях, де кут похилу поверхні великий (понад 45°), снігова маса зривається від найменшого струсу повітря чи підстилаючої поверхні (постріл, порив вітру, різки звуки). Такі лавини називаються сухими. Швидкість їх руху – до 80-100 м/с.

Для теплої пори року більш характерні мокрі, або ґрунтові лавини. Вони рухаються по змоченій талою водою поверхні ґрунту або снігу. Рухаються ці лавини перекочуванням, на своєму шляху вони обростають новими масами снігу, захоплюють каміння, землю, дерева тощо. Дуже часто мокрі лавини мають постійні шляхи руху, які називаються лотками.

Цікаво, що іноді при падінні лавина світиться в темряві ночі блакитним або жовтуватим кольором, причиною цього явища є електричні розряди, які виникають при терті часток снігу. Багато лавин буває в Альпах (500-600 за зиму), на Кавказі, Памірі, зустрічаються вони і в Карпатах.

Лавини – дуже небезпечне явище, яке завдає великих матеріальних збитків, а інколи й забирають життя людей. Запобігти виникненню лавин можна залісенням схилів, спорудженням терас; захиститися від них можна за допомогою лавинорізів, щитів та дамб, які відводять лавини від споруд.

Льодовик – це маса льоду з постійним закономірним рухом, розміщений в основному на суші, він має певну форму і значні розміри. Утворюються льодовики внаслідок накопичення та перекристалізації атмосферних опадів.

Головне джерело живлення льодовиків – тверді опади, які нагромадилися на дні та схилах западин, з яких і починаються льодовики. Накопичення снігу у від'ємних формах рельєфу відбувається в тому разі, коли кількості тепла, що надходить на земну поверхню на даній території, недостатньо для того, щоб увесь сніг, який випав, міг розтанути.

Отже, для існування льодовиків потрібний вологий клімат з від'ємними температурами взимку та влітку. Влітку можуть спостерігатися і плюсові температури, але період з теплою погодою має бути коротким, щоб сніг, який випав, не встиг розтанути.

Тверді атмосферні опади, які накопичуються в увігнутих формах рельєфу, з часом змінюють свій первісний вигляд. Під дією сонячних променів свіжий сніг у поверхневому шарі розтає. Тала вода просочується в глиб снігу і, замерзаючи, утворює льодяні кристали. Вночі поверхня талого снігу вкривається льодяною кіркою, яка називається настом. Одночасно з цим сніг осідає й ущільнюється. В міру подальшого накопичення снігу його нижні шари під тиском верхніх ще більше ущільнюються і переходять у пухирчасту сіро-білу масу, котра складається з деформованих льодяних зерен. Ця маса називається – фірн.

Періодичне випадання снігу зумовлює шарувату будову фірну. Потужність його окремих прошарків різна: від кількох міліметрів до десятків сантиметрів. Усе більш ущільнюючись, фірн переходить у білий фірновий лід, а далі в чистий прозорий лід блакитного кольору, який називається льодовиком або глетчерним льодом.

Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків спричинена видаленням з маси льоду пухирців повітря. Зокрема, пухкий (свіжий) сніг містить до 90% повітря, фірн – 60%, фірновий лід 30%, глетчерний – 15%, а маса 1 м³ складає відповідно 92 кг, 367 кг, 642 кг та 917 кг.

Важливе значення при утворенні льодовиків має режеляція (змерзання окремих брил льоду при стиканні). При температурі 0⁰ С режеляція відбувається за нормального тиску, а при більш низьких температурах – за підвищеного. Важливою властивістю льоду є його пластичність, тобто здатність текти під дією сили ваги. Пластичність льоду також залежить від температури і тиску. Чим температура ближча до 0°С і, чим більшого тиску зазнає лід, тим пластичнішим він стає. Під дією сили ваги та пластичності льодовики рухаються.

Режим льодовика – характер зміни його об’єму (маси) і форми, що проявляється наступом і відступанням льодовика. Якщо акумуляція в льодовику рівна абляції, то льодовик буде стабільним. Якщо акумуляція перевищує абляцію, то льодовик наступає. Якщо абляція перекриває акумуляцію, то маса льоду зменшується і льодовик відступає.

Коливання льодовиків – це режим їх наступу та відступу, що пов’язані, перш за все, зі змінами умов живлення та абляції льодовиків. Наступ льодовиків зазвичай спостерігається в холодні та вологі періоди, а відступ – в теплі та сухі.

Рух льодовиків починається тоді, коли товщина їх досягне певної критичної пружності, яка, у свою чергу, залежить від похилів схилів. Звичайно критична товщина льоду становить 15-30 м. Швидкість руху льодовика тим більша, чим більша його потужність, більший похил поверхні та ложа льодовика.

Швидкість руху льодовика збільшується при підвищенні температури повітря, у звуженнях долини. Середня швидкість руху льодовика – 0,5 м/добу. Найбільшу швидкість руху мають льодовики Гренландії – 40 м/добу. Середня частина льодовика та його поверхневі шари рухаються швидше, ніж окраїнні та глибинні. Вдень та влітку швидкість руху більша, ніж уночі та взимку.

Під час руху льодовика в ньому утворюються поперечні та поздовжні тріщини. Поперечні тріщини виникають при наявності в ложі льодовика різних поперечних уступів. На дуже крутих уступах можуть утворюватися льодопади. Ширина, глибина і довжина тріщин різні. В центральних частинах льодовика поперечні тріщини можуть досягати глибини 250 м (при середніх глибинах до 50 м). Знизу тріщини звужуються і змикаються. Після того, як льодовик перейшов різкий уступ, поперечні тріщини змикаються, змерзаються й утворюють на поверхні льоду шви. Подібно до річок, льодовики при зустрічі можуть зливатися в один великий льодовик. Іноді трапляються двохярусні льодовики, які утворюються шляхом натікання одного льодовика на інший.

1. Робота льодовиків.

Стікаючи по схилах гір, льодовики за допомогою вмерзлого в них каміння та через нерівність дна виконують велику руйнівну роботу – спричиняють льодовикову ерозію. Наслідком цієї ерозії є утворення специфічного ландшафту «кучерявих скель» (куполоподібних горбів) та «баранячих лобів» (яйцеподібних горбів). Такі форми рельєфу характерні для Скандинавії, Кольського півострова, північної частини Північно-американського материка, тобто для шляхів руху давніх льодовиків. Змінена льодовиком місцевість характеризується наявністю борозен-жолобів з глибиною до 1 м і більше, шрамами на твердих породах, полірованими скелями тощо. На гірських схилах утворюються кари (плоскі заглиблення на крутих схилах) та льодовикові цирки (чашоподібні крутостінні ніші).

Для льодовикових долин характерна значна зміна похилів і навіть наявність ділянок із зворотним похилом. Долини мають коритоподібну форму з широким плоским дном та крутими схилами. Такі долини називаються трогами.

Усі продукти руйнування гірських порід (від найдрібніших часточок пилу до великих кам'яних брил), які потрапили в тіло льодовика, називаються моренами. Морени, котрі рухаються разом з льодовиком, називаються рухомими, а ті, що припинили рух, – відкладеними. Морени в тілі рухомого льодовика поділяються на поверхневі, внутрішні та донні.

Поверхневі морени виникають у результаті накопичення на поверхні льодовика уламків гірських порід зі схилів долини, пилу, принесеного з оточуючої місцевості тощо.

Внутрішня морена формується з поверхневого матеріалу, який поглинається тілом льодовика.

Донна морена – це матеріал, який льодовик вибрав з дна, а також частково поглинені внутрішня і поверхнева морени. Для цієї морени характерний окатаний матеріал, подряпані та вкриті штрихами валуни.

Матеріал, який льодовик відкладає у своїй кінцевій частині у вигляді поперечного валу, називається кінцевою мореною, а вали, які утворилися по боках льодовика, – боковою мореною.

1. Танення льодовиків.

Льодовик зароджується в зоні додатного снігового балансу. З утворенням льодовика починається його рух і він виходить за межі снігової лінії, нижче якої відбувається танення.

Отже, в льодовиках можна виділити зону живлення (додатній баланс снігу), або фірнову зону, і зону стоку (від'ємний баланс снігу), або язик льодовика. Межа між цими двома зонами називається фірновою лінією. Найкраще ці зони простежуються в гірських льодовиках.

Зменшення льодовика відбувається як унаслідок механічних причин (видування, обвали), так і шляхом танення та випаровування з його поверхні (абляції).

За нормального тиску (1 атм.) лід тане при температурі 0°С. При збільшенні тиску на 1 атм. температура танення льоду знижується на 0,0073°С, тобто лід може танути при від'ємних температурах. Ось чому навіть узимку з-під льоду витікає вода.

Основні причини, які спричиняють абляцію, – сонячна радіація; теплове випромінювання скель, вільних від снігу; тепле повітря, рідкі опади. Величина абляції великою мірою залежить від експозиції схилів. На льодовиках Середньої Азії абляція на північному схилі значно менше, ніж на південному. Величина абляції зменшується в міру збільшення висоти, на якій знаходиться льодовик у горах, що пов'язано зі зниженням температури повітря.

Розрізняють абляцію поверхневу, внутрішню та підльодовикову.

Поверхневу абляцію спричиняє безпосереднє нагрівання льоду сонячним промінням, теплим повітрям, а також дощами, які випадають на поверхню льоду.

Внутрішня абляція відбувається за рахунок внутрішнього тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в товщі льодовика.

Підльодовикова абляція виникає внаслідок надходження тепла від поверхні гірських порід, які мають вищу температуру, ніж льодовик, а також при підвищенні тиску на нижній межі льодовика. Найбільше значення в гідрологічних процесах має поверхнева абляція. Внутрішня абляція на стік льодовика та живлення річок практично не впливає.

Хід танення льодовиків повторює хід температури повітря, тобто він буває добовий, сезонний та річний. Ось чому стік у річках, які живляться талими водами льодовиків, характеризується збільшенням витрат води в другій половині дня, навесні, влітку і зменшенням уночі, восени, взимку.

Водність річок з льодовиковим живленням значно збільшується в липні-серпні, коли температура повітря досягає максимальних значень. Ця особливість водного режиму річок гірських районів має велике значення, бо саме в цей період сільське господарство потребує найбільшої кількості води для зрошення. Прискорене танення льодовиків призводить до забруднення їхньої поверхні. Досліди, проведені на льодовику, показали, що забруднений сніг танув у 2-4 рази швидше, ніж чистий. Вода, яка утворилася внаслідок абляції, на поверхні льодовика при стіканні спричинює утворення на ньому тріщин, порожнин, провалів.

Розміри льодовиків змінюються внаслідок зміни інтенсивності абляції. Так, у сучасну епоху льодовики знаходяться в стані регресії, тобто відступання. Вони відступають майже в усіх районах північної півкулі, що пов’язано із загальним потеплінням клімату. На Кавказі, наприклад, максимальне зледеніння спостерігалося в середині минулого століття. З того часу, за даними вчених, снігова лінія підвищилася на 70-75 м, тобто зменшилася зона живлення, а разом з нею і площа льодовиків. Кавказькі льодовики відступають із швидкістю 7,2-27,9 м/рік. Ще швидше зменшуються льодовики в горах Середньої Азії.

1. Типи льодовиків.

Розрізняють два основних типи льодовиків – материкові (льодовикові щити) та гірські.

Материкові льодовики характеризуються великими розмірами та плоскоопуклою формою, яка не залежить від рельєфу місцевості. Напрямок руху льодовикового щита зумовлений розподілом тиску і похилом його поверхні незалежно від похилу ложа. Абляція в цих льодовиках незначна. Зменшення площі льодовика відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика, котрі сповзають в море. Ці уламки утворюють айсберги різної величини.

Айсбергом вважається льодова гора, яка піднімається над рівнем моря не менше, як на 5 м; при меншій висоті це буде уламок айсберга. Внаслідок того, що щільність льоду менша за густину морської води, айсберги на 4/5 свого об'єму занурені у воду.

Особливістю гірських льодовиків є відносно невеликі розміри, залежність форми льодовика від форми трогів, чітка різниця між зоною живлення і зоною стоку, спрямований лінійний рух. Швидкість руху льодовика значна, температура льоду наближається до температури його танення.

Існує багато типів гірських льодовиків. Найбільші з них кальдерні (в кратерах згаслих вулканів), зіркоподібні (кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори), карові (невеликі льодовики, розміщені в заглибленні на схилі), висячі (на крутих схилах, у неглибоких западинах, які не мають чіткого обмеження з боків).

Складна будова долинних льодовиків. Вони поділяються на прості, або альпійські (це льодовики, які складаються з одного по­току; у живленні річок вони відіграють незначну роль, найчастіше зустрічаються в Альпах); складні, або кавказькі (льодовикові потоки з притоками; поширені на Кавказі, значною мірою впливають на водність річок); деревоподібні, або тянь-шаньські (за зовнішнім виглядом вони нагадують дерево; мають обширну зону живлення, характеризуються великими запасами води і дають значне живлення річкам); туркестанські (поширені в Середній Азії; мають малу площу живлення і велику площу стоку).

1. Поширення та значення льодовиків.

Льодовики вкривають близько 10% поверхні Землі (картосхема поширення льодовиків). В межах Євроазіатського материка льодовиковий покрив найбільш розповсюджений на островах Північного Льодовитого океану і займає близько 54 000 км², або 80% усієї площі його зледеніння. Основні райони зледеніння знаходяться в Західній Арктиці, це, зокрема, острови Нова Земля, Земля Франца-Йосифа, що вкриті льодом на 87-90%. У міру просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і в архіпелагі Де-Лонга льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Найактивнішими є льодовики середньої частини Нової Землі, які мають більше живлення, ніж льодовики Землі Франца-Йосифа, Північної Землі та архіпелагу Де-Лонга, де інтенсивність процесів акумуляції і абляції менша. Серед гірських районів за площею зледеніння перше місце посідає Середня Азія, де нараховується близько 2 500 льодовиків загальною площею понад 17 000 км². Друге місце займає Кавказ, де знаходиться майже 1 400 льодовиків загальною площею 1 970 км². Значне зледеніння характерне для Камчатки, Алтаю, північного та північно-східного Сибіру тощо.

Хоча площа зледеніння в гірських районах набагато менша, ніж в Арктиці, в живленні річок льодовики мають велике значення. Тільки в Середній Азії запас води, накопичений у льодовиках, визначається 2000-2200 км³. Льодовикові води складають близько 15% стоку річок Середньої Азії та 6% стоку річок, які беруть початок зі схилів Великого Кавказу. Для деяких річок високогірних районів льодовиковий стік досягає 20-30% загальної величини, а подекуди навіть 50-60% (верхів'я Вахшу, Карадар'ї та ін.).

Акумулюючи велику кількість твердих опадів у холодну пору року, льодовики віддають цю законсервовану воду річкам лише влітку. Внаслідок цього річки, в басейнах яких льодовики мають значний розвиток, в теплу пору року відзначаються високою водністю, тимчасом як інші гірські річки, басейни яких не розташовані вище снігової лінії, дуже міліють або зовсім пересихають.

У холодні (вологі) роки льодовиковий матеріал накопичується, а в жаркі (посушливі) – витрачається внаслідок підвищення інтенсивності сніготанення.

Річки з льодовиковим живленням характеризуються літнім водопіллям, яке триває 4,5-6 місяців. Гідрограф стоку цих річок розтягнутий, водопілля ускладнене великими хвилями, які утворюються під час різкого підвищення температури повітря.

Льодовики є важливим джерелом водних ресурсів, особливо в районах зрошуваного землеробства. Об'єм талих вод льодовиків Середньої Азії, наприклад, достатній для зрошення половини посівних площ усього регіону.

Льодовики – є сховищами найчистіших прісних вод. У французьких та швейцарських Альпах талі води збираються в спеціальні дериваційні канали ще під льодовиками і подаються до ГЕС.

Однак, крім користі, льодовики можуть спричиняти великі катастрофи. Зокрема, повені та селі, що утворюються при таненні льодовиків. Це вказує на необхідність вивчення гідрологічного режиму льодовиків і прогнозування їхнього танення.

Дата добавления: 2014-01-04