Сучасне зледеніння Землі. Льодовик - це природне скупчення фірну і льоду, якому властивий самостійний рух. Льодом вкрито близько 16 млн. км2 поверхні суші. Якщо цей лід розтане, рівень Світового океану підійметься на 66 м. Льодовики є гірські й покривні. Площа зледеніння по Землі розподіляється так: Антарктида - 13.9 млн. км2, Арктика разом з Гренландією -2.04 млн. км2, Європа — І9.1 тис. км2, Азія - 118,3 тис. км2, Північна Америка - 123,7 тис. км2, Південна Америка - 32.3 тис. км2 і Океанія - 845 км2. Найбільший льодовик Землі - Антарктичний, середня потужність якого - 2300 м.
Льодовиковий щит Гренландії, очевидно, складається з трьох куполів, що злилися між собою. Середня його товщина становить 1616 м максимальна – 3400 м. На захід і на схід від Гренландії зледеніння полярних країн зменшується, особливо в західному напрямі.
Із гірського зледеніння найбільшу площу займають льодовики в Азії. Наприклад, Гімалаї та Мала Азія - 98 тис. км2, Тянь-Шань – 17,9 тис. км2, Каракорум – 16.З тис. км2. Значні площі зледенінь в Кордильєрах, Андах та ін.
Протягом геологічної історії Землі площа зледенінь істотно змінилась. Наприклад, під час останньої льодовикової епохи вона становила 34 млн. км2.
Внаслідок потепління клімату з кінця XIX ст. почалося помітне зменшення льодовикового покриву Землі, але вже в 60-70-х рр. нашого сторіччя цей процес сповільнився, а в багатьох районах Землі площі навіть збільшились. Ознаки деградації льодовиків нині спостерігаються на всіх острівних і континентальних районах зледеніння Арктики внаслідок перевищення абляції над акумуляцією.
Аналіз водного балансу зледеніння Землі в цілому свідчить, що за період з 1894 по 1975 р. прихідна частина у вигляді атмосферних опадів становила близько 4100 км3, а витрата шляхом айсбергового стоку - 2700 км3, шляхом рідкого стоку - 1000 км3 і внаслідок випаровування, виносу снігу вітром, донного танення тощо - 600 км3. Загальне скорочення об’єму зледенінь за період з 1894 по 1975 р. досягло приблизно 5400 км3 /0.22% його об’єму/.
Походження льодовиків. На значних територіях суші в холодний період випадають опади у твердій фазі /сніг/. Під час теплого періоду сніг тане, але якась територія все ж таки залишається під снігом і влітку. В будь-який момент можна простежити межу поверхні, де сніг лежить і де його немає. Ця межа називається сезонною сніговою лінією. Ця лінія протягом року зміщується в просторі: під час холодного періоду - в напрямі екватора, а в горах - вниз по схилах, під час теплого періоду - в бік полюсів, а в горах - вгору по схилах. Середнє положення снігової лінії називається кліматичною сніговою лінією.
Формування і будова льодовиків. Перетворення снігу на лід складається з таких стадій: ущільнення снігового покриву /діагенез/, перетворення снігу на фірн, і перетворення фірну на лід. Діагенез снігового покриву відбувається переважно за рахунок осідання снігу під тиском вище лежачих шарів та перекристалізації або ще й тоді, коли на поверхні снігу утворюється вода. Вона поступово проникає вглиб і там в холодніших шарах замерзає. Наступна стадія ущільнення - перетворення снігу на фірн, тобто подальше ущільнення снігу, зменшення об’єму пор /дрібні кристали розпливаються, а більші за їх рахунок зростають і прагнуть розташувати свої осі вертикально/. За певний час, що може тривати в горах від кількох місяців до 1 року, а в Гренландії - до 20 років, сніг перетворюється на фірн.
Перетворення снігу на фірн вважається завершеним, коли у фірні зникають всі пори, а кристали льоду з'єднуються. При подальшому ущільненні під масою нових шарів внаслідок перекристалізації фірн перетворюється на лід.
Отже, основна причина виникнення та існування льодовиків – клімат, тобто додатний сніговий баланс і тривалий період існування від’ємних температур повітря.
Крім кліматичних умов, утворенню льодовиків сприяють і геоморфологічні умови - значна висота, експозиція схилів, сприятлива орієнтація гірських хребтів відносно переносу повітряних мас, пологі чи увігнуті форми рельєфу, де міг би затримуватись сніг. Розвитку зледеніння сприяє така сукупність метеорологічних елементів, що наближає клімат місцевості до океанічного типу.
Живлення і абляція льодовика. Основне джерело живлення льодовика - тверді атмосферні опади, що безпосередньо відкладаються. Нагромадження в льодовиках всіх видів атмосферних опадів, наметеного снігу, лавинного снігу та дощу називається акумуляцією. Її вимірюють опадомірами, снігомірними рейками, снігомірною зйомкою тощо. Процес відступання льодовика, тобто зменшення його площі, розмірів і маси називається абляцією.
Коли акумуляція переважає над абляцією, баланс стає додатним, і розміри льодовика збільшуються, він може наступати. Якщо абляція переважає над акумуляцією, баланс стає від’ємним, розміри льодовика зменшуються і він може відступати.
Внаслідок кліматичних змін в певних умовах льодовики зароджуються, досягають максимуму і, коли змінюється обстановка, відмирають. Це і є цикл зледеніння. Він поділяється на дві фази: прогресивну і регресивну. Під час прогресивної фази на певній території льодовиком охоплюється все більша й більша площа, льодовик зростає в товщину і ховає всі нерівності рельєф, утворюючи щит, під час регресивної фази спостерігається відмирання льодовика, тобто він зменшується в розмірах і часто зникає зовсім.
Режим і рух льодовиків. Льодовик складається з двох частин: області акумуляції та області абляції. Фірнове поле області акумуляції по всій товщі шарувате. Шаруватість виникає внаслідок метаморфізму снігу від сонячної радіації, вітру, зміни температури чи покриття пилом до початку наступного снігопаду. Таким чином між старим і свіжим снігом виникає чітка межа.
Поверхня фірнового поля буває гладкою або розбитою тріщинами. Коли тріщин багато, на поверхні утворюються призматичні або кубічні брили льоду. На фірнових полях виникають снігові дюни, бархани, гряди та інші форми висотою 0,3-І,5 м.
Льодовиковий лід - це зерниста порода, де кожне зерно являє собою кристал неправильної форми, що тісно прилягає до інших кристалів. Кристали з’єднані так, що виступаючі частини одного щільно входять в заглибини іншого. Кожен кристал одноосний, монолітний і являє собою пачку тоненьких листочків, що налягають один на одний в площині, перпендикулярній до оптичної осі кристала. Кристали з’єднані так міцно, що злам шматка льоду нерівний. Розміри кристалів змінюються, вони збільшуються з глибиною і зі збільшенням шляху, пройденого льодовиком. Основну роль у збільшенні розмірів кристалів відіграє час. Розміри кристалів коливаються від часток міліметра до десятків сантиметрів в поперечнику. Наприклад, кристали придонного льоду льодовика Медвежого на Памірі досягали 10-12 см в поперечнику, на Землі Франца-Йосифа, в Скелястих горах, Гренландії, Центральній Азії знаходили кристали діаметром 12-16 см і масою 500-700 г.
Рух льоду в льодовику нерівномірний і досить повільний. Він відбувається двояко: шляхом в’язкопластичної течії й шляхом брилового ковзання по ложу, та внутрішньо льодовикових розривах і сколах.
Приблизні швидкості руху льодовиків наводить С.В.Калесник /1963/: Альпи - 60-150 м/рік, Памір - 220-230, Гімалаї -. 700-1300, Гренландія /щит/ - 25-30 м/рік, вивідні льодовики 1100-9900 м/рік, Антарктида /щит/ - 10-130 м/рік. Швидкість руху льодовика змінюється в часі: влітку і вдень вона більша, ніж уночі та взимку. Розподіл швидкості руху в льодовику багато в чому нагадує рух водяного потоку. Швидкість руху льодовика зменшується від середини до країв внаслідок тертя його об борти долини. Розподіл швидкості на льодовикових щитах зростає від центральних частин до периферії
Крім того, швидкість течії льодовика залежить від нахилу його маси. При однакових нахилах великий льодовик буде рухатись швидше ніж малий. До кінця льодовика його потужність зменшується, і швидкість різко падає до 0. Лід тут стає мертвим, тобто нерухомими. По вертикалі швидкість зменшується від поверхні до дна приблизно в 3 рази.
При русі льодовика сила впливу його на ложе прямо пропорційна потужності та швидкості. В зоні живлення рух льоду в’язкопластичний з прилипанням до дна. Далі від цієї зони швидкість збільшується, льодовик рухається по ложу - це зона екзарації. Тут лід волочить по дну вмерзлі в нього уламки порід і виорює котловини, створює баранячі лоби. За зоною екзарації простежується зона транспортування морени. На дні формується мореновмісний шар, потужність якого зростає поступово. Середня потужність мореновмісного шару 50-70 м. але об’єм уламкового матеріалу незначний.
Під час руху льодовика в ньому виникають напруги, які сприяють утворенню тріщин, тобто вертикальних розломів. Довжина тріщин - від десятків до сотень метрів, ширина - перші метри, рідше десятки метрів, така сама глибина тріщин.
Часто льодовики зливаються і утворюють єдине русло, але якщо льодяна притока не може поміститися в загальне русло, вона витікає на поверхню головного льодовика і рухається по ній, як по ложу. Так утворюються кількаярусні льодовики, добре досліджені в Каракорумі.
Гідрологічне значення льодовиків. Льодовики виступають як регулятори стоку. І хоч на частку льодовикового живлення річок припадає небагато, в деяких великих річок, що беруть початок в горах, покритих льодовиками, ця частка може досягати 10-15%, в малих річках - ще більше. За багаторічний період талі води льодовиків компенсують нестачу під час посушливого періоду.
Під час посух відбувається інтенсивне танення льодовиків, і в річках з льодовиковим живленням максимальний стік зміщується в другу половину літа. Це відбувається тому, що максимальне танення льодовика настає пізніше настання максимальних температур повітря. І чим більша площа льодовика, тим більше це запізнення. Це має практичне значення в аридних областях, наприклад, льодовики Середньої Азії збільшують стік наприкінці липня - на початку серпня, тобто тоді, коли живлення річок талими водами сезонних снігів уже закінчилося, а дощове живлення незначне. Води льодовиків використовують не тільки для зрошення, а й для водопостачання та потреб гідроенергетики.
Коливається стік льодових річок і протягом доби, тут також спостерігається запізнення максимального стоку відносно до настання максимальної температури повітря. Так. максимальна температура повітря в горах спостерігається о 1З-15 годині, а максимальний стік - о 14-17 годині і навіть пізніше. Запізнення тим більше, чим більша площа льодовика.
Крім сприятливого впливу на стік, льодовики можуть бути причиною несприятливих процесів і явищ, зокрема можуть спричинювати катастрофічні повені і селі.
Селі - це гірські потоки, що містять велику кількість наносів /понад 200-300 кг/м3/. Розрізняють грязеві, грязе-кам’яні і водно-кам’яні селі. Склад селевих потоків залежить від літології схилів.
Повені та селі льодовикового походження виникають внаслідок прориву надльодовикових або прильодовикових озер чи внутрішнольодовикових порожнин, заповнених водою, або катастрофічного танення під час виверження вулкану. Наприклад, повені на р. Ванч зумовлені пульсацією льодовика Медвежого /Памір/. Катастрофічні повені часто виникають в долині р. Інильчек та на Тянь-Шані внаслідок прориву загатного озера льодовика Інильчек. Серйозну загрозу судноплавству становлять айсберги.
Джерело: http://geografica.net.ua
