big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Ледники

«Вечные» снега и льды. Значительная часть атмосферных осадков падает на земную поверхность в твердом виде, т. е. в виде снега, крупы, града. Процент падающих твердых осадков для различных стран очень различен. В полярных странах и на вершинах высоких гор твердые атмосферные осадки падают во все времена года. При этом даже в летнее время количество осадков, выпадающих в виде снега, превышает количество осадков, выпадающих в виде дождя. При наличии подобных условий, естественно, накапливаются значительные толщи снега, которые в дальнейшем своем изменении превращаются в лед. Примерами подобных мощных накоплений снегов и льдов могут служить области высоких гор, острова Арктики и материк Антарктиды.

Площадь, занимаемая ледниками, составляет около 16 млн. км2, т. е. более чем в два раза превосходит площадь Австралии. Если бы весь этот лед растаял, то уровень Мирового океана повысился бы на 50 м.

Отмеченные нами скопления снегов и льдов нередко называют вечными снегами или вечными льдами. Название «вечные» в данном случае следует понимать очень условно. Условно не только потому, что в природе нет ничего вечного, а потому, что эти снега и льды все время находятся в состоянии непрерывного движения и изменения. Мы уже говорили о твердых атмосферных осадках, которые непрерывно пополняют горные и полярные запасы снега и льда. Наряду с этим все время идет расход накопляющихся запасов. Ледники, сползая с гор, стаивают, питая своими водами горные реки. Ледники островов Арктики и материка Антарктиды сползают в море и дают начало айсбергам. Так что любая толща снега, любая толща льда — в горах ли, на островах ли Арктики, или на материке Антарктиды — движется, растаивает, а на место ее приходят новые толщи снега и льда, непрерывно пополняемые атмосферными осадками.

Снеговая линия. Известно, что температура воздуха убывает от экватора к полюсам. Известно также, что она убывает по мере поднятия вверх. Таким образом, в пределах любой широты мы всегда можем найти ту высоту, на которой отрицательные температуры становятся господствующими. Ясно, что на горах, достигающих этой высоты, снега могут сохраняться в течение круглого года. Иначе говоря, здесь мы будем иметь область вечных снегов. Нижняя граница области вечных снегов носит название снеговой линии.

Снеговую линию нельзя понимать геометрически. Правильнее говоря, это даже не линия, а зона, в пределах которой за год выпадает столько снега, сколько его может растаять и испариться. Или, говоря по-другому, снеговая линия — это зона, в пределах которой годовой приход снега и других твердых осадков равен его расходу.

Высота снеговой линии зависит не только от температуры. Достаточно сопоставить южные и северные склоны гор, чтобы заметить разницу. Так, на Алтае на северных склонах снеговая линия лежит приблизительно на высоте 2500—2600 м, а на южных — около 2900 и даже 3000 м; в горах Тянь-Шаня эта разница доходит уже до 500, а в горах Памира до 700—800 м. Здесь разница в высотах снеговой линии определяется большей продолжительностью, большей интенсивностью солнечного освещения на южных склонах.

Огромное значение имеет также количество осадков. Пиренеи, Кавказ и Тянь-Шань лежат приблизительно на одной широте. Между тем высота снеговой линии на Пиренеях 2800, на Западном Кавказе 2900, на Восточном — 3560, а в горах Тянь-Шаня — от 3500 до 4500 м. Постепенное повышение высоты снеговой линии с запада на восток связано с постепенным уменьшением количества осадков. Еще ярче роль осадков выявляется в Гималаях. На южных склонах Гималайских гор падает свыше 1 тыс. мм осадков в год и снеговая линия лежит на  высоте 4600 м. На  северных склонах, обращенных в сторону сухой степной Центральной Азии, где за год падает менее 300 мм, снеговая линия лежит уже на  высоте  5600 м: Влияние осадков в данном случае оказывается сильнее влияния температуры.

Схема распределения высоты снеговой границы по широтам

Благодаря тому же влиянию осадков наибольшая высота снеговой линии свойственна не экваториальным странам, а поясам субтропических максимумов, с которыми связаны пояса, бедные осадками (рис. 134). Но, кроме климата, на высоту снеговой линии влияет также и характер самих гор. Так, например, на горах с крутыми склонами снег держится плохо и легко сдувается ветрами или даже просто сползает вниз. На горах же с отлогими склонами и понижениями количество снега может быть больше, а следовательно, и снеговая линия может располагаться ниже.

Лавины. Снег, накапливающийся на крутых склонах гор, время от времени обрывается и большими массами сползает в низины. Эти явления, известные под названием снежных обвалов, или лавин, широко распространены в высокогорных областях. Различают лавины зимние и весенние.

В зимнее время свежий снег, накопившийся на поверхности затвердевшего старого снега, легко срывается с места и начинает ползти вниз по склону. Первоначальным толчком этого сползания может быть порыв ветра или даже небольшое сотрясение воздуха от выстрела или даже громкого окрика. Гигантские массы снега, срываясь со склонов, распыляются и мчатся вниз нередко со скоростью урагана. Эти зимние или так называемые пылевые лавины могут вызвать большие разрушения Они несутся вниз густым «облаком», увлекая с собой камни, деревья, строения.

Весной, когда снег в значительной степени перерождается и пропитывается талой   водой, образуются весенние, или грунтовые, лавины.  Они, срываясь со склонов, мчатся вниз более плотными массами, захватывая груды камней и срезая под корень целые рощи деревьев. Нередко такие лавины уничтожают даже и селения. Лавины, свалившиеся в ущелья, засыпают русла горных рек и вызывают наводнения.

Люди, живущие в горах, внимательно следят за лавинами, знают пути лавин и избегают селиться там, где сползают лавины. В тех же случаях, когда лавины преграждают дороги, приходится сооружать особые преграды в виде нескольких рядов крепких каменных стен или строить прочные навесы и галереи, предохраняющие путь от снежных обвалов.

Понятие о леднике. Снега, накопляющиеся выше снеговой линии, благодаря меняющимся температурным условиям и давлению постепенно превращаются в толщи льдов. Ледяные массы под влиянием сил тяжести медленно сползают вниз и во многих случаях оказываются ниже снеговой линии. Эти движущиеся ледяные массы, сползающие ниже снеговой линии, носят общее название ледников, или глетчеров. Таким образом, ледник— это прежде всего естественное скопление льда, получившегося из твердых атмосферных осадков. Кроме того, для ледника характерно его движение.

Пластичность и некоторые другие свойства льда. Способность твердого вещества менять свою форму под влиянием непрерывного действия какой-либо силы называют пластичностью. Примерами пластичных веществ являются: сургуч, воск, сапожный вар, олово, железо и др. Лед также относится к телам, обладающим пластичностью. При медленном и постоянном воздействии какой-либо силы он может изгибаться, скручиваться и принимать форму сосуда без разрыва своей сплошности. Согласно опытам брусок льда, опирающийся концами на две подставки, при температуре около —10° прогибался от собственной тяжести за сутки на 2 мм. При — 1 и 0° за те же сутки он прогибался на 9 мм.

Кроме пластичности, лед обладает способностью переходить в жидкое состояние при температуре ниже 0°, но при наличии больших давлений. Потом необходимо отметить еще способность кусков льда смерзаться при их соприкосновении.

Отмеченные свойства льда позволяют нам в большей или меньшей степени представить себе то движение, которое является характерным для всех ледников.

Типы ледников. Ледники по своему характеру, форме и размерам различны. В тех случаях, когда ледяные массы сползают с гор по долине в виде огромной ледяной реки, их называют долинными ледниками (рис. 135). Ледники же, спускающиеся со склонов гор в виде коротких ледяных языков, называются висячими (рис. 136). Долинные и висячие ледники обычно встречаются только в высоких горах и носят общее название альпийских. В горах с плоскими вершинами нередко развиваются мощные пласты льда, которые небольшими короткими языками спускаются в соседние долины. Подобные ледники широко распространены в горах Скандинавии и носят название ледников скандинавского типа.

В Антарктиде, на о. Гренландия и некоторых других крупных островах Заполярья мощные толщи льдов покрывают большую часть поверхности. Эти ледяные покровы, площадь которых измеряется тысячами и миллионами  квадратных  километров, носят название материковых льдов.

Остановимся несколько подробнее на альпийских ледниках долинного типа.

Долинные ледники. Долинными ледниками, как уже говорилось, называют огромные ледяные потоки, которые берут начало в снежных областях гор и по долинам спускаются ниже снеговой линии. В каждом   долинном   леднике    различают   две   части:    область питания

Долинный ледник

ледника (рис. 137) и собственно ледник или, точнее, ледниковый язык. Остановимся на каждой части долинного ледника отдельно.

Область питания ледника. Снежные массы в горах распределены крайне неравномерно. Очень крутые и отвесные склоны, естественно, бывают лишены снега. Всякого же рода понижения, ложбины и котловины, расположенные выше снеговой линии, имеют огромные накопления снега. Сюда, помимо непосредственного выпадения твердых осадков, как уже говорилось, снег сдувается ветром и сползает многочисленными лавинами. Вот эти-то области накопления большого количества снегов, расположенные

Висячий ледник

Область питания ледника

выше снеговой линии, и носят название областей питания ледника. Области питания, как правило, приурочены к понижениям, которые нередко имеют форму цирков.

Фирн. Снег, падающий в виде шестилучевых    звездочек    или    мелких кристалликов, представляет собой очень рыхлую    массу,   содержащую в себе до 40—50% воздуха. При температурах ниже 0° выпавший снег остается рыхлым и легко сдувается ветром. Снежинки, уносимые ветром, разламываются на мелкие частички и отлагаются потом уже более плотными массами. Крупа и град, падая на снег, еще в большей степени способствуют его уплотнению. Кроме того, повторное таяние снега с поверхности днем и замерзание его ночью, а также конденсация влаги из воздуха продолжают увеличивать плотность снега. В конце концов рыхлые толщи снега превращаются в плотную крупитчатую массу. Сначала крупинки представляют собой небольшие полупрозрачные зерна около 1 мм в диаметре, которые в дальнейшем, особенно на глубине, срастаются, уплотняются и дают зерна льда размерами в 5 и даже 10 мм. Этот крупитчатый лед, состоящий из зерен различной величины, принято называть фирном.

Обширные площади фирна носят название фирновых полей.

Фирновой толще всегда свойственна слоистость, обусловленная сменой времен года. Накопившийся за зиму снег летом, в результате повторного таяния и замерзания сильно изменяет свою поверхность. Снег, выпавший в следующую зиму, резко отличается от прошлогоднего. Чаще всего границей между двумя соседними слоями является ледяная прослойка (погребенная корочка старого снега).

Толщина слоев фирна колеблется от нескольких миллиметров до десятков сантиметров.

С глубиной размеры зерен фирна увеличиваются, потом зерна как бы срастаются и, уплотняясь, превращаются в сплошной прозрачный ледниковый лед голубоватого цвета.

Если мысленно вообразить себе вертикальный разрез через толщи фирна и льда в области питания ледника, то мы увидим резкую разницу между верхними и нижними слоями. Верхние слои будут напоминать крупитчатый снег. Ниже пойдут фирновые слои, размеры зерен которых с глубиной увеличиваются. Еще ниже белесоватые слои фирна постепенно перейдут сначала в фирновый белесоватый лед, а потом в прозрачный голубой ледниковый, или глетчерный, лед.

Ледниковый, или глетчерный, лед. Ледниковый лед, как уже говорилось, отличается от фирнового льда своей большой прозрачностью, однородностью, большей плотностью и голубоватой окраской. Никаких зерен в глетчерном льде простым глазом не видно. Между тем глетчерный лед также имеет зернистое строение, что можно обнаружить при помощи поляризационного микроскопа (каждое зерно имеет обыкновенно неправильную форму и является самостоятельным кристаллом льда, причем каждый кристалл ориентирован по-своему).

Очень характерна для ледникового льда особая слоистость, выражающаяся в чередовании белых и голубых полос. Иногда эти полосы отличаются прозрачностью: одни состоят из прозрачного льда, другие из мутного, пористого. Первый случай наблюдается значительно чаще. Полосы льда располагаются преимущественно отвесно и параллельно длине ледникового языка. Происхождение этих полос до сих пор не вполне ясно.

Существуют две основные гипотезы. Первая объясняет полосатость слоистостью фирна и льда в областях питания. Вторая считает полосы результатом давления подобно тому, как горные породы при сильных давлениях приобретают мелкую слоистость.

Ледниковый язык. Лед в больших массах под влиянием своей собственной тяжести может очень медленно «течь». Благодаря этому свойству

Ледниковый язык

лед из области питания медленно «перетекает» в долину, достигает снеговой линии и продолжает двигаться дальше. Ниже снеговой линии начинается таяние льда, в результате которого ледяной «поток» приобретает вид огромного ледяного языка (рис. 138). Этот своеобразный, убывающий к нижнему концу ледяной поток и называется ледниковым языком. Ледниковый язык благодаря более быстрому таянию с боков приобретает выпуклую поверхность, чем он резко отличается от области питания, поверхность которой   вогнута.    Там    же, где проходит снеговая линия, поверхность ледника более или менее плоская. Последняя дает возможность определять местоположение, а следовательно, и высоту снеговой линии (рис. 139).

Край ледникового языка

Движение ледника. Ледник, как уже говорилось, течет очень медленно.

Если воды р. Волги в среднем ее течении движутся со скоростью 1 м в секунду, то ледник этот путь в 1 м совершит только в течение нескольких суток. Скорость движения ледников, вообще говоря, очень различна. В одних случаях (при пологом склоне и малых размерах ледника) ледники движутся со скоростью нескольких сантиметров в сутки, в других случаях (при большом уклоне и больших массах льда) скорость может достигать 0,5 и даже 1 м в сутки. Иначе говоря, ледник движется в сотни тысяч раз медленнее, чем реки, и заметить простым глазом такое течение невозможно. Поэтому нет ничего удивительного в том, что люди первоначально считали ледники неподвижными.

Первые наблюдения над движением ледника были сделаны в Альпах. В 1827 г. на Аарском леднике была построена каменная хижина. Через 10 лет хижина оказалась на 715 м ниже, а. через 13 лет на 1428 м. Таким образом, хижина вместе с ледником двигалась в среднем со скоростью около 100 ж в год.

Более тщательные наблюдения показали, что самые крупные ледники Альпийских гор движутся со скоростью от 10 до 40 см в сутки. Кавказские ледники движутся с различной  скоростью — от 10  до   130 м  в год.

Движение ледника

Один из самых больших ледников мира Иныльчек (в горах Тянь-Шаня) движется со скоростью около 3 м в сутки. Таким образом, скорость движения ледников различна и, вообще говоря, не очень велика.

Чтобы заметить движение ледника и получить представление о характере его движения, необходимо провешить прямую линию поперек ледника и отметить ее окрашенными краской камнями. Через некоторое время прямая линия искривляется в середине в сторону движения ледника (рис. 140). Чем дольше ведется наблюдение, тем сильнее перемещается вперед середина провешенной линии. Из наблюдений видно, что характер движения ледника отчасти напоминает характер движения воды в реке. Очевидно, трение о дно и бока ледникового ложа здесь является главной причиной замедления.

Среди различных гипотез, ставящих перед собой задачу теоретически объяснить характер движения ледника, наиболее общепринятой является теория стационарного ледника.

Представим себе продольный разрез трубки, по которой равномерно течет жидкость. Наличие трения о стенки сосуда обусловливает различную скорость течения жидкости. По краям трубки скорость будет наименьшая, в центральной части наибольшая. Таким образом, на продольном вертикальном разрезе трубки мы должны представить себе как бы ряд струй, которые движутся в одном направлении, но с разными скоростями (убывающими от центра трубки к ее периферии). Представим теперь, что при помощи поверхности авс мы вырежем (мысленно) некоторый кусок (на рис. 141 он заштрихован), а часть трубки, расположенную выше, удалим. При этих условиях у нас получится как бы модель стационарного ледника. Движение различных частей этого ледника будет одинаково по направлению, но различно по скорости.

Сходство нашей модели с действительным ледником окажется не только в характере движения, но и в способах нарастания и таяния ледника. Влево от точки в мы имеем область питания ледника, в которой самые нижние толщи льда — самые древние по своему образованию, а самые верхние — самые молодые. Вправо от точки в мы имеем ледниковый язык, который постепенно стаивает с поверхности.

Специальные приспособления к обуви для хождения по ледникам

Ледниковые трещины. Во время движения ледника в различных его частях возникают трещины. Последние особенно хорошо бывают видны там, где ледниковое ложе имеет более крутой уклон. Трещины почти всегда

Один из приёмов хождения по крутым склонам

также наблюдаются по краям ледникового языка. Ширина трещин обычно измеряется метрами, а глубина — десятками метров.

Трещины сверху могут заноситься снегом и быть почти незаметными, а потому провалы в трещины являются наиболее частыми причинами гибели неосторожных путешественников. Опытные путешественники (альпинисты) при восхождении на ледники одевают на ноги особые приспособления, предохраняющие от скольжения (рис. 142), вооружаются особым заступом (рис. 143), который дает возможность цепляться за выступы льда и вырубать ступени. Кроме того, они перевязываются веревкой.

Происхождение трещин вполне понятно. Говоря о способности льда медленно течь, мы в то же время не должны забывать и о том, что лед — твердое тело. При очень медленном движении он может в какой-то мере изгибаться и растягиваться, но при всяком ускорении движения он разрывается трещинами. Мы уже говорили о том, что трещины особенно хорошо видны на участках, где ледниковое ложе имеет более крутой уклон, а следовательно, ледник — более быстрое движение (рис. 144). Образование боковых трещин ледника обусловлено различной скоростью движения осевой и прибрежной частей ледника. Последнее хорошо можно уяснить по приложенному чертежу (рис. 145). На схематичном плане части ледникового языка мы берем небольшой участок А в виде квадрата, расположенного у края ледника. Через некоторое время участок А переместится вниз по течению ледника и примет положение А1. При этом благодаря неодинаковой

Образование боковых трещин

скорости движения различных частей ледника взятый нами квадратный участок ледника растянется и разорвется трещиной ВС в направлении, приблизительно перпендикулярном линии наибольшего растяжения DE. При дальнейшем движении ледника по тем же причинам (увеличение скорости движения от края к оси ледника) направление трещин будет постепенно изменяться. В тех случаях, когда ледник из узкого участка переходит в расширенный, образуются еще продольные трещины. Они являются следствием возникающих поперечных напряжений, обусловленных растеканием ледника в стороны.

Образование поперечных трещин

При изменяющихся условиях движения ледника трещины могут смыкаться, исчезать благодаря способности льда смерзаться при соприкосновении.

Слияние ледников. Ледники подобно водным потокам могут сливаться вместе и давать один общий ледник. Большие ледники очень часто образуются от слияния ряда более мелких ледников и, кроме того, они на своем пути принимают ряд притоков (рис. 146). В отличие от рек, где происходит постепенное смешение вод, ледники, слившиеся вместе, все же в какой-то мере сохраняют свою индивидуальность.

Таяние ледника. Ледниковый язык находится ниже снеговой линии, а потому, естественно, подвергается таянию. Таяние ледника с поверхности легко заметить по бесчисленному количеству ручейков, которые в теплое время сбегают с его склонов. О таянии ледника с поверхности можно догадаться еще и потому, что места, защищенные от лучей солнца грудой камней или обломками скал, оказываются выше общей поверхности ледника. Особенно характерны в этом отношении крупные обломки скал, оказавшиеся на ледяных подставках и известные под названием ледниковых столов (рис. 147).

Скорость таяния ледника в зависимости от экспозиции склонов неодинакова. Южные склоны стаивают гораздо быстрее северных. Наблюдения, производившиеся на леднике Федченко, показали, что на северных склонах за сутки на высоте 2800 м стаивает слой от 0,6 до 1,8-см, а на южных склонах от 3,4 до 4,4 см.

На заднем плане видно слияние трёх ледников

Само собой разумеется, что таяние ледников с поверхности происходит лишь в теплые периоды. Наибольшее таяние наблюдается обычно в июле и августе. На Памире, на высоте около 4000—4500 м за июль стаивание выразилось в 1,86, за август 1,86, за сентябрь 1,20 и октябрь 0,31 м. Однако следует отметить, что в различные годы скорость таяния неодинакова.

Многие из потоков, текущих по льду, встречают трещины и шумными водопадами низвергаются вниз. Часть этих потоков доходит до ледникового ложа, а часть некоторое время течет внутри ледника по дну ледяных гротов, ускоряя общее течение ледника. Потоки, текущие под ледником,

Ледниковый стол

Поток, вытекающий из под ледника

сливаются вместе и нередко вытекают из-под ледника значительной речкой (рис. 148). Вода потоков, вытекающих из-под ледников, обычна очень мутная, чем резко отличается от воды потоков, текущих по поверхности ледника.

Колебание ледников. Часть ледникового языка, находящаяся ниже снеговой линии, может существовать лишь в тех случаях, когда получает непрерывное пополнение из области питания ледника. Если приход льда здесь больше расхода, таяния и испарения, то ледниковый язык увеличивается. При обратном случае он будет уменьшаться. Увеличение размеров языка приводит к наступанию ледника, т. е. увеличению его длины, площади и мощности. Уменьшение, наоборот, приводит к отступанию.

Различают колебания сезонные и вековые. Сезонные — связаны с усилением таяния летом и прекращением таяния зимой. Вековые — связаны с изменениями климата. Примером вековых колебаний является отступание ледников со времени последнего ледникового периода.

Работа ледников. При всей своей медленности движения ледники совершают   огромную      работу.    Эта    работа    заключается    в    переносе и отложении различных материалов, а также в углублении и расширении ледникового ложа. Первая, которую можно назвать транспортной и аккумулятивной деятельностью ледника, особенно ярко выражается в переносе и отложении моренного материала.

Деятельность ледников и связанные с этим формы рельефа рассматриваются в разделе «Литосфера   и рельеф    суши».

Материковые льды Антарктиды и Гренландии. Наиболее крупная область материковых льдов находится в Антарктиде. Почти вся площадь материка (около 13,5 млн. км2) покрыта толщами льда, достигающего 1000—2500 м мощности.

Поверхность Антарктиды, насколько известно в настоящее время, имеет характер преимущественно всхолмленной равнины, приподнятой у полюса на 3 тыс. м. Кое-где выступают высокие горные хребты, имеющие ледники долинного типа исключительно больших размеров.

Снеговая линия Антарктиды лежит на уровне океана, в силу чего края материкового льда опускаются прямо в океан. Так как лед легче воды, то он

Ледяной покров Гренландии

обламывается огромными глыбами и всплывает (образуя айсберги). Вертикальные же стены льда, как уже говорилось, поднимаются над водой уступами в 20—30, а местами в 40—50 м высотой. Для матери нового льда Антарктиды характерны очень мощные толщи снега и фирна, под которыми на значительной глубине залегает лед. Трещин сравнительно мало. Поверхностные морены отсутствуют (всякое постороннее тело обычно погружается в толщу снега и фирна). Конечные морены здесь встречаются меньшими участками (во многих наблюдавшихся случаях льды непосредственно спускаются в море). Стаивание ничтожно, и расход льда осуществляется путем отламывания айсбергов.

Из 2 млн. км2 поверхности Гренландии около 90% занято материковым льдом. Средняя толщина льда здесь определяется в 1500 м, ню в отдельных случаях доходит до 1900 м. Слой льда имеет вид щита, утолщающегося к средней части острова. Береговая полоса Гренландии» по большей части ото льда свободна (рис. 149). Только в отдельных местах в море сползают широкие полосы ледников. Так же, как и в Антарктиде, они дают начало    многочисленными

Схема образования айсбергов

айсбергам (рис. 150). Высота снеговой линии в Гренландии в среднем колеблется от 500 до 1000 м. Скорость движения гренландского ледника очень небольшая, но скорость отходящих от него ледников, наоборот, очень велика (она доходит до 20—30, а близ Упернивика до 38 м в сутки). По краям ледяного щита можно видеть отдельные скалы и гребни погребенных подо льдом гор. Они известны под общим названием нунатаков. В центральных частях острова нунатаки и поверхностные морены отсутствуют.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.