Вода в твердом виде представлена на суше в виде снега и льда. Снег появляется преимущественно за счет твердых осадков (снегопада) и образует снежный покров. Лед появляется преимущественно в результате замерзания воды в водоемах и в пустотах горных пород и за счет преобразования снежного покрова. Лед образует на суше ледяной покров водоемов, ледники и ледяной цемент сковывающий торные породы или заполняющий пустоты в них. В зависимости от климатических условий твердая вода может существовать постоянно или только в холодный сезон года.
Твердые атмосферные осадки могут накапливаться длительное время только в том случае, если средний годовой приход их больше среднего годового расхода. Баланс твердых осадков определяется соотношением количества осадков и температурой. Граница, выше которой возможно накопление снега, называется нижней линией нулевого баланса твердых осадков. Выше этой линии количество твердых осадков увеличивается до некоторого предела, а затем, вследствие сухости воздуха, убывает. Граница, где баланс твердых осадков снова становится нулевым, называется верхней линией нулевого баланса твердых осадков. Таким образом, накопление снега возможно в некотором поясе, заключенном между нижней и верхней границами нулевого баланса твердых осадков. Этот пояс называется хионосферой. Нижняя граница хионосферы спускается в полярных районах до уровня океана, в тропических поднимается до 5000— 6000 ж, в экваториальных несколько опускается. Верхней границы хионосферы не достигают даже самые высокие горы на Земле.
В тех местах, где земная поверхность попадает в хионосферу на ней могут возникать скопления снега и льда. Нижняя граница хионосферы в этом случае превращается в снеговую границу. Различают климатическую и орографическую (видимую) снеговую границу. Первая совпадает с нижней границей хионосферы, выявленной по многолетним наблюдениям, вторая зависит от характера поверхности, т. е. от форм рельефа, экспозиции склонов, их крутизны и т. д. и часто расположена ниже первой.
Ледники — движущиеся массы льда, возникшие на суше в результате накопления и постепенного преобразования твердых атмосферных осадков. Современные ледники занимают около 10% всей площади суши. Наибольшая площадь оледенения (около 99%) приходится на полярные широты. Если бы весь лед распределить по поверхности суши равномерно, она покрылась бы слоем толщиной 182 м. При таянии этого льда уровень Мирового океана поднялся бы на 66,3 м.
В прошлом различные территории земной поверхности неоднократно подвергались оледенениям. В эпоху максимального оледенения ледники покрывали 30% площади современной суши. Многие факты доказывают сокращение современного оледенения. Приведет ли оно к полному исчезновению ледников, или же это временное явление, связанное с периодическими колебаниями климата, сказать пока что нельзя. Некоторые ученые (М. И. Будыко) считают, что низкие летние температуры в полярных областях — результат существования ледяного покрова. При современных климатических условиях этот покров не мог бы возникнуть, а исчезнув, не восстановился бы. Но раз возникнув, он сам поддерживает свое существование, снижая температуру воздуха. Охлаждающее влияние полярных льдов является причиной резко выраженной термической зональности.
Под действием солнечных лучей и адвекции теплого воздуха снег тает и снова замерзает, и постепенно превращается из рыхлого в крупнозернистый, уплотненный, который называется фирном. Фирну свойственна слоистость, вызванная чередованием процессов таяния и замерзания, и постепенное увеличение размеров зерен от поверхности к основанию толщи. Толща фирна в полярных странах может достигать 100 м, в горах она значительно меньше. Под тяжестью накапливающегося сверху снега фирн уплотняется, поры в нем исчезают, отдельные зерна сливаются, и фирновый снег превращается сначала в белесоватый от присутствия пузырьков воздуха, затем в более плотный, прозрачный, голубоватый, называемый глетчерным льдом. На превращение снега в лед обычно требуется два — три десятилетия, а в полярных странах еще более длительное время.
Лед обладает пластичностью, и ледник может течь. Пластичность льда возрастает с ростом давления и температуры, соответственно возрастает и скорость движения ледника. На пологих склонах (1°) медленное течение становится возможным при мощности льда 60— 65 м, тогда как на склонах, крутизна которых не менее 45°, возникает движение слоя льда мощностью всего 1,5—2 м. На плоской подстилающей поверхности движение льда вызвано уклоном поверхности самого ледника.
Ледник движется очень медленно. Скорость движения ледников в некоторых странах характеризуется следующими цифрами (см/сутки): Альпы 40—50, Памир 50—60, Гималаи 200—350, ледниковый щит Гренландии 7—8, выводные ледники Гренландии 300—2700, ледниковый щит Антарктиды 3—35, окраинные ледники Антарктиды 80—320. У дна и у склонов ледникового ложа под влиянием трения скорость движения ледника замедляется. На поверхности ледника она наибольшая в осевой его части. Как следствие в различии скорости движения в леднике возникают разрывы. При наличии резких уступов подстилающей поверхности в леднике образуются поперечные трещины и разломы, могут возникнуть ледопады. Образование трещин в теле ледника вызывается также разной скоростью движения его срединной и краевых частей (боковые трещины) и растеканием ледника при резком изменении ширины ложа (продольные трещины). Движущийся ледник совершает большую работу, разрушая, транспортируя и переоткладывая горные породы.
В леднике выделяют область питания и область стока (язык ледника). В области питания происходит накопление льда. В области стока осуществляется расход ледника путем абляции (таяния и испарения) и механическим путем (отрыв конца, обвалы, сползание в море и т. п.). Границей между областью питания и областью стока служит уровень нулевого баланса твердых осадков, как выпавших на ледник, так и перемещенных на него с соседних участков. Эта граница может находиться ниже снеговой границы и выше ее, что связано с охлаждающим влиянием самого ледника и с процессами поступления снега на ледник и его удаления с ледника (лавины, влияние ветра).
Положение нижнего края ледника определяется соотношением прихода и расхода вещества в нем. Так как это соотношение постоянно изменяется, край ледника смещается, ледник наступает и отступает. Ежегодные колебания края ледника составляют обычно метры и десятки метров, а в отдельных случаях сотни метров.
Ледники делятся на материковые и горные. Материковые ледники покрывают поверхность суши независимо от ее рельефа, причем последний почти не отражается на характере поверхности ледника. Они имеют форму ледяных куполов или щитов. Движение льда в этих ледниках направлено от центра к периферии по уклону его поверхности. В центре ледника расположена область питания. Расход льда осуществляется главным образом за счет обламывания его концов, часто спускающихся в море и образующих айсберги. Материковые ледники занимают 98,5% площади современного оледенения.
Горные ледники отличаются от материковых значительно меньшими размерами и большим разнообразием форм. Последняя предопределяется рельефом. Наиболее распространены долинные горные ледники. В верховьях находится область питания ледника, от которой вниз по долине опускаются ледяные потоки (языки). Примерами крупных горных ледников являются Сиачен (Каракорум) 75 км и Федченко (Памир) 71 км длиной.
Вечная (многолетняя) мерзлота. В слоях породы с отрицательной температурой распространена вечная (многолетняя) мерзлота. Она может быть сухой, но значительно чаще она содержит замерзшую воду, а иногда в ней содержится и жидкая вода. Вечная мерзлота занимает 25% площади суши.
Возникновение вечной мерзлоты возможно в условиях низких температур при малой мощности снежного покрова, который не может предохранить породы от промерзания. Такие условия существовали в ледниковую эпоху в областях, не покрытых льдом, и существуют в настоящее время там, где зима суровая и малоснежная, а лето короткое. Вечная мерзлота могла сохраниться как реликт последней эпохи оледенения, но она может возникать и в современных условиях.
На территории, расположенной внутри границы распространения вечной мерзлоты, выделяются области со сплошной мерзлотой, области с таликами и островная мерзлота. Температура вечной мерзлоты на глубине 15—20 м изменяется в пределах от —0,1 до —1,2° в зависимости от местных условий. Под «полосами стока» рек или грунтовых вод температура повышается и часто мерзлота может отсутствовать. Наибольшая мощность вечной мерзлоты (800 м) отмечена на побережье Хатангского залива. Нижняя граница вечной мерзлоты зависит от прихода тепла из более глубоких слоев земной коры.
Выше вечной мерзлоты, на ее поверхности, расположен слой сезонной мерзлоты, оттаивающей в теплое время года. Он называется деятельным слоем. Его мощность определяется климатическими условиями, составом горных пород, рельефом и может достигать 5 м. При глубоком залегании вечной мерзлоты ее отделяет от сезонной мерзлоты незамерзающий слой.
Подземные воды в условиях вечной мерзлоты отличаются большим своеобразием. Образующийся при замерзании воды в порах лед цементирует породу, делая ее водонепроницаемой. Местами встречаются скопления подземного льда: линзы, пласты, жилы, погребенные под слоем горной породы или вклинивающиеся в породу. В вечной мерзлоте выделяют над мерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные подземные воды. Первые — воды слоя сезонной мерзлоты. Они питаются атмосферными осадками и водой тающих летом почвенных льдов. При понижении температуры ниже 0° замерзшая сверху вода оказывает давление на ниже залегающие подземные воды, которые скапливаются в местах с наименьшим давлением и, замерзая, поднимают уже замерзшие верхние слои, образуя бугры. Вода, прорвавшаяся на поверхность, превращается в ледяные покровы, которые называются наледями. Межмерзлотные воды находятся в самой толще мерзлоты и могут быть в незамерзшем состоянии только в том случае, если находятся в движении. Подмерзлотные воды никогда не замерзают и часто имеют напор.
Вечная мерзлота оказывает большое влияние на все компоненты ландшафта. Она определяет своеобразные формы рельефа и режим гидрографии, влияет на процесс почвообразования и на характер растительности (см. гл. IV).
—Источник—
Богомолов, Л.А. Общее землеведение/ Л.А. Богомолов [и д.р.]. – М.: Недра, 1971.- 232 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
