Як утворюються льодовики? Гірський льодовик.

Зміст статті

Льодовики,скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. У деяких випадках рух льоду припиняється і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань до океанів або великих озер, а потім утворюють фронт отелення, де відбувається відкол айсбергів. Виділяють чотири основні типи льодовиків: материкові льодовикові покриви, льодовикові шапки, долинні льодовики (альпійські) та передгірні льодовики (льодовики підніжжя).

Найбільш відомі покривні льодовики, які можуть повністю перекривати плато та гірські хребти. Найбільшим є Антарктичний льодовиковий покрив площею понад 13 млн. км 2 займає майже весь материк. Інший покривний льодовик знаходиться у Гренландії, де він перекриває навіть гори та плато. Загальна площа цього острова 2,23 млн. км 2 , їх бл. 1,68 млн. км2 покрито льодом. У цій оцінці враховано площу не лише самого льодовикового покриву, а й численних вивідних льодовиків.

Термін "льодовикова шапка" іноді вживається для позначення невеликого покривного льодовика, але правильніше так називати відносно невелику масу льоду, що покриває високе плато або гірський хребет, від якої в різних напрямках відходять долинні льодовики. Наочним прикладом льодовикової шапки є т.зв. Колумбійське фірнове плато, розташоване в Канаді на кордоні провінцій Альберта та Британська Колумбія (52° 30в пн.ш.). Його площа перевищує 466 км 2 і від нього на схід, південь і захід відходять великі долинні льодовики. Один з них – льодовик Атабаска – легкодоступний, тому що його нижній кінець віддалений лише на 15 км від автомагістралі Банф – Джаспер, і влітку туристи можуть кататися на всюдиході по всьому льодовику. Льодовикові шапки зустрічаються на Алясці на північ від гори Св. Іллі і на схід від Рассел-фіорду.

Долинні, або альпійські, льодовики починаються від покривних льодовиків, льодовикових шапок та фірнових полів. Переважна більшість сучасних долинних льодовиків бере початок у фірнових басейнах і займає трогові долини, у формуванні яких могла брати участь і льодовикова ерозія. У певних кліматичних умовах долинні льодовики широко поширені у багатьох гірських районах земної кулі: в Андах, Альпах, на Алясці, у Скелястих та Скандинавських горах, Гімалаях та інших горах Центральної Азії, Новій Зеландії. Навіть в Африці – в Уганді та Танзанії – є низка таких льодовиків. У багатьох долинних льодовиків є льодовики-притоки. Так, у льодовика Барнард на Алясці їх принаймні вісім.

Інші різновиди гірських льодовиків – корові та висячі – здебільшого є релікти більшого заледеніння. Вони зустрічаються головним чином у верхів'ях трогів, але іноді розташовані прямо на схилах гір і не пов'язані з нижчими долинами, причому розміри багатьох трохи більше живлять їх сніжників. Такі льодовики поширені у Каліфорнії, Каскадних горах (шт. Вашингтон), а національному парку Глейшер (шт. Монтана) їх близько півсотні. Усі 15 льодовиків шт. Колорадо відносяться до карових або висячих, а найбільший з них каровий льодовик Арапахо в окрузі Боулдер цілком займає вироблений ним автомобіль. Протяжність льодовика всього 1,2 км (а колись він мав довжину близько 8 км), приблизно така ж ширина, а максимальна потужність оцінюється в 90 м.

Передгірні льодовики розташовуються біля підніжжя крутих гірських схилів у широких долинах або на рівнинах. Такий льодовик може утворитися через розпластування долинного льодовика (приклад - льодовик Колумбія на Алясці), але частіше - в результаті злиття біля підніжжя гори двох або декількох льодовиків, що спускаються по долинах. Гранд-Плато та Маласпіна на Алясці – класичні приклади льодовиків такого типу. Передгірні льодовики зустрічаються і на північно-східному узбережжі Гренландії.

Характеристики сучасних льодовиків.

Льодовики дуже сильно розрізняються за розмірами та формою. Вважається, що льодовиковий покрив займає прибл. 75% площі Гренландії та майже всю Антарктиду. Площа льодовикових шапок коливається від кількох тисяч тисяч квадратних кілометрів (наприклад, площа льодовикової шапки Пенні на Баффиновой Землі у Канаді сягає 60 тис. км 2 ). Найбільший долинний льодовик у Північній Америці – західна гілка льодовика Хаббард на Алясці завдовжки 116 км, тоді як сотні висячих та карових льодовиків мають довжину менше 1,5 км. Площі льодовиків підніжжів коливаються від 1-2 км 2 до 4,4 тис. км 2 (льодовик Маласпіна, що спускається в затоку Якутат на Алясці). Вважають, що льодовики покривають 10% усієї площі суші Землі, але, ймовірно, ця цифра надто занижена.

Найбільша потужність льодовиків – 4330 м – встановлена біля станції Берд (Антарктида). У центральній Гренландії товщина льоду досягає 3200 м. Судячи з сполученого рельєфу, можна припустити, що товщина деяких льодовикових шапок і льодовиків долинних набагато більше 300 м, а в інших вимірюється всього десятками метрів.

Швидкість руху льодовиків зазвичай дуже мала – приблизно кілька метрів на рік, але тут також є значні коливання. Після ряду років з рясним снігопадом в 1937 кінець льодовика Блек-Рапідс на Алясці протягом 150 днів рухався зі швидкістю 32 м на добу. Однак такий швидкий рух не характерний для льодовиків. Навпаки, льодовик Таку на Алясці протягом 52 років просувався із середньою швидкістю 106 м/рік. Багато невеликих карових і висячих льодовиків рухаються ще повільніше (наприклад, згадуваний вище льодовик Арапахо щорічно просувається лише на 6,3 м).

Лід у тілі долинного льодовика рухається нерівномірно – найшвидше на поверхні та в осьовій частині і набагато повільніше з боків та біля ложа, мабуть, через збільшення тертя та велику насиченість уламковим матеріалом у придонних та прибортових частинах льодовика.

Всі великі льодовики поцятковані численними тріщинами, у тому числі відкритими. Їхні розміри залежать від параметрів самого льодовика. Трапляються глибиною до 60 м і довжиною в десятки метрів. Вони може бути як поздовжніми, тобто. паралельними напрямку руху, так і поперечними, що йдуть хрест цьому напрямку. Поперечні тріщини набагато численніші. Рідше зустрічаються радіальні тріщини, виявлені в передгірних льодовиках, що розпластуються, і крайові тріщини, приурочені до кінців долинних льодовиків. Поздовжні, радіальні і крайові тріщини, мабуть, утворилися внаслідок напруги, що виникають в результаті тертя або розтікання льоду. Поперечні тріщини – ймовірно, результат руху льоду нерівним ложем. Особливий тип тріщин – бергшрунд – типовий для автомобілів, присвячених верхів'ям долинних льодовиків. Це великі тріщини, що виникають при виході льодовика із фірнового басейну.

Якщо льодовики спускаються у великі озера чи моря, по тріщинам відбувається отел айсбергів. Тріщини також сприяють танення та випаровування льодовикового льоду та відіграють важливу роль у формуванні камів, улоговин та інших форм рельєфу у крайових зонах великих льодовиків.

Лід покривних льодовиків і льодовикових шапок зазвичай чистий, великокристалічний, блакитного кольору. Це справедливо також для великих долинних льодовиків, за винятком їх кінців, які зазвичай містять шари, насичені уламками порід і чергуються з пластами чистого льоду. Така стратифікація пов'язана з тим, що взимку, поверх пилу, що накопичилися влітку, і уламків, що звалилися на лід з бортів долини, лягає сніг.

На бортах багатьох долинних льодовиків зустрічаються бічні морени - витягнуті гряди неправильної форми, складені піском, гравієм та валунами. Під впливом ерозійних процесів та схилового змиву влітку та лавин взимку на льодовик з крутих бортів долини надходить велика кількість різного уламкового матеріалу, і з цих каменів та дрібнозему формується морена. На великих долинних льодовиках, що приймають льодовики-притоки, утворюється серединна морена, що рухається біля осьової частини льодовика. Ці витягнуті вузькі гряди, складені уламковим матеріалом, раніше були бічними моренами льодовиків-приток. На льодовику Коронейшн на Землі Баффіна є не менше семи серединних морен.

Взимку поверхня льодовиків відносно рівна, оскільки сніг нівелює всі нерівності, але влітку вони суттєво урізноманітнять рельєф. Крім описаних вище тріщин і морен, долинні льодовики часто бувають глибоко розчленовані потоками льодовикових вод. Сильні вітри, що несуть крижані кристали, руйнують і борознять поверхню крижаних шапок та покривних льодовиків. Якщо великі валуни захищають лід, що лежить нижче, від танення, тоді як навколо лід вже розтанув, утворюються крижані гриби (або п'єдестали). Такі форми, увінчані великими брилами і камінням, іноді досягають заввишки кількох метрів.

Передгірні льодовики відрізняються нерівним та своєрідним характером поверхні. Їхні притоки можуть відкладати безладну суміш з бічних, серединних і кінцевих морен, серед яких зустрічаються брили мертвого льоду. У місцях витаювання великих крижаних брил виникають глибокі западини неправильної форми, багато з яких зайняті озерами. На потужній морені льодовика Маласпіна, що перекриває брилу мертвого льоду завтовшки 300 м, виріс ліс. Кілька років тому в межах цього масиву лід знову почав рухатися, внаслідок чого почали зміщуватися ділянки лісу.

В оголеннях по краях льодовиків часто видно великі зони сколювання, де одні льодові блоки насунуті на інші. Ці зони є насувами, причому розрізняють кілька способів їх утворення. По-перше, якщо одна з ділянок придонного шару льодовика перенасичена уламковим матеріалом, то його рух припиняється, а лід, що знову надходить, насувається на нього. По-друге, верхні та внутрішні шари долинного льодовика насуваються на придонні та бічні, оскільки рухаються швидше. Крім того, при злитті двох льодовиків один може рухатися швидше за інший, і тоді теж відбувається насув. На льодовику Бодуена північ від Гренландії та багатьох льодовиках Шпіцбергена є вражаючі оголення надвигів.

В кінці або краї багатьох льодовиків часто спостерігаються тунелі, прорізані підльодовиковими і внутрішньольодовиковими потоками талих вод (іноді за участю дощових вод), які спрямовуються тунелями в сезон абляції. Коли рівень води спадає, тунелі стають доступними для досліджень і мають унікальну можливість вивчення внутрішньої будови льодовиків. Значні за розмірами тунелі вироблені в льодовиках Менденхол на Алясці, Асулкан у Британській Колумбії (Канада) та Ронському (Швейцарія).

Освіта льодовиків.

Льодовики існують усюди, де темпи акумуляції снігу значно перевищують темпи абляції (танення та випаровування). Ключ до розуміння механізму формування льодовиків дає вивчення високогірних сніжників. Свіжевипав сніг складається з тонких таблитчатих гексагональних кристалів, багато з яких мають витончену мереживну або решітчасту форму. Пухнасті сніжинки, які падають на багаторічні сніжники, внаслідок танення та вторинного замерзання перетворюються на зернисті кристали крижаної породи, яка називається фірном. Ці зерна у діаметрі можуть досягати 3 мм і більше. Шар фірна має схожість зі змерзлим гравієм. З часом у міру накопичення снігу та фірну нижні шари останнього ущільнюються та трансформуються у твердий кристалічний лід. Поступово потужність льоду збільшується до тих пір, поки лід не починає рухатися і не утворюється льодовик. Швидкість такого перетворення снігу на льодовик залежить головним чином від того, наскільки темпи акумуляції снігу перевищують темпи його абляції.

Рух льодовиків,

що спостерігається в природі, помітно відрізняється від перебігу рідких або в'язких речовин (наприклад, смоли). Насправді це швидше схоже на плинність металів або гірських порід за численними крихітними площинами ковзання вздовж площин кристалічної решітки або за спайністю (площинами кліважу), паралельною основі гексагональних кристалів льоду. Причини руху льодовиків остаточно не встановлено. Із цього приводу було висунуто багато теорій, але жодна з них не прийнята гляціологами як єдино вірна, і, ймовірно, існує кілька взаємопов'язаних причин. Сила тяжіння є важливим чинником, але не єдиним. В іншому випадку льодовики швидше рухалися б узимку, коли вони несуть додаткове навантаження у вигляді снігу. Однак насправді вони швидше рухаються влітку. Танення та повторне замерзання кристалів льоду в льодовику, можливо, теж сприяють руху завдяки силам розширення, що виникають внаслідок цих процесів. Талі води, глибоко потрапляючи в тріщини і замерзаючи там, розширюються, що може прискорити рух льодовика влітку. Крім того, талі води біля ложа та бортів льодовика зменшують тертя і таким чином сприяють руху.

Незалежно від причин, що призводять до льодовиків у рух, його характер і результати мають деякі цікаві наслідки. У багатьох моренах зустрічаються добре відполіровані тільки з одного боку льодовикові валуни, причому на полірованій поверхні іноді видно глибоке штрихування, орієнтоване тільки в одному напрямку. Все це свідчить про те, що коли льодовик рухався по скельному ложу, валуни були міцно затиснуті в одному положенні. Трапляється, що валуни переносяться льодовиками вгору схилом. Уздовж східного уступу Скелястих гір у пров. Альберта (Канада) є валуни, перенесені більш ніж на 1000 км на захід і в даний час знаходяться на 1250 м вище від місця відриву. Чи приморожені до ложа придонні шари льодовика, що рухався на захід і вгору до підніжжя Скелястих гір, поки не ясно. Імовірніше, що відбувалося повторне сколювання, ускладнене насувами. На думку більшості гляціологів, у фронтальній зоні поверхня льодовика завжди має ухил у напрямку руху льоду. Якщо це справді так, то у наведеному прикладі потужність льодовикового покриву перевищувала 1250 м протягом 1100 км на схід, коли його край досяг підніжжя Скелястих гір. Не виключено, що вона сягала 3000 м.

Танення та відступання льодовиків.

Потужність льодовиків збільшується завдяки акумуляції снігу та скорочується під впливом кількох процесів, які гляціологи поєднують загальним терміном «абляція». Сюди входять танення, випаровування, сублімація (сублімація) і дефляція (вітрова ерозія) льоду, а також отел айсбергів. І акумуляція та абляція вимагають вельми певних кліматичних умов. Рясні снігопади взимку та холодне хмарне літо сприяють розростанню льодовиків, тоді як малосніжна зима та тепле літо з великою кількістю сонячних днів мають протилежний ефект.

Якщо не рахувати отелення айсбергів, танення – найбільш істотний компонент абляції. Відступ кінця льодовика відбувається як в результаті його танення, так і, що більш важливо, загального зменшення потужності льоду. Танення прибортових частин долинних льодовиків під впливом прямої сонячної радіації та тепла, що випромінюється бортами долини, також робить значний внесок у деградацію льодовика. Хоч як це парадоксально, але й під час відступу льодовики продовжують рухатися вперед. Так, льодовик за рік може просунутися на 30 м та відступити на 60 м. У результаті довжина льодовика зменшується, хоча він продовжує рухатися вперед. Акумуляція та абляція майже ніколи не перебувають у повній рівновазі, тому постійно відбуваються коливання розмірів льодовиків.

Отел айсбергів – особливий тип абляції. Влітку можна спостерігати дрібні айсберги, що мирно плавають по гірських озерах, розташованих у кінці долинних льодовиків, і величезні айсберги, що відкололися від льодовиків Гренландії, Шпіцбергена, Аляски та Антарктиди, – це видовище вселяє благоговійний страх. Льодовик Колумбія на Алясці виходить у Тихий океан фронтом шириною 1,6 км і висотою 110 м. Він повільно сповзає в океан. Під дією підйомної сили води за наявності великих тріщин обламуються і спливають величезні брили льоду, щонайменше на дві третини занурені у воду. В Антарктиді край знаменитого шельфового льодовика Росса межує з океаном протягом 240 км, утворюючи уступ заввишки 45 м. Тут формуються величезні айсберги. У Гренландії вивідні льодовики теж продукують безліч дуже великих айсбергів, які несуть холодні течії в Атлантичний океан, де стають загрозою для суден.

Плейстоценовий льодовиковий період.

Плейстоценова епоха четвертинного періоду кайнозойської ери почалася приблизно 1 млн років тому. На початку цієї епохи почали розростатися великі льодовики на Лабрадорі та в Квебеку (Лаврентійський льодовиковий покрив), у Гренландії, на Британських островах, у Скандинавії, Сибіру, Патагонії та Антарктиді. На думку деяких гляціологів, великий центр заледеніння знаходився також на захід від Гудзонової затоки. Третє вогнище заледеніння, зване Кордильєрським, розташовувалося в центрі Британської Колумбії. Ісландія була повністю перекрита льодом. Альпи, Кавказ і гори Нової Зеландії також були важливими центрами заледеніння. Численні долинні льодовики формувалися в горах Аляски, Каскадних горах (штати Вашингтон та Орегон), у Сьєрра-Неваді (шт. Каліфорнія) та в Скелястих горах Канади та США. Аналогічне гірничо-долинне заледеніння поширювалося в Андах та у високих горах Центральної Азії. Покривний льодовик, який почав формуватися на Лабрадорі, потім просунувся на південь аж до штату Нью-Джерсі – більш ніж на 2400 км від місця свого зародження, повністю перекривши гори Нової Англії та штат Нью-Йорк. Розростання льодовиків відбувалося також у Європі та Сибіру, проте Британські о-ви ніколи повністю не покривалися льодом. Невідома тривалість першого плейстоценового заледеніння. Ймовірно, вона становила принаймні 50 тис. років, а може, й удвічі більше. Потім настав тривалий період, під час якого більша частина суші, що покривалася льодовиками, звільнилася від льодів.

У плейстоцені в Північній Америці, Європі та Північній Азії було ще три аналогічні зледеніння. Найостанніше з них у Північній Америці та Європі відбувалося протягом останніх 30 тис. років, де крига остаточно розтанула бл. 10 тис. Років тому. Загалом встановлено синхронність чотирьох плейстоценових заледенінь Північної Америки та Європи.

Поширення заледеніння у плейстоціні.

У Північній Америці покривні льодовики під час максимального заледеніння займали площу понад 12,5 млн. кв. км, тобто. більше половини всієї поверхні материка. У Європі Скандинавський льодовиковий покрив поширювався на території, що перевищувала 4 млн км 2 . Він перекривав Північне море і з'єднувався з льодовиковим покривом Британських островів. Льодовики, що формувалися в Уральських горах, теж розросталися і виходили до передгірських районів. Існує припущення, що під час середньоплейстоценового заледеніння вони з'єднувалися зі Скандинавським льодовиковим покривом. Льодовикові покриви займали великі площі гірських районах Сибіру. У плейстоцені льодовикові покриви Гренландії та Антарктиди, ймовірно, мали значно більшу площу та потужність (головним чином в Антарктиді), ніж сучасні.

Крім цих великих центрів заледеніння, існувало безліч дрібних місцевих осередків, наприклад, у Піренеях і Вогезах, Апеннінах, горах Корсики, Патагонії (схід південних Анд).

Під час максимального розвитку плейстоценового заледеніння понад половину площі Північної Америки було вкрите льодом. На території США південний кордон покривного заледеніння слідує приблизно від о. Лонг-Айленд (шт. Нью-Йорк) на північ центральної частини штату Нью-Джерсі та північний схід Пенсільванії майже до південно-західного кордону шт. Нью Йорк. Звідси вона прямує до південно-західного кордону штату Огайо, потім по р. Огайо в південну Індіану, далі повертає на північ у південну частину центральної Індіани, а потім на південний захід до р. Міссісіпі, при цьому південна частина штату Іллінойс залишається за межами області заледеніння. Кордон зледеніння проходить поблизу річок Міссісіпі і Міссурі до міста Канзас-Сіті, далі через східну частину штату Канзас, східну частину штату Небраска, центральну частину Південної Дакоти, південно-західну частину Північної Дакоти до Монтани трохи південніше р. Міссурі. Звідси південний кордон покривного заледеніння повертає на захід до підніжжя Скелястих гір у північній Монтані.

Територія площею 26 тис. км 2 , що охоплює північно-західний Іллінойс, північно-східну Айову та південно-західний Вісконсін, давно виділялася як «безвалунна». Передбачалося, що вона ніколи не покривалася плейстоценовими льодовиками. Насправді туди не поширювався льодовиковий покрив у вісконсіні. Можливо, під час ранніх заледенінь льоди туди заходили, але сліди їхнього перебування були стерті під впливом ерозійних процесів.

На північ від США льодовиковий покрив поширювався на територію Канади до Північного Льодовитого океану. На північному сході льодом були покриті Гренландія, Ньюфаундленд і півострів Нова Шотландія. У Кордильєрах льодовикові шапки займали південну Аляску, плато та берегові хребти Британської Колумбії та північну третину штату Вашингтон. Коротше кажучи, крім західних районів центральної Аляски та її крайньої півночі, вся Північна Америка на північ від описаної вище лінії в плейстоціні була зайнята льодом.

Наслідки плейстоценового заледеніння.

Під впливом величезного льодовикового навантаження земна кора виявилася прогнутою. Після деградації останнього зледеніння територія, яка покривалася найпотужнішим шаром льоду на захід від Гудзонової затоки та на північному сході Квебеку, піднімалася швидше, ніж розташована біля південного краю льодовикового покриву. За оцінками, район північного узбережжя оз.Верхнього в даний час піднімається зі швидкістю 49,8 см в століття, а район, розташований на захід від Гудзонової затоки, до завершення компенсаційної ізостазії підніметься ще на 240 м. Подібне підняття відбувається і в Балтійському регіоні Європі.

Плейстоценовий лід утворився рахунок океанічної води, і тому під час максимального розвитку заледеніння відбувалося й найбільше зниження рівня Світового океану. Величина цього зниження - питання спірне, проте геологи і океанологи одностайно визнають, що рівень Світового океану знижувався більш ніж на 90 м. Це доводиться поширенням абразійних терас у багатьох областях і положенням днищ лагун та мілин коралових рифів Тихого океану на глибинах бл. 90м.

Коливання рівня Світового океану впливали на розвиток річок, що впадають у нього. У звичайних умовах річки що неспроможні поглиблювати свої долини набагато нижче рівня моря, але за його зниженні відбувається подовження і поглиблення річкових долин. Ймовірно, затоплена долина р. Гудзон, що простягається на шельфі більш ніж на 130 км і закінчується на глибинах бл. 70 м, сформувалася під час одного або кількох великих заледенінь.

Покривне заледеніння вплинуло зміну напрями течії багатьох річок. У льодовиковий час р. Міссурі текла зі східної Монтани на північ, до Канади. Річка Норт-Саскачеван колись несла свої води Схід, перетинаючи територію Альберти, але згодом різко повернула північ. В результаті плейстоценового заледеніння утворилися внутрішні моря та озера, а площа вже існуючих збільшилася. Завдяки припливу талих льодовикових вод та рясним опадам виникло оз. Бонневілл у штаті Юта, реліктом якого є Велике Солоне озеро. Максимальна площа оз. Бонневілл перевищувала 50 тис. км 2 , а глибина досягала 300 м. Каспійське та Аральське моря (по суті – великі озера) у плейстоцені мали значно більші площі. Очевидно, у вюрмі (висконсині) рівень води у Мертвому морі більш ніж 430 м перевищував сучасний.

Долинні льодовики в плейстоцені були набагато численнішими і більшими розмірами в порівнянні з існуючими зараз. У Колорадо налічувалися сотні льодовиків (зараз 15). Найбільший сучасний льодовик у штаті Колорадо – Арапахо – має довжину 1,2 км, а у плейстоціні довжина льодовика Дуранго у горах Сан-Хуан на південному заході Колорадо досягала 64 км. В Альпах, Андах, Гімалаях, Сьєрра-Неваді та інших великих гірських системах земної кулі також розвивалося заледеніння. Поряд із долинними льодовиками там існувало і безліч льодовикових шапок. Це, зокрема, доведено для берегових хребтів Британської Колумбії та США. На півдні штату Монтана в горах Бертус була велика льодовикова шапка. Крім того, в плейстоцені льодовики існували на Алеутських о-вах та о.Гавайї (м. Мауна-Кеа), у горах Хідака (Японія), на Південному острові Нової Зеландії, на о. , у Туреччині, Ірані, на Шпіцбергені та Землі Франца-Йосифа. У деяких з цих районів льодовики поширені і в даний час, але, як і на заході США, у плейстоціні вони були значно більшими.

ЛЬОДНИКОВИЙ РЕЛЬЄФ

Екзараційний рельєф, створений покривними льодовиками.

Маючи значну товщину і вагу, льодовики проводили потужну екзараційну роботу. У багатьох місцевостях вони знищили весь ґрунтовий покрив і частково підстилаючі пухкі відкладення та прорізали глибокі улоговини та борозни в корінних породах. У центральному Квебеку ці улоговини зайняті численними озерами витягнутої форми. Льодовикові борозни простежуються вздовж Канадської трансконтинентальної автомагістралі та поблизу міста Садбері (пров. Онтаріо). Гори штату Нью-Йорк і Нової Англії були викладені і відпрепаровані, а льодовикові долини, що існували там, розширені і поглиблені потоками льоду. Льодовики також розширили улоговини п'яти Великих озер США та Канади, а поверхні скельних порід відполірували та покрили штрихуванням.

Льодовиково-акумулятивний рельєф, створений покривними льодовиками.

Льодовикові покриви, включаючи Лаврентійський і Скандинавський, займали площу не менше 16 млн. км 2 і, крім того, тисячі квадратних кілометрів були вкриті гірськими льодовиками. Під час деградації заледеніння весь еродований і переміщений у тілі льодовика уламковий матеріал відкладався там, де танув лід. Таким чином, великі території виявилися усіяними валунами та щебенем і вкриті дрібнозернистішими льодовиковими відкладеннями. Давним-давно на Британських островах були виявлені розсіяні по поверхні валуни незвичайного складу. Спочатку передбачалося, що вони принесли океанічні течії. Однак згодом було визнано їхнє льодовикове походження. Льодовикові відкладення стали поділяти на морену та сортовані опади. До складу відкладених морен (які іноді називають тіл) входять валуни, щебінь, пісок, супісок, суглинок та глина. Можливо переважання одного з цих компонентів, але найчастіше морена є несортованою сумішшю двох або більшої кількості складових, а іноді зустрічаються всі фракції. Сортовані опади формуються під впливом талих льодовикових вод і складають зандрові водно-льодовикові рівнини, долинні зандри, ками та ози ( див. нижче), а також заповнюють улоговини озер льодовикового походження. Нижче розглядаються деякі характерні форми рельєфу областей покривного заледеніння.

Основні морени.

Слово «морена» вперше було застосовано для позначення гряд і пагорбів, складених валунами і мілкоземом і льодовиків, що зустрічаються в кінці кінців, у Французьких Альпах. У складі основних морен переважає матеріал відкладених морен, а їх поверхня є пересіченою рівниною з невеликими пагорбами і грядами різних форм і розмірів і з численними невеликими улоговинами, заповненими озерами і болотами. Потужність основних морен варіює у великих межах залежно від обсягу принесеного льодом матеріалу.

Основні морени займають великі площі США, Канаді, на Британських островах, Польщі, Фінляндії, північної Німеччини та Росії. Для околиць Понтіака (шт. Мічиган) та Уотерлу (шт. Вісконсін) характерні ландшафти основної морени. Тисячі невеликих озер усеюють поверхню основних морен у Манітобі та Онтаріо (Канада), Міннесоті (США), Фінляндії та Польщі.

Кінцеві морени

утворюють потужні широкі пояси вздовж краю покривного льодовика. Вони представлені грядами або більш-менш ізольованими пагорбами потужністю до кількох десятків метрів, шириною до кількох кілометрів і, як правило, завдовжки багато кілометрів. Часто край покривного льодовика був рівним, а розділявся на досить чітко відокремлені лопаті. Становище краю льодовика реконструюється кінцевими моренами. Ймовірно, під час відкладення цих морен край льодовика тривалий час перебував майже у нерухомому (стаціонарному) стані. При цьому формувалася не одна гряда, а цілий комплекс гряд, пагорбів і улоговин, який помітно височіє над поверхнею суміжних основних морен. У більшості випадків кінцеві морени, що входять до складу комплексу, свідчать про неодноразові невеликі зрушення краю льодовика. Талі води льодовиків, що відступали, зруйнували ці морени в багатьох місцях, що підтверджується спостереженнями в центральній Альберті і на північ від міста Реджайна в горах Харт у провінції Саскачеван. На території США такі приклади представлені вздовж південного кордону покривного заледеніння.

Друмліни

– витягнуті пагорби, що формою нагадують ложку, перевернуту опуклою стороною догори. Ці форми складаються з матеріалу відкладеної морени, а деяких (але не у всіх) випадках мають ядро з корінних порід. Друмліни зазвичай зустрічаються великими групами – по кілька десятків чи навіть сотень. Більшість цих форм рельєфу має розміри 900–2000 м завдовжки, 180–460 м завширшки та 15–45 м заввишки. Валуни з їхньої поверхні нерідко орієнтовані довгими осями у напрямку руху льоду, яке здійснювалося від крутого схилу до пологого. Очевидно, друмліни формувалися, коли нижні шари льоду втрачали рухливість через перевантаження уламковим матеріалом і перекривалися верхніми шарами, що рухаються, які переробляли матеріал відкладеної морени і створювали характерні форми друмлінів. Такі форми широко поширені в ландшафтах основних морен областей покривного заледеніння.

Зандрові рівнини

складені матеріалом, принесеним потоками талих льодовикових вод, і зазвичай примикають до зовнішнього краю кінцевих морен. Ці грубосортовані відкладення складаються з піску, гальки, глини та валунів (максимальний розмір яких залежав від здатності до транспортування потоків). Зандрові поля зазвичай широко поширені вздовж зовнішнього краю кінцевих морен, але бувають і винятки. Наочні приклади андрів зустрічаються на захід від морени альтмонт в центральній Альберті, поблизу міст Баррінгтон (шт. Іллінойс) і Плейнфілд (шт. Нью-Джерсі), а також на о. Лонг-Айленд і півострів Кейп-Код. Зандрові рівнини в центральних районах США, особливо вздовж річок Іллінойс і Міссісіпі, містили величезну кількість пилкуватий матеріал, який згодом був підхоплений і перенесений сильними вітрами і врешті-решт перекладений у вигляді судьби.

Ози

– це довгі вузькі звивисті гряди, складені в основному сортованими опадами, довжиною від кількох метрів до кількох кілометрів і висотою до 45 м. Ози формувалися в результаті діяльності підльодовикових потоків талих вод, що виробляли тунелі в льоду і відкладали там наноси. Ози зустрічаються всюди, де існували льодовикові покриви. Сотні таких форм знаходяться як на схід, так і на захід від Гудзонової затоки.

Ками

– це невеликі крутосхильні пагорби та короткі гряди неправильної форми, складені сортованими опадами. Ймовірно, вони утворилися у різний спосіб. Деякі були відкладені поблизу кінцевих морен потоками, що витікали з внутрішньольодовикових тріщин або підльодовикових тунелів. Ці камі часто зливаються в широкі поля слабосортованих наносів, які називаються камовими терасами. Інші, мабуть, були сформовані внаслідок танення великих брил мертвого льоду наприкінці льодовика. Утворені при цьому улоговини заповнювалися відкладеннями потоків талих вод, і після повного танення льоду там формувалися камі, що злегка височіли над поверхнею основної морени. Ками зустрічаються у всіх областях покривного заледеніння.

Западини

часто зустрічаються на поверхні основної морени. Це результат витаювання брил льоду. Нині у гумідних районах можуть бути зайняті озерами чи болотами, а семіаридних і навіть у багатьох гумідних районах вони сухі. Такі западини зустрічаються у поєднанні з невеликими крутосхилими пагорбами. Западини та пагорби – типові форми рельєфу основної морени. Сотні таких форм зустрічаються у північному Іллінойсі, Вісконсіні, Міннесоті та Манітобі.

Озерно-льодовикові рівнини

займають днища колишніх озер. У плейстоцені виникли численні озера льодовикового походження, які потім були спущені. Потоки талих льодовикових вод приносили у ці озера уламковий матеріал, який там сортувався. Стародавнє прилідникове оз. Агасіз площею 285 тис. кв. км, що розташовувалося в Саскачевані і Манітобе, Північній Дакоті та Міннесоті, харчувалося за рахунок численних потоків, що починалися від краю льодовикового покриву. В даний час велике дно озера, що займає площу в кілька тисяч квадратних кілометрів, являє собою суху поверхню, складену пісками і глинами, що перешаровуються.

Екзараційний рельєф, створений долинними льодовиками.

На відміну від льодовикових покривів, які виробляють обтічні форми та згладжують поверхні, через які вони рухаються, гірські льодовики, навпаки, перетворюють рельєф гір і плато таким чином, що роблять його контрастнішим і створюють характерні розглянуті нижче форми рельєфу.

U-подібні долини (чіпки).

Великі льодовики, що переносять у своїх підставах та крайових частинах великі валуни та пісок, є потужними агентами екзарації. Вони розширюють днища і роблять крутішими борти долин, якими рухаються. Так формується U-подібний поперечний профіль долин.

Висячі долини.

Багато районах великі долинні льодовики приймали невеликі льодовики-притоки. Перші з них поглиблювали свої долини значно сильніше, ніж дрібні льодовики. Після танення льоду кінці долин льодовиків-приток виявилися ніби підвішеними над днищами головних долин. У такий спосіб виникли висячі долини. Такі типові долини та мальовничі водоспади утворилися в Йосемітській долині (шт. Каліфорнія) та національному парку Глейшер (шт. Монтана) у місцях з'єднання бічних долин із головними.

Цирки та кари.

Цирки – це чашеподібні заглиблення або амфітеатри, які розташовуються у верхніх частинах трогів у всіх горах, де колись існували великі льодовики. Вони сформувалися в результаті розширюючої дії замерзлої в тріщинах гірських порід води і виносу великого уламкового матеріалу, що утворився під впливом сили тяжіння льодовиками. Цирки виникають нижче за фірнову лінію, особливо у бергшрундів, при виході льодовика з фірнового поля. У ході процесів розширення тріщин при замерзанні води та екзарації ці форми ростуть у глибину та ширину. Їхні верхів'я врізаються в схил гори, на якому вони розташовані. Багато цирків мають круті борти заввишки кілька десятків метрів. Для днищ цирків також типові озерні ванни, вироблені льодовиками.

У тих випадках, коли подібні форми не мають прямого зв'язку з нижчими торками, вони називаються карами. Зовнішньо складається враження, що кари підвішені на схилах гір.

Карові сходи.

Розташовані однієї долині щонайменше двох автомобілів називаються каровой сходами. Зазвичай кари поділяються крутими уступами, які зчленовуючись зі сплощеними днищами автомобілів, як щаблі, формують гігантські (вкладені) сходи. На схилах Передового хребта у штаті Колорадо представлено багато виразних карових сходів.

Карлінги

- гостроверхі форми, що утворюються в ході розвитку трьох або більше автомобілів по різні боки від однієї гори. Часто карлінги мають правильну пірамідальну форму. Класичний приклад – гора Маттерхорн на кордоні Швейцарії та Італії. Проте мальовничі карлінги трапляються майже у всіх високих горах, де існували долинні льодовики.

Арети

- Це зубчасті гребені, що мають схожість з полотном пили або лезом ножа. Вони формуються там, де два автомобілі, що ростуть на протилежних схилах хребта, близько підходять один до одного. Арети виникають і там, де два паралельні льодовики зруйнували розділюючу гірську перемичку настільки, що від неї залишився лише вузький гребінь.

Перевали

- Це перемички в гребенях гірських хребтів, що утворюються при відступі задніх стін двох автомобілів, які розвивалися на протилежних схилах.

Нунатаки

– це скельні рештки, оточені льодовиковим льодом. Вони поділяють долинні льодовики та лопаті льодовикових шапок чи покривів. Чітко виражені нунатаки є на льодовику Франца-Йосифа та деяких інших льодовиках Нової Зеландії, а також у периферичних частинах Гренландського льодовикового покриву.

Фіорди

зустрічаються всіх узбережжях гірських країн, де долинні льодовики колись спускалися до океану. Типові фіорди – це частково затоплені морем трогові долини з U-подібним поперечним профілем. Льодовик товщиною бл. 900 м може просунутися в море і продовжувати поглиблювати свою долину, доки не досягне глибини бл. 800 м. До глибоких фіордів відносяться затока Согне-фіорд (1308 м) в Норвегії та протоки Месьє (1287 м) і Бейкер (1244) на півдні Чилі.

Хоча дуже впевнено можна констатувати, що більшість фіордів є глибоко врізаними трогами, які були затоплені після танення льодовиків, походження кожного фіорду можна з'ясувати тільки з урахуванням історії зледеніння в цій долині, умов залягання корінних порід, наявності розломів і масштабів занурення прибережної території. Так, у той час як більшість фіордів являють собою перепоглиблені троги, багато прибережних районів, подібно до узбережжя Британської Колумбії, в результаті рухів земної кори зазнали опускання, що в деяких випадках сприяло їхньому затопленню. Мальовничі фіорди характерні для Британської Колумбії, Норвегії, південного Чилі та Південного острова Нової Зеландії.

Екзараційні ванни (ванни виорювання)

Екзараційні ванни (ванни виорювання) вироблені долинними льодовиками в корінних породах у підстави крутих схилів у місцях, де днища долин складені сильно тріщинуватими породами. Зазвичай площа цих ванн ок. 2,5 кв. км, а глибина – прибл. 15 м, хоча багато з них мають менші розміри. Нерідко екзараційні ванни присвячені днищам автомобілів.

Баранські лоби

– це невеликі округлі пагорби та височини, складені щільними корінними породами, які були добре відполіровані льодовиками. Їх схили асиметричні: схил, звернений вниз рухом льодовика, – трохи крутіше. Часто на поверхні цих форм є льодовикова штрихування, причому штрихи орієнтовані у напрямку руху льоду.

Акумулятивний рельєф створений долинними льодовиками.

Кінцеві та бічні морени

- Найхарактерніші льодовиково-акумулятивні форми. Як правило, вони розташовані в гирлах трогів, але можуть також зустрічатися в будь-якому місці, яке займав льодовик, як у межах долини, так і поза нею. Обидва типи морен формувалися в результаті танення льоду з подальшим завантаженням уламкового матеріалу, що переноситься як на поверхні льодовика, так і всередині нього. Бічні морени зазвичай являють собою довгі вузькі гряди. Кінцеві морени також можуть мати форму гряд, часто це потужні скупчення великих уламків корінних порід, щебеню, піску та глини, відкладені у кінця льодовика протягом тривалого часу, коли темпи його наступу та танення були приблизно збалансовані. Висота морени свідчить про потужність льодовика, що її утворив. Часто дві бічні морени з'єднуються в одну кінцеву морену підковоподібної форми, сторони якої простягаються вгору долиною. Там, де льодовик займав не все дно долини, бічна морена могла формуватися на деякій відстані від її бортів, але приблизно паралельно їм, залишаючи другу довгу і вузьку долину між моренною грядою і корінним схилом долини. Як бічна, так і кінцева морена мають включення величезних валунів (або брил) вагою до декількох тонн, виламаних з бортів долини внаслідок замерзання води в тріщинах гірських порід.

Рецесійні морени

формувалися, коли темпи танення льодовика перевищували темпи його наступу. Вони утворюють дрібнобугристий рельєф з безліччю невеликих западин неправильної форми.

Долинні зандри

– це акумулятивні утворення, складені грубосортованим уламковим матеріалом із корінних порід. Вони мають схожість із зандровими рівнинами областей покривного заледеніння, оскільки створені потоками талих льодовикових вод, проте розташовуються в межах долин нижче за кінцеву або рецесійну морену. Долинні андри можна спостерігати поблизу льодовиків Норріс на Алясці та Атабаска в Альберті.

Озера льодовикового походження

іноді займають екзараційні ванни (наприклад корові озера, розташовані в карах), але набагато частіше такі озера знаходяться позаду морених гряд. Подібними озерами рясніють усі райони гірничо-долинного заледеніння; багато хто з них надає особливу красу оточуючим їх сильнопересіченим гірським ландшафтам. Вони використовуються для будівництва ГЕС, зрошення та міського водопостачання. Однак вони цінуються також за свою мальовничість та завдяки рекреаційній значущості. Багато найкрасивіших озер світу ставляться саме до цього типу.

ПРОБЛЕМА ЛІДНИКОВИХ ЕПОХ

В історії Землі неодноразово відбувалися великі заледеніння. У докембрійський час (понад 570 млн. років тому) – ймовірно, у протерозої (наймолодшому з двох підрозділів докембрію) – частина Юти, північ Мічигану та Массачусетс, а також частина Китаю зазнали заледеніння. Не відомо, чи розвивалося заледеніння всіх цих територій одночасно, хоча в протерозойських породах збереглися явні свідчення того, що в Юті та Мічигані заледеніння було синхронним. У пізньопротерозойських породах Мічигану та в породах серії коттонвуд Юти виявлено горизонти тілітів (ущільненої або літифікованої морени). У пізньопенсільванський та пермський час – можливо, в інтервалі від 290 млн. до 225 млн. років тому – великі райони Бразилії, Африки, Індії та Австралії були покриті льодовиковими шапками або льодовиковими покривами. Як не дивно, всі ці райони розташовані в низьких широтах - від 40 ° пн.ш. до 40 ° пд.ш. Синхронне заледеніння відбувалося також у Мексиці. Менш достовірні докази заледеніння Північної Америки в девонське і міссісіпське час (приблизно від 395 млн. до 305 млн. років тому). Свідчення зледеніння в еоцені (від 65 млн. до 38 млн. років тому) виявлені в горах Сан-Хуан (шт. Колорадо). Якщо додати до цього переліку плейстоценову льодовикову епоху і сучасне заледеніння, що займає майже 10% суші, стане очевидним, що заледеніння в історії Землі були нормальними явищами.

Причини льодовикових епох.

Причина чи причини льодовикових епох нероздільно пов'язані з більш широкими проблемами глобальних кліматичних змін, які відбувалися протягом історії Землі. Іноді відбувалися значні зміни геологічних та біологічних обстановок. Рослинні залишки, що складають потужні вугільні пласти Антарктиди, звичайно, накопичувалися в кліматичних умовах, відмінних від сучасних. Зараз у Гренландії не ростуть магнолії, але вони виявлені у викопному стані. Викопні залишки песця відомі з Франції - далеко на південь від сучасного ареалу цієї тварини. Під час одного з плейстоценових міжльодовикових мамонтів заходили на північ аж до Аляски. Провінцію Альберта та Північно-Західні території Канади в девоні покривали моря, в яких було багато великих коралових рифів. Коралові поліпи чудово розвиваються лише за температури води вище 21° З, тобто. значно вищою, ніж сучасна середня річна температура північ від Альберти.

Слід пам'ятати, що початок всіх великих заледенінь визначається двома важливими чинниками. По-перше, протягом тисячоліть у річному ході опадів мають домінувати рясні тривалі снігопади. По-друге, в районах з таким режимом опадів температури мають бути настільки низькими, щоб літнє сніготанення зводилося до мінімуму, а фірнові поля збільшувалися рік у рік доти, доки не формуватимуться льодовики. Рясна акумуляція снігу повинна превалювати в балансі льодовиків протягом усієї епохи заледеніння, оскільки якщо абляція перевищить акумуляцію, заледеніння піде на спад. Очевидно, для кожної льодовикової епохи необхідно з'ясувати причини її початку та закінчення.

Гіпотеза міграції полюсів.

Багато вчених вважали, що вісь обертання Землі іноді змінює своє становище, що призводить до відповідного усунення кліматичних зон. Так, наприклад, якби Північний полюс знаходився на півострові Лабрадор, там переважали б арктичні умови. Однак сили, які могли б викликати таку зміну, не відомі ні всередині Землі, ні за її межами. Згідно з астрономічними даними, полюси можуть мігрувати лише на 21в за широтою (що становить близько 37 км) від центральної позиції.

Гіпотеза діоксиду вуглецю.

Діоксид вуглецю CO 2, що міститься в атмосфері, діє подібно до теплої ковдри, що утримує випромінюване Землею тепло біля її поверхні, і будь-яке істотне скорочення вмісту СО 2 в повітрі призведе до зниження температури на Землі. Це скорочення може бути викликане, наприклад, надзвичайно активним вивітрюванням порід. CO 2 з'єднується з водою в атмосфері та ґрунті, утворюючи вуглекислоту, яка є дуже активною хімічною сполукою. Вона легко вступає в реакцію з такими найпоширенішими у гірських породах елементами, як натрій, калій, кальцій, магній та залізо. Якщо відбувається значне підняття суші, свіжі поверхні гірських порід зазнають ерозії та денудації. У процесі вивітрювання цих порід з атмосфери буде вилучено велику кількість вуглекислоти. В результаті температура суші знизиться, і почнеться льодовикова доба. Коли через тривалий час в атмосферу повернеться вуглекислота, поглинена океанами, льодовикова епоха добігає кінця. Гіпотеза діоксиду вуглецю застосовна, зокрема, для пояснення розвитку пізньопалеозойського та плейстоценового заледенінь, яким передували підняття суші та гороутворення. Ця гіпотеза викликала заперечення на тій підставі, що в повітрі міститься набагато більше 2, ніж потрібно для формування теплоізолюючого покриву. Крім того, вона не пояснювала повторюваність заледенінь у плейстоцені.

Гіпотеза діастрофізму (рухів земної кори).

У історії Землі неодноразово відбувалися значні підняття суші. В цілому температура повітря над сушею зменшується приблизно на 1,8 ° C з підйомом на кожні 90 м. Таким чином, якби район, розташований на захід від Гудзонової затоки, випробував підняття всього на 300 м, там стали б формуватися фірнові поля. Насправді гори піднялися на багато сотень метрів, що виявилося достатнім для формування там долинних льодовиків. Крім того, зростання гір змінює циркуляцію вологонесучих повітряних мас. Каскадні гори на заході Північної Америки перехоплюють повітряні маси, що надходять з Тихого океану, що призводить до рясних опадів на навітряному схилі, а на схід від них випадає набагато менше рідких і твердих опадів. Підняття ділянок дна океанів у свою чергу може змінити циркуляцію океанічних вод і викликати кліматичні зміни. Наприклад, вважають, що колись між Південною Америкою та Африкою існував сухопутний міст, який міг перешкоджати проникненню теплих вод до Південної Атлантики, а антарктичні льоди могли надавати охолодний вплив на цю акваторію та прилеглі райони суші. Такі умови висувають як можливу причину заледеніння Бразилії та Центральної Африки в пізньому палеозої. Невідомо, чи могли б лише тектонічні рухи виявитися причиною заледеніння, принаймні вони могли вельми сприяти його розвитку.

Гіпотеза вулканічного пилу.

Вулканічні виверження супроводжуються викидом у повітря великої кількості пилу. Наприклад, в результаті виверження вулкана Кракатау в 1883 році в атмосферу потрапило і було розвіяно бл. 1,5 км 3 найдрібніших частинок вулканогенних продуктів. Весь цей пил розносився по всій земній кулі, і тому протягом трьох років жителі Нової Англії спостерігали надзвичайно яскраві заходи сонця. Після бурхливих вулканічних вивержень на Алясці Земля деякий час отримувала від Сонця менше тепла, ніж зазвичай. Вулканічний пил поглинав, відбивав і розсіював назад в атмосферу більше сонячного тепла, ніж зазвичай. Очевидно, що вулканічна активність, широко поширена на Землі протягом тисячоліть, могла б значно знизити температури повітря і спричинити початок заледеніння. Такі спалахи вулканічної активності траплялися у минулому. Під час утворення Скелястих гір на території Нью-Мексико, Колорадо, Вайомінга та південної Монтани відбувалося безліч дуже сильних вулканічних вивержень. Вулканічна діяльність почалася в пізньомелове час і була досить інтенсивною приблизно до періоду, що відстояв від нас на 10 млн. років. Вплив вулканізму на плейстоценове заледеніння проблематичний, але не виключено, що воно відігравало важливу роль. Крім того, такі вулкани молодих Каскадних гір, як Худ, Рейнір, Сент-Хеленс, Шаста викидали в атмосферу велику кількість пилу. Поряд із рухами земної кори ці викиди теж могли значною мірою сприяти початку заледеніння.

Гіпотеза дрейфу континентів.

Згідно з цією гіпотезою, всі сучасні материки та найбільші острови колись входили до складу єдиного материка Пангея, що омивається Світовим океаном. Згуртування материків у такий єдиний масив суші міг би пояснити розвиток пізньопалеозойського заледеніння Південної Америки, Африки, Індії та Австралії. Території, охоплені цим зледенінням, ймовірно, знаходилися набагато північніше або південніше їхнього сучасного становища. Материки почали розділятися в крейдяний час, а сучасного становища досягли приблизно 10 тис. років тому. Якщо ця гіпотеза правильна, вона значною мірою допомагає пояснити древнє заледеніння районів, розташованих у низьких широтах. Під час заледеніння ці райони мали знаходитися у високих широтах, а згодом вони зайняли свої сучасні позиції. Однак гіпотеза дрейфу материків не дає пояснення багаторазовості плейстоценових заледенінь.

Гіпотеза Юінга – Донна.

Одна із спроб пояснити причини виникнення плейстоценової льодовикової епохи належить М.Юінгу та У.Донну – геофізикам, які зробили значний внесок у вивчення рельєфу дна океанів. Вони вважають, що в доплейстоценовий час Тихий океан займав північні полярні регіони і тому там було набагато тепліше, ніж тепер. Арктичні області суші розташовувалися тоді у північній частині Тихого океану. Потім у результаті дрейфу материків Північна Америка, Сибір та Північний Льодовитий океан зайняли своє сучасне становище. Завдяки Гольфстріму, що заходив з Атлантики, води Північного Льодовитого океану на той час були теплими та інтенсивно випаровувалися, що сприяло рясним снігопадам у Північній Америці, Європі та Сибіру. Таким чином у цих районах почалося плейстоценове заледеніння. Воно припинилося через те, що в результаті розростання льодовиків рівень Світового океану знизився приблизно на 90 м, і Гольфстрім зрештою не зміг долати високі підводні хребти, що розділяють басейни Північного Льодовитого та Атлантичного океанів. Позбавлений припливу теплих атлантичних вод, Північний Льодовитий океан замерз, і вичерпався джерело вологи, що живить льодовики. Згідно з гіпотезою Юінга та Донна, на нас чекає нове заледеніння. Справді, у період між 1850 та 1950 більшість льодовиків світу відступала. Це означає, що рівень Світового океану зростав. Льоди в Арктиці також танули протягом останніх 60 років. Якщо колись арктичний лід повністю розтане і води Північного Льодовитого океану знову будуть відчувати опалювальну дію Гольфстріму, який зможе долати підводні хребти, з'явиться джерело вологи для випаровування, що призведе до рясних снігопадів і формування заледеніння по периферії Північного Льодовитого океану.

Гіпотеза циркуляції океанічних вод.

В океанах існує безліч течій, як теплих, так і холодних, які істотно впливають на клімат материків. Гольфстрім – одна з чудових теплих течій, що омиває північне узбережжя Південної Америки, проходить через Карибське море та Мексиканську затоку і перетинає Північну Атлантику, надаючи опалювальний ефект на Західну Європу. Тепла Бразильська течія рухається на південь вздовж узбережжя Бразилії, а течія Куросіо, що зароджується в тропіках, слідує на північ вздовж Японських островів, переходить у широтну Північно-Тихоокеанську течію і за кілька сотень кілометрів від узбережжя Північної Америки поділяється на Аляскінське і Афорія. . Теплі течії є також у південній частині Тихого океану та Індійському океані. Найбільш потужні холодні течії прямують з Північного Льодовитого океану в Тиху через Берінгову протоку і в Атлантичний океан – через протоки вздовж східного та західного берегів Гренландії. Одна з них – Лабрадорська течія – охолоджує узбережжя Нової Англії та приносить туди тумани. Холодні води надходять також у південні океани з Антарктики у вигляді особливо потужних течій, що рухаються на північ майже до екватора вздовж західних берегів Чилі та Перу. Сильна підповерхнева протитечі Гольфстріму забирає свої холодні води на південь у Північну Атлантику.

Наразі припускають, що Панамський перешийок опускався на кілька десятків метрів. У такому разі не існувало б Гольфстріму, а теплі атлантичні води прямували б пасатами до Тихого океану. Води Північної Атлантики були б набагато холоднішими, як, втім, і клімат країн Західної Європи, які в минулому отримували тепло від Гольфстріму. Існувала безліч легенд про «втраченого материка» Атлантиди, колись розташованого між Європою та Північною Америкою. Дослідження Серединно-Атлантичного хребта на ділянці від Ісландії до 20 ° пн.ш. геофізичними методами та з відбором та аналізом донних проб показали, що колись там справді була суша. Якщо це справедливо, то клімат усієї Західної Європи був набагато холоднішим, ніж зараз. Всі ці приклади показують, у напрямі змінювалася циркуляція океанічних вод.

Гіпотеза змін сонячної радиації.

В результаті тривалого вивчення сонячних плям, що є сильними викидами плазми в атмосфері Сонця, виявлено, що існують досить значні річні і триваліші цикли зміни сонячної радіації. Піки сонячної активності спостерігаються приблизно кожні 11, 33 і 99 років, коли Сонце випромінює більше тепла, що призводить до більш потужної циркуляції земної атмосфери, що супроводжується більшою хмарністю та ряснішими опадами. Через високу хмарність, що блокує сонячні промені, поверхня суші отримує тепла менше, ніж зазвичай. Ці короткі цикли не могли б стимулювати розвиток заледеніння, але на основі аналізу їх наслідків було висловлено припущення, що можуть бути і дуже тривалі цикли, можливо, близько тисяч років, коли радіація була вищою або нижчою за звичайну.

На основі цих уявлень англійський метеоролог Дж. Сімпсон висунув гіпотезу, яка пояснювала багаторазовість плейстоценового заледеніння. Він проілюстрував кривими розвиток двох повних циклів сонячної радіації вище за норму. Як тільки радіація досягала середини свого першого циклу (як і в коротких циклах активності сонячних плям), збільшення тепла сприяло активізації атмосферних процесів, включаючи посилення випаровування, підвищення кількості твердих опадів та зародження першого заледеніння. Під час радіаційного піку Земля нагрівалася настільки, що льодовики танули і починалося міжльодовик. Щойно радіація знижувалася, виникали умови, подібні до умов першого заледеніння. Так починалося друге заледеніння. Воно завершувалося із настанням такої фази радіаційного циклу, під час якої відбувалося ослаблення атмосферної циркуляції. При цьому випаровування та кількість твердих опадів скорочувалися, а льодовики відступали через зменшення акумуляції снігу. Таким чином наступало друге міжльодовик. Повторення радіаційного циклу дозволило виділити ще два зледеніння і поділяє їх міжльодовик.

Слід мати на увазі, що два послідовні сонячні радіаційні цикли могли тривати 500 тис. років і більше. Режим міжльодовиків аж ніяк не означає повної відсутності льодовиків на Землі, хоча з ним пов'язане значне скорочення їхньої кількості. Якщо гіпотеза Сімпсона вірна, вона чудово пояснює історію плейстоценових заледенінь, проте немає доказів подібної періодичності для доплейстоценових заледенінь. Отже, або слід припустити, що режим сонячної активності змінювався протягом геологічної історії Землі, або необхідно продовжити пошук причин виникнення льодовикових епох. Цілком ймовірно, що це відбувається при спільній дії кількох факторів.

Література:

Калесник С.В. Нариси гляціології. М., 1963
Дайсон Д.Л. У світі льоду. Л., 1966
Тронов М.В. Льодовики та клімат. Л., 1966
Гляціологічний словник. М., 1984
Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Льодовики. М., 1989
Котляков В.М. Світ снігу та льоду. М., 1994

Переважно твердих опадів, розташована головним чином на суші, що знаходиться в русі і тривалий час.
Джерело:Енциклопедія для дітей Аванта +, т. 4. Геологія, вид.2, 2002р.

Льодовики- природні скупчення льоду атмосферного походження, що рухаються на земній поверхні; утворюються у тих районах, де твердих атмосферних опадів відкладається більше, ніж стоїть та випаровується. У межах льодовиків виділяють області харчування та абляції. Льодовики діляться на наземні льодовикові покриви, шельфові та гірські. Загальна площа сучасних льодовиків близько 16,3 млн. км2 (10,9% площа суші), загальний обсяг льодів близько 30 млн. км3.
---
Джерело:Вікіпедія

Льодовики- скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. Це природні маси кристалічного льоду (у верхній частині - фірну), що утворюються на поверхні Землі в результаті накопичення та подальшого перетворення твердих атмосферних опадів (снігу). У деяких випадках рух льоду припиняється, і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань в океани або великі озера, а потім утворюють фронт отелення, де відбувається відкол айсбергів. Виділяють чотири основні типи льодовиків: материкові льодовикові покриви, льодовикові шапки, долинні льодовики (альпійські) та передгірні льодовики (льодовики підніжжя).
Найбільш відомі покривні льодовики, які можуть повністю перекривати плато та гірські хребти. Найбільшим є Антарктичний льодовиковий покрив площею понад 13 млн км. 2 займає майже весь материк. Інший покривний льодовик знаходиться у Гренландії, де він перекриває навіть гори та плато. Загальна площа острова 2,23 млн. км. 2 , їх ок. 1,68 млн км. 2 покрито льодом. У цій оцінці враховано площу не лише самого льодовикового покриву, а й численних вивідних льодовиків.

Термін "льодовикова шапка" іноді вживається для позначення невеликого покривного льодовика, але правильніше так називати відносно невелику масу льоду, що покриває високе плато або гірський хребет, від якої в різних напрямках відходять долинні льодовики. Наочним прикладом льодовикової шапки є т.зв. Колумбійське фірнове плато, розташоване в Канаді на кордоні провінцій Альберта та Британська Колумбія (52°30в пн.ш.). Його площа перевищує 466 км2, і від нього на схід, південь та захід відходять великі долинні льодовики. Один з них – льодовик Атабаска – легкодоступний, тому що його нижній кінець вилучений лише на 15 км. від автомагістралі Банф - Джаспер, і влітку туристи можуть кататися на всюдиході по всьому льодовику. Льодовикові шапки зустрічаються на Алясці на північ від гори Св. Іллі і на схід від Рассел-фіорду.

Інші різновиди гірських льодовиків – карові та висячі – здебільшого є релікти більшого заледеніння. Вони зустрічаються головним чином у верхів'ях трогів, але іноді розташовані прямо на схилах гір і не пов'язані з нижчими долинами, причому розміри багатьох трохи більше живлять їх сніжників. Такі льодовики поширені у Каліфорнії, Каскадних горах (шт. Вашингтон), а національному парку Глейшер (шт. Монтана) їх близько півсотні. Усі 15 льодовиків шт. Колорадо відносяться до карових або висячих, а найбільший з них каровий льодовик Арапахо в окрузі Боулдер цілком займає вироблений ним автомобіль. Протяжність льодовика всього 1,2 км (а колись він мав довжину близько 8 км), приблизно така ж ширина, а максимальна потужність оцінюється в 90 м.

Існують різні класифікації льодовиків. Більшість їх морфологічні чи морфолого-динамические, використовувалися переважно під час складання каталогів льодовиків. Подібні схеми існують у Всесвітній службі стеження за льодовиками (WGMS) та новому проекті каталогізації льодовиків (GLIMS). Крім того, є геофізичні класифікації льодовиків за їх термічним режимом та гідротермічним станом.

Будова льодовика

Льодовик - це маса природного наземного льоду переважно атмосферного походження, що має самостійний рух у результаті деформацій, що викликаються дією сили тяжіння.
Снігова межа/снігова лінія - це висотний рівень, вище якого накопичення твердих атмосферних опадів переважає їх танення і випаровуванням. Це важливий прикордонний рівень, який визначає існування льодовиків. Висота снігового кордону визначається: циркуляцією атмосфери, що зумовлює кількість опадів у цьому районі; радіаційними умовами, температурою повітря, що визначають частку твердих опадів та інтенсивність танення снігу та льоду; абсолютною та відносною висотою гірських споруд, розчленованості рельєфу та орієнтування гірських хребтів щодо спрямування вологоносних повітряних потоків. Розрізняють кілька різновидів снігового кордону: кліматичний (теоретичний, "рівень 365"), сезонний, місцевий (справжній), орографічний, фірнова лінія.
Основні характеристики льодовиків: площа, довжина, висотне положення, товщина, об'єм, маса льодовика, характеристики поверхні та ложа, температурний режим.

Головні частини льодовика

Кожен льодовик складається з областей харчування та витрати, розділених межею харчування. У першій з них області живлення (фірнова область, фірновий басейн) накопичення твердих атмосферних опадів (акумуляція) більше за їх витрати на танення, випаровування, винесення снігу вітром. У другій - області витрати (область абляції, льодовикова мова) - витрата льоду більша за прихід.
Акумуляція на льодовиках складається з твердих опадів, що випадають із атмосфери у вигляді снігу, крупи, граду, крижаного дощу; наростаючих опадів, що утворюються на поверхні снігу та льоду у вигляді паморозі та ожеледиці; метелевого навіювання снігу та сходу лавин з вищих схилів. Головним джерелом акумуляції снігу на льодовиках є тверді атмосферні опади, пов'язані переважно з циклонічною діяльністю.

Льодовикова мова з озером

Абляція(Від лат. «Абляціо» - відібрання, знос) - зменшення маси льодовика шляхом танення, випаровування, обвалів льоду, здування снігу вітром, відколу айсбергів (для льодовиків високих широт Арктики та Антарктики). Головна роль в абляції гірських льодовиків належить танення снігу та льоду під впливом сонячної радіації та тепла атмосферного повітря. Роль випаровування невелика. Цей вид абляції називають поверхневою абляцією. Розрізняють ще внутрішню і підльодовичну абляції, зумовлені геотермічним теплом, теплом води, що проникає в товщу льодовика і під льодовик по тріщинах і льодовиковим колодязям, а також теплом, що виділяється в результаті руху льодовика і тертя його про ложе. Роль внутрішньої та підльодовикової абляцій зазвичай набагато менше, ніж поверхневої. Зону абеляції іноді називають областю стоку чи областю розвантаження.

Співвідношення приходу та витрати маси снігу та льоду на льодовику за певний час називається балансом маси льодовика. Наростання маси снігу та льоду від попередньої літньої поверхні до максимуму наприкінці зими – зимовий баланс маси, а зменшення маси від максимуму до кінця періоду танення – літній баланс маси. При підтаванні льодовиків та їх розмиві поверхневими водами, що проникають по тріщинах, утворюються льодовикові.

Моторошний спогад - допотопний холодильник, який весь час доводилося розморожувати. Іноді здавалося, що всі льодовики світу чарівним чином скидають свої багатотонні поклади льоду прямо цьому чудовиську в морозилку.

На щастя, зараз у мене нормальний холодильник, що вимагає мінімум догляду, тому про такий спосіб утворення льодовиків я згадую лише зрідка.

Освіта льодовиків

Льодовики – це величезні крижані масиви. У природі вони утворюються переважно зі снігу.

Для утворення їх потрібні лише сніг та постійно низька температура протягом багатьох років. Тоді сніговий покрив не тане, а росте, згодом ущільнюючись так, що перетворюється на лід.

Льодовики не статичні. Вони постійно рухаються (під силою своєї ваги). Рухи великого льодовика змінюють та деформують рельєф місцевості.

В історії Землі відомо кілька льодовикових періодів – тимчасових проміжків, коли температура на планеті опускалася, що сприяло активному зростанню льодовиків.

Сліди нині неіснуючих надруковані на рельєфі багатьох областей. Особливо це помітно у Північній півкулі.

Де льодовики розташовані

Звичайно ж, у регіонах із постійно низькими температурами: на вершинах гір та у приполярних регіонах – арктичному та антарктичному.

Великий льодовик може накрити цілий континент. Так це, наприклад, сталося з Антарктидою. Маса льоду там настільки величезна, що материк під його вагою навіть трохи просів.

Цікаво спостерігати рух гірських льодовиків. Вони чітко виражені різні області:

сфера харчування;
межа харчування (рівноваги);
область витрати.

Область харчування - верхня частина, куди постійно надходить сніг, що живить льодовик. Область витрати - там, де льодовик опускається до області із плюсовою температурою і починає танути. Саме там народжуються гірські річки із льодовиковим типом харчування.

Кордоном рівноваги називається та область, де витрата та прихід однакові.

Активність континентальних та острівних льодовиків також досить помітна. Про їхнє танення можна судити з підвищення рівня Світового океану.

1. це великі брили льоду, що повзуть земною поверхнею;

2. природні маси льоду, що рухаються по земній поверхні, утворені в результаті багаторічного накопичення, ущільнення та перекристалізації снігу. Льодовик, що стоїть на місці, називається «мертвий» лід.

Загальна площа сучасних льодовиків близько 16,3 млн. км2. Льодовики займають близько 11% площі суші, які загальний обсяг сягає 30 млн. км 3 . Звичайно, що льодовики можуть існувати тільки там, де стійко спостерігаються низькі температури повітря і випадає чимало снігу. Зазвичай це приполярні чи високогірні райони. Льодовики можуть мати форму потоку, бані (щита) або плавучої плити (у тому випадку, коли вони сповзають у водойму). Частини льодовиків, що відкололися, пустилися в морське плавання, звуться айсбергів. Всі великі льодовики поцятковані численними тріщинами, у тому числі відкритими. Їхні розміри залежать від параметрів самого льодовика. Трапляються глибиною до 60 м і довжиною в десятки метрів. Вони може бути як поздовжніми, тобто. паралельними напрямку руху, так і поперечними, що йдуть хрест цьому напрямку. Поперечні тріщини набагато численніші. Рідше зустрічаються радіальні тріщини, виявлені в передгірних льодовиках, що розпластуються, і крайові тріщини, приурочені до кінців долинних льодовиків. Поздовжні, радіальні та крайові тріщини утворилися внаслідок напруги, що виникають в результаті тертя або розтікання льоду. Поперечні тріщини – ймовірно, результат руху льоду нерівним ложем. Лід покривних льодовиків і льодовикових шапок зазвичай чистий, великокристалічний, блакитного кольору. Це справедливо також для великих долинних льодовиків, за винятком їх кінців, які зазвичай містять шари, насичені уламками порід і чергуються з пластами чистого льоду.

Типи льодовиків

Розрізняють льодовики гірсько-долинні (оскільки вони пов'язані з гірським рельєфом, займаючи долини з характерним коритоподібним поперечним профілем, так звані троги), покривні та шельфові.

Гірсько-долинні льодовики, серед яких зустрічаються і висячі, і карові, і перемітні, поширені практично повсюдно, від Кіліманджаро в Африці та блискучих гребенів Анд у Південній Америці до вершин Гімалаїв, Гіндукуша, Паміру та Тянь-Шаню. Найбільший із гірських льодовиків – Федченко льодовик. У Росії її найбільші гірські льодовики зосереджено Кавказі. Однак їх площа рідко перевищує 30 км2, а довжина 10 км. Долинні, або альпійські, льодовики починаються від покривних льодовиків, льодовикових шапок та фірнових полів. Переважна більшість сучасних долинних льодовиків бере початок у фірнових басейнах і займає трогові долини, у формуванні яких могла брати участь і льодовикова ерозія. У певних кліматичних умовах долинні льодовики широко поширені у багатьох гірських районах земної кулі: в Андах, Альпах, на Алясці, у Скелястих та Скандинавських горах, Гімалаях та інших горах Центральної Азії, Новій Зеландії. Навіть в Африці – в Уганді та Танзанії – є низка таких льодовиків. У багатьох долинних льодовиків є льодовики-притоки.

До покривних льодовиків можна віднести льодовиковий щит Антарктиди, якщо його як єдиний покривний льодовик. У межах єдиного покриву виділяють окремі крижані потоки, спрямовані від центру континенту до периферії. Найбільший у тому числі – льодовик Бідмора (довжина 200 км, ширина до 40 км). Значно менші за своїми розмірами покривні льодовики Арктики.

Шельфові льодовики є плавучим продовженням материкових покривних льодовиків. Найбільший із них – Росса шельфовий льодовик.

У поодиноких випадках шельфові льодовики утворюються шляхом накопичення снігу на морському льоду та за допомогою цементування снігом та льодом скупчень айсбергів. Вони характерні для районів із низьким щодо рівня моря становищем кордону харчування.

Освіта льодовиків

У льодовиків виділяють області харчування (акумуляції) та абляції. У першій з них сніг перетворюється на фірн, а потім на кригу, і відбувається збільшення маси льоду, що переноситься в область абляції, де ця маса зменшується в результаті танення, відколювання, випаровування та здування снігу вітром. Свіжевипав сніг складається з тонких кристалів, багато з яких мають витончену мереживну або решітчасту форму. Пухнасті сніжинки, які падають на багаторічні сніжники, внаслідок танення та вторинного замерзання перетворюються на зернисті кристали крижаної породи, яка називається фірном. Шар фірна має схожість зі змерзлим гравієм. З часом у міру накопичення снігу та фірну нижні шари останнього ущільнюються та трансформуються у твердий кристалічний лід. Поступово потужність льоду збільшується до тих пір, поки лід не починає рухатися і не утворюється льодовик. Швидкість такого перетворення снігу на льодовик залежить головним чином від того, наскільки темпи акумуляції снігу перевищують темпи його абляції.

Розміри льодовиків дуже різноманітні. Якщо вони мають площу менше 0,1 км 2 то називаються малими. Найбільші можуть досягати багатьох млн. км2. Наприклад, льодовиковий щит Антарктиди досягає майже 14 млн. км2, а його максимальна товщина перевищує 4,7 км.

Непрямим показником гігантських розмірів льодовиків можуть бути великі айсберги. Зіткнення з айсбергом спричинило найбільшу морську катастрофу 20 ст. - Загибелі «Титаніка». Найбільші айсберги, що мають довжину 170 км і об'єм до 5 тис. км 3 зустрічаються поблизу Антарктиди. Маса льодовиків змінюється у часі, головним чином через зміну клімату. У геологічному минулому неодноразово були періоди, коли льодовики займали значно більшу площу, ніж зараз.

Рух льодовиків

Швидкість руху льодовиків зазвичай невелика, становлячи середньому від кількох десятків за кілька сотень метрів на рік. Але трапляються випадки дуже швидкого руху льодовиків. Один із «швидкісних» – гренландський льодовик Якобсхавн, що впадає в затоку Диско. Його швидкість перевищує 7 км на рік. Дуже рухливі пульсуючі льодовики. У їхньому житті періоди відносного спокою, що тривають від 10 до 50–100 років, чергуються з періодами коротких, швидких зрушень, або пульсацій, під час яких швидкість руху льодовика може становити 100–120 м/добу, а мова льодовика може переміститися на 10– 15 км. Це нерідко загрожує катастрофічними наслідками – крижаними обвалами, сніговими лавинами, проривами підпружених озер, паводками та селями. Широкої популярності набули зрушення памирського льодовика Ведмежий в 1963 і 1973, на щастя, що не призвели до стихійних лих.

Швидкість руху льодовика не постійна, вона може суттєво відрізнятися для різних ділянок та змінюватись в залежності від сезону року та відповідно до багаторічних циклів коливань льодовиків.

Роль льодовиків

Льодовики впливають на клімат, створюють специфічні льодовикові форми рельєфу та неповторні за красою та суворістю нівально-гляціальні високогірні ландшафти. Вони є «коморами» прісної води, у яких зосереджено майже 69% світових запасів резервної прісної води. Танення льодовиків формує значну частину річкового стоку в гірських районах, особливо влітку, коли вода найпотрібніша для зрошення сільськогосподарських культур. Наприклад, у Середній Азії, де льодовики займають лише 5% площі, їхня частка у річковому стоку становить протягом року 20%, а влітку – 50%.

Існують проекти форсованого танення льодовиків, наприклад, внаслідок зачорніння їхньої поверхні вугільним пилом, з метою отримання більшої кількості води. Проте поки що неясні прямі та непрямі наслідки (зокрема екологічні) таких проектів. Існує небезпека незворотної деградації льодовиків.

Більш реальними здаються проекти водопостачання аридних районів та країн, наприклад Саудівської Аравії, шляхом транспортування та подальшого використання талої води айсбергів.

Гідрологічна роль льодовиків полягає у перерозподілі стоку атмосферних опадів усередині року та у згладжуванні коливань річної водності річок. Для водогосподарської практики Росії особливий інтерес представляють льодовики та сніжники гірських районів, що визначають водність гірських річок.

Сучасне заледеніння

Основна площа сучасного зледеніння (понад 56 тис. км 2 ) знаходиться на арктичних островах, що пояснюється їх становищем у високих широтах, що обумовлює формування холодного клімату. Нижня межа нивальної зони опускається тут майже рівня моря. Зледеніння зосереджено переважно у західних і центральних районах, де випадає більше атмосферних опадів. Для островів характерне покривне та гірничо-покривне (сітчасте) заледеніння, представлене льодовиковими щитами та куполами з вивідними льодовиками. Найбільший льодовиковий покрив розташований на Північному острові Нової Землі. Довжина його за вододілом становить 413 км, а найбільша ширина досягає 95 км (Долгушин Л. Д., Осипова Г. Б., 1989). Острів Ушакова, що лежить між Землею Франца-Йосифа і Північною Землею, являє собою суцільний льодовиковий купол, краї якого обриваються до моря крижаними стінами заввишки від декількох метрів до 20-30 м, а на острові Вікторії, розташованому на захід від Землі Франца-Йосифа, вільний від льоду лише невелика ділянка пляжу площею близько 100 м2.

Під час руху на схід все більша частина островів залишається вільною від льоду. Так, острови архіпелагу Землі Франца-Йосифа майже суцільно вкриті льодовиками, на Новосибірських островах заледеніння характерне лише для північної групи островів Де-Лонга, але в острові Врангеля покривного заледеніння немає – тут зустрічаються лише сніжинки і льоднички. Більшість сніжно-льодових утворень є багаторічними сніжниками з ядрами інфільтраційного льоду.

Товщина льодовикових покривів арктичних островів сягає 100–300 м, а запас води у яких наближається до 15 тис. км 3 , що у чотири рази більше річного стоку всіх річок Росії.

Зледеніння гірських областей Росії і за площею, і за обсягом льоду значно поступається покривному заледеніння арктичних островів. Гірське заледеніння характерне для найвищих гір країни - Кавказу, Алтаю, Камчатки, гір Північного Сходу, але зустрічається і в невисоких гірських масивах північної частини території, де сніговий кордон лежить низько (Хібіни, північна частина Уралу, гори Бирранга, Путорана, Хараулаські гори ), а також у районі Маточкина Шара на Північному та Південному островах Нової Землі.

Багато гірських льодовиків лежать нижче за кліматичний сніговий кордон, або «рівня 365», на якому сніг зберігається на горизонтальній підстилаючій поверхні протягом усіх 365 днів на рік. Існування льодовиків нижче за кліматичну снігову межу стає можливим за рахунок концентрації великих мас снігу в негативних формах рельєфу (часто в глибоких стародавніх карах) підвітряних схилів в результаті метелевого перенесення та сходу лавин. Різниця між кліматичним і фактичним сніговим кордоном вимірюється зазвичай сотнями метрів, але Камчатці перевищує 1500 м. Площа гірського зледеніння Росії трохи перевищує 3,5 тис. км 2 . Найбільш широко поширені карові, карово-долинні та долинні льодовики. Більшість льодовиків і площі зледеніння приурочена до схилам північних румбів, що зумовлено не тільки умовами снігонакопичення, а й більшою затіненістю від сонячних променів (інсоляційними умовами).

За площею заледеніння серед гір Росії перше місце посідає Кавказ (994 км 2 ). За ним слідує Алтай (910 км2) та Камчатка (874 км2). Менш значне заледеніння притаманно Коряцького нагір'я, хребтів Сунтар-Хаята і Черского. Зледеніння інших гірських районів невелике. Найбільшими льодовиками Росії є льодовик Богдановича (площа 37,8 км 2 , протяжність 17,1 км) у Ключевській групі вулканів Камчатки та льодовик Безенги (площа 36,2 км 2 , протяжність 17,6 км) у басейні Терека на Кавказі. Льодовики чуйно реагують на коливання клімату. У XVIII – на початку XIX ст. розпочався період загального скорочення льодовиків, який триває й досі. В даний час більшість вчених вважає, що на території Росії простежуються сліди трьох льодовикових епох у плейстоцені: міндельської (або окської) - ранній плейстоцен; риської (дніпровської з московською стадією) – середній плейстоцен; вюрмської (валдайської) – пізній плейстоцен (див. рис. 1).

Рис. 1. Стародавні заледеніння (за Атласом СРСР, 1983)

Відомо, що льодовики - це скупчення льоду, яке повільно рухається по земній поверхні. Іноді рух припиняється і утворюється мертве скупчення. Деякі брили здатні проходити багато десятків, сотні кілометрів океанами, морями, вглиб суші.

Існує кілька видів льодовиків: покриви материкового типу, льодовикові шапки, долинні льодовики, передгірні. Покривні утворення займають близько двох відсотків площі льодових утворень, а все інше – це материкові види.

Освіта льодовиків

Що ж таке льодовики і де вони трапляються? Є безліч факторів, які впливають на утворення льодовика. Хоча це і тривалий процес, але від рельєфу та клімату залежить, чи буде поверхня Землі покрита льодовою освітою чи ні.

То що таке льодовик і що потрібне для його формування? Щоб він почав утворюватися, необхідні певні умови:

Температура має бути негативною протягом усього року.
Повинні випадати опади у вигляді снігу.
Льодовик може утворюватися на великій висоті: як відомо, що вище в гору, то холодніше.
На утворення льоду впливає форма рельєфу. Наприклад, з'являтися льодовики можуть на рівнинах, островах, на плоскогір'ї, плато.

Є такі утворення, які важко назвати гірськими льодовиками – вони покривають цілий континент. Це льоди Антарктики та Гренландії, товщина яких сягає чотирьох кілометрів. В Антарктиді є гори, затоки, котловани та долини – все це покрито товстим шаром льоду. А острів Гренландія – це величезний льодовик, що покриває землю.

Вчені довели, що такі льодовики, як антарктичні, існують на Землі понад 800 тисяч років. Хоч і є припущення, що крижини покрили континент мільйони років тому, але поки що вчені встановили, що лід тут має вік 800 тисяч років. Але навіть ця дата говорить про те, що в цій частині планети не було життя протягом багатьох тисячоліть.

Класифікація льодовиків

Є кілька класифікацій льодовиків, серед яких головним вважається розподіл за морфологічним типом, а саме залежно від форми льодовика. Є карові, висячі, долинні типи брил. На деяких ділянках льодів розташовуються відразу кілька різновидів. Наприклад, можна зустріти висячі та долинні різновиди.

Можна поділити все скупчення по морфологічному типу на гірські льодовики, покривні, перехідні. Останні є щось середнє між покривними і гірськими.

Гірські краєвиди

Гірські різновиди мають різні форми. Як і всі види льодових скупчень, цей тип має властивість переміщатися: рух визначається ухилом рельєфу і носить лінійний характер. Якщо порівнювати цей вид утворень із покривними за швидкістю руху, то гірські набагато швидше.

У гірських льодовиків сильно виражена область харчування, транзиту та танення. Харчування мінералу відбувається за рахунок снігу та водяної пари, лавин, переносів снігу під час хуртовини. При русі льоди часто спускаються в зону танення: високогірні ліси, луки. На цих територіях скупчення обламується і може впасти в прірву, що інтенсивно починає танути.

Найбільшою гірською освітою вважається льодовик Ламберта, розташований у Східній Антарктиді, завдовжки 450 кілометрів. Він починається на півночі в долині Міжнародного геофізичного року і входить до шельфу Еймері. Ще довгими льодовиками є утворення на Алясці – це Берінг та Хаббард.

Гірничо-покривні різновиди

Ми розглянули загалом, що таке льодовики. При визначенні поняття гірничо-покровного типу відразу хочеться звернути увагу, що це утворення змішаного типу. Вперше вони були виділені в окремий вигляд В. Котляровим. Льодовикові утворення передгір'я складаються з декількох потоків, що мають різні типи живлення. Біля підніжжя гір, в зоні передгір'я, вони зливаються в єдину дельту. Представником такої освіти є льодовик Маласпіна, розташований на півдні Аляски.

Льодовики-плато

При переповненні міжгірських долин у моменти перетікання через низькі хребти утворюються льодовики-плато. А що таке льодовики у географії? Визначення поняття "плато" звучить наступним чином - це не що інше, як величезні ланцюжки островів, що зливаються між собою і хребтів, що виникають на місці.

Освіта у вигляді плато зустрічаються на краях Антарктиди, Гренландії.

Покривні льодовики

Покривні види представлені величезними щитами Антарктиди, площа яких сягає чотирнадцяти тисяч квадратних кілометрів, та утвореннями Гренландії, площа яких – 1.8 млн км2. У цих льодовиків плоско-опукла форма, яка залежить від рельєфу. Живлення утворень відбувається за рахунок снігу та водяної пари, присутніх на поверхні льодовика.

Покривні льодовики переміщуються: їм характерно радіальне переміщення, від центру до периферії, яке залежить від підлідного ложа, де переважно відбувається обламивання кінців. Від'єднані частини залишаються на плаву.

Вчені довго намагаються з'ясувати, що таке льодовики і як вони утворюються. В результаті вивчення вдалося встановити, що гренландська освіта проморожена до самого основи, причому нижні шари змерзли зі скельним ложем. В Антарктиді зв'язок між платформами та поверхнею землі складніший. Вченим вдалося встановити, що у центральній частині утворень під льодами є озера. Вони знаходяться на глибині трьох і більше кілометрів. На думку відомого вченого В. Котлярова, природа цих озер може бути двоякою: вони можуть впливати на танення льодів із-за внутрішньоземного тепла. Не виключається теорія виникнення озер внаслідок тертя льодовиків про поверхню землі під час їхнього руху.

Класифікація льодовиків за Альманом

Шведський вчений Альман запропонував три класи поділу всіх існуючих світових утворень:

Льодовики помірного клімату. Інакше він їх назвав тепловими утвореннями, у яких вся товща, крім верхніх шарів, має температуру плавлення.
Полярні криги. Ці види не піддаються процесам танення.
Субполярні. Їх характерні процеси танення у період.

Класифікація Авсюка

Наш співвітчизник запропонував інший варіант класифікації. Авсюк вважає, що правильніше ділити льодовики за типом розподілу температури в товщі утворень. За цим принципом виділяють:

Сухі полярні види. У моменти, коли в товщі температура нижче тієї, коли кристалізована вода тане, утворюються сухі полярні види. До таких Авсюк відносить утворення на території Гренландії, Антарктиди, на горах Азії заввишки понад 6 тисяч метрів, де завжди холодно, а в товщі льоду ще холодніше, ніж зовні.
Вологий полярний вигляд. У цьому виді в літню пору температура піднімається вище нуля градусів, і починаються процеси розплавлення.
Вологий холодний льодовик. Для нього характерні температури вище за середньорічні температури повітря, хоч вони обидві негативні. Танення льодів відзначається лише на поверхні, навіть за мінусових температур.
Морський. Для нього характерна температура на нульовій відмітці в діючому шарі.
Теплі криги. Такі види розташовуються в горах, а саме в Середній Азії, Канадському архіпелазі.

Динамічна класифікація

При розгляді теми "Що таке льодовики і якими вони бувають" відразу виникає ще одне питання: "А чи є поділ утворень на кшталт руху?" Так, така класифікація існує, і вона була запропонована Шумським, радянським гляціологом. Даний поділ ґрунтується на основних силах, що викликають рух утворень: сили розтікання та сили стоку. Остання зумовлена кривизною ложа та ухилом, а сила розтікання – процесом ковзання. За цими силами льодовики прийнято ділити на брили стоку, які також називаються гірськими: у них сила стоку досягає ста відсотків. Утворення розтікання представлені льодовими шапками та щитами. У них немає жодних перешкод, тому цей вид може розтікатися на всі боки.

Найбільші льодовики нашої планети

Вище вже було сказано, що таке льодовики у географії та як вони класифікуються. Тепер варто назвати найзнаменитіші льодовики світу.

На першому місці за розмірами стоїть льодовик Ламберт, розташований у Східній Антарктиді. Його знайшли у 1956 році. За попередніми підрахунками, довжина освіти становить близько 400 миль, а ширина – понад 50 кілометрів. Це приблизно десять відсотків від площі льодової освіти.

Найбільшим льодовиком архіпелагу Шпіцбергена є Аустфонна. За своїм розміром вона посідає перше місце серед усіх існуючих утворень Старого Світу – площа льоду понад 8200 квадратних кілометрів.

В Ісландії знаходиться льодовик, розмір якого на сто квадратних кілометрів менший - Ватнаекуль.

У Південній Америці також є льодовик, а точніше патагонський льодовиковий щит, розташований в Чилі та Аргентині. Його площа – понад п'ятнадцять тисяч квадратних кілометрів. Від льодовика відходять величезні потоки води, що створили озеро.

Біля підніжжя гори Сент-Еліас на Алясці знаходиться ще гігант - Маласпіна. Його площа складає 4200 кв. км. А ось найдовшим утворенням льоду, розташованим за межами полярної зони, вважається Федченко, розташований у Таджикистані. Він розташований на висоті шести тисяч кілометрів над рівнем моря. Льодовик настільки великий, що його притоки перевищують розміри найпотужніших льодовиків Європи.

Льодовий масив є і в Австралії – це Пастори. Він вважається найбільшою освітою у цій країні.

У світі безліч різних льодовиків, розташованих у різних куточках світу, у тому числі на теплих материках. Багато хто з них має висоту не менше трьох тисяч кілометрів, а є об'єкти, які прискореними темпами тануть. Здавалося б, лід таких розмірів має бути лише на полюсах, але він є на кожному материку світу, у тому числі в теплих країнах. Такий розкид утворень свідчить про рух льодів і про те, що колись Земля була зовсім іншою.