ВІКІСТОРІНКА
Навигация:
Інформатика
Історія
Автоматизація
Адміністрування
Антропологія
Архітектура
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Військова наука
Виробництво
Географія
Геологія
Господарство
Демографія
Екологія
Економіка
Електроніка
Енергетика
Журналістика
Кінематографія
Комп'ютеризація
Креслення
Кулінарія
Культура
Культура
Лінгвістика
Література
Лексикологія
Логіка
Маркетинг
Математика
Медицина
Менеджмент
Металургія
Метрологія
Мистецтво
Музика
Наукознавство
Освіта
Охорона Праці
Підприємництво
Педагогіка
Поліграфія
Право
Приладобудування
Програмування
Психологія
Радіозв'язок
Релігія
Риторика
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Статистика
Технології
Торгівля
Транспорт
Фізіологія
Фізика
Філософія
Фінанси
Фармакологія


Геологічна діяльність снігу і льоду

Сніг - це тверді атмосферні опади у вигляді кристалів льоду різноманітної форми, які випадають з хмар при від'ємних (або близьких до 00С) температурах повітря. Процес випадання снігу називається снігопадом, а перенесення його вітром над Землею - хуртовиною. Шар снігу, що утворюється на земній поверхні внаслідок снігопадів, називається сніговим покривом.

Формування снігових покривів на земній поверхні зумовлене геологічними процесами, особливостями земної поверхні та загальною циркуляцією атмосфери. Сніговий покрив характеризується тривалістю снігостою, висотою та щільністю.

Лід - це тверда різновидність води (або вода у твердому стані), що широко розповсюджена на земній поверхні. Об'єм льоду становить близько 30 млн. кмЗ. Лід - низькотемпературна мономінеральна гірська порода, яка складена найбільш легким мінералом (водою). Лід має специфічні геологічні властивості. Наприклад, льодовики течуть аналогічно сильно в'язким рідинам. Природний лід бере активну участь в кругообігy води на планеті. Широке розповсюдження льоду на Землі, особливості динаміки його зміни і перетворень суттєво впливають на формування клімату, гідрогеологічних процесів, планетарного кругообігу води та формування рельєфу.

Льодовиками називаються стійкі у часі накопичення льоду на земній поверхні. Формуються вони тільки вище снігової лінії. Сніговою лінією називають рівень, вище якого сніг не встигає розтопитись за літо. При збільшенні товщини снігового покриву ця лінія переміщується вниз, а при потеплінні та зменшенні товщини снігу піднімається вгору. Найвище положення снігової лінії - на північному та південному тропіках, а найнижче - на полюсах (де вона опускається до рівня моря). Оскільки за природними умовами південна півкуля більш холодна, то в ній снігова лінія нижча і на 700 південної широти знаходиться на поверхні Світового океану. В північній півкулі снігова лінія досягає нульової позначки тільки на північному сході Гренландії. Льодовики широко розповсюджені у високих широтах північної і південної півкуль Землі та у високих горах всіх широт. Основна маса льодовиків міститься в Антарктиді та Гренландії. Загальна площа сучасних льодовиків 16 млн. км2 (11 % від площі суші). Загальний об'єм льоду, який міститься у льодовиках, оцінюється близько 30 млн. кмЗ.

На поверхні суші льодовики формуються в районах, де протягом року існує від'ємна температура і можливе постійне накопичення снігу і льоду. Крім цього, необхідна наявність похилих схилів і западин, захищених від Сонця і вітру. Висота, на якій утворюються льодовики, в різних районах земної кулі неоднакова. Вона залежать від географічної широти, місцевого клімату, рельєфу, експозиції схилів, саморозвитку льодовиків.

Сніг, який накопичився на поверхні Землі, ще не є льодовиком. Для перетворення його у масу льоду він повинен пройти ряд процесів. Накопичуючись у пониженнях рельєфу або на вершинах гір, сніг за літо не встигає розтанути, а тому його маса із року в рік збільшується. Він ущільнюється і під впливом добових коливань температури перетворюється у зернисту масу. Такий ущільнений зернистий сніг називається фірном, а область його накопичення - фірновим полем. З часом фірн доущільнюється, зерна змерзаються і він перетворюється у фірновий лід білого кольору завдяки знаходженню в ньому бульбашок повітря. Із збільшенням тиску фірновий лід перетворюється у прозорий кристалічний льодовиковий або глетчерний лід бірюзового кольору. Зміна кольору зумовлена видаленням з льоду бульбашок повітря. Такі перетворення тривають сотні років. Із 10 м3 снігу утворюється 1 м3 глетчерного льоду. Якщо 1 м3 свіжого снігу важить 85 кг, то маса 1 м3 глетчерного льоду - 909 кг.

Розміри і форма фірнового поля залежать від розмірів зледеніння і рельєфу даної території. Найбільші розміри мають області живлення великих материкових льодовиків Гренландії та Антарктиди. Переважно це великі простори із слабо випуклою поверхнею, покриті снігом. Межу між областю живлення і льодовиком провести досить важко.

У льодовиках виділяють область живлення (де проходить накопичення снігу і перетворення його у фірн, а потім у глетчерний лід) та область стоку, по якій рухається і стікає глетчерний лід. Залежно від співвідношення областей живлення і стоку, а також від розмірів і форми льодовиків, вони поділяються на три типи: гірські (або альпійського типу), покривні (або материкового типу) та проміжні.

Гірськими або альпійськими називають відносно малопотужні льодовики високогірних районів, утворення яких пов’язане з різного роду депресіями рельєфу - западинами, долинами рік, ущелинами тощо. Такого типу льодовики розвинуті в Альпах, Гімалаях, на Тянь-Шані, Памірі, Кавказі та інших гірських районах планети. Характерним льодовиком цього типу є льодовик Федченка на Памірі.

Покривні або материкові льодовики утворюються в полярних районах майже на рівні моря. Льодовики цього типу займають величезні площі і мають значну товщину льодового покриву. На відміну від льодовиків альпійського типу, покривні льодовики не мають яскраво виражених зон живлення. Форма таких льодовиків не контролюється рельєфом ложа. Покривні (материкові) льодовики найбільше розвинуті в Гренландії та Антарктиді.

В Гренландії площа зледеніння займає 1,8 млн. км2. Лід покриває майже весь острів, за виключенням його південної частини. Товщина льоду в центральній частині досягає 3400 м. Швидкість руху льодовика, що проходить по гірських вершинах і утворює, так звані, вивідні льодовики досягає 20-25 м/добу. Частина вивідних льодовиків стікає в море і від їх краю відриваються айсберги.

Найбільшим льодовиком планети є Антарктичний льодовик, який займає площу близько 14 млн. км2. В ньому міститься приблизно 24 млн. кмЗ льоду, що становить 80% від об'єму всіх льодовиків Землі. Його окраїнні частини, які спустились в море, відколюються і падають в море, утворюючи айсберги. Підхоплені течією, айсберги виносяться в помірні широти, іноді в тропічний пояс, де тануть і зникають.

Айсберги часто досягають надзвичайно великих розмірів (декілька кубічних і навіть десятків кубічних кілометрів). Більша частина айсбергу знаходиться під водою і тільки 1/8 його частини виступає над поверхнею води у вигляді льодяної гори висотою в десятки метрів. В Антарктиді щорічно утворюється до 5 тис. айсбергів. Вони надзвичайно небезпечні для мореплавання, але поступово починають використовуватись як джерело прісної води в безводних місцевостях.

До льодовиків проміжного(скандинавського) типу належать плоскогірні льодовики, які утворились на горах з плоскою або плосковипуклою вершиною. На плато утворюється велика льодяна шапка, від якої в різні боки по схилах і по врізаних в них долинах спускаються льодовикові язики. В деяких випадках подібні льодовики, що мають спільний фірновий басейн живлення, можуть виникати не на плоских вершинах, а на випуклих і навіть конусоподібних вершинах гір.

Льодовики порівняно зі снігом і льодом відіграють важливу роль у руйнуванні гірських порід, їх трансформуванні та утворенні нових різновидів. Вони суттєво впливають на формування рельєфу Землі. Рухаючись, маса льоду руйнує гірські породи внаслідок перенесення вмерзлого матеріалу і тертя льодовика об ложе та оточуючі схили долини. Процес руйнування гірських порід під час руху льодовика називається екзарацією або льодовиковою ерозією. Здійснюється вона за рахунок тиску на ложе та схили долини. Якщо врахувати, що 1 м3 льоду важить 900 кг, то при товщині льодовикового язика 100 м, на 1 м3 його ложа тисне маса в 90т.

Льодовиковій ерозії сприяє тріщинуватість порід, а не їх м'якість. Якщо порода тверда, то льодовик сильно руйнує її, відломлюючи і виносячи великі уламки. Цими уламками він шліфує виступи свого ложа. Якщо ложе складене твердими породами, то на його поверхні льодовик залишає глибокі сліди свого переміщення у вигляді багаточисельних подряпин, борозд і льодовикового штрихування. Всі ці форми зорієнтовані у напрямі руху льодовика.

В процесі руху льодовика по гірській долині, відбувається подальше її поглиблення і розширення. Долина набуває форми великого корита - трогу. Трогові долини більш прямі, ніж ерозійні. Їх нижня частина згладжена, виступи кристалічних порід відполіровані. Дно їх широке і плоске, вкрите мореною (перевідкладеними льодовиковими відкладами). Трогові долини, розташовані на березі моря і залиті водою під час трансгресії моря, називаються фіордами. Для них також характерні висячі долини і падаючі водограї.

На дні трогів зустрічаються ригелі, так звані баранячі лоби. Вони являють собою скелясті виступи, заокруглені і обточені льодовиком. Поверхня баранячого лобу, повернута назустріч руху льодовика, - згладжена, покрита льодовиковою поліровкою, порізана валунами. На протилежній стороні до руху льодовика, переважно більш крутій, поліровка відсутня і видно сліди відриву і руйнування гірських порід. Довжина баранячих лобів – від декількох метрів до сотень метрів, а висота в середньому 50 м. Вони характерні для районів сучасного і давнього зледенінь.

Кучеряві скелі - це згладжені льодовиком групи скелястих пагорбів, які надають поверхні хвилястого вигляду. Вони являють собою більш дрібні, ніж окремі баранячі лоби, виступи кристалічних порід.

Уламковий матеріал, захоплений льодовиком, переноситься на значну відстань. Перевідкладений матеріал утворює морени - скупчення погано відсортованих і різновеликих уламків порід, які нагромаджувались під льодовиком, перед його нижнім краєм і на льодовиковій поверхні. Розрізняють рухомі морени, які пересуваються разом з льодовиком у вмерзлому стані, і нерухомі, які залишилися на поверхні Землі після танення льодовика. Рухомі морени в свою чергу діляться на поверхневі (в т.ч.

 
 

серединні), внутрішні та донні (рис. 8.1).

 

Рисунок 8.1 – Схема розташування морен в поперечному перетині льодовика

1 – бокова морена; 2 – серединна; 3 – внутрішня; 4 - донна

 

При пересуванні і таненні льодовик відкладає морену на поверхні ложа у вигляді валів, пагорбів та окремих великих валунів. Така морена називається відкладеною. Довготривале положення нижнього краю язика льодовика на одному місці приводить до формування валу кінцеві морени, яка нагадує форму льодовика. В горах вал кінцевої морени перетинає впоперек трогову долину. При періодичному багатостадійному відступанні льодовик може відкласти декілька валів кінцевих морен. На схилах долини залишається бокова морена, яка складається із більш дрібного уламкового матеріалу. Коли льодовик відступає всією своєю поверхнею і відслонює ложе, то на ньому залишаються донна, внутрішня і поверхнева морени. Цей потужний покрив уламкових відкладів називається основною мореною.


На території давнього зледеніння внаслідок льодовикової акумуляції утворились ландшафти моренних рівнин, а в горах - моренні поверхні на днищах і схилах трогів. В більшості випадків це нерухомі (викопні) морени, які складені уламковим матеріалом, утвореним на місці танення льодовика. Іноді вони формують суцільні моренні покриви. Серед них виділяються моренні вали і моренні пагорби. При цьому, моренний матеріал льодовиком не сортується, а тому валуни, глиби, галька і дрібнозем, перемішані. Моренні вали мають витягнуту форму в напрямі руху льодовика, а моренні пагорби являють собою хаотично розкидані підвищення висотою до 12 м. Моренні вали складені переважно озами, зандрами і друмлінами (рис. 8.2).

Рисунок 8.2 – Схема співвідношення льодовикових і водно льодовикових форм

Ози - це лінійно витягнуті моренні гряди довжиною до десятків кілометрів, шириною 40-100 м і висотою 20-30 м. Іноді вони досягають висоти до 100 м. Переважно ози закінчуються плоскими конусами виносу, які іноді трапляються самостійно.

Зандри - це полого-хвилясті рівнини, що розташовуються безпосередньо за зовнішнім краєм кінцевих морен, тобто за межами дії льодовика. Складені вони, перемитим флювіогляціальними водами, піском.

Друмліни - це продовгуваті пагорби, які розташовані в напрямі руху льодовика в районі накопичення основної морени. Їх протяжність змінюється від декількох сотень метрів до декількох кілометрів, а ширина - від 100 до 400 м. Висота друмлінів не перевищує 45 м. Схили їх асиметричні. Крутими можуть бути схили, які повернуті як в сторону руху льодовика, так і в протилежному напрямі. Друмліни складені мореною, всередині якої знаходиться ядро з корінних порід. Це відбувається внаслідок зупинки льодовика перед перепоною і розвантаженням морени перед нею і за нею.

До льодовикових утворень належать також флювіогляціальні осади, які складені водяними потоками, утвореними при таненні льоду. Розрізняють два типи таких відкладів - прильодовикові та внутрішньольодовикові.

Прильодовикові флювіогляціальні відклади утворюються перед фронтом льодовика талими водами, які витікають з-під нього.

Внутрішньольодовикові флювіогляціальні відклади утворюються талими водами в підльодовикових тунелях, промоїнах і проталинах у товщі льоду.

Значну геологічну роботу виконує морський лід, який утворюється на поверхні морських або океанічних басейнів.

Протягом геологічної історії Землі неодноразово відбувались тривалі та короткочасні похолодання. Вони спричиняли розвиток льодовиків і похолодання клімату у льодовикові епохи. В результаті, значні частини континентів вкривалися потужною льодовиковою товщею.

В певні епохи антропогенового періоду зледеніння охоплювали величезні простори континентів, що значно перевищувало площу розвитку сучасних льодовикових покривів. Центри древньоантропогенових зледенінь знаходились на Скандинавському півострові, в Альпах, на Таймирі та в ін. приполярних і високогірних областях. Маси льоду, що наступали зі Скандинавських гір, займали рівнини Північної Європи, більшу частину Східноєвропейської рівнини і досягали широти м. Львів на Україні. Допускають, що товщина льоду на цей період на Скандинавському півострові досягала 3 км, а товщина льоду, яка покривала Східноєвропейську рівнину, становила декілька сотень метрів. Внаслідок потепління до початку сучасної епохи скандинавський льодовик зник, залишивши після себе різноманітні льодовикові і водно-льодовикові форми рельєфу і відклади.

Відомі докази зледенінь, які періодично відбувались в більш давні геологічні епохи впродовж геологічної історії Землі. Про це свідчить наявність в древніх товщах тилітів - ущільнених метаморфізованих моренних відкладів. Причини періодичної появи зледенінь до цього часу однозначно не встановлені. Існує ряд гіпотез, за допомогою яких намагаються пояснити причини періодичного зледеніння поверхні Землі. Вивчені на сьогодні фактори виникнення зледенінь можна розділити на дві групи - астрономічні та геологічні.

До головного астрономічного фактору відносять зміни в планетарному русі Землі, такі як варіації ексцентриситету земної орбіти та кута нахилу земної осі до площини екліптики. Це реальні періодичні зміни, які, без сумніву, викликають періодичну зміну клімату.

Основними геологічними факторами вважають періодичну зміну у складі атмосфери та тектонічні активізації. В геологічній історії розвитку Землі помічено безсумнівний зв'язок періодів зледеніння з епохами горотворення. Зледеніння земної кори наступило одразу після епох горотворення, які супроводжувались активною вулканічною діяльністю. Важливу роль у зміні клімату Землі повинні були відіграти тектонічні рухи. Вони могли переміщувати континенти з однієї кліматичної зони в іншу, піднімати або опускати окремі ділянки земної кори, сприяти вулканічній активізації тощо. Все це призводило до зміни клімату в планетарних масштабах. Тому, не виключений вплив тектонічних факторів і на зледеніння Землі в окремі епохи.

Якщо врахувати, що астрономічні та геологічні фактори могли діяти одночасно, то при їх спільному спрямованому впливі могли виникнути різкі зміни температури, достатні для періодичних похолодань і потеплінь. На протязі кожного льодовикового періоду поширення зледенінь на земній поверхні відрізнялось. Зокрема, сучасну епоху для Антарктиди, Гренландії, Шпіцбергена можна назвати льодовиковою, а для решти території Земної кулі -міжльодовиковою. На Східноєвропейській рівнині виділяють чотири зледеніння антропогенового віку: окське, дніпровське, московське і валдайське. Льодовик наступав зі Скандинавії і рухався на південний захід, південь і південний схід.

Сезонне промерзання грунтів характерне для регіонів, де середньорічна температура вища 00С. Промерзання проходить взимку на глибину до декількох метрів. Підземні води, які містяться в порах і тріщинах гірських порід, замерзають і збільшуються в об'ємі. Розвивається значний тиск, в результаті чого поверхня промерзлого грунту деформується. Це явище називається пученням грунту. В літній період глинисті породи, які містять велику кількість вологи, розмерзаються, втрачають свою міцність, розкисають і набувають здатності текти. Цей процес називається соліфлюкцією, тобто здатністю грунтів текти при відтаненні.

Багаторічне промерзання грунтів виникає в тих районах, де середньорічні температури нижче 00С. Вода в порах і тріщинах гірських порід знаходиться в замерзлому стані протягом багатьох століть. Утворену при цьому зону мерзлих порід назвали зоною вічної мерзлоти. В 1955 р. П.В. Швецовим було запропоновано замінити цей термін на “криолітозону”. Зараз дуже широко застосовується поняття "багаторічна криолітозона", "багаторічно-мерзлі породи" та "багаторічна мерзлота". Із названих понять найбільш вдалим, вважається термін "багаторічна мерзлота". Але і він не відповідає дійсності природного явища промерзання грунтів і гірських порід, оскільки породи з від'ємними температурами виникають і зникають в процесі геологічного розвитку Землі.

Багаторічно-мерзлі породи на земній поверхні займають 40 млн. км2 або майже 25% суші. Вони складають значну частину Євразії, Північної Америки, повністю Антарктиду і її шельфову зону, всі острови Північного Льодовитого океану і частину високогірних областей. На багаторічній мерзлоті переважно лежить шар грунту, який розмерзається влітку і замерзає взимку. Він називається діяльним шаром. Його товщина коливається від декількох сантиметрів до 5-7 м. Вона залежить від кліматичних умов, складу гірських порід, рослинного покриву, експозиції схилів та інших факторів. Наприклад, в пісках і галечниках товщина діяльного шару становить 2-4 м, а в торфяниках - 0,3-0,8 м. В діяльному шарі проходять активні фізико-хімічні процеси, характерні для зони багаторічної мерзлоти.

В районах розвитку багаторічної мерзлоти схилові процеси надзвичайно активні, хоча вони захоплюють переважно тільки невеликий за товщиною діяльний шаp. Найбільш активним руйнівним процесом на схилах гір є соліфлюкція – витікання перезволожених рідких і пластичних порід по багаторічній мерзлоті. При цьому грунт насичується вологою за рахунок танення наявного в ньому льоду. В переважній більшості соліфлюкція розвивається на схилах, складених супісками, суглинками, пилуватими пісками та ін. дрібноуламковими породами. Названі породи мають надзвичайно велику вологість, а тому вони різко втрачають свою стійкість при сезонному відтаненні та надлишковому перезволоженні.

Соліфлюкція розвивається, в основному, на схилах гір, крутизна яких становить від 8 до 150. На схилах меншої крутизни витікання грунту переважно не відбувається через його велике тертя по поверхні нерозтоплених порід. На схилах, кути падіння яких перевищують 250, дрібнозем вимивається талими та дощовими водами, а залишений грубоуламковий матеріал утворює осипи та куруми. Соліфлюкція створює різні форми мікрорельєфу, основними з яких є солюфлікційні тераси, язики і невеликі пагорби. Переважно вони утворюються біля підніжжя схилів, де концентрується велика маса намитих порід. Часто такі форми рельєфу виникають на схилах, якщо пливун на своєму шляху наштовхуються на виступи корінних порід, дерева та ін. перешкоди.

Пагорби пучення дуже часто спостерігаються на рівнинних територіях. Вони являють собою кріогенні форми рельєфу заокругленої форми висотою від 20-40 см до 30-40 м, діаметром в основі - від декількох метрів до 100-200 м. Утворюються вони в результаті збільшення об’єму при промерзанні сильно зволожених або водоносних дисперсних порід в результаті збільшення їх об'єму. Розрізняють однорічні і багаторічні пагорби пучення.

Крім пагорбів пучення на рівнинних територіях в районах багаторічної мерзлоти широко розповсюджені термокарстові форми рельєфу.

Термокарст - це процес витоплювання підземного льоду, який супроводжується просіданням поверхні Землі і появою від'ємних форм рельєфу. Просідання вищезалягаючих пластів відбувається не тільки при таненні прошарків і лінз, але й сильно льодянистих грунтів, оскільки вони можуть містити в собі до 50% льодової маси. Форми рельєфу, які виникають при цьому, називаються термокарстовими. Вони є різновидом псевдокарсту.

Весь комплекс відкладів, що утворився внаслідок взаємодії льодовика та його талих вод з породами субстрату, називається льодовиковими відкладами. Як уже відмічалось, за генезисом льодовикові відклади поділяються на моренні та водно-льодовикові. Вони вкривають значну частину території України та утворюють льодовикові форми рельєфу на площах дніпровського зледеніння (Сумська, Чернігівська, Полтавська, Київська, Черкаська, Житомирська, Рівненська, Волинська області), окського зледеніння (Львівська і Волинська області) і валдайського зледеніння (у Карпатах).

З льодовиковими відкладами пов’язані розсипні родовища корисних копалин. Виникають вони в результаті руйнування корінних порід дольодовикових алювіальних і схилових відкладів під час руху льодовика. Процес формування льодовикових відкладів не дуже сприяє концентрації корисних компонентів та збереженню сформованих розсипів. Тому, важливе практичне значення мають тільки ті льодовикові розсипи, які просторово пов'язані з льодовиковою абразією багатих корінних порід і дольодовикових розсипів.

Промивний режим морени талими водами сприяє утворенню флювіогляціальних розсипів. Серед них в переважній більшості зустрічаються алмази, золото, платина, рідкоземельні мінерали, дорогоцінне каміння. Льодовикові відклади часто служать проміжним джерелом формування багатих алювіальних і морських розсипів корисних копалин.

 

Запитання для самоперевірки

1 В яких формах проявляється геологічна діяльність вітру?

2 В чому полягає суть процесів коразії і дефляції?

3 Умови утворення дюнів і барханів.

4 Лес і лесовидні продукти.

5 Форми рельєфу вітрової ерозії.

6 Лід і його геологічна діяльність.

7 Що називають льодовиком і його відмінності від звичайного льоду?

8 Що таке снігова лінія, фірновий басейн, область живлення і область стоку льодовиків?

9 Що називається льодовиковою ерозією?

10 Oсновні форми рельєфу місцевості, де пройшов льодовик.

11 Основні причини зледенiнь на планеті.

© 2013 wikipage.com.ua - Дякуємо за посилання на wikipage.com.ua | Контакти