Геологічна діяльність льодовиків
Химия

Геологічна діяльність льодовиків


Льодовик — Це велике природне скупчення льоду (і фірну), що утворився з твердих атмосферних опадів протягом тривалого часу вище межі снігової лінії.

Освіта льодовиків можливо лише за умови, що кількість снігу, що випадає, тривалий час перевищує кількість розтанутих і випарованих. Область, де можуть утворюватися льодовики, називається хіоносферою.

Снігова межа знаходиться вище лінії з позитивним температурним балансом протягом багатьох років.

Фірн — щільний зернистий сніг, що утворився в результаті тиску шарів, поверхневого танення і повторного замерзання води, що просочилася на глибину.

При збільшенні потужності снігового покриву в нижній частині товщі сніжинки під тиском починають перекристалізовуватись у ізометричні крижані зерна, утворюючи фірм. Швидкість утворення фірну за рахунок снігових мас залежить так само від частоти та амплітуди коливання температури. З глибиною кількість крижаних прошарків збільшується, і фірн поступово переходить у фірновий лід, а потім і в льодовиковий. (Глетчерний) лід.

При перетворенні снігу в льодовик різко зростає щільність осаду: сніг — 85 кг/м3, Фірн — 500-600 кг/м3, а льодовик льоду – 900–960 кг/м3.

Основні типи льодовиків

Покривні (материкові) – льоди залягають суцільним покривом, що рухаються у бік океану (Гренландія потужність 2400 м, Антарктида – 4200 м).

Гірськіутворюються в горах вище за снігову лінію, рухаються вниз по схилах, утворюючи потоки у вигляді мов.

Гірсько-покровні — утворюються в горах з плоскими вершинами (Скандинавський півострів).

Лід пластичний і там, де дозволяють умови рельєфу, починає текти. Рух льодовика починається, як тільки потужність льоду досягає деякої критичної величини (зазвичай 15-30 м), що дозволяє подолати силу тертя. Ця величина також залежить від кута нахилу схилу. Зі збільшенням потужності льоду збільшується швидкість руху льодовиків. Також на рух льоду впливає його температура — лід тим пластичніший (а, отже, і текучий), чим його температура ближче до температури танення. Середня частина льодовика рухається швидше донної та крайових частин, тому що їх гальмує тертя об дно та стінки долини.

Швидкість руху льодовиків невелика та непостійна. Вона вимірюється десятками та першими сотнями метрів на рік. Тільки деякі найбільші льодовики Гренландії розвивають швидкість 5-40 м на добу. У Гімалаях швидкості руху льодовиків вбирається у 1200 м на рік, а більшості льодовиків інших гірських систем – від 40 до 100 м на рік.

Кордон хіоносфери (а, отже, і поширення льодовиків) залежить від клімату. Таким чином, льодовики можна використовувати як індикатори клімату. Лідники, що відступають, залишають за собою поперек долин серії кінцевих морен, а на бортах долин — відкладення бічних морен. Показником колишньої присутності льодовика може бути і U-подібна форма долин. Часто після стаювання льодовиків територія зазнає підняття, і тоді знову утворені льодовики поглиблюватимуть долину, утворюючи льодовикові тераси.

У льодовиках лід накопичується стратифіковано, тому, вимірюючи вміст таких ізотопів, як 18O та 10Be, можна обчислювати температуру утворення льоду та обсяги снігу, що випав, в періоди утворення кожного з шарів. Вивчення керну льоду Антарктиди дозволило отримати дані про температуру та газовий склад атмосфери за останні 800 тис. років. Протягом голоцену міжльодовична епоха мала кілька флуктуацій. Так, останнє незначне похолодання, назване малим льодовиковим періодом, було 300-100 років тому.

Екзарація – льодовикова ерозія (лат. Exaratio — випахування). Вона проявляється разом із заснуванням льодовиків. Разом із появою сніжників різко підвищується інтенсивність морозного вивітрювання. Лід, потрапляючи в річкові долини, сильно тисне на ложі та стінки. Насамперед здирається весь уламковий матеріал із річкових долин, потім цими уламками, що вмерзли в лід, руйнуються борти долини. Інтенсивність льодовикової ерозії значною мірою залежить від потужності льоду та швидкості руху льодовика, тобто. від ухилу долини.

Льодовикові відкладення (gQ).

Абляція – зменшення маси льодовика шляхом танення, випаровування та механічного руйнування (в т.ч. відколювання айсбергів). Випаровування з твердої фази в газоподібну, минаючи рідку, називається сублімацією.

Після танення льодовика залишаються значні за потужністю льодовикові відкладення.

Морена — скупчення пухкого уламкового матеріалу, що переноситься або відкладеного льодовиком. Утворення морен відбувається як за рахунок надходження уламкового матеріалу зі схилів льодовикових долин, так і в результаті руйнування льодовиком та подальшого перенесення підстилаючих порід. За походженням виділяють такі типи морен: бічна морена, серединна морена, донна морена, кінцева морена (рис.30).image036

Рис. 30 Морена від льодовика Корі-Каліса (Qori Kalis), фото 2006 року.

Бічна морена знаходиться по обох краях льодовика у вигляді валів і утворюється з уламків, що обсипалися зі схилів долин на краї льодовика. Її відкладений аналог називається лінійною мореною. Іноді спостерігається до 5-7 валів, розташованих на різних рівнях з обох боків долини.

Середня морена утворюється з двох бічних морен при злитті льодовиків.

Донна морена утворюється з гірських порід ложа льодовика за її руйнації льодовиком. Зазвичай вморожується в лід і транспортується разом із льодовиком, сприяючи льодовиковій екзарації. Відкладена донна морена називається основною мореною.

Кінцева морена – вал уламків, що рухається перед фронтом льодовика за його наступі.

Друмліни (ірланд. пагорб) є витягнуті в напрямку руху льодовика еліпсоїдальні пагорби, довжиною в сотні метрів, іноді до кілометра, до 100-150 км завширшки і до 25 м. заввишки. Вони розташовуються за кінцевою мореною, часто утворюючи своєрідні поля друмлінів. Складено вони корінними породами або флювіогляціальними відкладеннями, перекритими зверху мореною.

Характерна особливість морених відкладень – відсутність шаруватості та неоднорідність складу (валунні глини та суглинки).

Флювіогляційні відкладення (fgQ)

Флювіогляційні відкладення утворюються при розмиванні морен талими водами льодовика і характеризуються відсортованістю і шаруватістю. Зазвичай представлені товщами піску, галечника, суглинку, стрічкових глин (рис.31).image037

Рис. 31 Флювіогляційні відкладення

Характерні форми рельєфу – ози, камі, андрівні поля.

Ози (шведськ. – гряда, вал) є витягнуті у бік руху льодовика, іноді переривчасті, гряди довжиною до 30–70 км. Вони складені косослоїстими пісками, галечниками та гравієм. Ози є русловим алювієм річок, що поточні або під поверхнею льодовика і відкладали в його льодах переміщений уламковий матеріал.

Ками (нім. гребені) – групи та смуги невисоких пагорбів, розділених улоговинами та улоговинами неправильної форми. Ками складені шаруватим, сортованим піщаним та гравійним матеріалом, валунами.

Зандри (дат. поле або лат. пісок) – потужні товщі флювіогляціальних пісків, гравію та галечників, що розвиваються за межами покривного льодовика. Зандрові поля є пологі конуса виносу льодовикових потоків, що злилися, що поховали під собою попередній рельєф або значною мірою вирівняли його.

Будівельні властивості льодовикових відкладень

Льодовикові відкладення – надійні підстави для споруд.

Стрічкові глини за умов насичення водою – текучі, покривні суглинки – розмокають.

Негативна якість – наявність окремих валунів, які помилково можна сприйняти як корінні породи і як наслідок – нерівномірні опади споруд.

При дослідженнях — обов’язкове застосування геофізичних методів (електророзвідки).

Льодовикові відкладення – різноманітні будівельні матеріали (піски, глини, будівельний камінь).

До змісту Підручника

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *