Оледенение арктических островов
Оледенение арктических островов
Министерство образования РФ
Дальневосточный государственный университет
Географический факультет
Кафедра физической географии
Курсовая работа на тему
Оледенение Арктических островов
Выполнил:
Студент 922Б группы
Войло Яков Олегович
Проверила:
Воробьёва Татьяна Фёдоровна
Владивосток 2002
СОДЕРЖАНИЕ
Общие сведения о строении,
динамике и режиме ледников
|
3
|
Движение ледников
|
9
|
Ледниковые районы земного шара
|
12
|
Острова
Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,
Северной
Земли и Де-Лонга
|
14
|
Вывод
|
26
|
Список
литературы
|
27
|
ОБЩИЕ
СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ, ДИНАМИКЕ И РЕЖИМЕ ЛЕДНИКОВ
В природе много
различных видов льда. Предмет данной работы — ледники. Что же следует понимать
под этим термином? Ледник — это масса природного наземного льда преимущественно
атмосферного происхождения, обладающая самостоятельным движением в результате
деформаций, вызываемых действием силы тяжести.
Ледники являются
продуктом взаимодействия рельефа и климата. Они образуются преимущественно из
снега, выпадающего из атмосферы, но могут частично состоять и из водного льда
(например, шельфовые ледники Антарктиды). Водный лед может присутствовать и в
горных ледниках в результате замерзания талых и дождевых вод на их поверхности,
в трещинах и пустотах внутри ледника, но главный источник их питания — твердые
атмосферные осадки.
Каждый ледник состоит
из областей питания и расхода, разделенных границей питания. В первой из этих
областей приход массы больше расхода, во второй расход больше прихода.
Перемещение льда из области питания в область расхода происходит путем
движения льда под воздействием силы тяжести.
Скорости движения льда
в разных ледниках, в разных их частях и в разное время года могут колебаться
от нескольких метров до сотен метров в год при вязко-пластическом течении льда
и до сотен метров в сутки при глыбовом скольжении. В конкретных ледниках обычно
сочетаются оба типа движения в самых разных пропорциях и самые разные скорости
движения льда.
Главной статьей
расхода в горных ледниках является таяние под влиянием солнечной радиации и
тепла воздуха, а в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии — откол
айсбергов.
Форма и размеры
ледников могут быть самые разные. Различают две главные группы ледников:
горные, форма и движение которых определяются главным образом рельефом занимаемых
ими вместилищ и уклоном ложа, и ледниковые покровы и купола, в которых лед
настолько толстый, что перекрывает все неровности подледного рельефа, и
течение льда
определяется главным
образом уклоном поверхности самого ледника (Антарктида, Гренландия и другие
менее крупные ледниковые покровы и купола). Разумеется, существуют и
переходные типы от одной из этих групп к другой.
Размеры ледников
колеблются в огромных пределах: от десятых и менее долей квадратного километра
(каровые ледники Полярного Урала, Кузнецкого Алатау и др.) до многих миллионов
квадратных километров (ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии) при
толщине от первых десятков метров до нескольких километров.
По температурному
состоянию различают две главные группы: теплые (изотермические или умеренные)
ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура льда постоянно
держится близкой к точке таяния льда под давлением, и холодные (полярные)
ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура во всей толще
всегда ниже точки плавления льда под давлением. Так как ледники получают тепло
не только от солнечной радиации, но и от теплового излучения земной коры, то,
как правило, в холодных ледниках температура льда с глубиной повышается (так,
в Антарктиде, в центральных районах ледникового покрова, температура от — 55°С
на глубине 10 м повышается до точки плавления льда под давлением у ложа).
Существуют и переходные типы ледников — от теплых к холодным (субполярные). Некоторые
крупные долинные ледники в высокогорных районах могут в верховьях принадлежать
к холодным ледникам, а в нижнем течении — к теплым (например, ледник Батура в
Каракоруме).
Ледники, порождаемые
климатом в сочетании с местными орографическими условиями, раз возникнув, сами
создают благоприятные условия для дальнейшего своего существования и развития.
Достигнув больших размеров, они оказывают существенное обратное воздействие
на климат. Так, ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии являются гигантскими
холодильниками нашей планеты, оказывая влияние на климат и циркуляцию
атмосферы в глобальном масштабе.
Ледники очень
чувствительны к изменениям климата: при увеличении питания твердыми
атмосферными осадками или уменьшении их таяния из-за понижения температуры
воздуха в теплое время года ледники наступают, увеличиваются их толщина,
горизонтальные размеры, скорость движения льда, продвигаются концы ледниковых
языков. При ухудшении условий питания или усилении таяния ледники отступают —
становятся тоньше, скорость движения льда уменьшается, увеличивается
заморененность ледниковых языков, и их концы омертвевают, а граница активного
льда отодвигается вверх по течению ледников. Но эффект изменения условий
питания и расхода сказывается на поведении ледников не сразу, а с тем большим
запаздыванием, чем крупнее ледник и продолжительнее время оборота массы льда
в нем. Продолжительность полного оборота массы в ледниках колеблется от 20 — 70
лет на мелких каровых и висячих ледниках до 200 тыс. лет в Антарктическом ледниковом
покрове.
Проблема синхронизации
колебаний ледников и климата имеет большое научное и практическое значение. Наблюдения
за колебаниями многих ледников проводятся уже не одно столетие, но они
трудносопоставимы из-за больших местных различий условий оледенения и отражают
лишь самую общую тенденцию колебаний глобального климата. Решение проблемы
приближают уже начатые во многих ледниковых районах балансовые исследования,
а также анализ кернов из глубоких скважин, пробуренных в Антарктиде и Гренландии.
Большую роль в изучении колебаний ледников играют съемки из космоса.
Кроме колебаний
ледников, вызванных изменениями климата (вынужденные колебания), возможны
также релаксационные колебания ледников, обусловленные нестационарностью
кинематических связей в самом леднике. Если по каким-либо причинам в леднике
имеет место превышение питания над расходом и лед длительное время накапливается
в верховьях ледника, рост напряжений в ледниковой толще может вызвать резкое
увеличение скорости
движения льда и его
перемещение в нижнюю по течению часть ледника без изменения общей массы льда
в ледниковой системе. При этом в верховьях поверхность ледника понижается, а
нижняя часть ледника, наоборот, вспучивается и язык продвигается вниз по
долине, иногда на несколько километров. В это время поверхность ледника бывает
настолько разбита трещинами, что становится совершенно непроходимой.
Ледники, которым
свойственны резко выраженные релаксационные колебания, получили название
пульсирующих. Подвижки пульсирующих ледников происходят периодически с продолжительностью
полного цикла пульсации от 10—15 до 100 и более лет. Полный цикл пульсации
складывается из сравнительно короткой стадии подвижки (от нескольких месяцев до
нескольких лет) и более длительной стадии восстановления, во время которой
продвинувшаяся при подвижке часть ледникового языка, лишенная подтока льда
сверху, интенсивно тает и разрушается, а в верховьях за счет атмосферных
осадков и подтока льда из вышележащей области питания постепенно увеличиваются
толщина льда и скорость его движения и восстанавливается состояние ледника,
предшествующее очередной подвижке.
Пульсирующие ледники
известны во многих районах мира. Их быстрые подвижки часто приводят к
образованию подпрудных озер, прорывы которых вызывают катастрофические паводки
и сели. В связи с этим очень важно научиться предсказывать такие подвижки.
Наиболее изученным и
единственным пока пульсирующим ледником, наблюдения на котором велись в
течение всего периода пульсации, является ледник Медвежий на Памире. Выявленные
закономерности его динамики послужили основой для прогноза очередной подвижки
ледника, который полностью оправдался [Долгушин, Осипова. 1972].
В процессе движения
ледники производят большую экзарационную, транспортную и аккумулятивную
работу. В результате экзарационной деятельности ледников в сочетании с
процессами выветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, как
кары, карлинги, ледниковые цирки, троги, «бараньи лбы». Действию ледников обязаны
своим образованием обширные сглаженные поверхности с ледниковой штриховкой,
узкие и глубокие морские заливы -- фьорды. Обломки горных пород, падающие на
ледник со склонов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностной
морены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются в
сплошной плащ. Продукты экзарации ложа (придонная морена) и поверхностную
морену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в виде
конечных морен. Часть продуктов разрушительной деятельности ледников выносится
талыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов ледниковых языков
плоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные частицы уносятся
реками на большие расстояния. Моренный материал материковых покровов,
шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уносится с айсбергами и
по мере их таяния оседает на дне морей и океанов.
Ледники - - это
своеобразные водохранилища, запасающие воду зимой и расходующие ее летом. Они
играют существенную роль в формировании стока рек, особенно в тех ледниковых
районах средних и субтропических широт, где высокогорные, покрытые ледниками
хребты соседствуют с засушли-
выми равнинами
^например, Центральная и Средняя Азия). Айсберги, откалывающиеся от шельфовых
и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических и Антарктических островов,
оказывают сильное воздействие на гидрологические процессы обширных океанических
акваторий. Только Антарктида поставляет в океан в виде айсбергов ежегодно
около 2000 км3 воды, Гренландия — 240—300 км3. Айсберги
затрудняют судоходство в полярных водах.
Ледники, особенно
ледниковые покровы, достигающие огромных размеров, только своим присутствием
вызывают большие изменения высоты земной поверхности и меняют ее рельеф. Так,
средняя высота Антарктиды почти втрое больше средней высоты всех других материков
за счет огромной толщины антарктического ледникового покрова, под которым
погребен сложный рельеф с горными хребтами, долинами, плато и равнинами.
Колебания размеров и мощности ледников вызывают изостатичес-кие колебания
земной коры.
Ниже приведены
основные условия существования ледников, особенности их строения и движения.
Начнем с понятия
снеговой границы, важнейшего показателя условий оледенения.
чем расход (таяние, испарение).
На уровне снеговой границы (границы питания) приходо-расходный баланс твердых
атмосферных осадков равен нулю. Различают несколько разновидностей снеговой
границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь.
1984]. Климатическая, или теоретическая, снеговая граница — это граница, на
которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков определяется средним
состоянием метеорологических условий за много лет на горизонтальной
незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности
практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не горизонтальна,
и метеорологические условия от года к году сильно меняются, следовательно,
реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-
кой. Поэтому введено понятие
местная, или истинная, снеговая граница, занимающая наивысшее положение в
конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можно усреднять за
ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и на склонах различной
экспозиции. На ледниках истинная снеговая граница — это наивысшее за год
положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая
граница на леднике совпадает с границей питания или бывает выше ее в тех
случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы
говорим о снеговой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная,
или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой линией
- границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снеговая граница, либо совпадает с границей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях,
когда различия в положении снеговой границы,
границы питания и фирновой линии невелики,
эти термины употребляются как синонимы.
К понятию климатической снеговой границы мы прибегаем в тех случаях, когда
рассматриваются возможности возникновения и существования оледенения в различных широтных климатических поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и континентальным
климатом, и в тех случаях,
когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим условиям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и существуют лишь благодаря большой концентрации
метелевого и лавинного снега в отрицательных
формах рельефа. Но в то же время на них есть
своя местная снеговая
граница (фирновая
линия — граница питания), отделяющая
область аккумуляции от
области абляции.
Высота снеговой
границы зависит от многих
факторов: от циркуляции
атмосферы,
обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиационных условий и температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; от абсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.
Морской климат с обильными осадками зимой и
прохладным летом
благоприятствует оледенению,
а сухой континентальный
климат, наоборот,
для оледенения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные территории, где, несмотря на малое количество
осадков, круглый год держатся
низкие температуры
воздуха и таяние
снега и льда или
мало, или совсем
отсутствует. Соответствующие изменения испытывает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница занимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит
на уровне моря. В Арктике уровень снеговой границы измеряется первыми сотнями
метров. В средних широтах в условиях морского климата (например, на
тихоокеанском побережье Северной Америки) она колеблется в пределах 500—1000
м над ур. м.; в субтропических и тропических широтах, в сухих континентальных
районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой границы достигает огромных
высот — 6000—6500 м над ур. м.
Изменение высоты
снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридиональных профилях вдоль
Южноамериканских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90—110° в. д.
(б).
Колебания уровня
снеговой границы во времени свидетельствуют об улучшении или ухудшении условий
питания ледников. В первом случае уровень снеговой границы понижается, во
втором — повышается. Следовательно, по изменению уровня снеговой границы можно
судить об изменении климатических условий в районах оледенения.
ДВИЖЕНИЕ
ЛЕДНИКОВ
Движение льда в
ледниках — основной процесс переноса массы из области накопления в область
расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается
относительное равновесие между ними, что и обеспечивает само существование
ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда,
проходящее через любое поперечное сечение, в области аккумуляции постепенно
увеличивается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в
области абляции постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно
изменяется и скорость движения льда: от истоков к границе питания она
увеличивается, а от границы питания к концу ледника уменьшается. При этом
векторы скорости относительно поверхности ледника в области аккумуляции
наклонены вниз, а в об-
ласти абляции — вверх.
Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество
отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности
ледников. В ледниковых покровах и куполах, граница питания которых проходит
близ их концов, а расход массы осуществляется путем откола айсбергов, скорость
движения льда увеличивается от нуля в центре ледникового покрова до максимума
у его края.
Движение льда в
ледниках осуществляется двумя основными способами: путем вязкопластического
течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и
сколам. Соотношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в
движении реальных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу
холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических деформаций,
тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных условиях могут
двигаться только путем глыбового скольжения (пульсирующие ледники в период
быстрых подвижек). В движении большинства ледников участвуют оба механизма.
Страницы: 1, 2, 3
|
|