Льодовики
В
гляціології вже давно намітилася тенденція до розмежування понять покривного і
гірського заледенінь, покривних і гірських льодовиків [Корякин, 1981] і навіть до
виділення розділів покривної і гірської гляціології. Тим не менше, про покривних
льодовики Антарктиди і Гренландії не можна говорити інакше, як про гірські, оскільки
вони утворюють високопіднятою до 4000 м (з окремими вершинами до 5140 м) в
Антарктиді та 3700 м в Гренландії крижані плато, де лід перекриває плоскогір'я
і гірські хребти. Льодовиковий покрив Антарктиди досягає потужності більше 4300 м
(середня 1720 м), Гренландії 3400 м (середня 2300 м). Щоправда, на значній
частини Антарктиди немає справжнього гірського рельєфу з його глибоким розчленуванням, на
величезних просторах розстеляється ідеальна, високопіднятою крижана рівнина.
Але справа не тільки в тому, що окремі ділянки цієї рівнини на географічних
картах носять назву плато (Полярне плато, плато Радянський і ряд інших). У
Відповідно до критерію відділення гірських ландшафтів від рівнинних
нівально-гляціальні ландшафти Антарктиди не можна віднести до класу рівнинних:
тут не спостерігається широтно-зональної зміни типів ландшафтів, яка була б
при менших абсолютних висотах, і вона дійсно є на антарктичному узбережжі,
де на вільних від льоду ділянках розташовані оазиси з внеледніковимі
ландшафтами полярних (антарктичних) пустель, а не з нівально-гляціальні
ландшафтом. Е. С. Короткевич особливо підкреслює порушеною широтної
зональності Антарктиди висотної поясністю (зональністю), що виявляється тут
особливо яскраво, і розглядає цей материк як льодовикового масиву з
єдиної вертикальної поясністю [1972, с. 325 і 343]. Те ж саме відноситься і до
Гренландії, де ландшафти узбережжя у середній і південній частинах острова навіть на
полярні, а субполярних (субарктичні). Безсумнівно, до гірських в
фізико-географічному розумінні належать і покривні льодовики Нової Землі, а
також льодовикові щити арктичного низькогір'я Північної Землі. Там, де лід
перекриває гірські хребти з гострими вершинами або плоскогір'я з підносяться
над основною платоподібний поверхнею останцями, місцями, головним чином по
околиць льодовикового щита, з-під льоду виступають на денну поверхню
самотні скелі, що називаються нунатакамі. За зниженнях підлідної поверхні в
боку морів і океанів стікають частини льодовикового покриву, що виділяються під
назвою вивідних льодовиків. Здебільшого вони отримали власні
географічні назви. Вони досягають узбережжя, там обламуються і дають
початок плаваючим крижаним островам айсбергам.
В
Гренландії і на Новій Землі окремі льодовикові потоки спускаються від
льодовикових щитів у глибокі фіорди і утворюють фьордові льодовики. Покривні
льодовики в колишніх класифікаціях льодовиків виділялися під назвою материкових
льодовикових покривів або заледеніння гренландського типу [Калеснік, 1939]. Взагалі
ми проти застосування в класифікаціях географічних явищ за їх властивостями
(типологічних класифікаціях) власних географічних назв для позначення
типів. Але оскільки подібні назви в ряді випадків міцно вкорінені в
літературі (або відповідні типи дійсно мають місцеву специфіку), в
окремих випадках ними доведеться користуватися. Льодовики, подібні антарктичний,
гренландського, новоземельскім і т. д., зараз виділяють під назвою льодовикових
щитів, відокремлюючи від них (в гірських територіях) льодовикові покриви, коли
підлідний рельєф у пом'якшеному вигляді відображається в поверхні льодовика.
Проміжним ланкою між гірським і покривним заледенінням служить сітчасте
заледеніння (що відноситься до гірничо-покривному), що виникає при досить рясному
харчуванні, коли крига, переповнений долини, починають перетікати через зниження в
окремих хребтах. Іноді це заледеніння називають льодовиком шпіцбергенского типу,
який був виділений ще Норденшельд. Однак правильніше говорити про
шпіцбергенском заледеніння, що включає велику різноманітність типів окремих
льодовиків. Специфічні риси морфології заледеніння архіпелагу Шпіцберген
обумовлені ступенем його розвитку на стадії між гірським і покривним.
Заледеніння такого роду поширена тільки в полярних гірських масивах, крім
Шпіцбергена на Алясці, Новій Землі, півдні Патагонії. Серед власне гірських
льодовиків, тісно пов'язаних з гірським рельєфом, який визначає форму і
напрямок їх руху, виділяють льодовики вершин, схилів і долин. У ряді
долинних льодовиків крім простого долинного розрізняють складний долинний і
дендрітовий льодовики. Подвійні і складні долинні льодовики складаються з двох і
більше гілок. Дендрітовие, або деревоподібні, льодовики нагадують у плані
зелене дерево. В останньому випадку рясне харчування снігом призводить до того,
що льодовики бічних долин (приток) з'єднуються з льодовиком, розташованим в
головною долині. До цього типу відносяться великі долинні льодовики гір Середньої і
Центральної Азії, зокрема Каракоруму і Гімалаїв, а також гір високих широт.
При великому надходженні твердих атмосферних опадів в область харчування долинного
льодовика зростання його потужності призводить до того, що льодовик не вміщується у
полонині і висувається на передгірську (або міжгірську) рівнину.
Тоді
утворюється передгірний льодовик типу Маласпіна. На високо піднятих вирівняних
поверхнях виникають льодовики плоских вершин. Тут можуть бути виділені два
підтипи: льодовики з розтікається в різні сторони по крутостенним глибоким
долинах мови (скандинавський підтип) і власне льодовики плоских вершин без
значних крижаних мов, часто зовсім їх позбавлені (тяньшаньскій підтип).
Льодовики конічних вершин утворюються на конічних гірських підняттях найчастіше
вулканічного походження. Покривні конус лід і Фірн створюють своєрідну
шапку, від якої радіально спускаються мови окремих льодовиків, відомих під
власними географічними назвами. До цього типу відносяться кавказькі
льодовики Ельбрусу, Казбеку і льодовики багатьох інших вулканів. Льодовики вершин
молодих, не розчленованих долинами і цирками вулканічних конусів отримали
назва зіркоподібних. У кратерах вулканів зустрічаються кальдерние льодовики
[Калеснік, 1939]. Часто в горах зустрічаються висячі льодовики, які бувають
двох підтипів: карів-долинні, що розташовуються в каре, але початківці сповзати
з кара в долину, і власне висячі, не приурочені до будь-яких різко
вираженим депресій, а використовують лише пологу увігнутість схилу.
Власне висячі льодовики зазвичай закінчуються високо на схилі, неначе
приклеєні до нього всією своєю масою [там же, с. 216]. Мабуть, близькі до
цього підтипу льодовики, що покривають малопотужним (у кілька десятків метрів)
шаром широкі і пологі схили гір східній частині Гіссаро-Алая (басейн
Сурхоба) і в Східному Памірі. В. М. Котляков [1977] назвав їх схилових
льодовиками. Досить численні в горах карові льодовики, невеликі,
що утворюються в чашевидних западинах (карах) на схилі хребта або у верхів'ї
долини. Вони позбавлені або майже позбавлені льодовикового мови як такої звичайного в
долинах. Навіяні льодовики утворюються в негативних формах рельєфу і на
подветренной стороні підвищень від наметенного вітром снігу, що в полярних
і субполярних широтах не встигає стаівать за літо. Вони виникають у підошви
скелястих уступів терас, у задніх стінок карів, у вузьких затінених ущелинах і
складаються з фірну і фірнового льоду. Довгий час вважали, що лід рухомих
льодовиків досить активно еродірует підземне ложі (цей процес називається
льодовикової ерозією або екзараціей) і в якості одного з доказів
приводили наявність нагромаджень кам'яних брил (морен) перед фронтом рухається
льодовика. Наприкінці 40-х і в 50-х роках стали вважати, що основна маса
уламкового матеріалу, що формує сучасні моренні відкладення, надходить з
поверхонь схилів, що здіймаються над льодовиком.
Роль
придонному морени незначна, і говорити про льодовику як про фактор, ефективно
еродірующем, нема підстав. Однак зараз істотна екзараціонная робота
рухомого льоду знову відновлена в правах. Нові дослідження, засновані
на сучасних методах, свідчать про те, що випахівающая діяльність
гірських льодовиків можна порівняти за інтенсивності з водною ерозією, а основний
моренний матеріал надходить на льодовики не тільки з навколишніх гірських схилів,
але значною мірою і з льодовикового ложа. На початку попереднього розділу
згадується про хіоносфере. Це частина тропосфери, в межах якої при
сприятливих особливості рельєфу можуть утворитися скупчення снігу, фірну і
льоду, тобто зародитися льодовики [Котляков, 1968]. Багато гори вдадуться за нижню
кордон хіоносфери, і саме тому на них зароджуються льодовики. Потужність
хіоносфери, мабуть, лежить в межах 3 5 км і порівняно мало
розрізняється над різними ділянками земної поверхні [там же, с. 137]. Верхній
кордону хіоносфери гори, навіть найвищі, ймовірно, не досягають. У всякому
випадку вони не можуть її досягти в низьких широтах, де розташовуються найвищі
гірські підняття Землі (Гімалаї і Каракорум, Анди), тому що там нижня межа
хіоносфери, індіціруемая сніговий лінією, піднята дуже високо. Вважають, що
лінія перетину нижньої межі хіоносфери зі схилами гір є
кліматичної снігової лінією [Щукін, Щукіна, 1959, с. 66]. Однак снігова
лінія не цілком збігається з кордоном хіоносфери. Снігова лінія найважливіший
гляціокліматіческій показник, що відображає зв'язок заледеніння з кліматичними
умовами. Її висота, багато в чому визначає інтенсивність заледеніння району
(залежність тут зворотна), пов'язана з географічною широтою (і,
отже, з термічним ресурсом), а також ступенем континентальності
клімату. У полярних широтах снігова лінія розташовується в межах
низькогорно ярусу (Шпіцберген висоти 200 370 м на навітряних схилах, 250 800
м на підвітряних). Під тропіками вона піднімається до 6000 м і більше: в Андах
Південної Америки у тропіка на півдні пуни і в Пампінскіх Сьєрра вона перевищує 6500 м
(найвище становище в світі). На екваторі її висота 5300-5400 м. На такій
ж великій висоті знаходиться снігова лінія на найбільш континентальних нагорьях
субтропічного поясу, наприклад, у Східному Памірі (до 5200 м). Виявилося,
однак, що в Східному Памірі, про сухість клімату якого судили за даними
метеостанцій, розташованих на плоских днищах долин і улоговин з висотою,
близькою до 4000 м, і показували річна кількість опадів всього 100 мм, в
самому верхньому ярусі гір, в їх льодовикової зоні, випадає 800 1000 мм опадів у
рік, що дуже багато для такої сухий в цілому області.
В
центральній же частині Паміру кількість опадів збільшується до 1500 мм, а на
Північно-Західному Памірі і на заході всього Паміро-Алая льодовикова зона отримує
до 2500 міліметрів опадів, а іноді і більше [там же, с. 149]. Ця волога
породжує потужні річки. Гірські льодовики є величезним скупченням і сховищем
водних ресурсів. Особливо велика їх роль як постачальників води для зрошення
аридних областей, наприклад оазисів Середньої і Центральної Азії. Причому максимум витрат
річок з льодовиковим харчуванням припадає на спекотні літні місяці, коли культурна
рослинність (бавовник та ін) вимагає для поливу найбільшої кількості
води. Вікові запаси снігу й льоду в роки катастрофічних посух можуть бути
використані для збільшення річкового стоку. Гірські річки з льодовиковим харчуванням
служать найважливішим ресурсом гідроенергетики. З гірськими льодовиками пов'язані такі
катастрофічні явища, як крижані обвали, раптові зрушення льодовиків
(сeрджі), паводки і сіли льодовикового походження. Нерідко вони набували
характер грандіозних катастроф. У зв'язку з цим велику актуальність отримує
складання каталогів пульсуючих льодовиків з застосуванням різних методів, в
тому числі спостережень і зйомок з космосу, постійних стаціонарних досліджень
прогнозного характеру. За даними В. М. Котлякова, в результаті багаторічних
робіт на Памірському льодовику Ведмежий вдалося, мабуть вперше в світі,
передбачити чергову зрушення цього льодовика в 1973 р., що запобігло
жертви і значно зменшило збитки від руйнувань. Практичне значення
покривного заледеніння в полярних широтах, особливо льодовикового щита Антарктиди,
полягає насамперед у тому, що з їх режимом пов'язані евстатіческіе
коливання рівня Світового океану. Танення льоду при істотному потеплінні
клімату може призвести до значного підняття рівня океану і пов'язаних з ним
морів, до затоплення обжитих і заселених низьких прибережних областей. Тому
дуже велике значення ретельного спостереження (моніторингу) за режимом льодовиків.
Список літератури
Для
підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://rgo.ru
