8.2. Типи льодовиків
Розрізняють два основних типи льодовиків: материкові та гірські (рис. 26).
1. Материкові льодовикипоширені на материках або великих островах (Нова Земля, Земля Франца-Йосифа та ін.). Форма материкових льодовиків майже не залежить від рельєфу підстилаючої поверхні землі і в основному обумовлена розподілом снігового живлення льодовика. Напрямок руху цих льодовиків зумовлений розподілом тиску і похилом його поверхні незалежно від похилу ложа льодовика. Абляція в материкових льодовиках незначна. Зменшення площі льодовика відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика, котрі сповзають у море. Ці уламки утворюють айсберги.
Айсберг– це льодова гора, яка підіймається над рівнем моря не менше, як на 5 м, за меншої висоти – це уламок айсберга. На 4/5 свого об’єму він занурений у воду, оскільки щільність льоду менша за густину морської води.
Материкові льодовики поділяються на льодовикові куполи(опуклі льодовики потужністю до 1 000 м);льодовикові щити(великі опуклі льодовики потужністю більше 1000 м і площею поверхні понад 50 тис. км2);вивідні льодовики(це швидко рухомі льодовики, через які здійснюється основна витрата льоду материкових льодовиків; вони закінчуються у морі, утворюючи плавучі льодовикові язики, що дають початок численним айсбергам);шельфові льодовики(плавучі або ті, що частково спираються на морське дно льодовики, вони є продовженням льодовикових покривів суші, рухаються з берега до моря й утворюють великі айсберги).
Гірські льодовики– льодовики, що формуються в горах вище
снігової лінії. Це льодовики, які характеризуються невеликими розмірами, залежністю форми льодовика від форми трогів, чіткою різницею між зоною живлення і зоною стоку, спрямованим лінійним рухом. Швидкість руху таких льодовиків значна, а температура льоду наближається до температури його танення. Льодовики є на всіх континентах (крім Австралії та Антарктиди) та деяких островах. Становлять менше ніж 2 % площі усіх льодовиків. Гірські льодовики поділяють на три групи: льодовики вершин, льодовики схилів і долинні льодовики.
Льодовики вершин:кальдерні льодовики– льодовики у кратерах згаслих вулканів;зіркоподібні льодовики– льодовики, які мають кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори.
Льодовики схилів:карові льодовики– невеликі льодовики, розміщені в заглибленні на схилах;висячі льодовики– льодовики на крутих схилах, у неглибоких западинах і які не мають чіткого обмеження з боків;присхилові– витягнуті вздовж гірського підніжжя.
Долинні льодовики– льодовики, що розташовані у верхніх і середніх частинах гірських долин і поділяються на:
1) прості, або альпійські– це льодовики, які складаються з одного потоку або льодовикового язика (Альпи);
2) складні, або кавказькі– льодовики, які мають льодовикові потоки з притоками, поширені на Кавказі;
3) туркестанські– формування льодяного матеріалу відбувається за рахунок снігових лавин, мають малу площу живлення і велику площу стоку (Середня Азія);
4) деревоподібніаботянь-шанські– льодовики, які за зовнішнім виглядом нагадують дерево, характеризуються великими запасами води.
Рис. 26. Льодовики: 1 — в Андах (Південна Аргентина); 2 — поблизу берегів Аляски; 3, 4 — на Північному Кавказі; 5 — в Антарктиді
Утворення льодовиків та їх будова
На кожному льодовику можна виділити дві області: верхню, де відбувається накопичення снігу, фірну і льоду, танижню, де лід, який перемістився із першої області, тане. Ці області називають відповіднообластю живлення(акумуляції) іобластю абляції(витрат).
Тверді атмосферні опади, які накопичуються в увігнутих формах рельєфу, із часом змінюють свій первісний вигляд. Під дією сонячних променів свіжий сніг у поверхневому шарі тане. Тала вода просочується вглиб снігу, замерзає, утворює льодяні кристали. Вночі поверхня талого снігу вкривається льодяною кіркою, яка називається настом. Одночасно з цим сніг ущільнюється й осідає. В міру подальшого накопичення снігу його нижні шари під тиском верхніх ще більше ущільнюються і переходять у пухирчасту сіро-білу масу, яка складається з деформованих льодяних зерен. Це так званийфірн. Щільність фірну – 450–800 кг/м3 (у середньому близько 650 кг/м3).
Дедалі більше ущільнюючись, фірн переходить у білий фірновий лід(щільність якого 850 кг/м3), а далі – в чистий прозорий лід блакитного кольору (із щільністю 800–920 кг/м3), який називаєтьсяглетчерним льодом. Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків спричинена видаленням із маси льоду пухирців повітря. Так, свіжий сніг містить до 90 % повітря, фірн – 60 %, фірновий лід – 30 %, глетчерний – 15 %.
Важливе значення при утворенні льодовиків має режеляція– це замерзання окремих брил льоду при стиканні. При температурі 0 °С режеляція відбувається при нормальному тиску, а при більш низьких температурах – при підвищеному. Повторне замерзання талої води на поверхні льоду – конжеляція.Важливою властивістю льоду єпластичність– здатність текти під дією сили ваги, яка залежить також від температури і тиску. Під дією сили ваги та пластичності льодовики рухаються.
Таким чином, в льодовиках спостерігається три принципово різних способи утворення льоду – шляхом рекристалізації снігу та фірну(під тиском),шляхом замерзання талої води в товщі фірну(інфільтраційний лід),шляхом замерзання талої води на поверхні льоду(конжеляційний лід).
У різних кліматичних умовах, а також у різних частинах одного льодовика процес льодоутворення відбувається по-різному.
За П. Шумським та А. Крекнеможна виділити декілька зон льодоутворення, які відрізняються за характером танення щорічного снігу, ступені водовіддачі та виду льодоутворення:
1. Снігова (рекристалізаційна) зона– зона, в якій танення та водовіддача відсутні. Льодоутворення відбувається шляхом рекристалізації. Товщина фірну 50–150 м. Нижня межа зони відповідає середній річній температурі близько – 25○С. Зона поширення – внутрішня частина Антарктиди (вище 900–1350 м над рівнем моря), Гренландії (вище 2000–3000 м), вершини Паміру (вище 6200 м).
2. Снігово-фірнова (рекристалізаційно–режеляційна) зона– зона, де танення снігу відбувається тільки в теплу пору року, водовіддача практично відсутня. Льодоутворення відбувається в основному шляхом рекристалізації. Товщина фірну – 20–100 м. Зона характерна для периферії льодовикового покриву Антарктиди (на висоті 500–1100 м), Гренландії, для високих гір Паміру (вище 5800 м).
3. Холодна фірнова (холодна інфільтраційно-рекристалізаційна)зона– зона, де танення і водовіддача із річного шару снігу помірні. У нижніх шарах вода знову замерзає. Льодоутворення відбувається на ⅔ шляхом замерзання інфільтраційної води і на ⅓ шляхом рекристалізації. Температура льодовика нижче 0○ С. Ця зона поширена в горах з континентальним кліматом.
4. Тепла фірнова (тепла інфільтраційно-рекристалізаційна) зона– зона, де танення та водовіддача значні, формується інтенсивний стік. Льодоутворення відбувається як шляхом інфільтраційного замерзання, так і рекристалізації. Товщина фірну – 20–40 м. Температура льодовика біля – 0○ С. Ця зона поширена в горах і на арктичних островах в умовах морського клімату.
5. Фірново-льодяна (інфільтраційна) зона– танення і водовіддача значні. Льодоутворення в основному інфільтраційне. Товщина фірну не більше 5– 10 м. Зона характерна для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.
6. Зона льодяного живлення (інфільтраційно-конжеляційна)– танення і водовіддача інтенсивні. Льодоутворення відбувається шляхом інфільтрації та конжеляції. Фірну в цій зоні немає. Зона типова для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.
Поступове накопичення снігу в області живлення льодовика призводить до того, що під дією сили тяжіння та градієнтного тиску надлишок льоду, який має певну пластичність, переміщується в область абляції, де починає танути. Ця область не має фірну і складається лише з льоду. Область абляції у гірських льодовиків часто називають язиком льодовика.
Відношення площі області живлення льодовика (Fn) до площі області абляції (Fa) називаютьльодовиковим коефіцієнтом:
к л= Fn/Fa.
Значення льодовикового коефіцієнта буває різним для різних льодовиків. У сучасних умовах долинні льодовики Альп, Кавказу, Скандинавії мають льодовиковий коефіцієнт від 1 до 2. У карових льодовиків цей коефіцієнт дорівнює 0.5–1.
У тілі великих льодовиків є складна гідрографічна мережа, яка утворена системою взаємозв’язаних порожнеч, гротів, тріщин, колодязів, каверн, повністю або частково заповнених водою, лінз води та струмків.
У місцях зміни рельєфу ложе льодовика (розширення або перегини ложа) при русі льодовика виникають відповідно поздовжні та поперечні тріщини.
На поверхні, у товщі льодовика та поблизу нього зустрічаються накопичення уламкового матеріалу – морени.
Живлення та абляція льодовиків
Живлення льодовика. Основними джерелами живлення льодовиків є тверді атмосферні опади. Окрім них, у живленні льодовиків беруть участь дощові рідкі опади; заметільне перенесення, тобто принесення вітром снігу на поверхню льодовика із суміжних гірських схилів; лавини, що приносять додаткові об’єми снігу на льодовик; конденсація водяної пари у тверду фазу (сублімація) або так звані «наростаючі» опади – паморозь та іній; «накладений лід», тобто знову замерзаючі талі води сезонного снігу.
За даними В. М. Котлякова доля основних складових живлення долинних льодовиків така: твердих атмосферних опадів 80 % загальної акумуляції, «наростаючих» опадів – 0-2 %, заметільних перенесень – 15 %, лавин – 5 %.
Абляція льодовиків– зменшення льодовика відбувається як шляхом стоку талої води з льодовика, випаровування з його поверхні, так і внаслідок видування снігу вітром (механічна абляція).
Розрізняють три види абляції:
1) поверхнева абляція– зменшення снігу, фірну і льоду на поверхні льодовика внаслідок безпосереднього нагрівання льоду, яке спричинене сонячними променями, теплим повітрям та дощами, які випадають на поверхню льоду;
2) внутрішньольодовикова абляціявідбувається всередині льодовика за рахунок тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в порожнинах і тріщинах льодовика;
3) підльодовикова абляціявиникає на межі льодовика з ложем внаслідок надходження тепла від поверхні гірських порід, які мають більш високу температуру, ніж льодовик, а також при підвищенні тиску на нижній межі льодовика. Найбільше значення у гідрологічних процесах має поверхнева абляція.
На процес абляції впливає сонячна радіація, температура та вологість повітря, випаровування і конденсація, атмосферні опади. Тверді опади, сніг – збільшують альбедо поверхні льодовика і послаблюють процес танення, рідкі опади приводять до прискорення процесу танення.
Абляцію зазвичай висловлюють у масових або об’ємних одиницях
(млн т на рік або млн м3води за рік), окрім того часто використовують поняття питомої абляції (т/м2на рік) або шар абляції (мм/рік).
Розміри льодовиків змінюються внаслідок зміни інтенсивності абляції. Так, у сучасну епоху льодовики знаходяться в стані регресії, тобто відступання. Відступають вони майже у всіх районах північної півкулі, що пов’язано із загальним потеплінням клімату та його циклічними коливаннями.