Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

Распространение ледников по широтам





(по В. М. Котлякову)

 

Географическая широта, градусы Ледники, % от площади суши
90 — 80° с.ш. 68,5
80 — 70° 35,8
70 — 60° 4,5
60 — 50° 0,3
50 — 40° 0,07
40 — 25° 0,47
25° с.ш. — 30° ю.ш. 0,00
30 — 35° ю.ш. 0,08
35 — 50° 0,84
50—60° 10,9
60 — 90° 99,93

Та б л и ца 13

Площадь и объем современного оледенения континен­тов(по В. М. Котлякову)

 

Континенты и части света Площадь, км2 Объем, км3
Антарктида
Северная Амери­ка с Гренландией
Европа 92 140 21 028
Азия
Южная Америка
Океания
Африка

Ледники образуются в полярных областях и в горах, где весь год отрицательная темпе­ратура воздуха и годовое количество снега превышает расход его на таяние и испарение,


т. е. абляцию. Слой тропосферы, внутри ко­торого возможен постоянный положительный баланс твердых атмосферных осадков, т. е. при­ход снега больше его расхода на таяние, на­зывается хионосферой (греч. chion — снег и spharia — шар). Хионосфера окружает Зем­лю в виде непрерывной оболочки неправиль­ной формы мощностью до 10 км. Она имеет верхнюю и нижнюю снеговые границы, на ко­торых баланс твердых осадков равен нулю. Верхняя граница хионосферы проходит близ тропопаузы. Нулевой баланс твердых осадков на ней обусловлен ничтожной влажностью воз­духа и поэтому очень малым количеством сне­га, который испаряется даже при господству­ющих там низких температурах воздуха. Верх­нюю снеговую границу видеть нельзя, так как ни одна гора на Земле не достигает этого уров­ня. Вершины гор, оказавшиеся выше этой ли­нии, были бы бесснежными.

Нижняя граница хионосферы, тоже с ну­левым балансом твердых осадков, запечатле­на на земной поверхности в виде полосы, которую принято называть климатической снеговой границей. Ее высота зависит преж­де всего от распределения тепла на Земле: в полярных районах она находится на уровне• моря, к низким экваториально-тропическим широтам поднимается в горы до 5—6 км (рис. 101). На высоту снеговой линии влияет и количество осадков. Поэтому выше всего она поднимается не над экватором, а в тро­пических широтах — на 5,5 — 6 км, что свя­зано не только с высокой температурой, но и с сухостью воздуха и малым количеством осад­ков. На экваторе, где осадков больше, снего­вая граница лежит на высоте 4,5 км.

На реальную высоту снеговой границы вли­яет также инсоляционная экспозиция склонов. На склонах солнечной экспозиции она на 300—500 м выше, чем на теневых склонах того же хребта. Важно учитывать и ветровую экспозицию: наветренные склоны получают больше осадков, чем подветренные, поэтому на них снеговая граница лежит ниже. Причем если горы высокие, то на их подветренных склонах определенное значение имеет фено-вый эффект: воздух там и теплее, и суше. В пределах отдельных горных стран снеговая ли­ния повышается от окраин к внутренним ча­стям вследствие нарастания сухости воздуха и уменьшения количества осадков.

На конкретной территории, помимо клима­та, на конфигурацию снеговой границы ока­зывают влияние орографические особеннос­ти склонов. В отрицательных формах релье­фа снег может сохраняться чуть ниже клима­тической снеговой границы, а на крутых скло­нах его может не быть и выше этой границы. Поэтому фактическая снеговая граница в го-




 


 


 


рах — функция климата и рельефа и по существу является ороклиматической гра­ницей.

В пределах хионосферы снег в результате уплотнения и перекристаллизации сначала пре­вращается в фирн — зернистый пористый не­прозрачный лед, а потом — в плотный про­зрачный голубоватый глетчерный лед. Масса 1 м3 свежевыпавшего снега равна 60— 80 кг, зрелого фирна — 500—600 кг, глет­черного льда — 800—900 кг. Плотность льда около 0,9 г/см3. Для превращения снега в лед нужны десятилетия, а в суровом климате Антарктиды — тысячелетия.

Из свойств л ьд а важнейшее — его те­кучесть, которая возрастает при достижении температуры, близкой к температуре плавле­ния (–1 –2°С), и большом давлении. Второе свойство льда, связанное с первым,— его дви­жение. В горах оно происходит по уклону ложа под воздействием силы тяжести, на рав­нинах — в соответствии с уклоном поверхно­сти ледника. Поскольку подледное ложе не­ровное, в леднике возникают трещины-разры­вы длиной в сотни метров, глубиной 20—30 м и разные части ледника — придонные, сре­динные, поверхностные, боковые — движут­ся с разными скоростями в зависимости от си­лы трения. Скорость движения ледников — несколько сантиметров в сутки, иногда может достигать метров в сутки. Лед движется быс­трее летом и днем, медленнее зимой и ночью. Третье свойство льда — способность его ку­сков к смерзанию (режеляции), приводящее к исчезновению трещин.

Из-за изменений и колебаний климата лед­ники могут «наступать» и «отступать». В гео­логическом прошлом подобные колебания ог-


Рис. 101. Высота снеговой линии на разных широтах; разрез вдоль южно американских и североамериканских Кордильер (по В. М. Котлякову)

ромных масштабов приводили к чередованию ледниковых и межледниковых эпох. Палеогео­графические реконструкции последнего ледни­кового этапа свидетельствуют о том, что ма­териковые ледниковые покровы занимали 30% площади земного шара, включая умеренные широты Евразии и Северной Америки, а Антарктический и Гренландский ледниковые покровы значительно увеличивали свою мощность и размеры (рис. 102). В настоящее время в связи с потеплением климата про­исходит медленное отступание ледников. Лед­ники — чуткие индикаторы изменений клима­та. В них, как в гигантских холодильниках, надежно хранится метеорологическая инфор­мация.

По внешнему облику и характе­ру движения ледники делятся на два ос­новных типа — материковые (покровные) и горные. Первые занимают около 98% пло­щади современного оледенения, вторые — око­ло 1,5%.

Покровные ледники —это прежде все­го огромные ледниковые щиты Антарктиды (площадь 13,979 млн км2, средняя мощность ледникового покрова 1720 м, максимальная — 4300 м) (рис. 103) и Гренландии (соответст­венно 1,8 млн км2, 2300 м, 3400 м).

Покровное оледенение Антарктиды, по современным данным, начало оформляться 25 млн лет назад, а 7 млн лет назад площадь ледника была максимальной, в 1,8 раза боль­ше современной. Примерно 10 млн лет назад уже существовал и Гренландский ледниковый покров. У покровных ледников шюско-выпук-


 


11*



лая форма, не зависящая от подледного рель­ефа. Накопление снега происходит в центре, за счет снега и сублимации водяного пара на поверхности ледника, расходование — на ок­раинах. Движение (течение) льда «радиаль­ное» — от центральной части к периферии, независимо от подледного ложа, где происхо­дит главным образом механическая разгрузка путем обламывания концов ледников, находя­щихся на плаву. На поверхности ледников рас­ход льда происходит путем абляции.

Установлено, что Гренландский ледник про­морожен до основания (кроме южной оконеч­ности) и его нижние слои смерзлись с поверх­ностью скального ложа, где температура со­ставляет —10...—13 °С. В Антарктиде взаимоотношения между ледниковым покро­вом и горными породами сложнее. Установле­но, что в ее центральной части подо льдами толщиной 3 — 4 км существуют подледные озе­ра. По мнению В. М. Котлякова, природа их может быть двоякой: либо они связаны с плав­лением льда за счет внутриземного тепла, ли­бо образовались за счет тепла трения, возни­кающего в процессе движения ледника. Цен­тральная часть ледника окружена замкнутым поясом, где скальные породы проморожены на глубину 500 м. По периферии Антарктическо-

 

Рис. 102. Антарктический ледниковый покров во время последнего ледникового максимума 17—21 тыс. лет на­зад (по Р. К. Клиге и др.)

В пределах континента показана толщина льда, а вокруг него — площадь распространения шельфовых ледников и морских льдов


го ледникового покрова располагается коль­цевая зона, для которой характерно таяние льда в основании за счет тепла движения лед­ника.

Горные ледники имеют несоизмеримо меньшие размеры, весьма разнообразную фор­му, зависящую от формы их вместилищ. Дви­жение горных ледников определяется уклоном ложа и носит линейный характер, скорость движения больше, чем у покровных ледников. Горные ледники подразделяют на три группы: ледники вершин (плоских и конических вер­шин), ледники склонов (присклоновые, каро­вые и висячие) и ледники долин (простой до­линный ледник — альпийский тип и сложный долинный ледник — гималайский тип). У горных ледников хорошо выражены область питания (фирновый бассейн), область транзи­та и область таяния. Питание происходит за счет снега, частично за счет сублимации во­дяного пара, лавин и метелевого переноса. В области таяния ледниковые языки спуска­ются в зону высокогорных лугов и лесов, где лед не только интенсивно тает, но и «испа­ряется», а также обламывается в пропасти. Крупнейшим в мире долинным ледником счи­тается ледник Ламберта в Восточной Антарк­тиде длиной 450 км и шириной 30—120 км. Он берет начало в северной части Долины Международного Геофизического года и вли­вается в шельфовый ледник Эймери. Наибо­лее длинные ледники в горах — на Аляске: ледник Беринг (203 км) — в хребте Чугач и ледник Хаббард (112 км) — в горах Святого Ильи.

Промежуточное положение между горными и покровными ледниками занимают горно-по­кровные ледники: ледники предгорий (подно­жий) и ледники плато, которые выделены В. М. Котляковым в особый тип. Ледники предгорий образуются из нескольких потоков с различными областями питания, которые сливаются у подножий гор на предгорных равнинах в единую «ледниковую дельту». Та­ков, например, ледник Маляспина (площадь 2200 км ) на южном побережье Аляски. Они свойственны субполярным и полярным горным странам с обильными снегопадами и низко ле­жащей снеговой границей (700—800 м).

Ледники плато, иначе «сетчатое оледене­ние», возникают вследствие того, что ледни­ки из-за обильного питания переполняют межгорные долины, перетекают через низкие части хребтов и сливаются между собой. В результате образуется сплошное поле льда с цепочками «островов» на месте хребтов. Изолированные скалистые вершины, выступа­ющие над поверхностью ледника, называются нунатаками (например, на архипелаге Шпиц­берген). Нунатаки весьма характерны также



 


 


 


Рис. 103. Антарктический ледниковый покров (по В. Е. Хаину)

для краевых частей ледниковых покровов Ан­тарктиды и Гренландии.

Ледники, будучи следствием климатических условий, сами оказывают огромное влияние на климат Земли, особенно покровные ледники Антарктиды и Гренландии. Огромный ледяной материк Антарктида, где круглый год сохра­няется барический максимум, из которого ду­ют леденящие ветры в умеренные широты,— одна из главных причин того, что южное по­лушарие Земли холоднее северного. Благода­ря Гренландскому ледниковому покрову и Вос­точно-Гренландскому холодному течению Ис­ландский барический минимум существует круглый год, тогда как его аналог — Алеут­ский минимум, расположенный вдали от лед­никовых покровов, ярко выражен лишь зимой. Влиянием Гренландского ледникового щита че­рез циркуляцию атмосферы и воды (Восточ­но-Гренландское холодное течение) объясня­ется и оледенение Исландии.

Высокое альбедо снежно-ледниковых по­верхностей (80—90%) в условиях малооблач­ной погоды обусловливает отрицательный го­довой радиационный баланс на ледяных пла­то, что отражается на радиационном балансе земного шара. В летний период года на тая­ние снега и льда и на испарение расходуется


такое большое количество тепла, что в поляр­ных районах сохраняется отрицательная тем­пература воздуха. Поэтому в целом леднико­вые покровы существенно воздействуют на энергетику атмосферы.

В ледниках законсервировано большое ко­личество пресной воды. По расчетам, суммар­ный ледниковый сток, поступающий в Миро­вой океан, составляет около 3850 км3 в год, что эквивалентно половине всего современно­го мирового водосбора. Он образуется пре­имущественно в результате откалывания айс­бергов (76%), поверхностного таяния ледни­ков (12,6%) и их донного таяния (11,4%). По данным Р. К. Клиге, ежегодно в результате ледникового стока поступает в океан с Ан­тарктического континента около 2,8 тыс. км воды, с Гренландии — около 0,7 км3 и с Арк­тических островов — приблизительно 0,4 км. Горные ледники расходуют воду на питание рек. Для засушливых районов мира леднико­вое питание рек имеет важное хозяйственное значение. В последние годы возникла идея транспортировки айсбергов Антарктиды с по­мощью мощных морских буксиров в районы «жажды» — Аравию, Африку, Австралию, Ка­лифорнию и др. Решение технических вопро­сов не снимает экологических проблем: пока трудно дать прогноз влияния айсбергов на ми­кроклимат, флору и фауну на всем пути их следования и особенно в местах доставки.


 


В историческое время самые высокие тем­пературы в Европе наблюдались с IV по XI в. Благодаря тому что уменьшалась ледо-витость северных морей, норманны летом достигали берегов Гренландии и Северной Америки, основывая там свои поселения. XIII—XV вв. — период похолодания, который называют малым ледниковым периодом. Аль­пийские ледники в то время спускались к под­ножиям гор, установилась ледовая блокада Се­верной Атлантики, была потеряна связь грен­ландских колоний с метрополией в Европе, а колонисты и эскимосы частью мигрировали на Северо-Американский континент, где смеша­лись с индейцами, частью погибли.

В XX в. самое значительное потепление, зафиксированное инструментально, приходит­ся на период с 1919 по 1940 г. С 1940 по 1970 г. наблюдалось незначительное прерыви­стое похолодание, а в последние десятилетия наметилось потепление в средних и высоких широтах северного полушария, что связывают с антропогенно обусловленным парниковым эффектом. В век НТР влияние деятельности человека на климат неудержимо возрастает и в потенциале может привести к глобальным катастрофам (см. пункт 5.4 о «ядерной зи­ме»). Потепление уже привело к сокращению объема ледников и повышению уровня Миро­вого океана со скоростью 1,5—2 мм в год. 2000 г. оказался в среднем самым теплым за период с 1860 г.

Потепления и похолодания климата при­водят к изменению глобальной циркуля­ции атмосферы, что отчетливо видно на ри­сунке 75.

 







Дата добавления: 2015-10-15; просмотров: 846. Нарушение авторских прав; Мы поможем в написании вашей работы!

Studopedia.info - Студопедия - 2014-2022 год . (0.026 сек.) русская версия | украинская версия