Рух льодовиків та їх руйнівна робота

Тема: Геологічна діяльність моря

План лекції:

1. Загальні поняття.

2. Фактори осадконагромадження на дні морів і океанів.

3. Рух морських вод, їх руйнівна та акумулятивна робота.

4. Нагромадження осадків на різних глибинах морів і океанів.

5. Перетворення морських осадків у породи.

6. Корисні копалини Cвітового океану.

Загальні поняття

Геологічна роль Світового океану надзвичайно велика. Океан займає 361 млн. км² або 70,8 % поверхні Землі. В океанах і морях міститься 1,4 млрд. км³ або 95 % води усієї планети. Вона знаходиться в безперервному русі й взаємодії з гірськими породами дна і берегів, виконує велику руйнівну та акумулятивну роботу.

Різний уламковий і розчинений у воді матеріал, що безперервно приноситься ріками і утворюється від руйнування морських берегів, виноситься у відкрите море і відкладається на дні, утворюючи морські відклади. Але моря змінюють свої розміри. За багатомільйонну історію Землі вони багато разів наступали на материки і відступали назад, зменшуючись у розмірі. Кожного разу під час наступу вони руйнували старі і створювали нові відклади.

Вивчення процесів осадконагромадження на дні морів, утворення родовищ корисних копалин, руйнування берегів та інших процесів має велике наукове і практичне значення, що призвело до оформлення нової галузі – морської геології.

Світовий океан включає дві основні групи водоймищ: власне океани і моря, що поділяються на окраїнні та внутрішньоконтинентальні. Утруднений зв’язок внутрішньоконтинентальних морів з відкритим океаном обумовлює в ряді випадків специфічні особливості їх солоності, газового режиму та органічного світу, що в кінцевому результаті впливає на процеси осадконагромадження. Але крім того, геологічна діяльність морів і океанів залежить від тектонічних рухів і рельєфу дна в їх межах і навколишньої суші, складу і температури води, течій, клімату та ін.

Фактори осадконагромадження на дні морів і

Океанів

а) Морфологічні особливості дна Світового океану

В рельєфі дна океану виділяються декілька рівнів:

Область шельфу або підводна окраїна материків. На цій області спостерігаються геологічні структури, що утворились на материках з родовищами корисних копалин і релікти материкового рельєфу. Середня глибина шельфу 200-250 м, але в багатьох випадках спостерігаються відхилення від цих величин. Так, наприклад, на дні Баренцового моря релікти суші зустрічаються до глибин 350-400 м, а у східній частині антарктичного шельфу – до 400-500 м.

Материковий (континентальний) схил – це перехідна зона від шельфу до дна Світового океану, яка за класичною уявою, проходить на глибинах 2000-2500, іноді до 3000 м. Такий схил спостерігається вздовж шельфу Північного Льодовитого океану, біля Атлантичного узбережжя США і Бразилії, західного і південного узбережжя Австралії та в інших місцях.

В багатьох випадках поверхня материкового схилу прорізана підводними каньйонами, що мають глибини від кількох сот до 1500-2000 м і більше. Деякі каньйони виходять на шельф, або навпаки глибоко опускаються до дна океану.

Дно (ложе) Світового океану знаходиться на глибинах від 2500-3000 до 6000 м. Воно займає близько половини поверхні планети. В рельєфі дна переважають плоскі і хвилясті рівнини, що відокремлені одна від другої підвищенням різного походження.

В Атлантичному океані, Індійському і Тихому океанах є величезні хребти, які в більшості випадків називають серединно-океанічними. В них вздовж осьової частини простежуються так звані рифтові долини (з англ. Rift – розколи), які утворилися в результаті розходження океанічного дна під впливом конвекційних течій мантійної речовини в астеносфері.

Таким чином, рельєф дна Світового океану дуже складний. Як буде сказано далі, він контролює розподіл осадків на різних глибинах.

Б) Характеристика вод Світового океану

Солоність вод океанів і морів. В поверхневих шарах океанів та окраїнних морів солоність води коливається від 32 до 37 ^о/_оо (солі 32-37 г/л). Але на глибині 100 м вона майже постійна і становить 35 ^о/_оо. У внутрішньоконтинентальних морях солоність змінюється у великих межах. Так, наприклад, у приповерхневих шарах Чорного моря вона становить 17-18 ^о/_оо, а на глибині – досягає 22,6 ^о/_оо, солоність Каспійського моря змінюється від 5 ^о/_оо біля гирла Волги до 13-14 ^о/_оо – біля східного узбережжя, в Червоному морі вона досягає 41-43 ^о/_оо.

Газовий режим. Для осадконагромадження і нормального розвитку органічного життя в океанах і морях велике значення має газовий режим.

В океанах, завдяки добрій циркуляції вод, майже всюди є вільний кисень, який необхідний для органічного життя. Вуглекислий газ поступає з річковими водами, підводної вулканічної діяльності, відмирання організмів. В деяких морях, що з’єднані з океаном неглибокими протоками водообмін утруднений і вода розшаровується по солоності і складу кисню. В Чорному морі нижче 150-175 м. вода значно збіднена на кисень. Органічне життя в придонній частині Чорного моря надзвичайно бідне.

Температура води. У верхніх шарах океанів температура води визначається кліматичними умовами. В екваторіальних водах вона становить 27-28^О, а до полюсів – зменшується до 2-3^О і навіть нижче нуля (-2^О). Середньорічна температура на поверхні незамерзаючих акваторій океанів дорівнює 17,4, що на 3^О вище температури повітря. У придонній частині вона змінюється від 0 до +3^О.

Названі характеристики морської води, як легко зрозуміти, мають великий вплив на розподіл органічного життя. А залишки організмів створюють осадочні, часом дуже потужні, товщі порід.

В) Органічний світ океанів і морів

Основна частина організмів живе тільки в морській воді нормальної солоності. Їх називають стеногалінними (від грец. στεγοζ, cтенос і αλіγοζ, алігос – вузький і соляний). Ті організми, що переносять значні зміни солоності води, називаються евригалінними (від грец. ευρνζ, еврус і αλіγοζ, алігос – широкий і соляний). До стеногалінних відносяться корали, морські лілії, донні форамініфери, плечоногі (брахіоподи) та ін. До евригалінних відносяться численні водорості, риби, молюски та ін.

Прикладом до сказаного можуть служити такі дані: в Середземному морі загальна кількість видів, що живуть в нормально солоній воді, більше 7000, в Чорному морі їх близько 1200, а в Азовському – близько 100. Найбільша кількість видів (до 40 тис.) в морях Малайського архіпелагу, тоді як в північних морях їх у 100 разів менше (наприклад, в морі Лаптєвих – 400 видів).

Крім того, треба мати на увазі, що по умовах життя морські організми поділяються на 3 великі групи: бентонні, планктонні і нектонні.

Бентонні організми (грец. βενθοζ, бентос – глибина) – це ті, що живуть на дні. Серед них поділяють прикріплені (або лежачі) і рухомі.

Планктонні організми (грец. πλανκτον, планктон – блукаючий) – це ті, що не здатні самі переміщуватись, а переміщуються хвилями або течією. До них відносяться форамініфери, радіолярії, діатомові водорості, коколітофоріди (з групи джгутикових) та птероподи (морські метелики або плаваючі молюски).

Відмираючи, планктонні організми падають на дно і з їх скелетних частин утворюються вапнякові або кремінні відклади.

Нектонні організми (від грец. νηκτον, нектон – плаваючий) – це ті, що вільно плавають у морській воді: риби, медузи і деякі молюски.

Рух морських вод, їх руйнівна та акумулятивна

Робота

А) Рух морських вод

Рух води в океанах і морях має велике геологічне значення. Від нього залежить руйнування берегів, перенесення і диференціація по глибині осадового матеріалу. Це хвильові рухи, течії, припливи і відпливи.

Щоб уявити геологічну діяльність рухливих вод, наведемо деякі дані.

Довжина хвиль при 10-бальному штормі може досягати 200 м, а висота до 10 м. Хвильові рухи зазвичай відчуваються на глибину до 50 м, зрідка до 100 м. У відкритих океанах ці рухи іноді можуть відчуватися до 150-200 м і більше. Висота хвиль, як зафіксовано 6.ІІ.1933 р. у Тихому океані, може досягати 34 м). Висота може коливатись від 0,6 до 18 м. Особливо він збільшується у вузьких затоках і гирлах річок.

П о с т і й н і м о р с ь к і т е ч і ї спостерігаються на значних територіях Світового океану, що пов’язано з різницею в щільності води, яка в свою чергу залежить від температури, солоності, постійності пасатів та ін. Швидкість течій різна. Гольфстрім біля берегів Флориди тече з швидкістю 2,5 м/с, така ж у течії Куро-Сіво. Є дані, що в Тихому океані на глибині 1000-3000 м вона досягає 25-35 см/с.

Морські течії переміщують велику кількість мулистих, піщаних і галечних відкладів. Такі процеси спостерігались автором цього тексту у різних районах Центральної Атлантики океану і Карибського моря під час морських геологічних досліджень на науково-дослідному судні “Академік Вернадський”.

Б) Руйнівна робота моря

Руйнівна робота моря особливо активно проявляється в береговій зоні. Тут її виконують хвилі. При великих штормах вони б’ють по урвистому берегу з величезною силою, що може досягати 15 т/м² – внутрішніх морях (у Чорному морі – до 11 т/м²) і до 70 т/м² – у океанах. В результаті цього берег відступає.

Руйнування берега моря ударами хвиль називається абразією (від лат. abrazio – зіскоблювання). При наявності крутого берега, якого називають кліфом (від англ. Cliff – скеля) максимальне руйнування відбувається біля підніжжя обриву. Тут поступово утворюється хвилеприбійна ніша. В результаті відступу берега утворюється нахилена у бік моря підводна поверхня, що називається абразивною терасою (франц. terrase, від лат. теrra – земля) або бенчем(англ.bench – тераса, уступ) Між підводною терасою і береговим обривом виникає смуга, що покрита гравієм, галькою і піском, яка називається пляжем(франц.plage – узмор”я).

Швидкість відступу берега залежить від міцності гірських порід і сили удару хвиль. В середньому це становить 1-3 м на рік. Але є випадки, коли вона досягає 12 м на рік (береги Чорного моря, які складені не міцними осадочними породами. Є дані про, що розмив у районі Грузинського узбережжя (біля р. Інгурі) становить 16 м за рік.

В) Акумулятивна робота моря

В результаті хвилевої діяльності і вздовж берегових течій утворюються різні акумулятивні форми. Серед них є бари (англ. вar – перешкода, обмілина) – акумулятивні форми, що простягаються вздовж берега. Нерідко вони бувають досить довгими. Так Арабатська стрілка має довжину 115 км. Це один із найбільших у світі барів.

Коси – форми, що утворюються наростаючи від берега. Вони також бувають великими. Так, Бердянська коса має довжину 23 км, а Тендрівська – більше 90 км

Пересипи– відділяють лимани від моря. Перейми(або томболо) з’єднують острови з берегами.

На узбережжях морів нерідко утворюються акумулятивні тераси. Вони простежуються також вздовж Чорного та Азовського морів, а утворились в кінці кайнозойської ери.

Нагромадження осадків на різних глибинах морів і океанів

Осадки в морях і океанах нагромаджуються запевними закономірностями. Знаючи їх утворення і розподіл, можна встановити місця утворення і розміщення корисних копалин, відтворити палеогеографічні умови минулих епох.

Процес осадконагромадження в морях і океанах називається седиментацією. Там гірські породи утворюються в результаті нагромадження мінералів і гірських порід, що були принесені здалеку річками, вітром і айсбергами в результаті руйнування берегів, відкладання на дні продуктів підводної вулканічної діяльності, життєдіяльності тварин і водоростей.

За походженням виділяють декілька типів морських осадків:

1. Теригенні (від лат. terra – земля і “genos” – походження), що утворюються за рахунок руйнування гірських порід суші і виносу їх у відкрите море річками, вітрами і льодовиками.

2. Хемогенні (хімогенні), що утворюються із морської води хімічним шляхом і потім осідають на дно.

3. Органогенні або біогенні, що утворюються за рахунок нагромадження мінеральних скелетів відмерлих безхребетних тварин і водоростей.

4. Вулканогенні, що утворюються в результаті діяльності підводних вулканів.

5. Полігенні (від грец. πολυζ, поліс – численний) – це осадки змішаного походження.

В залежності від глибини океану виділяють 4 області осадконагромадження:

1. Прибережну або літоральну (від лат. litoralis – берегові, прибережні);

2. Мілководну або неритову (від грец. γηρіτηζ, перітос – морський молюск) - в межах зони шельфу;

3. Глибоководну або батіальну (від грец. βαθυζ, батос – глибина) – в межах материкового схилу;

4. Найбільш глибоководну або абісальну (від грец. αβυσσοζ – бездонний) – в межах ложа Світового океану.

В прибережній (літоральній) області відкладається піщаний або мулистий матеріал – коли береги складені нещільними породами. Біля берегів, що складені скельними породами, відкладається грубоуламковий матеріал. В цій зоні часто відбувається нагромадження черепашок молюсків і залишків рослинного світу (в заболочених місцях).

В мілководній (неритовій)області поширені теригенні, органогенні і хемогенні відклади. З теригенних представлені грубоуламкові, піщані, алевритові і глинисті осадки. Органогенні складаються із залишків коралових поліпів, водоростей, форамініфер, моховаток, голкошкірих, молюсків та ін. Хемогенні породи представлені оолітовими вапняками, або вапняковими мулами, залізо-марганцевими, фосфоритовими конкреціями.

В глибоководній (батіальній) області (від 200 до 3000 м і більше) переважають дрібнозернисті теригенні і органогенні відклади, що представлені сірими (здебільшого темними), червоними і зеленуватими мулами. Теригенний матеріал поступає з шельфу, органогенний – з планктону. В тропічних морях переважає “червоний” мул (точніше червоно-бурого, коричневого або жовтого кольору). На глибинах 1500-2000 м часто зустрічається зеленуватий пісок, який складається з дрібненьких кристаликів однієї з різновидностей гідрослюд – глауконіту.

В найбільш глибоководній (абісальній) області основне значення мають органогенні і полігенні відклади. З органогенних поширені глобігеринові (різновид фораніміфер), радіолярієві та діатомові (мікроскопічні водорості) мули. В цій зоні також поширена “червона” океанічна глина або мул.

Перетворення морських осадків у породи

Первинні, дуже пухкі осадки, що перенасичені водою, проходять довгу стадію перетворення у гірську породу. Цей процес називається діагенезом (від грец. δіαγενεσіζ, діагенезис – народження, виникнення). Перетворення морських осадків відбувається в результаті цілого ряду процесів, до числа яких відноситься: розчинення і зникнення з осадків малостійких і утворення нових мінералів, перерозподіл окремих речовин і утворення конкрецій, ущільнення і зменшення води в осадку, перекристалізація.

Перетворення осадків у гірські породи відбувається при величезній кількості бактерій, насиченні мінеральними речовинами води та окислювально-відновному потенціалі (при дефіциті кисню появляється вуглекислота і сірководень, тобто створюються відновні умови середовища).

Тривала взаємодія різних частинок осадку з водним середовищем, а також збільшення з часом тиску, призводить до ущільнення і скам`яніння осадку. При цьому відбувається також цементація частинок мінералів і порід природним цементом, які можуть утворюватись різним шляхом. Вони можуть бути сингенетичними(тобто накопичуються одночасно з утворенням осадку) і епігенетичними, тобто такі, що виникають після утворення осадку і його наступної зміни. Цементуючою речовиною можуть бути різні кремнеземи (кварц, опал, халцедон), оксиди заліза, карбонати, фосфати. Від цього нерідко і дають назву породам: залізистий пісковик, вапнистий пісковик тощо.

Перекристалізація відбувається у відкладах органогенного і хемогенного походження. Наприклад, вапняки коралових рифів чи шари оолітового вапняку переходять у кристалічні вапняки.

Отже, ми розглянули процес осадконагромадження. Але коли через багато мільйонів років гірські породи виходять на поверхню, то вони під дією різних факторів вивітрювання зазнають значних змін. Цей процес називається гіпергенезом (від грец. υπερ, гіпер – підвищення).

Процес зміни осадових порід на глибині після їх утворенняназивають епігенезом (грец. επі, епі – після).

В процесі осадконагромадження шари морського походження нерідко набувають особливого виду – шаруватості в межах певних товщ порід. Вона може бути горизонтальною, хвилястою, лінзовидною, перехресною і косою.

Корисні копалини Світового океану

При утворенні різних типів морських осадків формуються розсипні і корінні родовища корисних копалин. Вони нагромаджуються за певними закономірностями: одні в лагунах і прибережній зоні, інші в межах шельфу і материкового схилу, а деякі в межах ложа океанів.

Розсипними родовищами називають нагромадження дрібних уламків гірських порід або рудних мінералів, які за кількістю, якістю і умовами залягання придатні для промислового використання. Їх утворення зумовлене активною взаємодією суходолу та моря. Причому морські розсипища можуть утворюватись постійно завдяки поповненню новими продуктами виносу з суходолу, абразії берегів, дії хвиль, течій, припливів тощо.

На пляжах, у лагунах, в прибережній зоні моря й на шельфі відкладаються ільменіт, рутил, циркон, монацит, магнетит, каситерит, алмази та інші цінні мінерали.

Найбільші розсипні родовища ільменіту, рутилу, циркону й монациту зосереджені біля берегів Австралії.

Прибережно-морські розсипища оловоносної руди - каситериту зосереджені в основному в шельфовій зоні Південно-Східної Азії. В Малайзії й Тайланді з моря його добувають 95%, а в Індонезії близько 50%. Ці країни – основні постачальники олова на світовий ринок.

Золото, платина, алмази не утворюють самостійних родовищ, а поширені як домішки в інших мінеральних розсипах. Так, розсипне золото виноситься до гирлових районів “золотоносних” річок на західному узбережжі США й Канади, в Панамі, Туреччині, Єгипті та країнах Південно-Західної Африки. Відомі золотоносні піски Аляски, зокрема затоки Нортон, поблизу м. Ном, де під час “золотої лихоманки” було добуто золота на 100 млн. доларів. Відкриті родовища і в прибережній акваторії Берингового моря.

Платинові піски з концентрацією металу 10г на 1 м³ породи відомі на узбережжі Аляски (в затоці Ґудьюс). Тут США добувають більшу частину власної платини з глибини до 30 м. Цей метал добувають також на узбережжі Індії, Австралії, Бразилії. Перспективні для розробки платинові піски тихоокеанського узбережжя Колумбії.

Родовища алмазоносних пісків здавна відомі у Південно-Західній Африці. Тут на відстані близько 1,5 тис. км від берега в піщано-гравійних відкладах шельфу та морських терас знайдені високоякісні алмази, запаси яких оцінюються приблизно в 40 млн. каратів. Родовища алмазів виявлено на Атлантичному узбережжі Південної Америки.

У східних частинах Тихого, Атлантичного та Індійського океанів між 45⁰ пн.ш. і 50⁰ пд.ш. поширені фосфоритові конкреції, а також фосфатні піски й пластові поклади. Це пояснюється умовами утворення родовищ фосфоритів – там, де глибинні води піднімаються до шельфів. Застосовуються фосфорити для виготовлення мінеральних добрив, добування фосфору, фосфорної кислоти й різних солей. Їх запаси в океанах оцінюються в багато сотень мільярдів тон. Лише 10% цих корисних копалин на шельфах достатньо, щоб забезпечити світові потреби в сировині на 1000 років, за умов сучасного рівня видобутку.

Серед розсипних корисних копалин моря почесне місце належить і янтарю (в народі його називають бурштином). Утворення його почалось десятки мільйонів років тому при житті дерев родини соснових, кипарисових та ін., а завершилось на дні моря. Смола цих рослин, потрапивши в результаті перевідкладання в море, зазнала впливу нового середовища і ніби скам`яніла. Такою її і добувають відкритим способом на узбережжі Балтійського моря з глибини біля 20 м (на Калінінградському янтарному комбінаті). До речі, недавно Україна почала промисловий добуток янтарю, що якістю не поступається Прибалтійському, на Рівненщині, в районі с. Клесове.

Серед глибоководних рудних корисних копалин, виявлених на морському дні, найбільше залізо-марганцевих конкрецій. Це мінеральні агрегати, що утворюються в результаті осідання гідроксидів марганцю, заліза та інших мінеральних речовин з морської води. Залягають вони на глибинах від 100 до 7000 м. Величезні запаси їх у Тихому, Індійському і Атлантичному океанах, де ними (за даними підводного фотографування) рівномірно, нібито через величезне сито, густо засіяне дно. Поширені вони і в морях Північного Льодовитого океану, але в меншій кількості, ніж в інших. Усього рудні поля займають близько 10% площі океанів. Високоякісні конкреції вміщують до 30 різних елементів, в тому числі приблизно 25-30% марганцю, 15% заліза, 12% нікелю, 1,2% міді, 0,3% кобальту. Для порівняння можна відзначити, що на суходолі кондиційними вважаються руди з 1% міді і 1,2% нікелю. Приблизно третя частина запасів конкрецій для добування сьогодні технічно доступна.

Але мабуть найбільш важливим видом корисних копалин будуть нафта і газ. Нині поблизу берегів більш як 50 країн виявлено промислові запаси нафти і газу. На морські родовища нафти припадає близько половини світового видобутку.

Розвідку на нафту і газ проводять у своїх водах більш як 100 країн. Нафтовики вважають, що в надрах морського дна залягає 65-70% запасів нафти Планети. За останніми даними, на дні Світового океану відомо близько 400 нафтогазоносних басейнів. У них уже відкрито близько 1500 родовищ! Фахівці вважають, що майже третина площі дна Світового океану перспективна на родовища газу.

Металоносні мули були виявлені разом з гарячими (до 72⁰) розсолами порівняно недавно в глибоководній частині Червоного моря. Коли дослідили їх хімічний склад, виявилось, що: концентрація заліза, марганцю, цинку, свинцю, міді, срібла і золота в багатьох пробах була в 500000 раз вищою, ніж у морській воді. Вчені США підрахували, що тільки у верхньому шарі осадків цього моря, товщиною в 30 м, запасів золота, міді, цинку і срібла на 2,3 млрд. доларів.

Великі перспективи відкриваються і в освоєнні глибоководних червоних глин, що поширені в океанах на площі більше 10 млн.км² з потужністю шару в середньому до 200 м. Ці глини – переважно гідроксиди алюмосилікатів (15-25%) і заліза (13%), а тому вони можуть бути хорошою сировиною, перш за все, для алюмінієвої промисловості.

В лагунах морів утворюються поклади кухонної і калійної солей, мірабіліту, гіпсу, соди та інших (див. “Геологічні процеси в озерах, лагунах, лиманах і болотах”). Так, в кримських Сивашах при випаровуванні накопичуються значні поклади солей. Саме сюди віками мандрували по сіль чумаки. З відкладами моря пов`язано походження осадочної сірки (за участю сіркобактерій), запаси якої найбільші у Мексиканській затоці. Тут вона залягає в багатьох соляних куполах на глибинах до 800 м при глибині моря 15 м. Вилучається сірка за допомогою спеціальних свердловин з штучно насипаних островів за методом Фраша (шляхом закачування в свердловини гарячої води, звідки вона витискує розплавлену сірку на поверхню). Сірка Мексиканської затоки на 20% задовольняє потреби США.

Отже, на більшій частині поверхні Землі, у Світовому океані, відбуваються складні геологічні процеси, що призводять до руйнування берегів, утворення вздовж них акумулятивних форм рельєфу, нагромадження осадків на різних глибинах морів і океанів, формування багатьох видів корисних копалин. Людство тільки недавно розпочало їх добувати.

Тема: Геологічна діяльність льодовиків

План лекції:

1. Поширення льодовиків та умови їх утворення.

2. Типи льодовиків та їх характеристика.

3. Рух льодовиків та їх руйнівна робота.

4. Акумулятивна форма льодовиків.

5. Водно-льодовикові відклади.

6. Давні зледеніння в історії Землі.

Поширення льодовиків на планеті та умови їх утворення

Спочатку дамо важливу статистику: майже 11% суші зайнято льодовиками (більше 16,2 млн. км²); вони покривають величезні простори Антарктиди – 14 млн. км² льоду або 99% її площі і Гренландії – 1,8 млн. км². Товщина льодового панцеру тут досягає 4 км, а в Антарктиді – 4,8 км, при середній товщині 2000-2200 м. Цікаві і такі дані: в полярних областях Південної півкулі знаходиться 86% льодовикового покриву, а в Північній – приблизно 13%. В помірних і тропічних широтах лише біля 1% площі льодовиків Землі. В льодовиках зосереджена величезна кількість прісної води. Вчені підрахували, що якби лід усіх льодовиків розтанув, то рівень Світового океану піднявся б на 66,3 м. і багато низин усіх континентів були б затоплені разом з населеними пунктами.

Про утворення льодовиків вам в якійсь мірі відомо ще з шкільного курсу географії. Це досить складний процес, який залежить від кліматичних умов і рельєфу місцевості. Льодовики зароджуються, розвиваються, рухаються і зникають. Всі ці питання, які вивчає наука гляціологія (від лат. glacies – лід та logos – вчення), мають важливе наукове та практичне значення.

Як відомо, сніг вище снігової лінії не тане. Висота її над рівнем Світового океану різна, що залежить від багатьох кліматичних і геоморфологічних факторів. Так, наприклад, в полярних областях снігова лінія лежить на рівні моря, на Алясці на висоті 1500 м, а в Гімалаях, Тибеті і горах екваторіальної Африки вона підіймається до 4-5 і навіть до 6 км. Крім того, треба мати на увазі, що на висоту снігової лінії впливає північна чи південна орієнтація схилів гірських систем, або їх положення по відношенню до напрямку перенесення атмосферних опадів.

Отже, в пониженнях рельєфу полярних або високогірних областей та на плоскогір`ях лід нагромаджується із року в рік. Спочатку сніжинки під впливом сонячних променів частково тануть і перетворюються в крупинки. Такий крупчастий сніг називають фірном (нім. firn – старий, тогорічний). Потім, змерзаючись і ущільнюючись, фірн перетворюється і білий, непрозорий фірновий лід. В міру подальшого ущільнення фірновий лід звільняється від повітря, стає прозорим і перетворюється в блакитний глетчерний лід (нім. Gletscher – льодовик), тобто – в “льодовиковий лід”.

Типи льодовиків та їх характеристика

Таким чином, умови і процес утворення льодовиків ми вже уявляємо і тепер можна говорити про їх геологічну діяльність.

В природі існує три типи льодовиків: гірські, материкові (або покривні) і проміжні (перехідні). Слід мати на увазі, що в навчальній літературі є деяка розбіжність у характеристиці льодовиків, які відносяться до гірських і проміжних. Відрізняються вони між собою розмірами, формою, умовами живлення і руху, а також підльодовиковим рельєфом.

Гірські льодовики поділяються на льодовики долинного (альпійського) підтипу, карові, висячі, перекидні і кальдерні.

Льодовики долинного (альпійського) типу знаходяться в долинах (частіше в готових річкових долинах) і рухаються по них. В цих льодовиках чітко простежуються область живлення (фірновий басейн), область стоку і область танення. Льодовики підрозділяються на прості і складні, що нагадують ріку з притоками. Розміри їх – від кількох до 60-70 км і більше. Найбільший на Землі гірський льодовик ім. Федченка, що на Західному Памірі, досягає довжини 77 км при товщині льоду до 550 м.

Карові льодовики – це невеликі льодовики, які заповнюють ніші, що називаються карами (від шотл. “карріє” – крісло). У них дуже коротка область стоку, яка закінчується на рівні снігової лінії. Кріслоподібні ніші добре видно в горах тільки після танення цих льодовиків. Часто після їх танення утворюються озера.

Висячі льодовики – заповнюють невеликі западини на крутих схилах гір. Вони часто закінчуються на обривах, звідки обрушуються, утворюючи льодопади.

Перекидні льодовики – маючи один фірновий басейн, виникають на плоскогір`ях і стікають в різні боки гірської споруди.

Кальдерні льодовики – утворюються в кальдерах і кратерах потухлих вулканів, тобто виповнюють блюдцеподібні западини.

Материкові (або покривні) льодовики займають 98,5% площі сучасного зледеніння. Вони майже повністю покривають Антарктиду (на 99%) і Гренландію. Крім того, ці льбодовики поширені на значних просторах Канадського архіпелагу та Ісландії, покривають Шпіцберген, Нову і Північну Землю, Землю Франца Йосифа та інші острови Арктики.

Серед льодовиків цього типу в порядку збільшення дослідники виділяють льодовикові підвищення (наприклад, на Шпіцбергені), льодовикові куполи (на Північній Землі, Землі Франца Йосифа, Ісландії), льодовикові “щити”(в Гренландії), льодовикові покриви – коли зливаються кілька “щитів” (в Гренландії і Антарктиді).

Серед безмежних просторів покривних льодовиків нерідко можна бачити виходи на поверхні вершини гірських хребтів. Їх називають нунатаками (з ескімоськ. “нуна” – одинокий і “так” – пік, вершина).

Проміжні льодовики (або льодовики скандинавського типу) включають в себе елементи гірських і материкових льодовиків. Особливістю цих льодовиків є те, що вони утворюються на плоскогір’ях і передгір’ях. Якщо льодовик утворився на плоскогір’ї, то він розтікається в різні боки по долинах. В передгір’ях льодовик такого типу утворюється від зливання льодовиків долинного типу.

Рух льодовиків та їх руйнівна робота

Ще з школи вам відомо, що лід має здатність текти (так, як і смола). І звичайно ж, при найменшому похилі місцевості лід буде рухатись. Причому, чим більший ухил і чим більший тиск маси льоду - тим швидше він буде текти.

Спостереженнями установлено, що швидкість руху льодовиків і Альпах становить 0,1-0,4 м/добу, деякі льодовики Паміру та Гімалаїв рухаються з швидкістю 2-4 м/добу.

Однак рухаються не тільки гірські льодовики. Дослідженнями останніх десятиліть в Антарктиді, Гренландії, на островах Російського сектору Арктики та в інших місцях установлено, що покривні льодовики рухаються до країв набагато швидше, ніж передбачалось раніше. Причому, при великій товщині льоду швидкість майже не залежить від підльодовикового рельєфу. Так, наприклад, установлено, що в деяких місцях Гренландії лід рухається зі швидкістю 40 м за добу. В межах цього найбільшого острова Світу льодовики в окремих місцях виходять далеко в море. Наприклад, льодовик Петермана виходить в море до 40 км. Через 15-20 років він обламується і утворюється величезний айсберг.

В 1995 р. на Антарктиді відірвався найбільший з відомих до цього часу айсбергів, що мав розмір 150 х 80 км. Недавно на цьому материку виявлено найдовший льодовик на Планеті – 333 км. Йому дали ім’я “Фейкел”.

Рухаючись, льодовики виконують велику руйнівну роботу, яка посилюється ще й тому, що в лід вмерзають уламки гірських порід. В результаті цього дрібні форми рельєфу згладжуються. Досвідчений географ чи геолог завжди помітить роботу льодовика по особливостях рельєфу. Таку руйнівну роботу льодовиків прийнято називати екзарацією(від лат. exsaratio – виорюю) або льодовиковою ерозією. Особливо інтенсивно екзарація відбувається в долинах. Безперервно рухаючись, льодовик здирає породи і тому долина набуває коритоподібного поперечного профілю. Такі долини називають трогами (нім. Trog – корито, ночви).

Рухаючись вниз, льодовик зустрічає різні за твердістю породи або нахилене їх залягання. Тому вздовж трогу будуть зустрічатись уступи, які називають рігелями (від нім. Rigel – бар`єр).

Там, де льодовик боком руйнував і зносив породи, утворюються плечі трогу.

В областях дії материкових або перехідних льодовиків часто можна бачити так звані ванни виорювання і баранячі лоби, або поєднання баранячих лобів, що називають кучерявими скелями.

Льодовик може також відривати і переносити, а потім обкатувати і дуже великі валуни або великі маси порід.

В окремих випадках, там, де існували перекидні льодовики, можна спостерігати прохідні долини.

Якщо льодовик проходить по території, яка складена осадочними породами, то він їх зминає і перекидає. Такі порушення первинного залягання шарів порід називають льодовиковими дислокаціями, які спостерігаються в областях давнього зледеніння: в басейнах Дніпра, Дону і Волги. Особливо яскраво вони виражені в Канівських горах, на яких знаходиться могила Т.Г.Шевченка. Добре їх можна простежувати і вздовж берега Кременчуцького водосховища недалеко від м. Світловодська (гора Пивиха).

Дата добавления: 2015-10-26