Файл: Основы геологии.pdf

52
Геологическая деятельность ветра приводит к образованию своеобразных форм рельефа на поверхности Земли, бедной или лишённой растительности.
Такими формами являются дюны и барханы, подвижные формы, которые ино- гда называют «движущимися песками».
Барханы представляют собой асимметричные песчаные холмы серповид- ной формы, образующиеся при разнонаправленном ветре в областях накопле- ния продуктов развеивания. Высота барханов часто не превышает 10 м, но при благоприятных условиях – длительно действующем ветре и его однонаправ- ленности, она может достигать 100-150 м. При перемещении барханы сливают- ся в длинные цепи холмов и напоминают застывшие морские волны. Скорость передвижения барханов зависит от их размеров, силы и продолжительности действия ветра. Мелкие барханы перемещаются со скоростью до 10 м в сутки, очень крупные барханы за год могут переместиться на первые метры.
Дюны (рис. 9) по своей природе являются разновидностью барханов. Это удлиненные холмы с округлой вершиной, образующиеся в результате переноса песка ветром на побережьях морей и океанов. Распространены они на плоских низких берегах морей, богатых намывным песком, например, на побережье Ба- ренцева моря на Северном Тимане, на южном берегу Рижского залива, на Ат- лантическом побережье Франции и в других местах. Дюны могут быть свидетельством тектонического опускания территории. Очень часто они распо- лагаются в виде гряды с пологим наветренным и крутым подветренным скло- нами. Высота дюн зависит также от скорости ветра, количества песка и размеров песчинок. Чем крупнее песчинки, тем большую высоту имеют дюны.
По берегам Балтийского моря высота дюн составляет 30-40 м, на французском побережье Атлантического океана она достигает 100-200 м, а в Тунисе, по бе- регам Средиземного моря, превышает 200 м. Дюны могут соединяться, образуя цепи, например, на побережье Баренцева моря в районе между мысами Барми- ным и Большим Румяничным.
Скорость перемещения дюн зависит и от характера береговой раститель- ности. Пышная наземная растительность сдерживает перемещение дюн, а в тун- дровых районах северного полушария продвижение дюн замедлено вязкой карликовой березкой. Обычно скорость перемещения дюн укладывается в 1-20 м за год; небольшие дюны высотой до 1 м (на побережье Северного Ледовитого океана) движутся со скоростью до 3 м в год.
Результатом деятельности ветра могут быть глинистые и лёссовые пус- тыни. Первые представляют собой неглубокие котловины, покрытые глинистой коркой, которые называются такырами. Корка растрескивается на дневной по-

53 верхности с образованием многоугольных плиток. На месте высоких соляных озёр образуются солончаковые пустыни, покрытые рыхлой солью и глиной, – они называются сорами. Лёссовые пустыни образуются в результате накопле- ния мельчайших частиц (размером 0,05-0,1 мм), переносимых ветром.

54 больших высотах происходит образование ледников. В достаточно влажных по- лярных областях они образуются в мелководном море и на высоте от 0 до 50-70 м, на Аляске – на высоте 1500 м, в Гималаях – на высоте 5100-6000 м. Уровень, вы- ше которого образуется ледник, называется снеговой линией;
2) большое количество осадков в виде снега. Понятно, что для образова- ния крупного ледника необходимо, чтобы в районе накопилось достаточно много первичного материала, из которого впоследствии образуется тело ледни- ка, а таким материалом является, прежде всего, снег. В зависимости от количе- ства выпадающего снега может изменяться и положение снеговой линии. Так, на Западном Кавказе, где выпадает значительно больше снега, снеговая линия располагается на высоте 2700 м, а на Восточном Кавказе со значительно мень- шим количеством выпадающего снега она находится на высоте 3800 м;
3) благоприятные условия для сохранения выпавшего снега. Такие усло- вия существуют на пологих склонах с затруднённым скатыванием снежных масс, во впадинах, защищённых от ветра и солнечных лучей. Наиболее благо- приятны в этом отношении горные долины, кары и прочие понижения рельефа в высокогорных районах.
Механизм образования ледников таков: снег накапливается в течение зимнего сезона в благоприятных условиях (в понижениях рельефа) в таких ко- личествах, которые не успевают растаять за летний сезон. Это происходит в те- чение многих десятков и сотен лет, в результате чего скапливается огромная масса снега. По мере накопления снега под действием собственной массы (силы тяжести), а также под влиянием суточных колебаний температур происходит частичное таяние снега и замерзание в порах просачивающейся воды. Снег уп- лотняется и превращается в своеобразную зернистую массу, которую называют
фирном. Фирн состоит из прозрачных зёрен льда, содержащих включения пу- зырьков воздуха. В высокогорных районах фирн встречается довольно редко, так как там почти не происходит таяния снега. Площади, сложенные фирном, называются фирновыми полями. Поверхность этих полей чаще всего плоская, но может быть и выпуклой или вогнутой. Образовавшийся фирн покрывается новым, свежим слоем снега и продолжает уплотняться под действием все но- вых и новых масс снега и постоянно образующегося нового фирна. Постепенно зёрна фирна в результате постоянного уплотнения сливаются в сплошной про- зрачный лёд, носящий название глетчерного льда и представляющего собой на- стоящий ледниковый лёд, который состоит из кристаллических зёрен, плотно прижатых друг к другу. Размер зёрен льда изменяется от размера небольшого ореха до куриного яйца.

55
Глетчерный лёд отличается от речного тем, что образуется он из снега в результате уплотнения, имеет зернистую структуру и неслоистое сложение. Он прозрачен и имеет характерную голубую окраску.
Для образования фирна и ледникового глетчерного льда из снега необхо- дима очень высокая степень уплотнения снега. Установлено, что для образова- ния 1 м
3
глетчерного льда необходимо 11 м
3
свежевыпавшего снега.
В ледниках различают области питания и стока. Область питания – это область накопления снега и превращения его через фирн в глетчерный лёд.
Область стока представляет собой область, по которой происходит движение
(течение) ледника. Важной особенностью глетчерного льда является его спо- собность передвигаться, т.е. его текучесть.
В зависимости от особенностей и места образования ледников среди них выделяют три главных типа: горные или альпийские, покровные или материковые и шельфовые. Иногда в качестве самостоятельного типа рассматривают ледники промежуточного типа, которые называют ледниками скандинавского типа.
Горные ледники развиваются при оледенении высокогорных районов и располагаются чаще всего в горных долинах и межгорных впадинах. Это срав- нительно маломощные ледники, как правило, приуроченные к глубоким впади- нам рельефа, долинам крупных рек, ущельям и т.д. Развиты они в крупных горных системах: Альпах, Гималаях, Памире, Тянь-Шане, Кавказе и др. Об- ласть питания в горных ледниках выражена исключительно четко и находится выше снеговой линии. Часто области питания бывают окружены высокими горными вершинами. Стекание льда происходит по горным долинам с крутыми склонами или по склонам гор с образованием одного или нескольких языков – притоков. Среди горных ледников различают несколько разновидностей в зави- симости от их местоположения. Наиболее распространены долинные, каровые и висячие ледники.
Долинные ледники (рис. 10) приурочены к межгорным долинам и повто- ряют их форму и размеры. Они бывают вытянуты на значительные расстояния при относительно небольшой ширине. Каровые ледники располагаются в отно- сительно небольших углублениях – карах, находящихся вблизи горных вершин, и практически не имеют стока. Висячие ледники находятся на крутых высоких склонах гор, заканчивающихся крутым обрывом (пропастью), по которому лед- ник периодически, по мере накопления массы льда и стекания по склону, сры- вается вниз в виде лавины. Менее распространёнными являются предгорные, сетчатые и некоторые другие разновидности ледников.

56
Рис. 10. Язык небольшого ледника на Полярном Урале.
Фото Е. Кнутова
Самым крупным горным ледником является ледник Беринга на Аляске.
Он имеет длину 170 км. Ледник Федченко на Памире при длине 77 км имеет ширину 4 км и толщину льда до 1 км. Горные ледники занимают около 1,3% площади ледового покрова Земли.
Покровные (материковые) ледники представляют собой обширные кара- ваеобразные ледовые тела, занимающие часто несколько возвышенный район.
Располагаются они в полярных областях Земли почти на уровне моря и харак- теризуются очень большими площадями и толщиной льда. В отличие от горных они не имеют четко выраженных областей питания из-за относительной ровно- сти рельефа. Форма этих ледников контролируется рельефом ложа, так как большая масса этих ледников в значительной мере выравнивает доледниковый рельеф. Наиболее крупными покровными ледниками являются ледники Грен- ландии, Арктики и Антарктики. Гренландский ледник имеет толщину ледового тела до 3300 м и занимает площадь около 2 млн. км
2
. Ледник Арктики достига- ет по площади 14 млн. км
2
при толщине льда в нём до 4300 м. В Антарктиде ежегодно формируется слой льда толщиной 24 мм при уровне осадков 150 мм в год. Материковые ледники занимают около 90% площади всего ледового по- крова планеты.
Шельфовые ледники образуются в зоне шельфа, это плавучие ледники или частично опирающиеся на дно морей и океанов. Эти ледники текут от бере- га в морской бассейн и являются главными источниками айсбергов. Скорость течения этих ледников очень большая и достигает 1800 м в год. По сути дела шельфовые ледники представляют собой продолжение материковых ледников в

57 приморских районах с постепенным уменьшением толщины льда от материка к морю, т.е. в направлении их течения: у материкового края она составляет до
1300 м, а у морского края – от 50 до 400 м в зависимости от размера материко- вого ледника.
Существуют также так называемые ледники скандинавского типа, отли- чающиеся расположением на плосковершинных горах столового типа. Они ши- роко развиты в Скандинавии и отличаются от ледников других типов ещё и тем, что, имея одну область питания, растекаются в разных направлениях по склонам плосковершинных гор. По размерам эти ледники небольшие: площадь всех ледников Скандинавии составляет всего около 5000 км
2
Геологическая деятельность ледников складывается из трёх последова- тельных стадий: разрушительной, транспортировочной и накопительной (акку- мулятивной).
Разрушительная работа совершается ледником механическим (физиче- ским) способом, в результате воздействия массы льда с включенными в него обломками горных пород на подстилающие горные породы, по которым он движется. Ледник представляет собой тело, сложенное не только льдом, но и разными по размерам, главным образом, остроугольными обломками горных пород. Накопление снега происходит одновременно с накоплением обломочно- го материала, образующегося при разрушении горных сооружений и других не- ровностей рельефа, прежде всего, при процессах физического выветривания.
Разрушительная работа ледника осуществляется, начиная с начала движения
(течения) ледника. При перемещении по поверхности Земли остроугольные об- ломки (глыбы) горных пород действуют как резцы, делая разной глубины бо- розды в горных породах поверхности и пропахивая долины по ходу своего продвижения. Движение ледника облегчается вследствие образования в его по- дошве микрослоя воды в результате понижения температуры таяния льда при высоком давлении, создаваемом телом ледника. Этот микрослой воды выпол- няет роль смазки для ледника. Скорость течения ледника зависит от массы его тела и угла наклона поверхности Земли: чем больше масса и угол наклона, тем больше скорость течения. Оказывают влияние на скорость течения также изме- нения климата, условия питания ледника, характер долины, по которой движет- ся ледник (прямолинейность или извилистость). При этом центральная часть ледника течёт быстрее, чем боковые его части из-за трения ледника о борта до- лин. Различная скорость течения разных частей ледника приводит к его разру- шению в процессе перемещения.