Що стосується льодовиків

0 Comments

Льодовики: типи, утворення та будова, живлення, рух. Реферат

Льодовики поділяються на типи за ознакою їх розташування відносно рельєфу місцевості та в залежності від розумів живлення. Від власно гірських та долинних відрізняють материкові покривні льодовики (льодовикові щити та куполи), які мають вигляд суцільного льодового покриву великої потужності, що залягає незалежно від рельєфу місцевості. Такі материкові льодовики поширені в арктичних та антарктичних областях. Їхні кінці спускаються в море й дають качан льодовим плавучим горам – айсбергам.

Серед гірських та долинних льодовиків визначають:

  • а) льодовики гірських схилів (мал.);
  • б) долинні льодовики;
  • в) льодовики гірських вершин;
  • г) складні льодовикові комплекси.

Розрізняють дві групи льодовиків:

Покривні розміщуються на материках або крупних островах.

Менш залежать від рельєфу і діляться на:

  • Льодовикові куполи потужністю до 1000 м;
  • Льодовикові щити потужністю більше 1000 м і площа – 50 000 кв. км.

Вивідні льодовики, ті, що швидко рухаються і виводять льоди в море, утворюють айсберги.

Шельфові – плаваючі або ті, що впираються на шельф, утворюючи айсберги.

Гірські льодовики діляться на три підгрупи:

  • Льодовикові вершини;
  • Льодовикові схили;
  • Долинні льоди.

Льодовики від і до.

На островах арктичних морів зустрічаються практично всі типи існуючих льодовиків – від сніжників з крижаним ядром до обширних льодовикових покровів. Тому морфологію льодовиків краще всього вивчати саме тут.

Вперше було зрозуміло це на Новій Землі. На півдні острова льодовики тягнулися звивистими смужками по долинах річок або ліпилися до берегових обривів. Далі на північ від витоків річки Безіменної до губи Південної Сульменова були відомі в горах звичайні карові долинні.

Загалом, у визначеній послідовності, визначуваною широтною зональністю, з’явилися переважна більшість типів льодовиків, що існували на Землі. Для дослідника переваги Нової Землі з цієї точки зору ставали очевидним.

Так, переростання гірських льодовиків в покривні було важко уявити з тієї причини, що на Новій Землі просто не опинилося предгірних, як, втім, на всьому просторі Арктики – від Ян-майена до Новосибірських островів. Поступово з туману припущень стала вимальовуватися якась схема природних зв’язків.

Льодовик характеризується певною системою руху льоду: однонаправленою (у гірських льодовиків) або різноспрямованою (у покривних). Залежно від цього існують відмінності у взаємозв’язках областей живлення і витрати льодовиків.

У льодовикових покривів при єдиній області живлення в центрі на периферії знаходяться відособлені один від одного ділянки області витрати, приурочені до вивідних язиків. У гірських же льодовиків, навіть найбільш розвинених, спостерігається зворотна картина: область витрати доводиться на основний стовбур, а область живлення роз’єднана по окремій карі, звідки лід поступає в область витрати. Таким чином, вибір первинної одиниці майбутньої класифікації на основі системи руху льоду цілком виправданий.

Крім взаємозв’язків областей живлення і витрати найважливіше значення для оцінки типу льодовиків має його зв’язок з підстилаючим рельєфом. Типові гірські льодовики приурочені до негативних форм корінного рельєфу (долини і цирки), розташованих в межах позитивних форм вищого порядку гірські хребти). Це звичайна картина на Центральному Кавказі або Памірі. Не становлять винятком і льодовики вулканічних конусів, наприклад, Ельбрусу, де вони займають радіальну систему долин, що сходяться з верхів’ям. Вважається, що покривні льодовики не залежать від підстилаючого рельєфу.

Але це не завжди так.

Льодовики, що займають проміжне положення між гірськими і покривними, до цих пір найменше вивчені. Очевидно, вони мають особливості і покривних, і гірських. Іноді деякі з них (як і гірські) приурочені до міжгірських долин. Тоді ці льодовики неначе долинні. Але, в той же час з однієї загальної області живлення від короткого льодорозділу в протилежні сторони у них розтікаються дві вивідні язики, що типовіше для покривних льодовиків. Поздовжній профіль таких льодовиків опуклий (як у покривних), а поперечний в області живлення – погнутий (як у гірських). Одним словом, не гірські і не покривні, а льодовики цілком самостійного підрозділу.

Інші льодовики цієї групи пов’язані з позитивними формами корінного рельєфу, похороненими льодом ділянками плато, де утворюються льодовикові шапки (з правильними в плані контурами) або нагірні льоди (нерівних, неправильних контурів). Зв’язок таких льодовиків з корінним рельєфом безперечний. Наприклад, на двох південних островах Північної Землі вони розташовуються в найбільш високих частинах островів.

Хоча багато дослідників відносять такі льодовики до покривних, у них є істотна відмінність – короткі, іноді точкові ледорозділи, характерні взагалі для напівпокривних льодовиків. Зв’язок з різними формами підстилаючого рельєфу – позитивними і негативними – є специфічною особливістю цієї групи льодовиків і дозволяє говорити про її самостійність.

Є ще один підрозділ льодовиків, до якого можна віднести льодовики, що знаходяться в самій початковій стадії зледеніння, коли нерідко льодовики важко відрізнити від сніжників. Особливість таких льодовиків – області живлення і витрати ще не роз’єднані морфологічно.

Утворення і будова льодовиків

Як тільки на земній поверхні (у горах або на рівнинах полярних широт) внаслідок зіткнення її з морозною атмосферою з’явилася хоча б невелика пляма снігу, що перелітував, вона сама сприяє власному росту шляхом:

  • а) збільшення альбедо та втрати значної частини сонячної радіації;
  • б) зростання кількості опадів завдяки підвищенню конденсації над снігом;
  • в) загального зниження температури, яку обумовлене самою сніговою поверхнею.

Завдяки цьому при незмінних кліматичних умовах льодовики будуть нарощуватися, а снігова лінія – знижуватися. Вона може спуститися на 200 – 300 м. Але зниження лінії можливе тільки до певного значення. Коли льодовий покрив стає значним, над ним утворюється антициклон, зменшується кількість опадів; отже, припиняється ріст льодовика, а потім починається його танення на периферії. Танення продовжується до тих пір, поки льодова область не досягне такого розміру, котрий буде відповідати кліматичним та геоморфологічним умовам.

Отже, льодовик – це накопичення льоду на суходолі, що з’являється за тривалий (геологічний) період при додатному балансі твердої фази води, коли додаток у вигляді твердих опадів (та сублімації) перевищує танення (та узгін) льоду.

Необхідною умовою утворення льодовиків є сполучення низьких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, що має місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. У перетворенні снігу у фірн, а потім у лід велике значення мають тиск і сублімація, під якою розуміється випаровування льоду й нова кристалізація водяної пари. При сублімації вивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. Із часом фірн поступово перетворюється в глетчерний лід.

Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхні області харчування (області акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче снігової границі в область абляції (панцира. “абляціо” – відібрання, знос), де відбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару й механічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областю розвантаження.

Залежно від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляції й абляції відбувається осциляція (панцира. “осцилляціо” – коливання) краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування й перевищення його над таненням, край льодовика просувається вперед – льодовик наступає, при зворотному співвідношенні льодовик відступає. При довгостроково, що зберігається співвідношенні, харчування й абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, або близько 11% суши.

Кожен льодовик має дві частини: область живлення та область стоку. В області живлення льодовика сніг акумулюється, ущільнюється та перетворюється у фірн, фірновий лід та, власне, кристалічний лід. Кристалічний прозорий лід залягає під кулею менш щільного фірнового льоду й виступає назовні в нижній частині льодовика. В області стоку льодовик спускається нижче снігової лінії; отут відбувається його танення, або абляція. Частина льодовика, що спускається по долині нижче снігової лінії та витягнута в довжину у формі потоку льодового масиву, називається льодовиковим язиком.

Льодовик на правому схилі Сказької долини. Цейська ущелина. Північний Кавказ.

У льодовиків виділяють області харчування (акумуляції) і абляції. У першій з них сніг перетворюється у фірн, а потім у лід, і відбувається збільшення маси льоду, стерпного в область абляції, де ця маса зменшується в результаті танення, відколювання, випари й здування снігу вітром. Розміри льодовиків досить різноманітні. Якщо вони мають площу менш 0,1 км 2 , то називаються малими. Найбільш великі можуть досягати багатьох млн. км 2 . Наприклад, льодовиковий щит Антарктиди досягає майже 14 млн. км 2 , а його максимальна товщина перевищує 4,7 км.

Непрямим показником гігантських розмірів льодовиків можуть служити великі айсберги. Зіткнення з айсбергом стало причиною найбільшої морської катастрофи 20 в. – загибелі “Титаніка”. Найбільш великі айсберги, що мають довжину 170 км і обсяг до 5 тис. км 3 , зустрічаються біля Антарктиди.

Маса льодовиків змінюється в часі, головним чином у зв’язку зі зміною клімату. У геологічному минулому неодноразово бували періоди, коли льодовики займали значно більшу площу, чим зараз.

В кожному льодовику є дві області:

  • верхня (акумуляція, з накопиченням льоду, снігу – область живлення);
  • нижня (абляція, лід переміщується і тане – область витрат).

На утворення льодовиків впливають явища:

  • режиляції – це здатність кристаликів міцно змерзатися і заповнювати пори й тріщини;
  • конселяції – це повторне замерзання талої води на поверхні льоду.

В льодовиків спостерігається три принципово різних способів утворення льоду:

  • рекресталізація снігу і фірну – відбувається під тиском унаслідок ущільнення;
  • замерзання талої води в товщі фірну – явище режиляції;
  • замерзання талої води на поверхні льоду – шляхом конселяції і утворюється накладний лід.

Під впливом зони тяжіння і тиску лід зміщується в зону абляції, де поступово тане. Тут немає фірну, один тільки лід. Цю зону називають язиком льодовика. При русі часто викликаються поздовжні і поперечні тріщини. На поверхні товщини льодовиків нагромаджується моренний матеріал.

Живлення та танення льодовиків, їх наступ та відступ

Головним джерелом живлення льодовиків є атмосферні опади у вигляді снігу, що випадають у льодовиковій області. Іноді, коли зимовий сніг розтане, у живленні льодовика приймають доля талі води; такий лід називається накладеним.

Деяке значення мають також іній, твердий наліт та особливо паморозь. Потужність такої кулі може досягати 2 м.

Значні маси снігу дають заметільні перенесення. Завдяки цьому сніг відкладається у вітровій тіні, у зниженнях, особливо сприятливих для утворення льодовиків.

Для дуже багатьох льодовиків істотним джерелом живлення є снігові лавини, що падають з високих гірських схилів. Відомо, що в деяких випадках смороду дають до 50-75 млн. м 3 снігу.

Лавинами називаються обвали снігу, що сковзає з гірських схилів та тягне на своєму шляху нові снігові маси. Смороду можуть виникати на схилах, крутість яких більше 15°.

Безпосередніми чинниками обвалів можуть бути:

  • пухкість снігу в першій годині після його випадіння;
  • підвищення температури в нижніх обріях снігу від тиску, утворення тут водяної парі, яка розпушує сніг знизу та ослаблює його зчеплення з поверхнею схилу;
  • утворення при відлизі талої води, що змочує схили; останнє порушує міцність зв’язків усього снігового покриву з ґрунтом.

Отже, вище снігової лінії сніг накопичується. Його акумуляція, досягнувши певної величини, повинна безперервно супроводжуватися протилежним процесом – розвантаженням льодовикових областей. Це відбувається двома шляхами:

  • а) падінням снігових лавин;
  • б) перетворенням снігу в лід та його стіканням.

Нижче снігової лінії спостерігається танення льодовика. Танення льодовика відбувається під впливом сонячних променів, дощів та вітру.

Виділяють таке живлення льодовиків:

  • Основне джерело – атмосферні тверді опади (80%);
  • Хуртовинні перенесення (15%);
  • Лавини (5%).

Витрати речовини в льодовиках під час абляції:

  • Головна витрата під час танення льоду;
  • Здування снігу вітром (механічна абляція);
  • Випаровування.

Головна витрата танення льоду є трьох видів:

  • Підльодовикова;
  • Внутрішньо-льодовикова (всередині льодовик тане внаслідок тріщин, циркуляції води в льодовику та тертя окремих шарів);
  • Поверхнева (під впливом метеофакторів – сонця і повітря).

Як відступають льодовики?

Для прикладу. Коливання сучасних льодовиків найдетальніше вивчені на Шпіцбергені. Майже за століття є кількісні оцінки коливань 220 льодовиків – втричі більше, ніж на Новій Землі. Дві третини льодовиків тут відступають. Як і слід було чекати, найбільшу швидкість відступу мають невеликі гірські льодовики в центральній частині Західного Шпіцбергена, куди поступає порівняно мало опадів. За період з 1912 по 1936 рік льодовики втратили більш 1/10 загальної площі. За подальші тридцять років швидкість скорочення цих льодовиків зменшилася втричі.

Зміна площі великих льодовиків на периферії головного острова архіпелагу (область напівпокривного зледеніння) за відносними показниками набагато менше. Правда, південний район, особливе побережжя Баренцева моря, відрізняється великою амплітудою змін льодовиків: він розташовується ближче до джерела живлення.

У районах напівпокривного зледеніння Шпіцбергена темп відступу не був таким значним. Так, в північно-західному районі за 1907-1966 роки льодовики втратили 3% від загальної площі, а втрати об’єму відповідно склали 52 км. Таким чином, картина зміни льодовиків Шпіцбергена виявилася дуже складною, але чітко встановлено, що наступ льодовиків в кінці минулого століття і відступ у наш час відбувалися повсюдно. Подекуди баланс не встановився – кінці льодовиків в процесі відступу ще не повернулися до первинного положення (наприклад, на південному сході головного острова архіпелагу). Деяке зменшення темпів відступу льодовиків Шпіцбергена спостерігалося в середині 20-х і в 40-х роках нашого століття.

Ще важче оцінити зміни заледеніння Північно-східної Землі, особливо із-за грандіозного наступу льодовика Бросвелл в 1936-1938 роках, коли площа зледеніння збільшилася на 400-500 км 2 . Навряд чи наслідки цього переміщення повністю ліквідовані подальшим відступом.

Тепер ми бачимо, що загальна картина розвитку зледеніння дуже складна, деколи суперечлива, і спрощувати підсумок процесу навряд чи виправдано. Результати спостережень на Шпіцбергені особливо наочно показують необхідність вивчення саме коливань льодовиків, тобто їх наступів і відступів.

Темп скорочення льодовиків ілюструє і інший зв’язок з умовами існування: чим ближче до джерела живлення, тим благоприємні умови існування, зокрема темп відступу льодовиків падає у напрямку до джерела живлення. Так, відносне скорочення розмірів льодовиків в області гірського зледеніння за період з 1936 по 1966 рік склало відповідно для Землі Норденшельда 4,6%, для Землі Натхорста – 3,9% і, нарешті, для Землі Веделла Ярлоберга – тільки 2% від загальної площі льодовиків. У тому ж напрямі опускається межа живлення, збільшуються розміри льодовиків і т. д.

Приблизно те ж спостерігається і у розвиненіших покривних льодовиків. Так, їх вивідні язики, обернені назустріч волонесучим вітрам (тобто навітряні), відступають в 1,5-2 рази повільніше підвітряних, таких, що стікають в протилежних напрямах від загальних льодорозділів.

Читача може зацікавити: а як візуально розрізняти наступаючі або відступаючі льодовики? Відповісти на це питання непросто. І хоча розрізнити наслідки відступу або настання льодовиків не представляє великої праці, інша справа – розшифрувати послідовність і порядок подій.

Як правило, при відступі льодовика залишаються мляві поля моренний з потворними нагромадженнями каменів і потоками липкої грязі. Серед них неважко заблукати – настільки вони схожі один на одного. Часто-густо під шаром грязі зберігається лід, при таненні якого утворюються воронки-провали. Ці мляві простори деколи тягнуться на десятки кілометрів, як. наприклад, у льодовиків Паула або Натхорста на Шпіцбергені.

З початку століття багато льодовиків, що закінчуються в морі, в процесі відступу опинилися на суші: на Шпіцбергені це Ейдем, Альдегонда, на Новій Землі – Рейнгардта, Ярошевського та інші. У 1909 році один з льодовиків в губі Південної Сульменева В. А. Русанов назвав Галасливим, із-за численних обвалів айсбергів.

Дуже ускладнюють контури берегової лінії моренні на побережжі. Буває, що при відступі льодовика з’являється острів – наприклад, у льодовика Норденшельда на Шпіцбергені після 1949 року. Часто при відступі льодовиків відбуваються спуски озер, що підгачують. Навіть недосвідчений спостерігач легко впізнає їх по численних терасах на берегах, смугам обкатаної гальки.

Режим і рух льодовиків

Під режимом льодовика розуміють характерні зміни його об’єму і форми, що проявляються в наступанні і відступанні льодовиків.

Наступання і відступання льодовиків мають різну тривалість. Наступання льодовиків характерне для вологих і холодних періодів, відступання – для сухих і теплих. В Європі наступання льодовиків спостерігалося в VII – IX ст. до н. е., в 100 – 750 рр. н. е., в XII – XIII ст., XVI – XVIII ст. і IX – XX ст. Відступали льодовики в IX – XII ст. і зараз ми приступаємо до відступу льодовиків.

Рух льодовиків – це переміщення мас льоду в одному напрямку. Руху льодовиків сприяє велика потужність, ухили поверхні, підвищення температури повітря, змащення біля лож. Помітний рух льодовиків відмічається при його потужності 15 – 30 м. Здебільшого рух льодовиків не є дуже швидким і вимірюється в см/добу або м/рік.

По швидкості руху льодовики поділяють на три групи:

  • невелика швидкість – 100 – 200 м/рік. Вона мало змінюється на протязі року – це льодовикові щити і гірські льодовики.
  • велика швидкість – 10 – 20 км/рік – вивідні льодовики Антарктиди і Гренландії.
  • пульсуюча швидкість льодовиків.

Льодовик рухається під дією сили тяжіння по гірському схилу або долині. При цьому руйнується та шліфується його ложі, переносяться на великі відстані продукти руйнування гірських порід і відкладаються у вигляді морен. Одним з відомих уламків гірської породи є так званий Єрмолівський камінь, що був винесений обвалом і селевим потоком з Девдоракського льодовика (м. Казбек) в 1832 р. і знаходиться зараз у руслі р. Терек неподалік від селища Ларс. Відкладення принесеного льодовиком уламкового матеріалу утворюють морену.

Гірські льодовики мають швидкість від 20 до 80 см/доб. або 100-300 м/рік; тільки в гімалайських льодовиків швидкість досягає 2-3 м/доб. або 700-1300 м/рік. Однак деякі льодовики Антарктиди й Гренландії можуть рухатись зі швидкістю до 10-20 км/рік. Так звані пульсуючі гірські льодовики (Колка на Кавказі й Ведмежий на Памірі) інколи прискорюються до 100 м/добу.

Древня кінцева морена в 650 м від Цейського льодовика.

Льодовикові язики нагадують річки: у тому та іншому випадку опади збираються в русло й течуть униз по схилу. Два та більш потоків зливаються, але ніколи не перехрещуються. Швидкість течії залежить від маси льоду та ухилу русла. У вузьких місцях швидкість течії більша, ніж у широких; у впуклого берега більша, ніж у випуклого. Алі є й різниця між льодовиком та річкою: рух льоду ламінарний; течія повільніша, ніж у річці; після злиття лід не перемішується, як вода в річці.

Долинний льодовик:

  • а – принципова схема льодовика в плані,
  • б – у розрізі;
  • 1 – донна морена,
  • 2 – бокова морена,
  • 3 – серединна морена,
  • 4 – кінцева (фронтальна) морена,
  • 5 – корінні породи.

Література

  1. Большая советськая енциклопедия. – М.: Советськая енциклопедия, 1976.
  2. Дайсон Дж. Л. В мире льда. – Л.: Гидрометеоиздат, 1982.
  3. Донат Наумов. Мир Океана. – М.: Молодая гвардия, 1982.
  4. Корякин В. С. Ледники Арктики. – М.: Наука, 1988. – 160 с.
  5. Корякин В. С. Маршрутами гляциолога. – М.: Мысль, 1981. – 128 с.
  6. Котляков В. М., Гросвальд М. Т., Лориус К. Климаты прошлого из глубинн ледникових щитов. – М.: Знание, 1991. – 48 с.
  7. Котляков В. М. Снег и лед в природе Земли. – М.: Наука, 1986.
  8. Котляков В. М Горы, льды и гипотезы. Л., Гидрометеоиздат, 1977. – 168 с.
  9. Маркин В. А. Планеты ледяной венец. Гидрометеоиздат, 1981. – 120 с.
  10. Назаров Г. Н. Оледенение и геологическое развитие Земли. М., Наука, 1921.
  11. Українська радянська енциклопедія. – Київ.: Українська радянська енциклопедія, 1982.
  12. Серебрянный Л. Р., Орлов А. В. Человек в мире льда. – М.: Знание, 1988.
  13. Серебрянный Л. Р., Орлов А. В. Ледники в горах. – М.: Наука, 1985.

7.8: Теплова структура льодовиків

Льодовик може отримувати або втрачати тепло декількома способами. Зрозуміло, що ці процеси діють як на поверхні льодовика, так і біля основи льодовика. Що це за процеси, і яке їх відносне значення? У таблиці 1 наведено способи отримання або втрати тепла льодовиком на його поверхні. Перш за все, майте на увазі, що сукупний ефект всіх цих процесів залежить від того, чи знаходиться льодовик в точці плавлення або нижче температури плавлення (рис. 7-25). Очевидно, що якщо температура льодовика нижче температури плавлення, то ефект додавання тепла полягає в підвищенні температури, а ефект відбору тепла полягає в зниженні температури. Але якщо температура льодовика знаходиться на точці плавлення, то додавання тепла служить для танення льодовикового льоду. Звичайно, відбір тепла, коли льодовик знаходиться в точці плавлення, знижує температуру нижче температури плавлення. Таблиця 7-1. Теплообмінні процеси, пов’язані з льодовиком. Важливим непрямим фактором у всьому цьому є теплопровідність всередині льоду. Це спосіб переміщення тепла на поверхню льодовика або з неї, і він контролює швидкість випромінювання або провідність тепла на поверхні льодовика, оскільки поверхневе випромінювання та провідність є функцією температури поверхні льоду. Малюнок 7-25. Вплив теплообмінних процесів на температуру льодовика. Ось кілька різних описових моментів щодо таблиці 7-1, зазначених за номером: (1) Сонячна константа – це швидкість, з якою Сонце доставляє тепло на Землю. Умовно прийнято вважати величиною, яка вимірювалася б поза земною атмосферою, коли відстань між Сонцем і Землею знаходиться на середньорічній відстані. Значення сонячної постійної дуже близьке до 2 кал/см 2 -хв. (2) Альбедо Землі – це відсоток вхідної сонячної радіації, яка відбивається безпосередньо назад у космос, в середньому. Альбедо льодовика значно змінюється: снігові поверхні мають альбедо 0,7-0,9, але льодовиковий лід має альбедо всього 0,2-0,4. (3) Обмін поверхневою енергією сильно відрізняється під ясним небом та під хмарним небом. Під ясним небом бере участь випромінювання безпосередньо в космос; зазвичай льодовик втрачає тепло, якщо повітря не дуже тепле. Під хмарним небом напрямок чистого потоку енергії залежить здебільшого від відносної температури хмар і льоду. (4) Це було б незначним без впливу вітру. Коли дме вітер, виникає турбулентна дифузія, яку ви знаєте з розділу про динаміку рідини в главі 1, набагато більша, ніж молекулярна дифузія; тоді провідність до або з вищевказаного повітря може бути дуже важливою. (5) Це незначний ефект. (6) Це не важливо, якщо лід знаходиться в точці плавлення; 10 см/день дорівнює одному дню довгохвильового випромінювання. Але якщо дощ замерзає при падінні, то це може бути важливим ефектом. Енергетичний обмін біля основи льодовика – справа простіше, а величини енергетичного потоку не тільки набагато менші, але і набагато менш змінні. Геотермального тепла вистачає, щоб розтопити близько 5 мм льоду на рік. Це може звучати не так багато, але в льодовику, базальний лід якого знаходиться в точці плавлення, він відіграє значну роль у русі льодовика, завдяки змащувальному ефекту тонкої плівки води, яка постійно виробляється, а потім повільно стікає. Там також тепло від внутрішнього тертя. Це, як правило, виробляється в основному в нижній частині льодовика, як через базальне ковзання, так і тому, що зсув найсильніший у нижній частині льодовика. Швидкість тепловиділення внутрішньою деформацією варіюється від значно меншої до значно більшої, ніж тепловий потік з нижньої породи, але це приблизно такий же порядок.

Теплові характеристики льодовиків

Температурні характеристики льодовиків важливі, оскільки деформація льоду, а отже, і потік льодовиків, сильно залежить від температури льоду. Спочатку думав, може здатися, що всі льодовики холодні. Але важливе розмежування може бути зроблено між холодний лід: лід нижче температури плавлення тиску (рідкої води бути не може), і теплий лід: лід при температурі плавлення під тиском (є принаймні трохи рідкої води, під зернами або між ними). Нагадаємо з глави 1, в розділі про воду, що температура плавлення льоду трохи падає при збільшенні тиску. Це означає зменшення приблизно на 2° C під товстим крижаним покривом. Тому насправді є градієнт температури вниз в льодовику, хоча він невеликий. Ви не можете класифікувати весь льодовик як теплий або холодний, оскільки зазвичай верхня частина або географічний інтер’єр льодовика має холодний лід, а нижня частина або нижня широта має теплий лід. Але в даному географічному регіоні льодовика, якщо льодовик такий, що взимку весь лід знаходиться нижче температури плавлення, і тільки поверхнева частина влітку піднімається до точки плавлення, льодовик, як кажуть, холодний льодовик. З іншого боку, якщо влітку весь лід піднімається до температури плавлення, і лише частина охолоджується нижче температури плавлення взимку, льодовик, як кажуть, теплий льодовик. Одне з найважливіших наслідків теплової структури льодовиків пов’язане з базальними явищами. Тому можна говорити про льодовиках на теплому основі та льодовиках на холодній основі. Прийнято вважати, що льодовики на холодній основі демонструють мало або взагалі не мають базального ковзання; лід швидко застигає до основи, і весь рух здійснюється внутрішньою деформацією. З іншого боку, теплий льодовик має тонкий шар води біля основи, що полегшує базальне ковзання. Холодний лід утворюється двома різними способами: (1) Накопичення відбувається при температурі настільки низької, що влітку не відбувається поверхневого танення. Це стосується більшої частини льодового покриву Антарктики. Температура ферми і льоду нижче рівня сезонної зміни температури приблизно така ж, як і середньорічна температура повітря на ділянці. Але температура зростає вниз, через геотермального тепла. Див. Малюнок 7-26. Дві протилежні тенденції визначають хід кривої на малюнку 7-26: (1) значення геотермального теплового потоку знизу та (2) швидкість накопичення фірну, яка має тенденцію «переносити холод вниз» в крижаний покрив. Малюнок 7-26. Графік температури льоду проти глибини в товстому холодному льодовику. (2) Охолодження поверхневого шару зимовим холодом. Цей ефект поширюється на 20 м, що відбувається на поверхнях всіх льодовиків взимку. Як утворюється теплий лід? За допомогою нагрівання піднімати лід до температури його плавлення (де завгодно). Це відбувається на поверхні льодовика, за допомогою одного або декількох процесів теплообміну, перерахованих вище, утворює поверхневий теплий шар, а потім тала вода просочується вниз і прогріває лід шляхом повторного заморожування. Це важливий ефект: коли 1 г талої води замерзає, виділяється достатньо прихованого тепла, щоб підняти 160 г льоду на 1°C. Зверніть увагу також, що приховане тепло є єдиним джерелом для прогріву на глибині, оскільки там майже немає градієнта температури і, отже, майже немає провідності. Теплий лід виробляється біля основи льодовика базальними джерелами тепла. Цьому сприяють такі обставини: • густий лід • висока температура поверхні • низька швидкість накопичення • висока швидкість льоду На великих площах як льодових покривів Антарктики, так і Гренландії, базальний лід знаходиться в точці плавлення під тиском! Важливим моментом є те, що коли навіть тонкий шар теплого льоду утворюється біля основи льодовика, температурний градієнт становить близько нуля, тому для танення використовується все базальне тепло (фрикційне і геотермальне), тому що немає провідності. Це забезпечує безперервну подачу талої води біля основи льодовика.

Recommended articles

  1. Article type Section or Page License CC BY-NC-SA License Version 1.3 Show Page TOC No on Page
  2. Tags
    1. source[translate]-geo-14340