Багаторічна мерзлота на території Росії та сучасне заледеніння. Найбільші льодовики землі

Говорячи про найбільші льодовики Світу, варто згадати, що вони існують декількох типів: карові, долинні, покривні та ін. Антарктиди та Гренландії, тобто до покривних льодовиків. Хочеться лише відзначити, що товщина льоду там сягає грандіозних показників – понад 4 км.

Великі льодові шапки знаходяться на островах Канадського Арктичного архіпелагу. Вони обчислюються десятками тисяч квадратних кілометрів. За ними йдуть величезні льодові поля Шпіцбергена.

Приблизно 50 відсотків загальної площі Північного острова архіпелагу Нова Землявідвоювали величні льодовики. На території практично 20 000 км2 розташований суцільний крижаний панцир, який має довжину 400 кілометрів та ширину 70-75 кілометрів. При цьому потужність льоду перевищує 300 метрів. Де-не-де лід йде у фіорди або зривається в море, утворюючи айсберги.

Ватнайєкюдль(Ох вже ці скандинавські назви!) - Найбільший льодовик на острові Ісландія. Розташовується в південно-західній частині острова і займає 8% його території, або 8133 км2.

Льодовик Йостедалсбреєн- Найбільший континентальний льодовик материкової Європи, що займає площу в 487 км2. Знаходиться у Норвегії. Він має понад 50 відгалужень, серед яких знамениті ґлетчери Бріксдалсбреєн і Нігардсбреєн.

Південна Америка

Тепер із півночі Європи перенесемося до Південної Америки. Патагонське льодовикове платовражає уяву не менше. Складається з двох частин: Північного, що розкинувся на території 7600 км2 і Південного - на території 12000 км2. Переважна висота поверхні – близько 1500 м. Серед льоду піднімаються скелясті вершини та гори ( вища точка- м. Бертран, 3270 м). На рівні льодовикового плато випадає 7000-8000 мм опадів на рік. З плато стікають вивідні льодовики, багато хто на східному боці закінчується у фіордах, а на заході – в озерах. Найбільші їх Періто-Морено та Упсала. Перший має площу 250 км2. Ширина язика становить 5 км, середня висота – 60 м над поверхнею води. Швидкість його руху дорівнює 2 м на день. Однак втрати маси приблизно такі самі, тому мова льодовика не відступала і не наступала протягом 90 років. Довжина льодовика Упсала 60 км., ширина до 8 км., площа 250 км2. Спускається у північний рукав озера Лаго-Архентіно.

Північна Америка

Тепер знову Північна Америка. Про Канадський Арктичний архіпелаг ми вже сказали. Іншим місцем скупчення великих льодовиків є Аляска. Льодовик Берінга- Найбільший гірський (деревоподібний) льодовик Північної Америки. Бере початок із крижаних полів на горах Чугач (4116 м) та Святого Іллі (5489 м) на Алясці (США). Довжина (від найвіддаленішого витоку) 203 км, площа близько 5800 км2. Виходить на низовинне узбережжя затоки Аляска, де утворює передгірську лопату льоду завдовжки близько 80 км і завширшки 43 км.

Маласпіна— передгірський льодовик на південному узбережжі Аляски, між затокою Якутат та Айсі-Бей. Площа 2200 км2. Утворений кількома льодовиковими потоками, що спускаються з гір Святого Іллі. Області живлення служить льодовиковий басейн Сьюард, розташований на висоті 1500-2000 м. З 30-х років 20 століття льодовик скорочується, відступає від берега океану, залишаючи вал кінцевої морени, що поступово заростає хвойним лісом.

Не менш грандіозні льодовики Аляски Хаббард(довжина 122 км) та Колумбія(Довжина 66 км, пл. 1370 км2). Великі фірнові поля останнього лежать на висотах близько 3600 м-коду, а головний стовбур льодовика шириною 4 км досягає Тихого океану в затоці Прінс-Уїльям.

Високогірні долинні льодовики

До цього ми говорили про льодовики високих широт, що мають харчування на відносно невеликих висотах. А тепер звернемо увагу до льодовиків, які знаходяться у найвищих гірських системах світу. Це типові гірничо-долинні льодовики. Хоча більшість з них має складну деревоподібну структуру, безліч приток, але вони відрізняються, перш за все, довгим долини.

Як не дивно, найвища гірський ланцюгземлі має відносно невеликі льодовики. Льодовики Гімалаївне перевищують довжини 30 км (льодовик Ганготрі — 26 км, льодовик Зему — 25, льодовик Ронгбук — 19 км).

Найбільше великих льодовиків перебуває у гірській системі Каракоруму. До них відносяться Балторо, Сіачен, Біафо. До них ми звернемося трохи пізніше, а зараз звернемо увагу на один із найцікавіших і найбільших у світі льодовиків – Федченка.

Памір

Льодовик Федченко, перший за величиною в СНД і один із найбільших льодовиків світу: його довжина становить 77 км, ширина - від 1700 до 3100 м. Знаходиться в Таджикистані, на Памірі. Свій початок льодовик бере біля підніжжя піку Революції на північному схилі Язгулемського хребта і протікає по східному схилу хребта Академії Наук. Товщина льоду в середній частині льодовика досягає 1000 м, загальна площа заледеніння та сніжників - 992 км2. Верхній кінець льодовика знаходиться на висоті 6280 м, а нижній – на 2900 м, висота снігової лінії – 4650 м. З льодовика витікає річка Сельдара.

Історія відкриття льодовика сягає ще кінець ХІХ ст. У 1871 року на Памір прибула перша російська експедиція, керована А.П. Федченко (відомим натуралістом і дослідником Туркестану). Експедиція намітила загальну схему хребтів Паміра, детальніше дослідивши Заалайський хребет і відкривши найвищий пік цього хребта (нині Пік Леніна – 7134 м). Тоді ж експедиція відкрила і величезний льодовик, який тепер носить ім'я Федченка. У басейні цього льодовика знаходяться найвищі вершини Паміру, які своєю піднебесною висотою і неприступністю привертають увагу вітчизняних та іноземних альпіністів. У верхів'ях льодовика розташований пік Революції (6974 м), практично у будь-якій точці льодовика можна побачити найвищу гірську вершину колишнього СРСР і другу в Памірі - пік Комунізму (7495 м). Поруч із піком Комунізму знаходяться пік Росія (6852 м) та пік Гармо (6595 м). Нині на льодовику Федченка знаходиться найвища у світі (понад 4200 м) гідрометеорологічна обсерваторія.

Каракорум

Як було зазначено, найбільше великих високогірних льодовиків перебуває у гірській системі Каракоруму. До них відносяться: Сіачен, Балторо, Біафо. Балторознаходиться в Центральному Каракорумі на південний схід від м. Чогорі (К2) – другий за висотою вершини світу (8611). Довжина льодовика 62 км., площа 750 км2. За деякими даними площа льодовика 1227 км2 і якщо ці показники вірні, то вони більші ніж у льодовика Федченка (992 км2). Сіачен- Долинний деревоподібний льодовик в Каракорумі (Індія). Довжина 76 км, площа близько 750 км2. Спливає зі східного схилу хребта Кондуз на стику з водороздільний хребтом Каракоруму на висотах до 7000 м. Льодовик тече на схід, на великій протязі покритий частково (місцями повністю) чохлом уламків гірських порід; закінчується на висоті 3550 м-коду. Льодовик Біафознаходиться на південному схилі Каракоруму. Довжина близько 68 км., площа 620 км2.

Тянь-Шань

Південний Інильчек– найбільший льодовик Тянь-Шаню та другий за розмірами гірський льодовик країн СНД після льодовика Федченка на Памірі. Він розташований між хребтами Тенгрітаг і Кокшаалтау. Його довжина 58,9 км., площа 567,2 км2. Льодовик бере початок у районі Хан-Тенгрі, і його мова опускається до 2800 м. Південний Інильчек тече кілька кілометрів на північ, а потім різко повертає на захід. Товщина льоду в нижніх частинах язика становить 150-200 м. Потужні ліві притоки льодовика, що залягають у північних відрогах хребта Кокшаалтау, мають власні назви: Зірочка, Дикий, Пролетарський турист, Комсомолець (зі сходу на захід). Якщо дивитися на льодовик зверху, то він схожий на біло-блакитне дерево з поздовжніми темними смугами серединних морен на своєму основному стволі та серією світлих гілок різної довжини та товщини. Найбільші з льодовиків-приток – це льодовики Зірочка та Дикий.

Альпи

Великий Алецький льодовик, розташований на південному схилі Бернських Альп у Швейцарії - найбільший льодовик в Альпах, покриває площу 87 км2, а з урахуванням площі чотирьох фірнових басейнів, що живлять його - близько 117 км2. Загальна довжина льодовика Алеч становить близько 24 кілометрів. Товщина до 900 м-коду.

Кавказ

Безенги- Складний долинний льодовик, найбільший на Кавказі. Розташований на північному схилі Головного хребта біля підніжжя Безенгійської стіни. Спускається з вершин Шхара та Джангітау до висоти 2080 м і є головним витоком річки Черек-Безенгійський. Довжина 17,6 км, пл. 36,2 км2. Фірнова лінія на висоті 3600 м. Нижні 5 км льодовикової мови покриті уламками. З 1888 по 1966 р. мова відступила на 1115 м, нині продовжує відступати. Понад 10 його колишніх приток перетворилися на самостійні льодовики. За Безенги слідують льодовики Дих-Су (довжина 13,3 км, площа 34,0 км2) та Караугом (довжина 13,3 км, площа 26,6 км2).

Алтай

Все зледеніння Алтаю разом узяте не більше одного з найбільших долинних льодовиків світу. Хоча це ж можна сказати і про Кавказ. Але навіть у цьому випадку найбільші льодовики Алтаю вражають. Льодовик Потаніна(Потаніни-Мусен-Гол) має площу – 38,5 км2, довжину 11,5 км. Його велике снігове поле оточене п'ятьма вершинами, які у вигляді підкови. Праворуч льодовик Потаніна приймає 2 льодовикові притоки — верхній менший і нижній більший льодовик Олександри (А.В. Потаніної). З лівого боку льодовика є єдина невелика притока. Мова льодовика Потаніна має невеликий ухил; тріщини є лише у середній течії. Спускається до висоти 2900 м, нижня частина покрита мореною. Талі води надходять у басейн річки Цаган-Гол. Відкрито льодовик В.В. Сапожникова в 1905 р. і названий їм на честь Г.М. Потаніна.

Талдурінський льодовик (Великий Талдурінський)лежить на слонах Южно-Чуйського хребта. Довжина 7,5 км., площа 28,2 км2. Висота кінця льодовика 2450 м. Товщина льоду сягає 175 м. Є найбільшим льодовиком біля Російського Алтаю. Бере початок 7 витоками в цирку, в обрамленні якого піднімаються вершини заввишки близько 4000 м (Іікту та ін.). Має вузький вихід на північний схід у долину річки Талтури.

Льодовик Сапожнікова (Менсу)– найбільший у Катунському хребті Алтаю (спускається зі схилів Білухи) його довжина становить 10,5 км, площа – 13.2 км2.

Зміст статті

Льодовики,скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. У деяких випадках рух льоду припиняється і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань до океанів або великих озер, а потім утворюють фронт отелення, де відбувається відкол айсбергів. Виділяють чотири основні типи льодовиків: материкові льодовикові покриви, льодовикові шапки, долинні льодовики (альпійські) та передгірні льодовики (льодовики підніжжя).

Найбільш відомі покривні льодовики, які можуть повністю перекривати плато та гірські хребти. Найбільшим є Антарктичний льодовиковий покрив площею понад 13 млн. км 2 займає майже весь материк. Інший покривний льодовик знаходиться у Гренландії, де він перекриває навіть гори та плато. Загальна площа цього острова 2,23 млн. км 2 , їх бл. 1,68 млн. км2 покрито льодом. У цій оцінці враховано площу не лише самого льодовикового покриву, а й численних вивідних льодовиків.

Термін "льодовикова шапка" іноді вживається для позначення невеликого покривного льодовика, але правильніше так називати відносно невелику масу льоду, що покриває високе плато або гірський хребет, від якої в різних напрямках відходять долинні льодовики. Наочним прикладомльодовикової шапки є т.зв. Колумбійське фірнове плато, розташоване в Канаді на кордоні провінцій Альберта та Британська Колумбія (52° 30в пн.ш.). Його площа перевищує 466 км 2 і від нього на схід, південь і захід відходять великі долинні льодовики. Один з них – льодовик Атабаска – легкодоступний, тому що його нижній кінець віддалений лише на 15 км від автомагістралі Банф – Джаспер, і влітку туристи можуть кататися на всюдиході по всьому льодовику. Льодовикові шапки зустрічаються на Алясці на північ від гори Св. Іллі і на схід від Рассел-фіорду.

Долинні, або альпійські, льодовики починаються від покривних льодовиків, льодовикових шапок та фірнових полів. Переважна більшість сучасних долинних льодовиків бере початок у фірнових басейнах і займає трогові долини, у формуванні яких могла брати участь і льодовикова ерозія. У певних кліматичних умовах долинні льодовики поширені у багатьох гірських районах. земної кулі: в Андах, Альпах, на Алясці, у Скелястих та Скандинавських горах, Гімалаях та інших горах Центральної Азії, у Новій Зеландії. Навіть в Африці – в Уганді та Танзанії – є низка таких льодовиків. У багатьох долинних льодовиків є льодовики-притоки. Так, у льодовика Барнард на Алясці їх принаймні вісім.

Інші різновиди гірських льодовиків – корові та висячі – здебільшого є релікти більшого заледеніння. Вони зустрічаються головним чином у верхів'ях трогів, але іноді розташовані прямо на схилах гір і не пов'язані з нижчими долинами, причому розміри багатьох трохи більше живлять їх сніжників. Такі льодовики поширені в Каліфорнії, Каскадних горах (шт. Вашингтон), а в національному паркуГлейшер (шт. Монтана) їх близько півсотні. Усі 15 льодовиків шт. Колорадо відносяться до карових або висячих, а найбільший з них каровий льодовик Арапахо в окрузі Боулдер цілком займає вироблений ним автомобіль. Протяжність льодовика всього 1,2 км (а колись він мав довжину близько 8 км), приблизно така ж ширина, а максимальна потужністьоцінюється у 90 м.

Передгірні льодовики розташовуються біля підніжжя крутих гірських схилів у широких долинах або на рівнинах. Такий льодовик може утворитися через розпластування долинного льодовика (приклад - льодовик Колумбія на Алясці), але частіше - в результаті злиття біля підніжжя гори двох або декількох льодовиків, що спускаються по долинах. Гранд-Плато та Маласпіна на Алясці – класичні приклади льодовиків такого типу. Передгірні льодовики зустрічаються і на північно-східному узбережжі Гренландії.

Характеристики сучасних льодовиків.

Льодовики дуже сильно розрізняються за розмірами та формою. Вважається, що льодовиковий покрив займає прибл. 75% площі Гренландії та майже всю Антарктиду. Площа льодовикових шапок коливається від кількох тисяч тисяч квадратних кілометрів (наприклад, площа льодовикової шапки Пенні на Баффиновой Землі у Канаді сягає 60 тис. км 2 ). Найбільший долинний льодовик у Північної Америки– західна гілка льодовика Хаббард на Алясці довжиною 116 км, тоді як сотні висячих та карових льодовиків мають довжину менше 1,5 км. Площі льодовиків підніжжів коливаються від 1-2 км 2 до 4,4 тис. км 2 (льодовик Маласпіна, що спускається в затоку Якутат на Алясці). Вважають, що льодовики покривають 10% усієї площі суші Землі, але, ймовірно, ця цифра надто занижена.

Найбільша потужність льодовиків – 4330 м – встановлена ​​біля станції Берд (Антарктида). У центральній Гренландії товщина льоду досягає 3200 м. Судячи з сполученого рельєфу, можна припустити, що товщина деяких льодовикових шапок і льодовиків долинних набагато більше 300 м, а в інших вимірюється всього десятками метрів.

Швидкість руху льодовиків зазвичай дуже мала – приблизно кілька метрів на рік, але тут також є значні коливання. Після ряду років з рясним снігопадом в 1937 кінець льодовика Блек-Рапідс на Алясці протягом 150 днів рухався зі швидкістю 32 м на добу. Однак такий швидкий рух не характерний для льодовиків. Навпаки, льодовик Таку на Алясці протягом 52 років просувався з середньою швидкістю 106 м/рік. Багато невеликих карових і висячих льодовиків рухаються ще повільніше (наприклад, згадуваний вище льодовик Арапахо щорічно просувається лише на 6,3 м).

Лід у тілі долинного льодовика рухається нерівномірно – найшвидше на поверхні та в осьовій частині і набагато повільніше з боків та біля ложа, мабуть, через збільшення тертя та велику насиченість уламковим матеріалом у придонних та прибортових частинах льодовика.

Всі великі льодовики поцятковані численними тріщинами, у тому числі відкритими. Їхні розміри залежать від параметрів самого льодовика. Трапляються глибиною до 60 м і довжиною в десятки метрів. Вони може бути як поздовжніми, тобто. паралельними напрямку руху, так і поперечними, що йдуть хрест цьому напрямку. Поперечні тріщини набагато численніші. Рідше зустрічаються радіальні тріщини, виявлені в передгірних льодовиках, що розпластуються, і крайові тріщини, приурочені до кінців долинних льодовиків. Поздовжні, радіальні і крайові тріщини, мабуть, утворилися внаслідок напруги, що виникають в результаті тертя або розтікання льоду. Поперечні тріщини – ймовірно, результат руху льоду нерівним ложем. Особливий тип тріщин – бергшрунд – типовий для автомобілів, присвячених верхів'ям долинних льодовиків. Це великі тріщини, що виникають при виході льодовика із фірнового басейну.

Якщо льодовики спускаються у великі озера чи моря, по тріщинам відбувається отел айсбергів. Тріщини також сприяють танення та випаровування льодовикового льодуі відіграють важливу роль у формуванні камів, улоговин та інших форм рельєфу в крайових зонах великих льодовиків.

Лід покривних льодовиків і льодовикових шапок зазвичай чистий, крупнокристалічний, блакитного кольору. Це справедливо також для великих долинних льодовиків, за винятком їх кінців, які зазвичай містять шари, насичені уламками порід і чергуються з пластами чистого льоду. Така стратифікація пов'язана з тим, що взимку, поверх пилу, що накопичилися влітку, і уламків, що звалилися на лід з бортів долини, лягає сніг.

На бортах багатьох долинних льодовиків зустрічаються бічні морени - витягнуті гряди неправильної форми, складені піском, гравієм та валунами. Під впливом ерозійних процесів та схилового змиву влітку та лавин взимку на льодовик з крутих бортів долини надходить велика кількістьрізного уламкового матеріалу, і з цих каменів та дрібнозему формується морена. На великих долинних льодовиках, що приймають льодовики-притоки, утворюється серединна морена, що рухається біля осьової частини льодовика. Ці витягнуті вузькі гряди, складені уламковим матеріалом, раніше були бічними моренами льодовиків-приток. На льодовику Коронейшн на Землі Баффіна є не менше семи серединних морен.

Взимку поверхня льодовиків відносно рівна, оскільки сніг нівелює всі нерівності, але влітку вони суттєво урізноманітнять рельєф. Крім описаних вище тріщин і морен, долинні льодовики часто бувають глибоко розчленовані потоками льодовикових вод. Сильні вітри, що несуть крижані кристали, руйнують і борознять поверхню крижаних шапок та покривних льодовиків. Якщо великі валуни захищають лід, що лежить нижче, від танення, тоді як навколо лід вже розтанув, утворюються крижані гриби (або п'єдестали). Такі форми, увінчані великими брилами і камінням, іноді досягають заввишки кількох метрів.

Передгірні льодовики відрізняються нерівним та своєрідним характером поверхні. Їхні притоки можуть відкладати безладну суміш з бічних, серединних і кінцевих морен, серед яких зустрічаються брили. мертвого льоду. У місцях витаювання великих крижаних брил виникають глибокі западини неправильної форми, багато з яких зайняті озерами. На потужній морені льодовика Маласпіна, що перекриває брилу мертвого льоду завтовшки 300 м, виріс ліс. Кілька років тому в межах цього масиву лід знову почав рухатися, внаслідок чого почали зміщуватися ділянки лісу.

В оголеннях по краях льодовиків часто видно великі зони сколювання, де одні льодові блоки насунуті на інші. Ці зони є насувами, причому розрізняють кілька способів їх утворення. По-перше, якщо одна з ділянок придонного шару льодовика перенасичена уламковим матеріалом, то його рух припиняється, а лід, що знову надходить, насувається на нього. По-друге, верхні та внутрішні шари долинного льодовика насуваються на придонні та бічні, оскільки рухаються швидше. Крім того, при злитті двох льодовиків один може рухатися швидше за інший, і тоді теж відбувається насув. На льодовику Бодуена північ від Гренландії та багатьох льодовиках Шпіцбергена є вражаючі оголення надвигів.

В кінці або краї багатьох льодовиків часто спостерігаються тунелі, прорізані підльодовиковими і внутрішньольодовиковими потоками талих вод (іноді за участю дощових вод), які спрямовуються тунелями в сезон абляції. Коли рівень води спадає, тунелі стають доступними для досліджень і мають унікальну можливість для вивчення внутрішньої будовильодовиків. Значні за розмірами тунелі вироблені в льодовиках Менденхол на Алясці, Асулкан у Британській Колумбії (Канада) та Ронському (Швейцарія).

Освіта льодовиків.

Льодовики існують усюди, де темпи акумуляції снігу значно перевищують темпи абляції (танення та випаровування). Ключ до розуміння механізму формування льодовиків дає вивчення високогірних сніжників. Свіжевипав сніг складається з тонких таблитчатих гексагональних кристалів, багато з яких мають витончену мереживну або решітчасту форму. Пухнасті сніжинки, які падають на багаторічні сніжники, внаслідок танення та вторинного замерзання перетворюються на зернисті кристали крижаної породи, яка називається фірном. Ці зерна у діаметрі можуть досягати 3 мм і більше. Шар фірна має схожість зі змерзлим гравієм. З часом у міру накопичення снігу та фірну нижні шари останнього ущільнюються та трансформуються у твердий кристалічний лід. Поступово потужність льоду збільшується до тих пір, поки лід не починає рухатися і не утворюється льодовик. Швидкість такого перетворення снігу на льодовик залежить головним чином від того, наскільки темпи акумуляції снігу перевищують темпи його абляції.

Рух льодовиків,

що спостерігається в природі, помітно відрізняється від перебігу рідких або в'язких речовин (наприклад, смоли). Насправді це швидше схоже на плинність металів або гірських порід за численними крихітними площинами ковзання вздовж площин кристалічної решітки або за спайністю (площинами кліважу), паралельною основі гексагональних кристалів льоду. Причини руху льодовиків остаточно не встановлено. Із цього приводу було висунуто багато теорій, але жодна з них не прийнята гляціологами як єдино вірна, і, ймовірно, існує кілька взаємопов'язаних причин. Сила тяжіння є важливим чинником, але не єдиним. В іншому випадку льодовики швидше рухалися б узимку, коли вони несуть додаткове навантаження у вигляді снігу. Однак насправді вони швидше рухаються влітку. Танення та повторне замерзання кристалів льоду в льодовику, можливо, теж сприяють руху завдяки силам розширення, що виникають внаслідок цих процесів. Талі води, глибоко потрапляючи в тріщини і замерзаючи там, розширюються, що може прискорити рух льодовика влітку. Крім того, талі води біля ложа та бортів льодовика зменшують тертя і таким чином сприяють руху.

Незалежно від причин, що призводять до льодовиків у рух, його характер і результати мають деякі цікаві наслідки. У багатьох моренах зустрічаються добре відполіровані тільки з одного боку льодовикові валуни, причому на полірованій поверхні іноді видно глибоке штрихування, орієнтоване тільки в одному напрямку. Все це свідчить про те, що коли льодовик рухався по скельному ложу, валуни були міцно затиснуті в одному положенні. Трапляється, що валуни переносяться льодовиками вгору схилом. Уздовж східного уступу Скелястих гір у пров. Альберта (Канада) є валуни, перенесені більш ніж на 1000 км на захід і в даний час знаходяться на 1250 м вище від місця відриву. Чи приморожені до ложа придонні шари льодовика, що рухався на захід і вгору до підніжжя Скелястих гір, поки не ясно. Імовірніше, що відбувалося повторне сколювання, ускладнене насувами. На думку більшості гляціологів, у фронтальній зоні поверхня льодовика завжди має ухил у напрямку руху льоду. Якщо це справді так, то у наведеному прикладі потужність льодовикового покриву перевищувала 1250 м протягом 1100 км на схід, коли його край досяг підніжжя Скелястих гір. Не виключено, що вона сягала 3000 м.

Танення та відступання льодовиків.

Потужність льодовиків збільшується завдяки акумуляції снігу та скорочується під впливом кількох процесів, які гляціологи поєднують. загальним терміном"Абляція". Сюди входять танення, випаровування, сублімація (сублімація) і дефляція (вітрова ерозія) льоду, а також отел айсбергів. І акумуляція та абляція вимагають вельми певних кліматичних умов. Рясні снігопади взимку та холодне хмарне літо сприяють розростанню льодовиків, тоді як малосніжна зима та тепле літо з великою кількістю сонячних днів мають протилежний ефект.

Якщо не рахувати отелення айсбергів, танення – найбільш істотний компонент абляції. Відступ кінця льодовика відбувається як в результаті його танення, так і, що більш важливо, загального зменшення потужності льоду. Танення прибортових частин долинних льодовиків під впливом прямої сонячної радіації та тепла, що випромінюється бортами долини, також робить значний внесок у деградацію льодовика. Хоч як це парадоксально, але й під час відступу льодовики продовжують рухатися вперед. Так, льодовик за рік може просунутися на 30 м та відступити на 60 м. У результаті довжина льодовика зменшується, хоча він продовжує рухатися вперед. Акумуляція та абляція майже ніколи не перебувають у повній рівновазі, тому постійно відбуваються коливання розмірів льодовиків.

Отел айсбергів – особливий тип абляції. Влітку можна спостерігати дрібні айсберги, що мирно плавають по гірських озерах, розташованих у кінці долинних льодовиків, і величезні айсберги, що відкололися від льодовиків Гренландії, Шпіцбергена, Аляски та Антарктиди, – це видовище вселяє благоговійний страх. Льодовик Колумбія на Алясці виходить у Тихий океан фронтом шириною 1,6 км і висотою 110 м. Він повільно сповзає в океан. Під дією підйомної сили води за наявності великих тріщин обламуються і спливають величезні брили льоду, щонайменше на дві третини занурені у воду. В Антарктиді край знаменитого шельфового льодовика Росса межує з океаном протягом 240 км, утворюючи уступ заввишки 45 м. Тут формуються величезні айсберги. У Гренландії вивідні льодовики теж продукують безліч дуже великих айсбергів, які несуть холодні течії в Атлантичний океан, де стають загрозою для суден.

Плейстоценовий льодовиковий період.

Плейстоценова епоха четвертинного періоду кайнозойської ери почалася приблизно 1 млн років тому. На початку цієї епохи почали розростатися великі льодовики на Лабрадорі та в Квебеку (Лаврентійський льодовиковий покрив), у Гренландії, на Британських островах, у Скандинавії, Сибіру, ​​Патагонії та Антарктиді. На думку деяких гляціологів, великий центр заледеніння знаходився також на захід від Гудзонової затоки. Третє вогнище заледеніння, зване Кордильєрським, розташовувалося в центрі Британської Колумбії. Ісландія була повністю перекрита льодом. Альпи, Кавказ і гори Нової Зеландії також були важливими центрами заледеніння. Численні долинні льодовики формувалися в горах Аляски, Каскадних горах (штати Вашингтон та Орегон), у Сьєрра-Неваді (шт. Каліфорнія) та в Скелястих горах Канади та США. Аналогічне гірничо-долинне заледеніння поширювалося в Андах та в високих гірах Центральної Азії. Покривний льодовик, який почав формуватися на Лабрадорі, потім просунувся на південь аж до штату Нью-Джерсі – більш ніж на 2400 км від місця свого зародження, повністю перекривши гори Нової Англії та штат Нью-Йорк. Розростання льодовиків відбувалося також у Європі та Сибіру, ​​проте Британські о-ви ніколи повністю не покривалися льодом. Невідома тривалість першого плейстоценового заледеніння. Ймовірно, вона становила принаймні 50 тис. років, а може, й удвічі більше. Потім настав тривалий період, під час якого більша частина суші, що покривалася льодовиками, звільнилася від льодів.

У плейстоцені в Північній Америці, Європі та Північній Азії було ще три аналогічні зледеніння. Найостанніше з них у Північній Америці та Європі відбувалося протягом останніх 30 тис. років, де крига остаточно розтанула бл. 10 тис. Років тому. Загалом встановлено синхронність чотирьох плейстоценових заледенінь Північної Америки та Європи.

Поширення заледеніння у плейстоціні.

У Північній Америці покривні льодовики під час максимального заледеніння займали площу понад 12,5 млн. кв. км, тобто. більше половини всієї поверхні материка. У Європі Скандинавський льодовиковий покрив поширювався на території, що перевищувала 4 млн км 2 . Він перекривав Північне море і з'єднувався з льодовиковим покривом Британських островів. Льодовики, що формувалися в Уральських горах, теж розросталися і виходили до передгірських районів. Існує припущення, що під час середньоплейстоценового заледеніння вони з'єднувалися зі Скандинавським льодовиковим покривом. Льодовикові покриви займали великі площі гірських районах Сибіру. У плейстоцені льодовикові покриви Гренландії та Антарктиди, ймовірно, мали значно більшу площу та потужність (головним чином в Антарктиді), ніж сучасні.

Крім цих великих центрівзаледеніння, існувало безліч дрібних місцевих осередків, наприклад, у Піренеях і Вогезах, Апеннінах, горах Корсики, Патагонії (схід південних Анд).

Під час максимального розвитку плейстоценового заледеніння понад половину площі Північної Америки було вкрите льодом. На території США південний кордон покривного заледеніння слідує приблизно від о. Лонг-Айленд (шт. Нью-Йорк) на північ центральної частини штату Нью-Джерсі та північний схід Пенсільванії майже до південно-західного кордону шт. Нью Йорк. Звідси вона прямує до південно-західного кордону штату Огайо, потім по р. Огайо в південну Індіану, далі повертає на північ у південну частину центральної Індіани, а потім на південний захід до р. Міссісіпі, при цьому південна частина штату Іллінойс залишається за межами області заледеніння. Кордон зледеніння проходить поблизу річок Міссісіпі і Міссурі до міста Канзас-Сіті, далі через східну частину штату Канзас, східну частину штату Небраска, центральну частину Південної Дакоти, південно-західну частину Північної Дакоти до Монтани трохи південніше р. Міссурі. Звідси південний кордон покривного заледеніння повертає на захід до підніжжя Скелястих гір у північній Монтані.

Територія площею 26 тис. км 2 , що охоплює північно-західний Іллінойс, північно-східну Айову та південно-західний Вісконсін, давно виділялася як «безвалунна». Передбачалося, що вона ніколи не покривалася плейстоценовими льодовиками. Насправді туди не поширювався льодовиковий покрив у вісконсіні. Можливо, під час ранніх заледенінь льоди туди заходили, але сліди їхнього перебування були стерті під впливом ерозійних процесів.

На північ від США льодовиковий покрив поширювався на територію Канади до Північного Льодовитого океану. На північному сході льодом були покриті Гренландія, Ньюфаундленд і півострів Нова Шотландія. У Кордильєрах льодовикові шапки займали південну Аляску, плато та берегові хребти Британської Колумбії та північну третину штату Вашингтон. Коротше кажучи, крім західних районів центральної Аляски та її крайньої півночі, вся Північна Америка на північ від описаної вище лінії в плейстоціні була зайнята льодом.

Наслідки плейстоценового заледеніння.

Під впливом величезного льодовикового навантаження земна кора виявилася прогнутою. Після деградації останнього зледеніння територія, яка покривалася найпотужнішим шаром льоду на захід від Гудзонової затоки та на північному сході Квебеку, піднімалася швидше, ніж розташована біля південного краю льодовикового покриву. За оцінками, район північного узбережжя оз.Верхнього в даний час піднімається зі швидкістю 49,8 см в століття, а район, розташований на захід від Гудзонової затоки, до завершення компенсаційної ізостазії підніметься ще на 240 м. Подібне підняття відбувається і в Балтійському регіоні Європі.

Плейстоценовий лід утворився рахунок океанічної води, і тому під час максимального розвитку заледеніння відбувалося й найбільше зниження рівня Світового океану. Величина цього зниження - питання спірне, проте геологи і океанологи одностайно визнають, що рівень Світового океану знижувався більш ніж на 90 м. Це доводиться поширенням абразійних терас у багатьох областях і положенням днищ лагун та мілин коралових рифів Тихого океану на глибинах бл. 90м.

Коливання рівня Світового океану впливали на розвиток річок, що впадають у нього. У звичайних умовах річки що неспроможні поглиблювати свої долини набагато нижче рівня моря, але за його зниженні відбувається подовження і поглиблення річкових долин. Ймовірно, затоплена долина р. Гудзон, що простягається на шельфі більш ніж на 130 км і закінчується на глибинах бл. 70 м, сформувалася під час одного або кількох великих заледенінь.

Покривне заледеніння вплинуло зміну напрями течії багатьох річок. У льодовиковий час р. Міссурі текла зі східної Монтани на північ, до Канади. Річка Норт-Саскачеван колись несла свої води Схід, перетинаючи територію Альберти, але згодом різко повернула північ. В результаті плейстоценового заледеніння утворилися внутрішні моря та озера, а площа вже існуючих збільшилася. Завдяки припливу талих льодовикових вод та рясним опадам виникло оз. Бонневілл у штаті Юта, реліктом якого є Велике Солоне озеро. Максимальна площа оз. Бонневілл перевищувала 50 тис. км 2 , а глибина досягала 300 м. Каспійське та Аральське моря(по суті – великі озера) у плейстоцені мали значно більші площі. Очевидно, у вюрмі (висконсині) рівень води у Мертвому морі більш ніж 430 м перевищував сучасний.

Долинні льодовики в плейстоцені були набагато численнішими і більшими розмірами в порівнянні з існуючими зараз. У Колорадо налічувалися сотні льодовиків (зараз 15). Найбільший сучасний льодовик у штаті Колорадо – Арапахо – має довжину 1,2 км, а у плейстоціні довжина льодовика Дуранго у горах Сан-Хуан на південному заході Колорадо досягала 64 км. В Альпах, Андах, Гімалаях, Сьєрра-Неваді та інших великих гірських системах земної кулі також розвивалося заледеніння. Поряд із долинними льодовиками там існувало і безліч льодовикових шапок. Це, зокрема, доведено для берегових хребтів Британської Колумбії та США. На півдні штату Монтана в горах Бертус була велика льодовикова шапка. Крім того, в плейстоцені льодовики існували на Алеутських о-вах та о.Гавайї (м. Мауна-Кеа), у горах Хідака (Японія), на Південному острові Нової Зеландії, на о. , у Туреччині, Ірані, на Шпіцбергені та Землі Франца-Йосифа. У деяких з цих районів льодовики поширені і в даний час, але, як і на заході США, у плейстоціні вони були значно більшими.

ЛЬОДНИКОВИЙ РЕЛЬЄФ

Екзараційний рельєф, створений покривними льодовиками.

Маючи значну товщину і вагу, льодовики проводили потужну екзараційну роботу. У багатьох місцевостях вони знищили весь ґрунтовий покрив і частково підстилаючі пухкі відкладення та прорізали глибокі улоговини та борозни в корінних породах. У центральному Квебеку ці улоговини зайняті численними озерами витягнутої форми. Льодовикові борозни простежуються вздовж Канадської трансконтинентальної автомагістралі та поблизу міста Садбері (пров. Онтаріо). Гори штату Нью-Йорк і Нової Англії були викладені і відпрепаровані, а льодовикові долини, що існували там, розширені і поглиблені потоками льоду. Льодовики також розширили улоговини п'яти Великих озер США та Канади, а поверхні скельних порід відполірували та покрили штрихуванням.

Льодовиково-акумулятивний рельєф, створений покривними льодовиками.

Льодовикові покриви, включаючи Лаврентійський і Скандинавський, займали площу не менше 16 млн. км 2 і, крім того, тисячі квадратних кілометрів були вкриті гірськими льодовиками. Під час деградації заледеніння весь еродований і переміщений у тілі льодовика уламковий матеріал відкладався там, де танув лід. Таким чином, великі території виявилися усіяними валунами та щебенем і вкриті дрібнозернистішими льодовиковими відкладеннями. Давним-давно на Британських островах були виявлені розсіяні по поверхні валуни незвичайного складу. Спочатку передбачалося, що вони принесли океанічні течії. Однак згодом було визнано їхнє льодовикове походження. Льодовикові відкладення стали поділяти на морену та сортовані опади. До складу відкладених морен (які іноді називають тіл) входять валуни, щебінь, пісок, супісок, суглинок та глина. Можливо переважання одного з цих компонентів, але найчастіше морена є несортованою сумішшю двох або більшої кількості складових, а іноді зустрічаються всі фракції. Сортовані опади формуються під впливом талих льодовикових вод і складають зандрові водно-льодовикові рівнини, долинні зандри, ками та ози ( див. нижче), а також заповнюють улоговини озер льодовикового походження. Нижче розглядаються деякі характерні форми рельєфу областей покривного заледеніння.

Основні морени.

Слово «морена» вперше було застосовано для позначення гряд і пагорбів, складених валунами і мілкоземом і льодовиків, що зустрічаються в кінці кінців, у Французьких Альпах. У складі основних морен переважає матеріал відкладених морен, які поверхню є пересічену рівнину з невеликими пагорбами і грядами різних формі розмірів та з численними невеликими улоговинами, заповненими озерами та болотами. Потужність основних морен варіює у великих межах залежно від обсягу принесеного льодом матеріалу.

Основні морени займають великі площі США, Канаді, на Британських островах, Польщі, Фінляндії, північної Німеччини та Росії. Для околиць Понтіака (шт. Мічиган) та Уотерлу (шт. Вісконсін) характерні ландшафти основної морени. Тисячі невеликих озер усеюють поверхню основних морен у Манітобі та Онтаріо (Канада), Міннесоті (США), Фінляндії та Польщі.

Кінцеві морени

утворюють потужні широкі пояси вздовж краю покривного льодовика. Вони представлені грядами або більш-менш ізольованими пагорбами потужністю до кількох десятків метрів, шириною до кількох кілометрів і, як правило, завдовжки багато кілометрів. Часто край покривного льодовика був рівним, а розділявся на досить чітко відокремлені лопаті. Становище краю льодовика реконструюється кінцевими моренами. Ймовірно, під час відкладення цих морен край льодовика тривалий час перебував майже у нерухомому (стаціонарному) стані. При цьому формувалася не одна гряда, а цілий комплекс гряд, пагорбів і улоговин, який помітно височіє над поверхнею суміжних основних морен. У більшості випадків кінцеві морени, що входять до складу комплексу, свідчать про неодноразові невеликі зрушення краю льодовика. Талі води льодовиків, що відступали, зруйнували ці морени в багатьох місцях, що підтверджується спостереженнями в центральній Альберті і на північ від міста Реджайна в горах Харт у провінції Саскачеван. На території США такі приклади представлені вздовж південного кордону покривного заледеніння.

Друмліни

– витягнуті пагорби, що формою нагадують ложку, перевернуту опуклою стороною догори. Ці форми складаються з матеріалу відкладеної морени, а деяких (але не у всіх) випадках мають ядро ​​з корінних порід. Друмліни зазвичай зустрічаються великими групами – по кілька десятків чи навіть сотень. Більшість цих форм рельєфу має розміри 900–2000 м завдовжки, 180–460 м завширшки та 15–45 м заввишки. Валуни з їхньої поверхні нерідко орієнтовані довгими осями у напрямку руху льоду, яке здійснювалося від крутого схилу до пологого. Очевидно, друмліни формувалися, коли нижні шари льоду втрачали рухливість через перевантаження уламковим матеріалом і перекривалися верхніми шарами, що рухаються, які переробляли матеріал відкладеної морени і створювали характерні форми друмлінів. Такі форми широко поширені в ландшафтах основних морен областей покривного заледеніння.

Зандрові рівнини

складені матеріалом, принесеним потоками талих льодовикових вод, і зазвичай примикають до зовнішнього краю кінцевих морен. Ці грубосортовані відкладення складаються з піску, гальки, глини та валунів ( максимальний розмірзалежав від транспортуючої здатності потоків). Зандрові поля зазвичай широко поширені вздовж зовнішнього краю кінцевих морен, але бувають і винятки. Наочні приклади андрів зустрічаються на захід від морени альтмонт в центральній Альберті, поблизу міст Баррінгтон (шт. Іллінойс) і Плейнфілд (шт. Нью-Джерсі), а також на о. Лонг-Айленд і півострів Кейп-Код. Зандрові рівнини в центральних районах США, особливо вздовж річок Іллінойс і Міссісіпі, містили величезну кількість пилкуватий матеріал, який згодом був підхоплений і перенесений сильними вітрами і врешті-решт перекладений у вигляді судьби.

Ози

– це довгі вузькі звивисті гряди, складені в основному сортованими опадами, довжиною від кількох метрів до кількох кілометрів і висотою до 45 м. Ози формувалися в результаті діяльності підльодовикових потоків талих вод, що виробляли тунелі в льоду і відкладали там наноси. Ози зустрічаються всюди, де існували льодовикові покриви. Сотні таких форм знаходяться як на схід, так і на захід від Гудзонової затоки.

Ками

– це невеликі крутосхильні пагорби та короткі гряди неправильної форми, складені сортованими опадами. Ймовірно, вони утворилися різними способами. Деякі були відкладені поблизу кінцевих морен потоками, що витікали з внутрішньольодовикових тріщин або підльодовикових тунелів. Ці камі часто зливаються в широкі поля слабосортованих наносів, які називаються камовими терасами. Інші, мабуть, були сформовані внаслідок танення великих брил мертвого льоду наприкінці льодовика. Утворені при цьому улоговини заповнювалися відкладеннями потоків талих вод, і після повного танення льоду там формувалися камі, що злегка височіли над поверхнею основної морени. Ками зустрічаються у всіх областях покривного заледеніння.

Западини

часто зустрічаються на поверхні основної морени. Це результат витаювання брил льоду. Нині у гумідних районах можуть бути зайняті озерами чи болотами, а семіаридних і навіть у багатьох гумідних районах вони сухі. Такі западини зустрічаються у поєднанні з невеликими крутосхилими пагорбами. Западини та пагорби – типові форми рельєфу основної морени. Сотні таких форм зустрічаються у північному Іллінойсі, Вісконсіні, Міннесоті та Манітобі.

Озерно-льодовикові рівнини

займають днища колишніх озер. У плейстоцені виникли численні озера льодовикового походження, які потім були спущені. Потоки талих льодовикових вод приносили у ці озера уламковий матеріал, який там сортувався. Стародавнє прилідникове оз. Агасіз площею 285 тис. кв. км, що розташовувалося в Саскачевані і Манітобе, Північній Дакоті та Міннесоті, харчувалося за рахунок численних потоків, що починалися від краю льодовикового покриву. В даний час велике дно озера, що займає площу в кілька тисяч квадратних кілометрів, являє собою суху поверхню, складену пісками і глинами, що перешаровуються.

Екзараційний рельєф, створений долинними льодовиками.

На відміну від льодовикових покривів, які виробляють обтічні форми та згладжують поверхні, через які вони рухаються, гірські льодовики, навпаки, перетворюють рельєф гір і плато таким чином, що роблять його контрастнішим і створюють характерні розглянуті нижче форми рельєфу.

U-подібні долини (чіпки).

Великі льодовики, що переносять у своїх підставах та крайових частинах великі валуни та пісок, є потужними агентами екзарації. Вони розширюють днища і роблять крутішими борти долин, якими рухаються. Так формується U-подібний поперечний профіль долин.

Висячі долини.

Багато районах великі долинні льодовики приймали невеликі льодовики-притоки. Перші з них поглиблювали свої долини значно сильніше, ніж дрібні льодовики. Після танення льоду кінці долин льодовиків-приток виявилися ніби підвішеними над днищами головних долин. У такий спосіб виникли висячі долини. Такі типові долини та мальовничі водоспади утворилися в Йосемітській долині (шт. Каліфорнія) та національному парку Глейшер (шт. Монтана) у місцях з'єднання бічних долин із головними.

Цирки та кари.

Цирки – це чашеподібні поглиблення або амфітеатри, які розташовані в верхніх частинахтрогів у всіх горах, де колись існували великі долинні льодовики. Вони сформувалися в результаті розширюючої дії замерзлої в тріщинах гірських порід води і виносу великого уламкового матеріалу, що утворився під впливом сили тяжіння льодовиками. Цирки виникають нижче за фірнову лінію, особливо у бергшрундів, при виході льодовика з фірнового поля. У ході процесів розширення тріщин при замерзанні води та екзарації ці форми ростуть у глибину та ширину. Їхні верхів'я врізаються в схил гори, на якому вони розташовані. Багато цирків мають круті борти заввишки кілька десятків метрів. Для днищ цирків також типові озерні ванни, вироблені льодовиками.

У тих випадках, коли подібні форми не мають прямого зв'язку з нижчими торками, вони називаються карами. Зовнішньо складається враження, що кари підвішені на схилах гір.

Карові сходи.

Розташовані однієї долині щонайменше двох автомобілів називаються каровой сходами. Зазвичай кари поділяються крутими уступами, які зчленовуючись зі сплощеними днищами автомобілів, як щаблі, формують гігантські (вкладені) сходи. На схилах Передового хребта у штаті Колорадо представлено багато виразних карових сходів.

Карлінги

- гостроверхі форми, що утворюються в ході розвитку трьох або більше автомобілів по різні боки від однієї гори. Часто карлінги мають правильну пірамідальну форму. Класичний приклад – гора Маттерхорн на кордоні Швейцарії та Італії. Проте мальовничі карлінги трапляються майже у всіх високих горах, де існували долинні льодовики.

Арети

- Це зубчасті гребені, що мають схожість з полотном пили або лезом ножа. Вони формуються там, де два автомобілі, що ростуть на протилежних схилах хребта, близько підходять один до одного. Арети виникають і там, де два паралельні льодовики зруйнували розділюючу гірську перемичку настільки, що від неї залишився лише вузький гребінь.

Перевали

- Це перемички в гребенях гірських хребтів, що утворюються при відступі задніх стін двох автомобілів, які розвивалися на протилежних схилах.

Нунатаки

– це скельні рештки, оточені льодовиковим льодом. Вони поділяють долинні льодовики та лопаті льодовикових шапок чи покривів. Чітко виражені нунатаки є на льодовику Франца-Йосифа та деяких інших льодовиках Нової Зеландії, а також у периферичних частинах Гренландського льодовикового покриву.

Фіорди

зустрічаються всіх узбережжях гірських країн, де долинні льодовики колись спускалися до океану. Типові фіорди – це частково затоплені морем трогові долини з U-подібним поперечним профілем. Льодовик товщиною бл. 900 м може просунутися в море і продовжувати поглиблювати свою долину, доки не досягне глибини бл. 800 м. До глибоких фіордів відносяться затока Согне-фіорд (1308 м) в Норвегії та протоки Месьє (1287 м) і Бейкер (1244) на півдні Чилі.

Хоча дуже впевнено можна констатувати, що більшість фіордів є глибоко врізаними трогами, які були затоплені після танення льодовиків, походження кожного фіорду можна з'ясувати тільки з урахуванням історії зледеніння в цій долині, умов залягання корінних порід, наявності розломів і масштабів занурення прибережної території. Так, у той час як більшість фіордів являють собою перепоглиблені троги, багато прибережних районів, подібно до узбережжя Британської Колумбії, в результаті рухів земної коривипробували опускання, що у деяких випадках сприяло їхньому затопленню. Мальовничі фіорди характерні для Британської Колумбії, Норвегії, південного Чилі та Південного острова Нової Зеландії.

Екзараційні ванни (ванни виорювання)

Екзараційні ванни (ванни виорювання) вироблені долинними льодовиками в корінних породах у підстави крутих схилів у місцях, де днища долин складені сильно тріщинуватими породами. Зазвичай площа цих ванн ок. 2,5 кв. км, а глибина – прибл. 15 м, хоча багато з них мають менші розміри. Нерідко екзараційні ванни присвячені днищам автомобілів.

Баранські лоби

– це невеликі округлі пагорби та височини, складені щільними корінними породами, які були добре відполіровані льодовиками. Їх схили асиметричні: схил, звернений вниз рухом льодовика, – трохи крутіше. Часто на поверхні цих форм є льодовикова штрихування, причому штрихи орієнтовані у напрямку руху льоду.

Акумулятивний рельєф створений долинними льодовиками.

Кінцеві та бічні морени

- Найхарактерніші льодовиково-акумулятивні форми. Як правило, вони розташовані в гирлах трогів, але можуть також зустрічатися в будь-якому місці, яке займав льодовик, як у межах долини, так і поза нею. Обидва типи морен формувалися в результаті танення льоду з подальшим завантаженням уламкового матеріалу, що переноситься як на поверхні льодовика, так і всередині нього. Бічні морени зазвичай являють собою довгі вузькі гряди. Кінцеві морени також можуть мати форму гряд, часто це потужні скупчення великих уламків корінних порід, щебеню, піску та глини, відкладені у кінця льодовика протягом тривалого часу, коли темпи його наступу та танення були приблизно збалансовані. Висота морени свідчить про потужність льодовика, що її утворив. Часто дві бічні морени з'єднуються в одну кінцеву морену підковоподібної форми, сторони якої простягаються вгору долиною. Там, де льодовик займав не все дно долини, бічна морена могла формуватися на деякій відстані від її бортів, але приблизно паралельно їм, залишаючи другу довгу і вузьку долину між моренною грядою і корінним схилом долини. Як бічна, так і кінцева морена мають включення величезних валунів (або брил) вагою до декількох тонн, виламаних з бортів долини внаслідок замерзання води в тріщинах гірських порід.

Рецесійні морени

формувалися, коли темпи танення льодовика перевищували темпи його наступу. Вони утворюють дрібнобугристий рельєф з безліччю невеликих западин неправильної форми.

Долинні зандри

– це акумулятивні утворення, складені грубосортованим уламковим матеріалом із корінних порід. Вони мають схожість із зандровими рівнинами областей покривного заледеніння, оскільки створені потоками талих льодовикових вод, проте розташовуються в межах долин нижче за кінцеву або рецесійну морену. Долинні андри можна спостерігати поблизу кінців льодовиків Норріс на Алясці та Атабаска в Альберті.

Озера льодовикового походження

іноді займають екзараційні ванни (наприклад, корові озера, розташовані в автомобілях), але набагато частіше такі озера знаходяться позаду морених гряд. Подібними озерами рясніють усі райони гірничо-долинного заледеніння; багато хто з них надає особливу красу оточуючим їх сильнопересіченим гірським ландшафтам. Вони використовуються для будівництва ГЕС, зрошення та міського водопостачання. Однак вони цінуються також за свою мальовничість та завдяки рекреаційній значущості. Багато найкрасивіших озер світу ставляться саме до цього типу.

ПРОБЛЕМА ЛІДНИКОВИХ ЕПОХ

В історії Землі неодноразово відбувалися великі заледеніння. У докембрійський час (понад 570 млн. років тому) – ймовірно, у протерозої (наймолодшому з двох підрозділів докембрію) – частина Юти, північ Мічигану та Массачусетс, а також частина Китаю зазнали заледеніння. Не відомо, чи розвивалося заледеніння всіх цих територій одночасно, хоча в протерозойських породах збереглися явні свідчення того, що в Юті та Мічигані заледеніння було синхронним. У пізньопротерозойських породах Мічигану та в породах серії коттонвуд Юти виявлено горизонти тілітів (ущільненої або літифікованої морени). У пізньопенсільванський та пермський час – можливо, в інтервалі від 290 млн. до 225 млн. років тому – великі райони Бразилії, Африки, Індії та Австралії були покриті льодовиковими шапками або льодовиковими покривами. Як не дивно, всі ці райони розташовані в низьких широтах - від 40 ° пн.ш. до 40 ° пд.ш. Синхронне заледеніння відбувалося також у Мексиці. Менш достовірні докази заледеніння Північної Америки в девонське і міссісіпське час (приблизно від 395 млн. до 305 млн. років тому). Свідчення зледеніння в еоцені (від 65 млн. до 38 млн. років тому) виявлені в горах Сан-Хуан (шт. Колорадо). Якщо додати до цього переліку плейстоценову льодовикову епоху і сучасне заледеніння, що займає майже 10% суші, стане очевидним, що заледеніння в історії Землі були нормальними явищами.

Причини льодовикових епох.

Причина чи причини льодовикових епох нероздільно пов'язані з більш широкими проблемами глобальних кліматичних змін, які відбувалися протягом історії Землі. Іноді відбувалися значні зміни геологічних та біологічних обстановок. Рослинні залишки, що складають потужні вугільні пласти Антарктиди, звичайно, накопичувалися в кліматичних умовах, відмінних від сучасних. Зараз у Гренландії не ростуть магнолії, але вони виявлені у викопному стані. Викопні залишки песця відомі з Франції - далеко на південь від сучасного ареалу цієї тварини. Під час одного з плейстоценових міжльодовикових мамонтів заходили на північ аж до Аляски. Провінцію Альберта та Північно-Західні території Канади в девоні покривали моря, в яких було багато великих коралових рифів. Коралові поліпи чудово розвиваються лише за температури води вище 21° З, тобто. значно вищою, ніж сучасна середня річна температура північ від Альберти.

Слід пам'ятати, що початок всіх великих заледенінь визначається двома важливими чинниками. По-перше, протягом тисячоліть у річному ході опадів мають домінувати рясні тривалі снігопади. По-друге, в районах з таким режимом опадів температури мають бути настільки низькими, щоб літнє сніготанення зводилося до мінімуму, а фірнові поля збільшувалися рік у рік доти, доки не формуватимуться льодовики. Рясна акумуляція снігу повинна превалювати в балансі льодовиків протягом усієї епохи заледеніння, оскільки якщо абляція перевищить акумуляцію, заледеніння піде на спад. Очевидно, для кожної льодовикової епохи необхідно з'ясувати причини її початку та закінчення.

Гіпотеза міграції полюсів.

Багато вчених вважали, що вісь обертання Землі іноді змінює своє становище, що призводить до відповідного усунення кліматичних зон. Так, наприклад, якби північний полюсперебував на півострові Лабрадор, там переважали б арктичні умови. Однак сили, які могли б викликати таку зміну, не відомі ні всередині Землі, ні за її межами. Згідно з астрономічними даними, полюси можуть мігрувати лише на 21в за широтою (що становить близько 37 км) від центральної позиції.

Гіпотеза діоксиду вуглецю.

Діоксид вуглецю CO 2, що міститься в атмосфері, діє подібно до теплої ковдри, що утримує випромінюване Землею тепло біля її поверхні, і будь-яке істотне скорочення вмісту СО 2 в повітрі призведе до зниження температури на Землі. Це скорочення може бути викликане, наприклад, надзвичайно активним вивітрюванням порід. CO 2 з'єднується з водою в атмосфері та ґрунті, утворюючи вуглекислоту, яка є дуже активною хімічною сполукою. Вона легко вступає в реакцію з такими найпоширенішими у гірських породах елементами, як натрій, калій, кальцій, магній та залізо. Якщо відбувається значне підняття суші, свіжі поверхні гірських порід зазнають ерозії та денудації. У процесі вивітрювання цих порід з атмосфери буде вилучено велику кількість вуглекислоти. В результаті температура суші знизиться, і почнеться льодовикова доба. Коли через тривалий час в атмосферу повернеться вуглекислота, поглинена океанами, льодовикова епоха добігає кінця. Гіпотеза діоксиду вуглецю застосовна, зокрема, для пояснення розвитку пізньопалеозойського та плейстоценового заледенінь, яким передували підняття суші та гороутворення. Ця гіпотеза викликала заперечення на тій підставі, що в повітрі міститься набагато більше 2, ніж потрібно для формування теплоізолюючого покриву. Крім того, вона не пояснювала повторюваність заледенінь у плейстоцені.

Гіпотеза діастрофізму (рухів земної кори).

У історії Землі неодноразово відбувалися значні підняття суші. В цілому температура повітря над сушею зменшується приблизно на 1,8 ° C з підйомом на кожні 90 м. Таким чином, якби район, розташований на захід від Гудзонової затоки, випробував підняття всього на 300 м, там стали б формуватися фірнові поля. Насправді гори піднялися на багато сотень метрів, що виявилося достатнім для формування там долинних льодовиків. Крім того, зростання гір змінює циркуляцію вологонесучих повітряних мас. Каскадні гори на заході Північної Америки перехоплюють повітряні маси, що надходять з Тихого океану, що призводить до рясних опадів на навітряному схилі, а на схід від них випадає набагато менше рідких і твердих опадів. Підняття ділянок дна океанів у свою чергу може змінити циркуляцію океанічних вод і викликати кліматичні зміни. Наприклад, вважають, що колись між Південною Америкою та Африкою існував сухопутний міст, який міг перешкоджати проникненню теплих воду Південну Атлантику, а антарктичні льоди могли надавати охолодний вплив на цю акваторію та прилеглі райони суші. Такі умови висувають як можливу причину заледеніння Бразилії та Центральної Африки в пізньому палеозої. Невідомо, чи могли б лише тектонічні рухи виявитися причиною заледеніння, принаймні вони могли вельми сприяти його розвитку.

Гіпотеза вулканічного пилу.

Вулканічні виверження супроводжуються викидом у повітря великої кількості пилу. Наприклад, в результаті виверження вулкана Кракатау в 1883 році в атмосферу потрапило і було розвіяно бл. 1,5 км 3 найдрібніших частиноквулканогенні продукти. Весь цей пил розносився по всій земній кулі, і тому протягом трьох років жителі Нової Англії спостерігали надзвичайно яскраві заходи сонця. Після бурхливих вулканічних вивержень на Алясці Земля деякий час отримувала від Сонця менше тепла, ніж зазвичай. Вулканічний пил поглинав, відбивав і розсіював назад в атмосферу більше сонячного тепла, чим звичайно. Очевидно, що вулканічна активність, широко поширена на Землі протягом тисячоліть, могла б значно знизити температури повітря і спричинити початок заледеніння. Такі спалахи вулканічної активності траплялися у минулому. Під час утворення Скелястих гір на території Нью-Мексико, Колорадо, Вайомінга та південної Монтани відбувалося безліч дуже сильних вулканічних вивержень. Вулканічна діяльність почалася в пізньомелове час і була досить інтенсивною приблизно до періоду, що відстояв від нас на 10 млн. років. Вплив вулканізму на плейстоценове заледеніння проблематичний, але не виключено, що воно відігравало важливу роль. Крім того, такі вулкани молодих Каскадних гір, як Худ, Рейнір, Сент-Хеленс, Шаста викидали в атмосферу велику кількість пилу. Поряд із рухами земної кори ці викиди теж могли значною мірою сприяти початку заледеніння.

Гіпотеза дрейфу континентів.

Згідно з цією гіпотезою, всі сучасні материки та найбільші острови колись входили до складу єдиного материка Пангея, що омивається Світовим океаном. Згуртування материків у такий єдиний масив суші могло б пояснити розвиток пізньопалеозойського заледеніння Південної Америки, Африки, Індії та Австралії. Території, охоплені цим зледенінням, ймовірно, знаходилися набагато північніше або південніше їхнього сучасного становища. Материки почали розділятися в крейдяний час, а сучасного становища досягли приблизно 10 тис. років тому. Якщо ця гіпотеза правильна, вона значною мірою допомагає пояснити древнє заледеніння районів, розташованих у низьких широтах. Під час заледеніння ці райони мали знаходитися у високих широтах, а згодом вони зайняли свої сучасні позиції. Однак гіпотеза дрейфу материків не дає пояснення багаторазовості плейстоценових заледенінь.

Гіпотеза Юінга – Донна.

Одна із спроб пояснити причини виникнення плейстоценової льодовикової епохи належить М.Юінгу та У.Донну – геофізикам, які зробили значний внесок у вивчення рельєфу дна океанів. Вони вважають, що в доплейстоценовий час Тихий океан займав північні полярні регіони і тому там було набагато тепліше, ніж тепер. Арктичні області суші розташовувалися тоді у північній частині Тихого океану. Потім у результаті дрейфу материків Північна Америка, Сибір та Північний Льодовитий океан зайняли своє. сучасне становище. Завдяки Гольфстріму, що заходив з Атлантики, води Північного Льодовитого океану на той час були теплими та інтенсивно випаровувалися, що сприяло рясним снігопадам у Північній Америці, Європі та Сибіру. Таким чином у цих районах почалося плейстоценове заледеніння. Воно припинилося через те, що в результаті розростання льодовиків рівень Світового океану знизився приблизно на 90 м, і Гольфстрім зрештою не зміг долати високі підводні хребти, що розділяють басейни Північного Льодовитого та Атлантичного океанів. Позбавлений припливу теплих атлантичних вод, Північний Льодовитий океан замерз, і вичерпався джерело вологи, що живить льодовики. Згідно з гіпотезою Юінга та Донна, на нас чекає нове заледеніння. Справді, у період між 1850 та 1950 більшість льодовиків світу відступала. Це означає, що рівень Світового океану зростав. Льоди в Арктиці також танули протягом останніх 60 років. Якщо колись арктичний лід повністю розтане і води Північного Льодовитого океану знову будуть відчувати опалювальну дію Гольфстріму, який зможе долати підводні хребти, з'явиться джерело вологи для випаровування, що призведе до рясних снігопадів і формування заледеніння по периферії Північного Льодовитого океану.

Гіпотеза циркуляції океанічних вод.

В океанах існує безліч течій, як теплих, так і холодних, які істотно впливають на клімат материків. Гольфстрім – одна з чудових теплих течій, що омиває північне узбережжя Південної Америки, проходить через Карибське море та Мексиканську затоку і перетинає Північну Атлантику, надаючи опалювальний ефект на Західну Європу. Тепла Бразильська течія рухається на південь вздовж узбережжя Бразилії, а течія Куросіо, що зароджується в тропіках, слідує на північ вздовж Японських островів, переходить у широтну Північно-Тихоокеанську течію і за кілька сотень кілометрів від узбережжя Північної Америки поділяється на Аляскінське і Афорія. . Теплі течії є також у південній частині Тихого океану та Індійський океан. Найбільш потужні холодні течії прямують з Північного Льодовитого океану в Тиху через Берінгову протоку і в Атлантичний океан – через протоки вздовж східного та західного берегів Гренландії. Одна з них – Лабрадорська течія – охолоджує узбережжя Нової Англії та приносить туди тумани. Холодні води надходять також у південні океаниз Антарктики у вигляді особливо потужних течій, що рухаються на північ майже до екватора вздовж західних берегів Чилі та Перу. Сильна підповерхнева протитечі Гольфстріму забирає свої холодні води на південь у Північну Атлантику.

Наразі припускають, що Панамський перешийок опускався на кілька десятків метрів. У такому разі не існувало б Гольфстріму, а теплі атлантичні води прямували б пасатами до Тихого океану. Води Північної Атлантики були б набагато холоднішими, як, втім, і клімат країн Західної Європи, що в минулому отримували тепло від Гольфстріму. Існувала безліч легенд про «втраченого материка» Атлантиди, колись розташованого між Європою та Північною Америкою. Дослідження Серединно-Атлантичного хребта на ділянці від Ісландії до 20 ° пн.ш. геофізичними методами та з відбором та аналізом донних проб показали, що колись там справді була суша. Якщо це справедливо, то клімат усієї Західної Європи був набагато холоднішим, ніж зараз. Всі ці приклади показують, у напрямі змінювалася циркуляція океанічних вод.

Гіпотеза змін сонячної радиації.

В результаті тривалого вивчення сонячних плям, що є сильними викидами плазми в атмосфері Сонця, виявлено, що існують досить значні річні і триваліші цикли зміни сонячної радіації. Піки сонячної активностіспостерігаються приблизно кожні 11, 33 та 99 років, коли Сонце випромінює більше тепла, що призводить до більш потужної циркуляції земної атмосфери, що супроводжується більшою хмарністю та більш рясними опадами. Через високу хмарність, що блокує сонячні промені, поверхня суші отримує тепла менше, ніж зазвичай. Ці короткі цикли не могли б стимулювати розвиток заледеніння, але на основі аналізу їх наслідків було висловлено припущення, що можуть бути і дуже тривалі цикли, можливо, близько тисяч років, коли радіація була вищою або нижчою за звичайну.

На основі цих уявлень англійський метеоролог Дж. Сімпсон висунув гіпотезу, яка пояснювала багаторазовість плейстоценового заледеніння. Він проілюстрував кривими розвиток двох повних циклів сонячної радіації вище за норму. Як тільки радіація досягала середини свого першого циклу (як і в коротких циклах активності сонячних плям), збільшення тепла сприяло активізації атмосферних процесів, включаючи посилення випаровування, підвищення кількості твердих опадів та зародження першого заледеніння. Під час радіаційного піку Земля нагрівалася настільки, що льодовики танули і починалося міжльодовик. Щойно радіація знижувалася, виникали умови, подібні до умов першого заледеніння. Так починалося друге заледеніння. Воно завершувалося із настанням такої фази радіаційного циклу, під час якої відбувалося ослаблення атмосферної циркуляції. При цьому випаровування та кількість твердих опадів скорочувалися, а льодовики відступали через зменшення акумуляції снігу. Таким чином наступало друге міжльодовик. Повторення радіаційного циклу дозволило виділити ще два зледеніння і поділяє їх міжльодовик.

Слід мати на увазі, що два послідовні сонячні радіаційні цикли могли тривати 500 тис. років і більше. Режим міжльодовиків аж ніяк не означає повної відсутності льодовиків на Землі, хоча з ним пов'язане значне скорочення їхньої кількості. Якщо гіпотеза Сімпсона вірна, вона чудово пояснює історію плейстоценових заледенінь, проте немає доказів подібної періодичності для доплейстоценових заледенінь. Отже, або слід припустити, що режим сонячної активності змінювався протягом геологічної історії Землі, або необхідно продовжити пошук причин виникнення льодовикових епох. Цілком ймовірно, що це відбувається при спільній дії кількох факторів.

Література:

Калесник С.В. Нариси гляціології. М., 1963
Дайсон Д.Л. У світі льоду. Л., 1966
Тронов М.В. Льодовики та клімат. Л., 1966
Гляціологічний словник. М., 1984
Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Льодовики. М., 1989
Котляков В.М. Світ снігу та льоду. М., 1994

Природні утворення, що є скупченням льоду. На поверхні нашої планети льодовики займають понад 16 млн. км2, тобто близько 11% усієї площі суші, а їх загальний обсяг сягає 30 млн. км3. Понад 99% усієї площі льодовиків Землі належить полярним областям. Однак льодовики можна побачити навіть близько, але розташовуються вони на вершинах високих гір. Наприклад, найвища вершина - увінчана льодовиком, який розташовується не нижче 4500 м.

Льодовики утворюються на ділянках земної поверхні за умови, якщо кількість твердих, що випадають, протягом багатьох років перевищує кількість опадів, яка може розтанути або випаруватися. Лінію, вище якої сніг, що випав протягом року, не встигає стояти, називають сніговою лінією. Висота її розташування залежить від . У горах, розташованих в районі екватора, снігова лінія знаходиться на висоті 4,5-5 тисяч метрів, а до полюсів вона знижується до рівня океану. Вище снігової лінії з снігу, що накопичується там і ущільнюється, утворюються льодовики.

Залежно від місця їх утворення розрізняють покривні льодовики та гірничо-долинні.

Покривні льодовики. Вони займають 98,5% усієї площі льодовиків на Землі та утворюються там, де снігова лінія знаходиться дуже низько. Ці льодовики мають форму щитів та куполів. Найбільший льодовиковий покрив Землі – Антарктичний. Товщина льоду тут досягає 4 км за середньої товщини 1,5 км. У межах єдиного покриву розрізняються окремі крижані потоки, що протікають від центру материка до периферії; найбільший із них - льодовик Бідмор, що стікає з гір Вікторії; він має завдовжки 180 км, завширшки - 15-20 км. По краю льодовикового щита широко поширені великі льодовики, кінці яких перебувають у морі. Такі льодовики називаються шельфовими. Найбільший у Антарктиді - льодовик Росса. Він за площею вдвічі перевищує територію.

Інший найбільший льодовиковий покрив Землі, що покриває майже всю територію величезного. Значно менше за розмірами льодовики інших районів. Гренландська і часто спускаються на прибережні частини океану. У цих випадках від них можуть відколюватися брили льоду, що перетворюються на плаваючі морські гори.

Покривні льодовики зустрічаються на поверхні суші незалежно від неї, причому рельєф майже не відбивається на характері поверхні льодовика.

Гірські льодовики. Вони відрізняються від покривних значно меншими розмірами та більшою різноманітністю форм, що визначається рельєфом місця їх виникнення. Якщо рух покривних льодовиків походить від центру льодовикового щита до периферії, то рух гірського льодовика обумовлено ухилом поверхні, що підстилає, і направлено в один бік, утворюючи один або кілька потоків. Якщо льодовики розташовуються на плоских вершинах, вони мають караваеподобную форму; льодовики, що покривають, утворюють крижані шапки. Багато льодовиків мають вигляд чаші, заповнюючи поглиблення на схилах. Найбільш поширений тип гірських льодовиків – долинні, що заповнюють річкові долини. Гірські льодовики розташовуються практично на всіх широтах - від екватора до полярних. Найбільші гірські льодовики знаходяться на Алясці, в , на Памірі, і . У будові льодовиків розрізняють такі зони:

Область харчування льодовика. Тут накопичується сніг, який не встигає повністю стояти за літній період. Саме тут із снігу зароджується льодовик. Сніг відкладається кожну зиму, але товщина шару залежить від величини опадів, що випадають у конкретному місці. В Антарктиді, наприклад, річний шар снігу – 1-15 см, і весь цей сніг йде на поповнення льодовикового покриву. На східному узбережжі накопичується 8-10 метрів снігу на рік. Тут знаходиться «полюс сніжності». В областях харчування льодовиків на Тянь-Шані, Памірі за рік накопичується 2-3 метри снігу, і цього достатньо для відновлення літніх витрат на танення.

В області харчування сніг перетворюється на кригу різними способами. Спочатку відбувається укрупнення кристалів, зменшення простору з-поміж них. Так утворюється фірн - перехідний стан від снігу до льоду. Подальше ущільнення під вищележачого снігу призводить до утворення льоду молочно-кольору (через численні бульбашки повітря);

Область абляції(Лат. ablatio - знос, спад). У цій галузі відбувається зменшення маси льодовика при таненні, випаровуванні чи відділенні айсбергів (у покривних льодовиків). Абляція льодовика особливо сильна в горах нижче снігової лінії, що сприяє багатоводдям, що починаються з льодовика. Наприклад, на Кавказі, в Середньої Азіїта ін Для деяких річок Середньої Азії частка льодовикового стоку сягає влітку до 50-70%. Але кількість води, що віддається льодовиками, сильно коливається в залежності від умов танення цього літа. Дослідники льодовиків провели на льодовиках Тянь-Шаню та низку експериментів зі штучного посилення танення льодовиків, щоб збільшити надходження талих вод на бавовняні поля у посушливі роки. Було встановлено, що посилити з льодовиків можна, покривши поверхню їх вугільним пилом. У ясні дні танення збільшувалося на 25% (темна поверхня більше поглинає сонячне проміння, ніж світле). Однак доти, доки не будуть розроблені способи штучного поповнення, метод застосовувати не рекомендується.

Льодовикам властиво текти, виявляючи пластичні властивості. При цьому утворюється мова льодовика, одна або кілька. Швидкість руху льодовиків досягає кількох сотень метрів на рік, але вона не залишається постійною. Так як пластичність льоду залежить від , влітку льодовик рухається швидше, ніж узимку. Льодовикові мови нагадують річки: атмосферні опади збираються в русло і течуть схилами.

Робота льодовика може бути як руйнівною (денудаційною), так і накопичувальною (). При цьому льодовик ще й увесь матеріал, що потрапив до нього. Денудаційна діяльність льодовика полягає у обробці та поглибленні природних понижень у рельєфі. Акумулятивна робота льодовика відбувається в галузі живлення льодовика, де відбувається накопичення снігу та перетворення його на лід. Завдяки акумулятивній роботі льодовика в області його танення відкладена ним створює своєрідні форми рельєфу. Для районів існування гірських льодовиків характерне таке явище, як . Завдяки їм відбувається розвантаження льодовикових областей. Лавиною називають обвали снігу, що сковзає з гірських схилів і захоплює на своєму шляху снігові маси. Лавини можуть бути на схилах, крутість яких більше 15 °. Причини лавин різні: пухкість снігу спочатку після його випадання; підвищення температури в нижніх снігу від тиску, відлига. У будь-якому випадку має величезну руйнівну силу. Потужність удару сягає 100 тонн на 1 м2. Поштовхом для початку снігового обвалу може бути незначне порушення рівноваги навислих снігових мас: різкий крик, збройовий постріл. У лавинонебезпечних місцях ведуться роботи з запобігання та відведення лавин. Найбільш часті лавини (їх називають тут «білою загибеллю» - вони можуть знищити ціле селище), на Кавказі.

Льодовики грають велику рольу природі, а й у людини. Це найбільше сховище прісної водитак необхідна людина.

Сучасні льодовики займають біля Росії невелику площу, всього близько 60 тис. км 2 , проте в них укладено великі запаси прісної води. Вони є одним із джерел живлення рік, значення якого особливо велике в річному стоку рік Кавказу.

Основна площа сучасного зледеніння (понад 56 тис. км 2 ) знаходиться на арктичних островах, що пояснюється їх становищем у високих широтах, що обумовлює формування холодного клімату.

Нижня межа нивальної зони опускається тут майже рівня моря. Зледеніння зосереджено переважно у західних і центральних районах, де випадає більше атмосферних опадів. Для островів характерне покривне та гірничо-покривне (сітчасте) заледеніння, представлене льодовиковими щитами та куполами з вивідними льодовиками. Найбільший льодовиковий покрив розташований на Північному острові. Нової Землі. Довжина його вододілом становить 413 км, а найбільша ширина досягає 95 км.

При русі на схід все більша частина островів залишається вільною від льоду. Так, острови архіпелагу Землі Франца-Йосифамайже всі покриті льодовиками, на Новосибірські островизаледеніння характерне лише для північної групи островів Де-Лонга, а на острові Врангеляпокривного заледеніння немає - тут зустрічаються лише сніжинки та невеликі льоднички.

Товщина льодовикових покривів арктичних островів сягає 100-300 м, а запас води у яких наближається до 15 тис. км 2 , що у чотири рази більше річного стоку всіх річок Росії. Зледеніння гірських областей Росії і за площею, і за обсягом льоду значно поступається покривному заледеніння арктичних островів. Гірське заледеніння характерне для найвищих гір країни - Кавказу, Алтаю, Камчатки, гір Північного Сходу, але зустрічається і в невисоких гірських масивах північної частини території, де сніговий кордон лежить низько (Хібіни, північна частина Уралу, гори Бирранга, Путорана, Хараулаські гори), а також у районі Маточкина Шара на Північному та Південному островах Нової Землі.

Багато гірських льодовиків лежать нижче за кліматичний сніговий кордон, або "рівня 365", на якому сніг зберігається на горизонтальній підстилаючій поверхні протягом усіх 365 днів на рік. Існування льодовиків нижче за кліматичну снігову межу стає можливим за рахунок концентрації великих мас снігу в негативних формах рельєфу (часто в глибоких стародавніх карах) підвітряних схилів в результаті метелевого перенесення та сходу лавин.

Площа гірського заледеніння Росії трохи перевищує 3,5 тис. км 2 . Найбільш поширені карові, карово-долинніі долинні льодовики. Більша частинальодовиків та площі заледеніння приурочена до схил північних румбів, що зумовлено не тільки умовами снігонакопичення, а й більшою затіненістю від сонячних променів (інсоляційними умовами). За площею заледеніння серед гір Росії перше місце посідає Кавказ(994 км2). За ним слідує Алтай (910 км 2) та Камчатка(874 км2). Менш значне заледеніння притаманно Коряцького нагір'я, хребтів Сунтар-Хаята і Черского. Зледеніння інших гірських районів невелике. Найбільшими льодовиками Росії є льодовик Богдановича(площа 37,8 км 2 , протяжність 17,1 км) у Ключевській групі вулканів Камчатки та льодовик Безенги(площа 36,2 км2, протяжність 17,6 км) у басейні Терека на Кавказі.

Льодовики чуйно реагують на коливання клімату. У XVIII - початку XIX ст. розпочався період загального скорочення льодовиків, який триває й досі. Внутрішні води Росії представлені як скупченнями рідкої води, а й у твердому стані, що утворює сучасне покривне, гірське і підземне заледеніння. Область підземного заледеніння називають криолитозоной (термін запроваджено 1955 р. радянським мерзлотоведом П.Ф. Швецовым; раніше її позначення використовувався термін " вічна мерзлота " ).

Кріолітозона - верхній шар земної кори, що характеризується негативними температурами гірських порід і наявністю (або можливістю існування) підземних льодів. До її складу входять багаторічномерзлі гірські породи, підземні льоди та непромерзаючі горизонти сильно мінералізованих підземних вод.

В умовах тривалої холодної зими при відносно невеликій потужності снігового покриву гірські породи втрачають багато тепла і промерзають на значну глибину, перетворюючись на мерзлу тверду масу. Влітку вони не встигають повністю відтанути, і негативні температури ґрунту зберігаються навіть на невеликій глибині протягом сотень та тисяч років. Цьому сприяють величезні запаси холоду, що накопичуються за зиму в районах із негативною середньорічною температурою. Так, у Середньому та Північно-Східному Сибіру сума негативних температур за період залягання снігового покриву становить -3000...-6000°С, а влітку сума активних температур становить лише 300-2000°С.

Гірські породи, тривалий час (від кількох років до багатьох тисячоліть) перебувають при температурах нижче 0°С і зцементовані вологою, що замерзла в них, отримали назву багаторічної, або вічної мерзлоти. Зміст льоду, тобто. льодистість багаторічної мерзлоти може бути дуже різною. Вона коливається від кількох відсотків до 90% загального обсягу породи. У гірських районах льоду зазвичай буває мало, натомість на рівнинах підземний лід нерідко виявляється головною гірською породою. Особливо багато крижаних включень міститься в глинистих і суглинистих відкладеннях крайніх північних районів Середнього та Північно-Східного Сибіру (в середньому від 40-50% до 60-70%), що відрізняються найнижчою постійною температурою ґрунту. Багаторічна мерзлота – незвичайне явище природи, на яке звернули увагу ще землепрохідці у XVII ст. Про неї згадував у своїх роботах В.М. Татищев (початок XVIII ст.). Перші наукові дослідження мерзлоти було проведено А. Міддендорфом (середина ХІХ ст.) під час його експедиції на північ і схід Сибіру. Міддендорф вперше зробив вимірювання температури мерзлого шару в ряді пунктів, встановив його потужність у північних районах, висловив припущення про походження мерзлоти та причини її поширення в Сибіру. У другій половині ХІХ ст. та на початку XX ст. мерзлота вивчалася попутно з розвідувальними роботами геологами та гірничими інженерами. У радянські роки проводилися серйозні спеціальні дослідження багаторічної мерзлоти М.І. Сумгін, П.Ф. Швецова, А.І. Поповим, І.Я. Барановим та багатьма іншими вченими.

Область поширення багаторічної мерзлоти у Росії займає близько 11 млн км 2 , що становить майже 65% території країни (див. рис.1).

Рис. 1.

Південна її межа проходить центральною частиною Кольського півострова, перетинає Східно-Європейську рівнину поблизу полярного кола, Уралом відхиляється на південь майже до 60° пн.ш., а вздовж Обі - на північ до гирла Північної Сосьви, далі проходить південним схилом Сибірських Увалів до Єнісея у районі Підкам'яної Тунгуски. Тут кордон круто повертає на південь, проходить вздовж Єнісея, йде схилами Західного Саяна, Туви та Алтаю до кордону з Казахстаном. На Далекому Сході кордон мерзлоти йде від Амура до гирла Селемджі (лівого притоку Зеї), потім підніжжям гір лівобережжя Амура до його гирла. Мерзлота відсутня на Сахаліні та у прибережних районах південної половини Камчатки. Плями мерзлоти зустрічаються на південь від кордонуїї поширення в горах Сихоте-Аліня та у високогір'ях Кавказу.

У межах цієї великої території умови розвитку мерзлоти не однакові. Північні та північно-східні райони Сибіру, ​​острови азіатського сектора Арктики та північний острів Нової Землі зайняті суцільним. низькотемпературною багаторічною мерзлотою. Південна її межа проходить через північну частину Ямала, Гиданського півострова до Дудинки на Єлисеї, потім до гирла Вілюя, перетинає верхів'я Індигірки та Колими і виходить до узбережжя Берингового моря на південь від Анадиря. На північ від цієї лінії температура шару багаторічномерзлих порід становить -6...-12°С, яке потужність досягає 300-600 м і більше. На південь і на захід від поширена мерзлоти з островами таліків(Талого ґрунту). Температура мерзлого шару тут вища (-2...-6°С), а потужність зменшується до 50-300 м. Поблизу південно-західної околиці області поширення мерзлоти зустрічаються лише окремі плями (острова) мерзлоти серед талого ґрунту. Температура мерзлого ґрунту близька до 0°С, а потужність менше 25-50 м. острівна мерзлота.

У мерзлій товщі концентруються великі запаси води у вигляді підземних льодів. Частина їх утворилася одночасно з породами, що вміщають (сингенетичні льоди), інша - при замерзанні води в раніше накопичених товщах (епігенетичні). Велика потужність багаторічної мерзлоти, знахідки в ній мамонтів, що добре збереглися, свідчать про те, що багаторічна мерзлота - продукт досить тривалого накопичення холоду в товщах гірських порід. Переважна більшість дослідників вважає її реліктом льодовикових епох. Сучасний клімат на більшій частині території поширення мерзлоти лише сприяє її збереженню, тому щонайменше порушення природної рівноваги веде до її деградації. Це необхідно враховувати під час господарського використання території, у межах якої поширена мерзлота.

Багаторічна мерзлота впливає не тільки на підземні води, режим і харчування річок, поширення озер і боліт, а й багато інших компонентів природи, і навіть на господарську діяльність людини. При розробці з корисними копалинами, прокладці доріг, будівництві, під час проведення сільськогосподарських робіт необхідно ретельно вивчати мерзлий грунт і допускати його деградації.

Льодовики, це скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. У деяких випадках рух льоду припиняється і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань до океанів або великих озер, а потім утворюють фронт отелення, де відбувається відкол айсбергів. Виділяють чотири основні типи льодовиків: материкові льодовикові покриви, льодовикові шапки, долинні льодовики (альпійські) та передгірні льодовики (льодовики підніжжя).

Найбільш відомі покривні льодовики, які можуть повністю перекривати плато та гірські хребти. Найбільшим є Антарктичний льодовиковий покрив площею понад 13 млн. км 2 займає майже весь материк. Інший покривний льодовик знаходиться у Гренландії, де він перекриває навіть гори та плато. Загальна площа цього острова 2,23 млн. км 2 , їх бл. 1,68 млн. км2 покрито льодом. У цій оцінці враховано площу не лише самого льодовикового покриву, а й численних вивідних льодовиків.

Термін "льодовикова шапка" іноді вживається для позначення невеликого покривного льодовика, але правильніше так називати відносно невелику масу льоду, що покриває високе плато або гірський хребет, від якої в різних напрямках відходять льодовики долинні. Наочним прикладом льодовикової шапки є т.з. Колумбійське фірнове плато, розташоване в Канаді на кордоні провінцій Альберта та Британська Колумбія (52-30. п.ш.). Його площа перевищує 466 км 2 і від нього на схід, південь і захід відходять великі долинні льодовики. Один з них - льодовик Атабаска - легкодоступний, оскільки його нижній кінець віддалений лише на 15 км від автомагістралі Банф - Джаспер, і влітку туристи можуть кататися на всюдиході по всьому льодовику. Льодовикові шапки зустрічаються на Алясці на північ від гори Св. Іллі і на схід від Рассел-фіорду.

Долинні, або альпійські, льодовики починаються від покривних льодовиків, льодовикових шапок та фірнових полів. Переважна більшість сучасних долинних льодовиків бере початок у фірнових басейнах і займає трогові долини, у формуванні яких могла брати участь і льодовикова ерозія. У певних кліматичних умовах долинні льодовики широко поширені у багатьох гірських районах земної кулі: в Андах, Альпах, на Алясці, у Скелястих та Скандинавських горах, Гімалаях та інших горах Центральної Азії, Новій Зеландії. Навіть в Африці - в Уганді та Танзанії - є низка таких льодовиків. У багатьох долинних льодовиків є льодовики-притоки. Так, у льодовика Барнард на Алясці їх принаймні вісім.

Інші різновиди гірських льодовиків - карові і висячі - здебільшого є релікти більшого заледеніння. Вони зустрічаються головним чином у верхів'ях трогів, але іноді розташовані прямо на схилах гір і не пов'язані з нижчими долинами, причому розміри багатьох трохи більше живлять їх сніжників. Такі льодовики поширені у Каліфорнії, Каскадних горах (шт. Вашингтон), а національному парку Глейшер (шт. Монтана) їх близько півсотні. Усі 15 льодовиків шт. Колорадо відносяться до карових або висячих, а найбільший з них каровий льодовик Арапахо в окрузі Боулдер цілком займає вироблений ним автомобіль. Протяжність льодовика всього 1,2 км (а колись він мав довжину близько 8 км), приблизно така ж ширина, а максимальна потужність оцінюється в 90 м.

Передгірні льодовики розташовуються біля підніжжя крутих гірських схилів у широких долинах або на рівнинах. Такий льодовик може утворитися через розпластування долинного льодовика (приклад - льодовик Колумбія на Алясці), але частіше - в результаті злиття біля підніжжя гори двох або декількох льодовиків, що спускаються по долинах. Гранд-Плато та Маласпіна на Алясці – класичні приклади льодовиків такого типу. Передгірні льодовики зустрічаються і на північно-східному узбережжі Гренландії.

Характеристики сучасних льодовиків

Льодовики дуже сильно розрізняються за розмірами та формою. Вважається, що льодовиковий покрив займає прибл. 75% площі Гренландії та майже всю Антарктиду. Площа льодовикових шапок коливається від кількох тисяч тисяч квадратних кілометрів (наприклад, площа льодовикової шапки Пенні на Баффиновой Землі у Канаді сягає 60 тис. км 2 ). Найбільший долинний льодовик у Північній Америці - західна гілка льодовика Хаббард на Алясці довжиною 116 км, тоді як сотні висячих та карових льодовиків мають довжину менше 1,5 км. Площі льодовиків підніжжів коливаються від 1-2 км 2 до 4,4 тис. км 2 (льодовик Маласпіна, що спускається в затоку Якутат на Алясці). Вважають, що льодовики покривають 10% усієї площі суші Землі, але, ймовірно, ця цифра надто занижена.

Найбільша потужність льодовиків – 4330 м – встановлена ​​біля станції Берд (Антарктида). У центральній Гренландії товщина льоду досягає 3200 м. Судячи з сполученого рельєфу, можна припустити, що товщина деяких льодовикових шапок і льодовиків долинних набагато більше 300 м, а в інших вимірюється всього десятками метрів.

Швидкість руху льодовиків зазвичай дуже мала - приблизно кілька метрів на рік, але тут також є значні коливання. Після ряду років з рясним снігопадом в 1937 кінець льодовика Блек-Рапідс на Алясці протягом 150 днів рухався зі швидкістю 32 м на добу. Однак такий швидкий рух не характерний для льодовиків. Навпаки, льодовик Таку на Алясці протягом 52 років просувався із середньою швидкістю 106 м/рік. Багато невеликих карових і висячих льодовиків рухаються ще повільніше (наприклад, згадуваний вище льодовик Арапахо щорічно просувається лише на 6,3 м).

Лід у тілі долинного льодовика рухається нерівномірно - найшвидше на поверхні і в осьовій частині і набагато повільніше з боків і біля ложа, мабуть, через збільшення тертя та велику насиченість уламковим матеріалом у придонних та прибортових частинах льодовика.

Всі великі льодовики поцятковані численними тріщинами, у тому числі відкритими. Їхні розміри залежать від параметрів самого льодовика. Трапляються глибиною до 60 м і довжиною в десятки метрів. Вони можуть бути як поздовжніми, тобто паралельними напрямку руху, так і поперечними, що йдуть хрест цьому напрямку. Поперечні тріщини набагато численніші. Рідше зустрічаються радіальні тріщини, виявлені в передгірних льодовиках, що розпластуються, і крайові тріщини, приурочені до кінців долинних льодовиків.

Поздовжні, радіальні і крайові тріщини, мабуть, утворилися внаслідок напруги, що виникають в результаті тертя або розтікання льоду. Поперечні тріщини – ймовірно, результат руху льоду нерівним ложем. Особливий тип тріщин - бергшрунд - типовий для автомобілів, присвячених верхів'ям долинних льодовиків. Це великі тріщини, що виникають при виході льодовика із фірнового басейну.

Якщо льодовики спускаються у великі озера чи моря, по тріщинам відбувається отел айсбергів. Тріщини також сприяють танення та випаровування льодовикового льоду та відіграють важливу роль у формуванні камів, улоговин та інших форм рельєфу у крайових зонах великих льодовиків.

Лід покривних льодовиків і льодовикових шапок зазвичай чистий, великокристалічний, блакитного кольору. Це справедливо також для великих долинних льодовиків, за винятком їх кінців, які зазвичай містять шари, насичені уламками порід і чергуються з пластами чистого льоду. Така стратифікація пов'язана з тим, що взимку, поверх пилу, що накопичилися влітку, і уламків, що звалилися на лід з бортів долини, лягає сніг.

На бортах багатьох долинних льодовиків зустрічаються бічні морени – витягнуті гряди неправильної форми, складені піском, гравієм та валунами. Під впливом ерозійних процесів та схилового змиву влітку та лавин взимку на льодовик з крутих бортів долини надходить велика кількість різного уламкового матеріалу, і з цих каменів та дрібнозему формується морена. На великих долинних льодовиках, що приймають льодовики-притоки, утворюється серединна морена, що рухається біля осьової частини льодовика. Ці витягнуті вузькі гряди, складені уламковим матеріалом, раніше були бічними моренами льодовиків-приток. На льодовику Коронейшн на Землі Баффіна є не менше семи серединних морен.

Взимку поверхня льодовиків відносно рівна, оскільки сніг нівелює всі нерівності, але влітку вони суттєво урізноманітнять рельєф. Крім описаних вище тріщин і морен, долинні льодовики часто бувають глибоко розчленовані потоками льодовикових вод. Сильні вітри, що несуть крижані кристали, руйнують і борознять поверхню крижаних шапок та покривних льодовиків. Якщо великі валуни захищають лід, що лежить нижче, від танення, тоді як навколо лід вже розтанув, утворюються крижані гриби (або п'єдестали). Такі форми, увінчані великими брилами і камінням, іноді досягають заввишки кількох метрів.

Передгірні льодовики відрізняються нерівним та своєрідним характером поверхні. Їхні притоки можуть відкладати безладну суміш з бічних, серединних і кінцевих морен, серед яких зустрічаються брили мертвого льоду. У місцях витаювання великих крижаних брил виникають глибокі западини неправильної форми, багато з яких зайняті озерами. На потужній морені льодовика Маласпіна, що перекриває брилу мертвого льоду завтовшки 300 м, виріс ліс. Кілька років тому в межах цього масиву лід знову почав рухатися, внаслідок чого почали зміщуватися ділянки лісу.

В оголеннях по краях льодовиків часто видно великі зони сколювання, де одні льодові блоки насунуті на інші. Ці зони є насувами, причому розрізняють кілька способів їх утворення. По-перше, якщо одна з ділянок придонного шару льодовика перенасичена уламковим матеріалом, то його рух припиняється, а лід, що знову надходить, насувається на нього. По-друге, верхні та внутрішні шари долинного льодовика насуваються на придонні та бічні, оскільки рухаються швидше. Крім того, при злитті двох льодовиків один може рухатися швидше за інший, і тоді теж відбувається насув. На льодовику Бодуена північ від Гренландії та багатьох льодовиках Шпіцбергена є вражаючі оголення надвигів.

В кінці або краї багатьох льодовиків часто спостерігаються тунелі, прорізані підльодовиковими і внутрішньольодовиковими потоками талих вод (іноді за участю дощових вод), які спрямовуються тунелями в сезон абляції. Коли рівень води спадає, тунелі стають доступними для досліджень і мають унікальну можливість вивчення внутрішньої будови льодовиків. Значні за розмірами тунелі вироблені в льодовиках Менденхол на Алясці, Асулкан у Британській Колумбії (Канада) та Ронському (Швейцарія).

Освіта та рух льодовиків

Льодовики існують усюди, де темпи акумуляції снігу значно перевищують темпи абляції (танення та випаровування). Ключ до розуміння механізму формування льодовиків дає вивчення високогірних сніжників. Свіжевипав сніг складається з тонких таблитчатих гексагональних кристалів, багато з яких мають витончену мереживну або решітчасту форму. Пухнасті сніжинки, які падають на багаторічні сніжники, внаслідок танення та вторинного замерзання перетворюються на зернисті кристали крижаної породи, яка називається фірном. Ці зерна у діаметрі можуть досягати 3 мм і більше.

Шар фірна має схожість зі змерзлим гравієм. З часом у міру накопичення снігу та фірну нижні шари останнього ущільнюються та трансформуються у твердий кристалічний лід. Поступово потужність льоду збільшується до тих пір, поки лід не починає рухатися і не утворюється льодовик. Швидкість такого перетворення снігу на льодовик залежить головним чином від того, наскільки темпи акумуляції снігу перевищують темпи його абляції.

Рух льодовиків, що спостерігається в природі, помітно відрізняється від перебігу рідких або в'язких речовин (наприклад, смоли). Насправді це швидше схоже на плинність металів або гірських порід за численними крихітними площинами ковзання вздовж площин кристалічної решітки або за спайністю (площинами кливажу), паралельною до основи гексагональних кристалів льоду.

Причини руху льодовиків остаточно не встановлено. Із цього приводу було висунуто багато теорій, але жодна з них не прийнята гляціологами як єдино вірна, і, ймовірно, існує кілька взаємопов'язаних причин. Сила тяжіння є важливим чинником, але не єдиним. В іншому випадку льодовики швидше рухалися б узимку, коли вони несуть додаткове навантаження у вигляді снігу. Однак насправді вони швидше рухаються влітку.

Танення та повторне замерзання кристалів льоду в льодовику, можливо, теж сприяють руху завдяки силам розширення, що виникають внаслідок цих процесів. Талі води, глибоко потрапляючи в тріщини і замерзаючи там, розширюються, що може прискорити рух льодовика влітку. Крім того, талі води біля ложа та бортів льодовика зменшують тертя і таким чином сприяють руху.

Незалежно від причин, що призводять до льодовиків у рух, його характер і результати мають деякі цікаві наслідки. У багатьох моренах зустрічаються добре відполіровані тільки з одного боку льодовикові валуни, причому на полірованій поверхні іноді видно глибоке штрихування, орієнтоване тільки в одному напрямку. Все це свідчить про те, що коли льодовик рухався по скельному ложу, валуни були міцно затиснуті в одному положенні. Трапляється, що валуни переносяться льодовиками вгору схилом. Уздовж східного уступу Скелястих гір у пров. Альберта (Канада) є валуни, перенесені більш ніж на 1000 км на захід і в даний час знаходяться на 1250 м вище від місця відриву.

Чи приморожені до ложа придонні шари льодовика, що рухався на захід і вгору до підніжжя Скелястих гір, поки не ясно. Імовірніше, що відбувалося повторне сколювання, ускладнене насувами. На думку більшості гляціологів, у фронтальній зоні поверхня льодовика завжди має ухил у напрямку руху льоду. Якщо це справді так, то у наведеному прикладі потужність льодовикового покриву перевищувала 1250 м протягом 1100 км на схід, коли його край досяг підніжжя Скелястих гір. Не виключено, що вона сягала 3000 м.

Танення та відступання льодовиків

Потужність льодовиків збільшується завдяки акумуляції снігу та скорочується під впливом кількох процесів, які гляціологи поєднують загальним терміном "абляція". Сюди входять танення, випаровування, сублімація (сублімація) і дефляція (вітрова ерозія) льоду, а також отел айсбергів. І акумуляція та абляція вимагають вельми певних кліматичних умов. Рясні снігопади взимку та холодне хмарне літо сприяють розростанню льодовиків, тоді як малосніжна зима та тепле літо з великою кількістю сонячних днів мають протилежний ефект.

Якщо не рахувати отелення айсбергів, танення - найбільш істотний компонент абляції. Відступ кінця льодовика відбувається як в результаті його танення, так і, що більш важливо, загального зменшення потужності льоду. Танення прибортових частин долинних льодовиків під впливом прямої сонячної радіації та тепла, що випромінюється бортами долини, також робить значний внесок у деградацію льодовика. Хоч як це парадоксально, але й під час відступу льодовики продовжують рухатися вперед. Так, льодовик за рік може просунутися на 30 м та відступити на 60 м. У результаті довжина льодовика зменшується, хоча він продовжує рухатися вперед. Акумуляція та абляція майже ніколи не перебувають у повній рівновазі, тому постійно відбуваються коливання розмірів льодовиків.

Отел айсбергів - особливий тип абляції. Влітку можна спостерігати дрібні айсберги, що мирно плавають по гірських озерах, розташованих у кінці долинних льодовиків, і величезні айсберги, що відкололися від льодовиків Гренландії, Шпіцбергена, Аляски та Антарктиди, - це видовище вселяє благоговійний страх. Льодовик Колумбія на Алясці виходить у Тихий океан фронтом шириною 1,6 км і висотою 110 м. Він повільно сповзає в океан. Під дією підйомної сили води за наявності великих тріщин обламуються і спливають величезні брили льоду, щонайменше на дві третини занурені у воду. В Антарктиді край знаменитого шельфового льодовика Росса межує з океаном протягом 240 км, утворюючи уступ заввишки 45 м. Тут формуються величезні айсберги. У Гренландії вивідні льодовики теж продукують безліч дуже великих айсбергів, які несуть холодні течії в Атлантичний океан, де стають загрозою для суден.