Льодовики, вічна мерзлота та їх значення

Рис. 1.5. Таєння льодовиків

Лінію відриву льодовика від ложа і  переходу його в плавучий стан називають лінією налягання; це дуже важливий рубіж, положення який не залишається постійним, а залежить від багатьох причин.

Лінія налягання відступає, наближається до берега материка, коли зростає глибина  океану, збільшується швидкість руху льодовика, ослабляється його живлення, посилюються абляція і подовжнє розтягування. Протилежні зміни тих же чинників ведуть до настання лінії налягання, тобто вона просувається у бік моря. На горизонтальному тлі різко похилому у бік суші океанічному ложі лінія налягання не може стабілізуватися, вона стає нестійкою і навіть при невеликому обуренні «морського» льодовика може повністю руйнуватися. Лише досягнувши ділянок ложа із зворотними ухилами, лінія налягання може тут стабілізуватися.

На  контакті льодовиків з морем часто виникають приливні льодовики – так називають долинні льодовики, кінці яких досягають моря і проводять айсберги. У наш час, коли більшість льодовиків зменшується, а рівень моря підвищується, лінія налягання приливних льодовиків відступає. Відповідно приливні льодовики Південно-Східної Аляски, що спускаються в затоку Гленшер, за останнє століття відступили на багато десятків кілометрів. Однак приливний льодовик Колумбія вже давно утримується на підводній моренній гряді біля входу в затоку Принц-Вільямс. Якщо лінія налягання зрушиться в цьому рубежі, в затоку дуже швидко буде викинуто до 200 км айзбергового  льоду.

Всім  відомі фіорди: довгі, вузькі і глибокі заливи, прорізані міцними вивідними льодовиками в гірських побережжях областей  покривного зледеніння. Вони широко поширені в Скандинавії, Гренландії на Лабрадорі, Баффіновій Землі, острові Елсмір, Алясці, Шпіцбергені, Землі Франца-Йосифа, Антарктиці.

Фьорди  служать продовженням льодовикових трогових долин суші, а на морському  дні вони переходять в жолоби-троги континентальних шельфів. Жолоби-троги, по своїй будові схожі на трогові долини, мають коритообразні поперечні і ступенчасті продовжені профілі, вони носять характер підводних висячих долин. Як і фьорди ці жолоби являються екзараційними формами, звязаними з морськими льодовикивими покровами.

Самі  великі жолоби-троги гляціальних  шельфів розташовані в Баренцевому  і Карському морях, морях Роса і Уедделла в Антарктиді, в Канадському  Арктичному архіпелазі. Довжина жолобів-трогів складає в середньому 400-500 км., ширина – десятки кілометрів, а глибина частіше всього 600-1000 м, але в Антарктиді може перевищувати і 2000 м.

Шельфові  льодовики, в сучасну епоху широко поширені в Антарктиці, займають більше 10% площі всього Антарктичного льодовикового  покриву і оточують льодовий материк майже на половині його периметра. У минулому ці льодовики зустрічалися і в Арктиці. Вони є відносно тонкі (декілька сотнів метрів) крижані плити, приєднані до материкового льодовикового покриву. З великою швидкістю (до 1000 м/рік) вони рухаються у бік відкритого моря, де від них відколюються крупні столові айсберги. Товща шельфових льодовиків в основному складається з льоду, що сповзає з материка, незначна частина утворилася з снігу, випадного на поверхню шельфового льодовика.

У свердловинах, пробурених на ряду шельфових льодовиків відалених на 200 км. від їх краю, тип розподілу температур свідчить про те, що на нижній поверхні шельфових льодовиків намерзає лід. Основним його механізмом служить надходження прісної води до нижньої поверхні льодовика, омиваного дуже холодною і солоною морською водою. Шар розпрісненої води у донній поверхні шельфових льодовиків, очевидно, утворюється від поверхневого танення льоду в період абляції і від надходження прісної води в тилову частину льодовика з-під континентального льодовикового покриву. У центральній області останнього постійно йде танення на межі з корінним ложем.

Подібний  процес найбільш інтенсивно розвивається на шельфовому льодовику Еймері, що є плавучим продовженням найбільшого вивідного льодовика Ламберта. З нього під льодовик Еймері щорічно поступає близько 4 км³ прісної води. В результаті на нижній поверхні шельфового льодовика замерзає до 7 км³ розпрісненої води в рік.

Отже, далі 200 км. від краю шельфових льодовиків танення на їх нижній поверхні змінюється намерзанням. Спочатку воно незначне, але у міру наближення до тилових частин шельфового льодовика, особливо там, де відбувається інтенсивне «вичавлювання» прісних талих вод з-під континентального льодовикового покриву, все більш збільшується. Цей процес має велике значення для режиму периферійних частин льодовикового покриву Антарктиди.

Яка ж роль зледеніння у водному балансі  Світового океану? Щорічно з найбільших льодовикових щитів, Антарктичного і Гренландського, безпосередньо в Світовий океан поступає більше 2650 км³ води, зокрема з Гренландії – близько 610 км³ (до 330 км³ у вигляді рідинного стоку і 280 км³ у вигляді айсбергів) і з Антарктиди – більше 2050 км³. Сумарний стік з Антарктиди і Гренландії   складає не меншого 8% стоку в океан зі всієї поверхні суші, а в Південному океані одночасно знаходиться близько 15 тис. км³ прісного льоду.

Для зміни рівня Світового океану на 1 мм достатньо додати або вилучити 360 км³ води - це більше 2% об'єму айсбергів, плаваючих навколо Антарктиди. Значить, величезний об'єм айсбергів, що відколюються від Антарктичного льодовикового покриву, може впливати на водний баланс Світового океану. Аналіз даних з 1500 морських станцій показав, що за останні 250-300 років рівень Світового океану підвищується з середньою швидкістю 1 мм/рік. У 1910-1920-х роках це підвищення помітно прискорилося, досягнувши 1,4-1.5 мм/рік, що відповідає щорічному збільшенню водної маси океану на 520-540 км³. Цілком імовірно, що підвищення рівня Світового океану повязано із зменшенням маси льодовикового покриву Антарктиди, проте це припущення, ще вимагає доказів.

Розділ ІІ.

РЕЛЬЄФ ЛЬОДОВИКІВР

Перше, що звертає на себе увагу при вивченні рельєфу Землі Франция-Йосифа - це його значна розчленованість, виражена в наявності безлічі фіордообразних заток і проток замкнутими улоговинами на дні. Таку морфологію зв'язуєть ряд дослідників з переважно раньочетвертичнними бриловими рухами. Діскалація північно-західними і північно-східними напрямків відносяться до дочетвертичнного періоду. У четвертинний час згідно з цим дослідженням відбулися широтні і меридіональні розривні порушення, що проявилися, вчасності, в піднятті обширного блоку, включаючи Землю Франца-Йосифа, що створило умови для оледеніня.[4.с 90]

Є також інша точка зору, сказана вперше В. Н. Саксом. Протоки, на його думку «настільки численні, спрямування їх настільки мінливі, ширена не рідко настільки не велика, що бачити в кожному з проток грабен, скоєно немислине». Основним агентом разчленувавший архіпелаг В. Н. Сакс важає ерозійну діяльність річок з’являється в пізньотретичному або в раньочетвертичному часі, коли весь архіпелаг був високо піднятий над рівнем моря. Старі і молоді тектонічні розломив були лише тими шляхами, на яких зосереджувалась діяльність річок, а в наслідку – льодовиків.[15. с 543]

Погляди про тектонічний походження проток, були піддані критиці також М.Г. Гросвальдом і А.Н. Кренке. Вони відзначають що в межах архіпелагу немає жодного геологічно доведеного молодого храбта або скидання значної амплітуди. Крім того, Земля Франца-Йосифа, як показали спостереження останнього часу, асейсмічна, що не характерно для районів інтенсивних тектонічних рухів. Феорди і протоки архіпелагу виникли, на думку М.Г. Гросвальда і А.Н. Кренке в результаті екзараціонної діяльності стародавніх льодовиків. Неспростовуючи думки про те, що екзараціонна діяльність могла відігравати величезну роль у формування рельєфу, деякі вчені важають, що робота льодовиків концентрувалася в основному в річкових долинах а діяльність річок, як визнано більшістю експертів під час плоценовой морської регресії розповсюджується на весь шельф Євразії. Підтвердженням первинного ерозійного походження трогових долин слугують і результати дослідженнь С.А. Ефтіна, які надали нові докази, того що льодовики не можуть самі по собі створювати долини, а лиш заглубляють і розшеряют. долини, сформовані в періоді, передування оледеніня.

Спостережувані на великій частині  островів структурно-денудаційного плато мають істотні відміності в залежності від геологічної будови. Плато західних островів - Землі Олександри і Землі Георга, броньовані порівняно низько розташованими (30-100м над рів. м.) базальтовим покривом, займають більшу частину їх площі. У напрямку до центру архіпелагу базальтовий покрив змінюються силами з долеритів і габро-долоритів. Відповідно до цієї висоти плато потрохи зростають, досягаючи на островах Вінер-Нейштад, Чампі, Прітчета, Алджер, Брекді і Мак-Клінтока 400-600м і навіть трохи більше. Одночасно площі плато зменшуються за рахунок незмінно пребрежного простору. Обриси ділянок плата набувають більш химерну форму, що пояснюється наявністю карів і численні трогових долин, спускающіхся до заток. Тут же встрічаються і окремі останки плато - нунатакі, що мають іноді конусоподібну форму. Все це підтверджує думки про найбільшу розчленованості рельєфу в центрі архіпелагу, де відзначені і максимальні амплітуди висот –950м.

Поверхні плато плоскі і хвилясті, крайові їх частини ускладнені досить глибокими льодовиковими карами, а частіше – річковими Далін-Каньйон. Останні слугують нижньому продовженням розвинених на поверхнях плато широких, але мілких долин. Зустрічаються на плато западини глибиною не більше декількох метрів їх походження, можливо, пов'язані з первиними нерівностями базальтових пластів, а також з екзарацією. Горбисто-западини рельєф порівняно великої амплітуди (до 1-3 десятків м.), є тільки на вільних від льоду ділянках самих обширних платоподібних островів - Землі Олександри і Землі Георга. Найбільш глибокі западини зайняті тут озерами переважно північно-західній, рідше північно-східній напрямків. Утворення цих форм, складені в основному з корінних порід і прекритих маламощним грубоуламковим покривом, В.Д. Дібнер приписує екзараціоним і акумулятивній діяльністі плейстоценового льодовикового покриву. До моренним утворень він відносить покриви грубоуламкових росипів і пагорбів, зустрінуті в одній із озерних улоговин Землі Олександри. Дослідження показали, що перші з них мають в основному елювіальне походження, а другі утворилися в результуте здимання. Що стосується генезису самих катловин, то вони дійсно утворені порівняльно потужні льодовиковими покривами. Виникнення подібного озерного рельєфу в Норвегії Хольтедаль пояснює вплив малоактивних льодовиків на масиви порід з тектонічними тріщинами, що, як бачимо, відбувалося на Землі Франца-Йосифа. Підтвердженням сказаного можна важати той незаперечний факт, що озера екзараціоного походження спостерігалося лиш на найбільших островах архепелага, тобто там, де могли розміститися найбільш потужні купала.

До геоморфологічними  утворень, приурочених до тріщіних систем, відносяться також «тектонічні долини». Одна з таких долин, розташована біля мису Ведмежу (о-в Гукера) вперше описані Т.Н. Спіжарскім як невеликий грабен. Пізніше Н. А. Радигін розглядав їх як невеликі лінії розломів. Тектонічні долини зустрічаються в крайових частинах поверхні плато. Особливо багато їх біля мису Землі Георга Землі Олександри[рис.2.1]. Довжина таких долин становить 2-3км, ширена коливається від 50 до 300м, а глубена доягає 40-50м; схили їх прямолінійні і досить круті; дно не має певного ухилу, рясніє западинами і зайнято багаторічними сніжниками. Долини бувають витягнуті зазвичай в довжину бровок плато, а там де вони закінчуються один з їх схилів не рідко переходить або в уступ структурної щаблі, або в уступ плато. Це зайвий раз наводить на думку, що прямолінійні уступи плато, також як і схили тектонічнічних долин, закладені по тектонічних тріщинах. Цікаво, що такі долини зустрічаються найчастіше в безпосередній близькості від екзараціоних озер, причому між тими і іншими є перехідні форми. Напрошується висновок про їх єдине, головним чином екзараціоне походження, хоча тектонічна тріщіноватість з’являється яскравіше в генезесі долин.

Рис. 2.1 Земля Олександри. Мис Лудлов

Поверхності плато покриті рихлими четвертинними відкладеннями з грубоуламковим або щебнистого матеріала з більшою або меншою кількістю дрібнозему. Потужність їх - не більше 5м. Тут можна виділити елювіальні, селеклюціоні, делювіальні, алювіальні і флювіогляціальніе відкладення. Тепічний маренговий матеріал на цих поверхнях ніде не виявлений.

Уступи плато, висоти яких коливаються від декількох десятків до декількох сотень метрів, обриваються до вивідних льодовиків, узбережжям, або безпосередньо до моря. Верхні оголені їх частини зазвичай прямовисні або дуже круті. Нерідко крайові частини плато ускладнені структурними ступенями ширеною до декількох сотень метрів з висотою уступів 20-30м. Ми спостерігали їх під час маршрутів по остраву Рудольфа, Гукера, Землі Олександри. Нижче обривистих частин плато розташовуються осипні шлейфи крутезной 30-40 градусів. Останні переходять в більш пологі делювіальні-солюклюціоні шлейфи, на яких зустрічаються солюфлюкціоні тераси. Схили плато перетинаються ерозійними врізами і порівняльно рідкісними коразіоно-еразіоними улоговинами. Там, де скельні уступи складені в основному сланцями або пісками, вони порізані близько розташованими одна до іншої еразіоними борознами.

Зовсім інший вигляд має рельєф на островах східної групи архіпелагу (Греєм-Бел, Ла-Ронсьер, Гофмана та ін) або на окремих ділянках центральних островів (Хейса, Алджер, Вильчека та ін), де корінні породи представлені не базальтами, а в основному осадовими піщано-глинистими відкладеннями. Тут розвинутий густо розчленований ерозіонно-денудаціоний рельєф з деревоподімбним розташованих русел. Горбисте межиріччя характеризується округлими обрисами, і тільки ділянки, броньовані більш щільними пісковиками, відрізняються столовими формами рельєфу. Особливістю розгляду рельєфу є також наявність прямолінійних гряд, від препарованих долритових і габбродолеритових даєк переваги північно-західного простягання. Четвертинні відкладення, потужність яких тут також не перевищує кількох метрів, відрізняються перевагою дрібнозему, з чим пов'язано більш широкий, ніж на платоподібних островах, розповсюдження делювіальних відкладень.

На прибережних просторах  платоподібнібних і розчленованих ерозією островів відзначається абразіоні і абразіонно-акумулятивні морські тераси з висоти 30-35м, з древніми береговими вавами, косами, пересипами і озерами лагунного походження.

Морські відклади, складающі ці тераси, включають окатанності грубоуламкові або пісчаноглинистий матеріал з фауною молюсків і рідко кістками китів і морським плавцем. Аналіз плавника радіовуглеродним методом показав що граничний вік цих терас 8,5-9 тис. років.