Рух льоду

Лід рухається під дією течії та вітру.

Закономірність руху льоду (за Ф.Нансеном):

1. Швидкість льоду менша швидкості вітру в 50 разів, тобто

V_л = 0,02 W,

де V_л - швидкість льоду;

W - швидкість вітру.

2. Лід рухається не за напрямком вітру, а відхилюється від нього на 30⁰ вправо у зв’язку з дією сили Коріоліса.

Правило Зубова М.М.:

1. Лід рухається вздовж ізобари (лінії однакового атмосферного тиску) так, що високий тиск лежить праворуч відносно руху льоду (в північній півкулі).

2. Швидкість руху пропорційна горизонтальному градієнту атмосферного тиску.

3.4.10.Водні маси океану

Водна маса - порівняно великий об’єм води, що відрізняється від оточуючої водної товщі індивідуальними фізичними, хімічними і біологічними ознаками, які набули у визначених районах океанів і морів і котрі зберігаються при переміщенні за межі області свого формування. В кожній водній масі виділяють її ядро з найбільш чітко вираженими показниками. Зміна значень характеристик водної маси, її трансформація відбувається з трьох причин: переходу з однієї кліматичної зони в іншу, зміни зовнішніх умов у районі розміщення, водної маси і змішування з сусідніми водними масами.

Зональна трансформація - перехід водної маси з однієї кліматичної зони в іншу ( холодні і теплі течії).

Сезонна трансформація - водна маса пов’язана з сезонною зміною гідрометеорологічних характеристик на місці і тому новоутворену водну масу можна назвати модифікацією першої, наприклад, літня модифікація.

Трансформація змішування - в результаті перемішування двох водних мас утворюється третя з проміжними значеннями характеристик.

Погранична область двох мас називається фронтальною зоною чи фронтом.

Водні маси Світового океану - це підрозділ другої елементарної водної маси, морської чи галосфери.

У галосфері виділяють основні і вторинні водні маси. Основні водні маси займають великі простори і мають однорідну будову на великій протяжності. Центри формування цих мас зв’язані з головними рисами клімату земної кулі, океанічною і атмосферною циркуляцією. Тому виділяють такі основні водні маси: екваторіальні, тропічні, субтропічні, помірних широт, субполярні і полярні.

Оскільки водні маси у різних океанах за умовами формування неодинакові, їх виділяють і по кожному океану. Водні маси поділяють і по вертикалі: поверхнева, підповерхнева, проміжна, глибинна і придонна.

Вторинні водні маси - це води змішування основних водних мас і води, які принесені в океан з інших водойм (наприклад, середземноморська водна маса в північній частині Атлантичного океану).

3.4.11.Оптичні та акустичні властивості морської води

Прозорість води – це властивість води пропускати світлові промені. Прозорість моря залежить від характеру вбирання і розсіювання світла в морській воді; від розмірів і кількості завислих у воді часток органічного і неорганічного походження. Морська вода є напівпрозорим середовищем, тому світло не проникає на великі глибини океану. Найбільшу прозорість має Саргасове море - 66,5 м; у Тихому океані вона досягає 59 м, в Індійському - 45 м.

Колір води пов’язаний з вибірковістю процесів поглинання і розсіювання сонячного світла. Короткі хвилі - фіолетова і синя частина спектра - розсіюються сильніше, а поглинаються слабкіше, ніж довгі хвилі - червона та інфрачервона частина спектра. Цим і зумовлюється власний колір води як речовини - голубий чи синій. У морській воді багато домішок, які впливають на зміну кольору води. Колір води визначають за еталонними стандартними шкалами колірності.

Світіння моря - збільшення яскравості морської поверхні вночі внаслідок масового світіння планктону (бактерій), медуз, риб тощо.

Цвітіння моря - незвичайні зміни кольору поверхні моря, які спричинені біологічними факторами. Так, при масовому розвитку діатомових водоростей біля тихоокеанського узбережжя Північної Америки море має колір крові.

Акустичні властивості морської води - вода має властивості добре проводити звук. Швидкість звуку залежить від температури, солоності води, тиску. Швидкість звуку в морі приймається рівною 1 500 м/с.

Підводний звуковий канал - шар, в якому концентрується енергія розходження звуку.

Вісь каналу звуку - шар найменшої швидкості звуку.

3.4.12.Хвилювання в океанах і морях

Хвилювання- це один із різновидів хвильових рухів, які існують в океані. Хвильовий рух рідини - рух рідини, володіючий вільною поверхнею, який супроводжується відхиленням цієї поверхні від своєї рівноваги.

Морські хвилі бувають: вітрові; припливні, що виникають під дією сил притягання Місяця і Сонця; сейсмічні (цунамі), що виникають в результаті динамічних процесів у земній корі (землетруси, вулканічні виверження); анемобаричні, які пов’язані зі зміною поверхні океану від положення рівноваги під дією вітру й атмосферного тиску; корабельні, що утворюються при русі корабля.

За розміщенням відносно вільної поверхні рідини хвилі розрізняють:

хвилі, що утворилися на поверхні моря, - поверхневі хвилі;

хвилі, що виникають на поверхні розділу маси рідини і які мають різну щільність, - внутрішні хвилі.

За формою розрізняють хвилі поступальні (прогресивні), в яких спостерігається видиме переміщення хвилі, і стоячі (типу сейш), у яких такого переміщення не буває.

За обрисом хвильового профілю хвилі бувають:

плоскі, чи двомірні хвилі, елементи яких визначаються координатами на площині (в двох вимірах);

просторові, чи тримірні хвилі, елементи яких змінюються за усіма трьома координатами.

Вітрові хвилі бувають:

капілярні вітрові хвилі - це щойно народжені хвилі, які мають вигляд рябі; існування таких хвиль пов’язане з поверхневим натягом;

гравітаційні вітрові хвилі- капілярні хвилі при стійкому вітрі інтерферуються, збільшуються за розміром, перш за все по довжині.

При пологому дні і незмінній прибережній смузі передній схил хвилі стає крутішим, гребінь досягає передньої підошви і навалюється, утворюючи прибій. Гребінь хвилі направляється на сушу, виникає заплеск.

Якщо берег крутий і дно глибоке, може відбутись відбиття хвиль та інтерференція падаючої і відбитої хвиль, тобто утворення стоячої хвилі. Якщо неподалік від урізу води на дні є гряда з меншими глибинами (наприклад, рифи), то хвиля, не доходячи до берега, руйнується і утворює бурун.

Хвилі ще поділяються на короткі - довжина хвилі менша глибини моря і довгі - довжина хвилі більша глибини моря.

Розрізняють такі елементи хвилі:

1) гребінь хвилі - найвища точка хвильового профілю;

2) підошва хвилі - найнижча точка хвильового профілю;

3) висота хвилі - відстань по вертикалі від найвищої до найнижчої точки хвильового профілю;

4) довжина хвилі - горизонтальна відстань між двома послідовно розміщеними найнижчими точками в напрямку розходження хвилі (чи між двома гребенями двох послідовних хвиль);

5) фронт хвилі - лінія, яка проходить уздовж гребеня хвилі і перпендикулярна до напрямку переміщення хвиль.

Цунамі- одиночні хвилі чи невеликі серії хвиль заввишки від десятків сантиметрів до 30 - 35 м і навіть більше; виникають у результаті землетрусів на дні океану, зсувів на крутих схилах дна і вулканічних вивержень. Період цих хвиль від 2 до 40 хв., довжина хвилі - від 20 до 400 - 600 км, швидкість розходження - сотні кілометрів за годину. Найчастіше цунамі бувають біля берегів Японії, Чилі, Перу, Алеутських і Гавайських островів.

Сейші- це стоячі хвилі, при яких підошва чергується з вершиною, причому це чергування відбувається в одному і тому ж місці, тобто хвиля не переміщується поступально в горизонтальному напрямку. В певних точках стоячих хвиль часточки рідини залишаються нерухомими. Такі точки називаються вузлами.

3.4.13.Течії в океанах і морях

Течія - поступальний рух часток води з одного місця океану чи моря в інше.

Класифікація течій за походженням:

Густинні течії - течії, що зумовлені нерівномірним горизонтальним розподілом густини води.

Вітрові, або дрейфові течії - течії, спричинені силою тертя рухомого повітря.

Припливно-відпливні течії - течії, зумовлені дією періодичних припливноутворювальних сил Місяця і Сонця.

Згінно-нагінні течії - течії, спричинені нахилом поверхні моря в результаті дії вітру.

Бароградієнтні течії - течії, що пов’язані з нахилом рівня моря, зумовленим змінами в розподілі атмосферного тиску.

Стокові течії - течії, що утворюються за рахунок підвищення рівня в прибережних ділянках у результаті річкового стоку (Флоридська течія).

Класифікація течій за стійкістю:

Постійні течії мало змінюють швидкість і напрямок протягом року або сезону (пасатні течії, Гольфстрім, Куро-Сіо тощо).

Періодичні течії - це течії, що повторюються через однакові проміжки часу в певній послідовності (припливно-відпливні).

Тимчасові течії - течії, що виникають внаслідок неперіодичної взаємодії зовнішніх сил, насамперед вітру.

За глибиною розміщення виділяють течії:

Поверхневі течії - це течії, які поширюються на глибину до 100м.

Глибинні течії - течії, які зустрічаються на різних глибинах від поверхні моря.

Придонні течії - течії, що поширені в шарі, прилеглому до дна.

За характером руху виділяють прямолінійніі криволінійнітечії, які поділяються на циклонічні і антициклонічні.

За фізико-хімічними властивостями розрізняють теплі й холодні, солоні й розпріснені течії.

3.4.14.Припливи і відпливи

Припливи - це складні хвильові рухи водної товщі, що зумовлені силами всесвітнього тяжіння і виражені в періодичних змінах рівня та течій і виникають в результаті дії сил притягання Місяця і Сонця.

Повна вода - це крайнє положення рівня в кінці припливу.

Мала вода - крайнє положення рівня в кінці відпливу.

Період припливу - проміжок часу між двома послідовними повними чи малими водами.

Залежно від періоду розрізняють припливи:

Півдобові - період припливів у середньому дорівнює 12 год. 25 хв. і при цьому припливі протягом місячної доби регулярно спостерігається дві повних і дві малих води.

Добові - це коли за місячну добу спостерігається одна повна і одна мала вода.

Змішані - коли протягом місяця явище змінює свою періодичність, наближаючись то до півдобового, то до добового типу.

Повна вода настає приблизно в момент проходження Місяця через меридіан даного місяця з деяким запізненням і цей момент називається кульмінацією Місяця.

Місячний проміжок - проміжок часу між кульмінацією Місяця і моментом настання найближчої повної води.

Середня величина місячного проміжку називається прикладним часом порту.

Коли Місяць і Сонце знаходяться на одній лінії з Землею, величини припливів найбільші - сизигійні припливи.

Коли Місяць і Сонце видно з Землі під прямим кутом, величини припливів стають найменшими - квадратурні припливи.

Проміжок часу між сизигіями і сизигійними припливами називається віком припливу.

Сизигія - коли Місяць і Сонце знаходяться на одній лінії з Землею.

3.4.15.Рівень океанів і морів

Рівень моря - це висота фактичної рівневої поверхні моря над деякою відліковою поверхнею і вимірюється в сантиметрах.

Коливання рівнів бувають:

-періодичні (сейші, вітрові хвилі);

-напівперіодичні - коливання рівня, спричинені згінно-нагінними явищами мусонних і бризових вітрів;

-неперіодичні - коливання рівня внаслідок зміни атмосферного тиску в окремих циклонах і антициклонах, що проходить над морями.

Тимчасові коливання рівнів можуть бути спричинені сильними змінами атмосферного тиску і вітру, пов’язаними з проходженням над морем циклонів і антициклонів.

Сезонні (внутрішньорічні) коливання рівня - визначаються зміною об’єму води в басейні, що в свою чергу, може бути викликано зміною маси води (водним балансом) чи зміною густини води, тобто її температури і солоності без зміни маси води та вплив сезонних коливань атмосферного тиску і вітрів. Ці коливання невеликі і змінюються в межах 20 - 30 см.

Середні річні рівні - ці коливання відображають мінливість такого ж характеру в атмосфері, а їх природа ще не встановлена так само, як і природа тривалих кліматичних змін. Розмах річних коливань моря знаходиться в межах 20 - 30 см.

Вікові коливання рівня - коливання рівня, які вимірюються періодами в кілька десятиліть і сотень років. Такі коливання вивчені ще менше.

Періоди коливання геологічного масштабу - коливання, які вимірюються тисячоліттями і мільйонами років і пов’язані як зі зміною маси води в океані, так і з повільним рухом земної кори. Перші зв’язані головним чином зі зміною об’єму материкових льодовиків, а другі - з тектонічними процесами і зміною форми та розмірів океанів.

ГІДРОЛОГІЯ ОСОБЛИВИХ ВОДНИХ ОБ'ЄКТІВ

4.1.ГІДРОЛОГІЯ ЛЬОДОВИКІВ

4.1.1.Утворення льодовиків

Льодовик - це маса льоду з постійним закономірним рухом, розміщений в основному на суші, має певну форму, значні розміри і утворений внаслідок накопичення та перекристалізації твердих атмосферних опадів. Головне джерело живлення льодовика - тверді опади, які накопичуються на дні та схилах западин. Для існування льодовиків потрібний вологий клімат з від’ємними температурами взимку та влітку. Якщо влітку спостерігаються плюсові температури, то період з теплою погодою має бути коротким, щоб сніг, який випав, не встиг розтанути.

Снігова лінія – це лінія, яка поділяє ділянки з додатнім та від’ємним балансом снігу. Вище снігової лінії прибуток снігу більший за витрати, тому відбувається його накопичення, а нижче - витрати снігу перевищують прибуток, тому сніговий покрив там буває періодично. Сніг накопичується до певної висоти, нижче якої встановлюється рівновага.

Кліматична снігова лінія – це середнє положення снігової лінії і визначається кліматичними умовами місцевості. Вище неї в середньому за рік сніг може накопичуватися більше, ніж танути чи випаровуватись, нижче увесь сніг, що випав взимку, може повністю розтанути влітку.

Вище кліматичної снігової лінії спостерігається позитивний сніговий баланс, нижче – від’ємний, а на самій лінії – нульовий сніговий баланс. Сніг накопичується до певної висоти, нижче якої знову встановлюється рівновага.

Сезонна снігова лінія - межа між поверхнею, що вкрита снігом і поверхнею, яка не має снігу.

Орографічна снігова лінія - снігова лінія визначається місцевими особливостями рельєфу (експозицією та крутістю схилів).

Найвище снігова лінія розміщена в субтропіках (на висоті - 6 500 м), що пов’язано з сухістю повітря в цих широтах. Найнижче снігова лінія розміщена в полярних районах, що пояснюється низькими температурами. У південній півкулі, для якої характерний морський клімат, снігова лінія скрізь розташована нижче, ніж у тих самих широтах північної півкулі, а починаючи з 62⁰ пд.ш. вона лежить на рівні моря.

Частина тропосфери, що розташована вище кліматичної снігової лінії, в межах якої сніговий баланс позитивний і відбувається накопичення твердих атмосферних опадів, називають хіоносферою.

Розвантаження накопиченого снігу відбувається постійно шляхом сповзання утворених льодовиків або сходом лавин.

Лавина- це снігові маси, які сповзають з похилої підстилаючої поверхні гірських схилів, захоплюючи з собою нові маси снігу. Лавини характерні для гірських масивів, де крутість схилів понад 15⁰, потужність снігу перевищує 0,5 м і можуть утворюватися як в холодну пору року, так і в теплу.

Сухі лавини - снігова маса зривається від найменшого струсу повітря чи підстилаючої поверхні (постріл, порив вітру, різкі звуки) в місцях, де кут похилу поверхні понад 45⁰, швидкість руху - до 80 - 100 м/с. Це зимові лавини.

Мокрі, або грунтові лавини - рухаються перекочуванням по змоченій талою водою поверхні грунту або снігу, обростають новими масами снігу, захоплюють каміння, землю, дерева тощо. Мокрі лавини дуже часто мають постійні шляхи руху, які називають лотками. Мокрі лавини характерні для теплої пори року.

Наст - під дією сонячних променів свіжий сніг у поверхневому шарі підтає, а вночі знову замерзає і поверхня вкривається тонкою льодяною кіркою.

Фірн - подальше накопичення снігу, ущільнення і перехід у пухирчасту сіро-білу масу, яка складається з деформованих льодяних зерен. Щільність фірну 0,3 - 0,5 г/см³. Область поширення фірну утворює фірновий басейн, або зону живлення льодовика. Поверхня фірнового басейну постійно покрита снігом, під яким на значній глибині знаходиться кристалічний лід льодовика.

Глетчерний лід або льодовик - усе більш ущільнюючись фірн переходить у білий фірновий лід (зі щільністю 0,85г/см³), а далі в чистий прозорий лід блакитного кольору (зі щільністю 800 - 910 кг/м³). Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків спричинена видаленням з маси льоду пухирців повітря. Так, свіжий сніг містить до 90% повітря, фірн – 60%, фірновий лід – 30%, глетчерний – 15%.

Режеляція – це замерзання льодових кристалів і окремих брил льоду в місцях їх зіткнення. При температурі 0⁰С режеляція відбувається за нормального тиску, а при більш низьких температурах – за підвищеного.

Конжеляція - повторне змерзання розталої води на поверхні льоду.

Таким чином, в льодовиках спостерігається три принципово різних способи утворення льоду – шляхом рекристалізації снігу та фірну (під тиском), шляхом замерзання талої води в товщі фірну (інфільтраційний лід), шляхом замерзання талої води на поверхні льоду (конжеляційний лід).

В різних кліматичних умовах, а також в різних частинах одного льодовика процес льодоутворення відбувається по-різному.

Класифікація льодоутворення за характером танення щорічного снігу, ступеня водовіддачі та вигляду льодоутворення за П.Шумським та А.Кренке:

1. Снігова (рекреталізаційна) зона - зона, в якій танення та водовіддача відсутні. Льодоутворення відбувається шляхом рекристалізації. Товщина фірну 50 - 150 м. Нижня межа зони відповідає середній річній температурі біля - 25⁰С. Зона поширення - внутрішня частина Антарктиди (вище 900-1350м над рівнем моря), Гренландії (вище 2000-3000м), вершини Паміру (вище 6 200 м).

2. Снігово-фірнова (рекресталізаційно-режеляційна) зона - зона, де танення снігу відбувається тільки в теплу пору року, водовіддача практично відсутня. Льодоутворення відбувається в основному шляхом рекресталізації. Товщина фірну 20 - 100 м. Зона характерна для периферії льодовикового покриву Антарктиди (на висоті 500 - 1 100 м), Гренландії, для високих гір Паміру (вище 5 800 м).

3. Холодна фірнова (холодна інфільтраційно-рекресталізаційна) зона - зона, де танення і водовіддача із річного шару снігу помірні. У нижніх шарах вода знову замерзає. Льодоутворення відбувається на 2/3 шляхом замерзання інфільтраційної води і на 1/3 шляхом рекристалізації. Температура льодовика нижче 0⁰С. Ця зона поширена в горах з континентальним кліматом.

4. Тепла фірнова (тепла інфільтраційно-рекристалізаційна) зона-зона, де танення та водовіддача значні, формується інтенсивний стік. Льодоутворення відбувається в рівній ступені шляхом інфільтраційного замерзання і рекристалізації. Товщина фірну 20 - 40 м. Температура льодовика біля 0⁰С. Зона поширена в горах і на арктичних островах в умовах морського клімату.

5. Фірново-льодяна (інфільтраційна) зона - танення і водовіддача значні. Льодоутворення в основному інфільтраційне. Товщина фірну не більше 5 - 10 м. Зона характерна для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.

6. Зона льодяного живлення (інфільтраційно-конжеляційна) - танення і водовіддача інтенсивні. Льодоутворення відбувається шляхом інфільтрації та конжеляції. Фірну в цій зоні не має. Зона типова для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.

Лінія нульового снігового балансу - це лінія, яка на тілі самого льодовика проходить трохи нижче, ніж кліматична снігова лінія в даному районі Землі. Це можна пояснити як додатковим надходженням снігу на поверхню льодовика шляхом заметілі та лавинного перенесення, так і охолоджуючим впливом самого льодовика.

Фірнова лінія - горизонтальна лінія (влітку), яка відділяє поверхню фірну від поверхні льоду.

4.1.2.Живлення та абляція льодовиків

Живлення льодовика - тверді атмосферні опади; дощові рідкі опади; заметільне перенесення, тобто принесення вітром снігу на поверхню з суміжних гірських схилів; лавини, що приносять додаткові об’єми снігу на льодовик; конденсація водяної пари в тверду фазу (сублімація) або так звані «наростаючі» опади - паморозь та іній; «накладений лід», тобто знову замерзає тала вода сезонного снігу.

Абляція льодовиків – зменшення льодовика відбувається як шляхом танення льоду, випаровування з його поверхні, так і внаслідок видування снігу вітром (механічна абляція).

Розпізнають три види абляції: поверхневу, внутрішню та підльодовику.

Поверхнева абляція - безпосереднє нагрівання льоду спричиняється сонячним промінням, теплим повітрям та дощами, які випадають на поверхню льоду.

Внутрішня абляція відбувається за рахунок внутрішнього тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в товщі льодовика.

Підльодовикова абляція виникає внаслідок надходження тепла від поверхні гірських порід, які мають більш високу температуру, ніж льодовик, а також при підвищенні тиску на нижній межі льодовика.

Регресія - відступання льодовиків.

4.1.3.Баланс льоду і води в льодовику

Рівняння балансу льоду:

Х_тв + Y_м + Y_лав + Y_зам + Z_кон = Y_т + Z_вип ± ∆U_л ,

де: Х_тв - тверді опади;

Y_м - заметільне перенесення;

Y_лав - лавинне перенесення;

Y_зам - замерзання води;

Z_кон - конденсація водяної пари;

Y_т - стік талої води з льодовика;

Z_вип - випаровування снігу та льоду;

±∆U_л - зміна об’єму льоду в льодовику.

Рівняння балансу води в льодовику:

Х_р + Y_т = Y_ст + Y_зам ± ∆U_в ,

де: Х_р - рідкі опади;

Y_т - танення снігу, фірну і льоду на поверхні та в товщі

льодовика;

Y_ст - стік води за межі льодовика;

Y_зам - повторне замерзання талої та дощової води;

±∆U_в - зміна запасів рідкої води в льодовику.

Рівняння балансу маси льодовика:

X + Y_м + Y_лав + Z_конд = Y_т + Z_вип ± ∆U;

де ± ∆U – зміна маси льодовика за інтервал часу ∆t.

4.1.4.Режим та рух льодовиків

Режим льодовика - характер зміни його об’єму (маси) і форми, що виявляється наступом і відступом льодовика. Якщо акумуляція в льодовику рівна абляції, то ∆U_л = 0 і льодовик буде стабільним. Якщо акумуляція перевищує абляцію, то ∆U_л > 0 і льодовик наступає. Якщо абляція перекриває акумуляцію, то ∆U_л < 0, маса льоду зменшується і льодовик відступає.

Коливання льодовиків - це режим їх наступу та відступу, що пов’язані перш за все зі змінами умов живлення та абляції льодовиків. Наступ льодовиків зазвичай спостерігається в холодні і вологі періоди, відступ – в теплі та сухі.

Рух льодовиків - це переміщення маси льоду. Рух льодовиків починається тоді, коли товщина їх досягне певної критичної пружності, яка залежить від похилів схилів. Критична товщина льоду становить 15-30м. Середня швидкість руху льодовика - 0,5 м/добу, а найбільша швидкість руху льодовика 40 м/добу (льодовики Гренландії). Середня частина льодовика та його поверхневі шари рухаються швидше, ніж окраїнні та глибинні. Влітку та вдень швидкість руху більша, ніж взимку та вночі.

4.1.5.Робота льодовиків

Стікаючи по схилах гір, льодовики за допомогою вмерзлого в них каміння та через нерівність дна, виконують велику руйнівну роботу – спричиняють льодовикову ерозію. Наслідком цієї ерозії є утворення специфічного ландшафту «курчавих» скель (куполоподібних горбів) та «баранячих лобів» (яйцеподібних горбів). На схилах гір утворюються кари та льодовикові цирки.

Кари - це плоскі заглиблення на крутих схилах.

Льодовикові цирки - це чашоподібні крутостінні ніші. Для льодовикових долин характерна значна зміна похилів і навіть ділянок із зворотним похилом.

Троги- долини мають коритоподібну форму з широким плоским дном та крутими схилами (рис. 4.1.).

Рис. 4.1. Схема льодовика:

А – трог; Б – льодовик; В – бокові льодовики

Продукти руйнування гірських порід (від найдрібніших частинок пилу до великих кам’яних брил), які потрапили в тіло льодовика, називають моренами.

Рухомі морени - це морени, які рухаються разом з льодовиком.

Відкладені морени - це морени, що припинили рух.

Морени в тілі рухомого льодовика поділяють на поверхневі, внутрішні та донні.

Поверхневі морени - морени, що виникають у результаті накопичення на поверхні льодовика уламків гірських порід зі схилів долини, пилу, який принесений з навколишньої місцевості тощо.

Внутрішня морена - морена, котра формується з поверхневого матеріалу, який поглинається тілом льодовика.

Донна морена - це матеріал, який льодовик вибрав з дна, а також частково поглинені внутрішня і поверхнева морени; для неї характерний окатаний матеріал, валуни.

Кінцева морена - це матеріал, який льодовик відкладає у своїй кінцевій частині у вигляді поперечного валу.

Бокова морена - це вали, які утворилися по боках льодовика.

4.1.6.Типи льодовиків

Розрізняють два основних типи льодовиків: материкові та гірські.

1. Материкові льодовики - ці льодовики характеризуються великими розмірами та плоскоопуклою формою, яка не залежить від рельєфу місцевості. Напрямок руху цих льодовиків зумовлений розподілом тиску і похилом його поверхні незалежно від похилу ложа. Абляція в материкових льодовиків незначна. Зменшення площі льодовика відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика і сповзання в море. Ці уламки утворюють айсберги.

Айсберг - це льодова гора, яка піднімається над рівнем моря не менше як на 5 м і на 4/5 свого об’єму занурена у воду, внаслідок того, що щільність льоду менша за густину морської води.

Материкові льодовики поділяють на льодовикові куполи, льодовикові щити і вивідні льодовики.

Льодовикові куполи - опуклі льодовики потужністю до 1 000 м.

Льодовикові щити - крупні опуклі льодовики потужністю більш 100 м і площею поверхні більше 50 тис.км².

Вивідні льодовики - це льодовики, що швидко рухаються та через які здійснюється основна витрата льоду материкових льодовиків.

2. Гірські льодовики - це льодовики, які характеризуються невеликими розмірами, залежністю форми льодовика від форми трогів, чіткою різницею між зоною живлення і зоною стоку, спрямованим лінійним рухом.

Типи гірських льодовиків: льодовики вершин (кальдерні, зіркоподібні), льодовики схилів (карові, висячі) і долинні льодовики.

Кальдерні льодовики - льодовики в кратерах згаслих вулканів.

Зіркоподібні льодовики - льодовики, які мають кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори.

Карові льодовики - невеликі льодовики, які розміщені в заглибленні на схилах.

Висячі льодовики - льодовики на крутих схилах, у неглибоких западинах і які не мають чіткого обмеження з боків.

Долинні льодовики - льодовики, що розташовані у верхніх і середніх частинах гірських долин і поділяються на: прості, або альпійські - це льодовики, які складаються з одного потоку (Альпи); туркестанські - формування льодяного матеріалу відбувається за рахунок снігових лавин, мають малу площу живлення і велику площу стоку (Середня Азія); складні, або кавказькі - льодовики, які мають льодовикові потоки з притоками, поширені на Кавказі; деревоподібні або тянь-шанські - льодовики, які за зовнішнім виглядом нагадують дерево, характеризуються великими запасами води.

4.1.7.Поширення та значення льодовиків

Льодовики вкривають близько 10% поверхні Землі. Основні райони зледеніння знаходяться в Західній Арктиці – це острови Нова Земля, Земля Франца-Йосипа, які вкриті льодом на 87-90%. По мірі просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і на архіпелазі Де-Лонга, льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Серед гірських районів за площею зледеніння перше місце посідає Середня Азія (близько 2500 льодовиків загальною площею понад 17 000км²), друге – Кавказ (майже 1400 льодовиків загальною площею 1970 км²). Значне зледеніння характерне для Камчатки, Алтаю, північного та південно-східного Сибіру тощо.

Льодовики мають велике значення в живленні річок; є важливим джерелом водних ресурсів, особливо в районах зрошуваного землеробства (Середня Азія); є сховищами найчистіших прісних вод.

Однак, крім користі, льодовики можуть спричинити великі катастрофи: повені селі.

4.2.ГІДРОЛОГІЯ ПІДЗЕМНИХ ВОД

4.2.1.Теорії походження підземних вод

Інфільтраційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок атмосферних опадів, які через дрібні канальці в гірських породах проникають у шари Землі, де й накопичуються. Ця теорія була сформульована в 1717 р. французьким фізиком Маріоттом.

Конденсаційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок водяної пари, яка міститься в повітрі. Ця теорія була висунута німецьким гідрологом Фольгером в 1877 р.

Ювенільна теорія походження підземних вод - підземні води утворюються на великих глибинах з пари і, можливо, з дисоційованих атомів водню і кисню. Початок цим водам дають газові виділення магми або води, що входять до багатьох мінералів у вигляді кристалізаційних або хімічно зв’язаних. Запропонував цю теорію в 1902 р. австрійський геолог Е.Зюсс.

Теорія похованих вод - це певна частина підземних вод, яка сформувалася за рахунок води стародавніх морських басейнів. За певних геологічних процесів ці води потрапляють у гірські породи, які з часом перекриваються більш молодими нашаруваннями.

4.2.2.Фізичні властивості порід

Щільність гірської породи - це відношення її маси до його об’єму. Розрізняють щільність сухої породи і щільність породи за природної вологості.

Пористість - відношення об’єму пустот до об’єму всієї породи:

n = Un / U,

де n - пористість;

Un - об’єм пор;

U - об’єм породи.

У скельних масивних породах ці пустоти виражені тріщинами; у розчинених породах (вапняках, доломітах, соленосних відкладах) пустоти являють собою каверни і канали; у пухких осадових породах пористість обумовлена нещільним притяганням часток, які складають ці породи.

Коефіцієнт пористості - відношення об’єму пустот до об’єму її скелета (твердих мінеральних часток, які входять до складу порід):

е = Ụn / Uс,

де е - коефіцієнт пористості;

Un - об’єм пор;

Uс - об’єм скелета породи.

Пористість вивержених порід коливається від 0,05 до 6-7 %, у вапняків і доломітів - від 0,2 до 34 %, у пісковиків - від 3,5 до 28 %, у торфу - 76 - 89 %.

Гранулометричний склад порід - це характеристика осадових утворень за розміром часток, з яких складені ці утворення. Розміри таких часток - від глинистих і пилуватих (діаметром 0,05 - 0,005 мм і менше) до гальок і валунів (від 10 до 100 мм діаметром).