Палеогеография ледниковых эпох

Введение

 

Цель данного курсового проекта - изучить основные ледниковые эпохи в истории Земли и их роль в формировании современного ландшафта.

Актуальность и значимость данной темы определяется тем, что ледниковые эпохи недостаточно изучены для полного подтверждения о существовании на нашей Земле.

Задачи: провести литературный обзор; установить основные ледниковые эпохи; получение подробных данных о последних четвертичных оледенениях; установить основные причины оледенений в истории Земли; изучить современные климатические образования ледников, а также изучить оледенения и основные закономерности природы;

В настоящее время получено еще  мало данных, которые подтверждают распространение на нашей планете  в древние эпохи толщ мерзлых  пород. Доказательством служат в  основном обнаружение древних материковых  оледенений по моренным их отложениям и установление явлений механического  отрыва пород ложа ледника, переноса и обработки обломочного материала  и отложения его после таяния льда. Уплотненные и сцементированные древние морены, плотность которых  близка к породам типа песчаников, названы тиллитами. Обнаружение  таких образований разного возраста в различных районах земного  шара однозначно указывает на неоднократное  возникновение, существование и  исчезновение ледниковых покровов, а, следовательно, и мерзлых толщ. Развитие ледниковых покровов и мерзлых толщ может происходить асинхронно, т.е. максимальное развитие по площади оледенений и криолитозоны может не совпадать  по фазе. Однако в любом случае при  этом наличие крупных ледниковых покровов свидетельствует о существовании  и развитии мерзлых толщ, которые  по площади должны занимать значительно  большие территории, чем сами ледниковые покровы.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Глава 1 Современные климатические  условия образования ледников.

Чтобы понять климатические  условия, в которых шло образование  ледниковых покровов, необходимо знать  климат современных ледниковых областей.

В настоящее время ледники  на Земле занимают 16,3 млн. кв. км, или  около 11% площади суши. Из них 14 100 тыс. кв. км приходится на южные полярные страны, 2100 — на северные, - 121,1 тыс. кв. км — на умеренные страны Северного  и Южного полушарий и высокогорные тропические страны. Площадь современных ледников 73 813 кв. км. Весьма значительные площади заняты вечной мерзлотой (примерно 20—25% площади всей суши земного шара).

Образованию ледниковых покровов на суше и в полярной гидросфере способствуют климатические условия, благоприятствующие накоплению и длительному сохранению снега, который в процессе уплотнения и кристаллизации превращается в фирн, а затем в лед. Для этого необходимо, чтобы приход твердых осадков в тело ледника превышал их расход.

 Уровень, при котором  приход на поверхность Земли  твердых осадков равен их расходу, получил название снеговой границы, выше которой находится область, где приход твердых осадков превышает их расход. Сверху эта область ограничена верхней снеговой границей. Теоретическая верхняя снеговая линия лежит высоко в атмосфере и ни одна горная система мира не достигает ее. Между верхней и нижней снеговыми границами расположена область постоянного холода — хионосфера.

Нижнее положение снеговой границы определяется рядом факторов, в числе которых главными являются температурные условия летних месяцев, количество атмосферных осадков, а также рельеф и его ориентировка по странам света

Высшая точка снеговой границы находится над субтропиками, характеризующимися засушливым климатом. В Южном полушарии, где господствует океанический климат, снеговая граница почти повсеместно располагается ниже, чем на соответствующих широтах Северного полушария.

В полярных странах (южных  и северных) снеговая граница лежит  на уровне моря, над экваториальной областью — на высоте 4400 — 4900 м, в сухих субтропиках — 5000 — 6400 м. В горных районах Северного полушария снеговая граница ниже на северных склонах и выше на южных (например, на склонах Джунгарского Алатау  соответственно на высоте 3000 и 3500 м).

На Западном Кавказе на пути потоков влажного воздуха снеговая граница располагается на высоте 2800 — 3200 м, на более сухом Восточном Кавказе—3500; на периферических частях хребтов Средней Азии—3000—3600, внутренних — 5000 — 5500 м и т. д. На западной стороне Скандинавских гор, где выпадает много осадков, снеговая граница лежит на 150 м ниже, чем на менее влажном восточном склоне. В горных районах Восточной Сибири, где количество осадков незначительное, несмотря на низкие среднегодовые температуры, снеговая граница находится сравнительно высоко над уровнем моря — 2000 — 2300 м.

Различают климатическую  и орографическую снеговые границы. Первая соединяет наиболее высоко расположенные незатененные горизонтальные площади, на которых весь снег летом стаивает, но выше которых находится снеговая область. Вторая снеговая граница соединяет высоты постоянных снежных пятен, лежащих ниже климатической снеговой границы и в силу тех или иных благоприятных условий, сохраняющихся в углублениях и затененных местах горных склонов. Разница в высоте климатической и орографической снеговых границ иногда достигает нескольких сот метров. Положение границы постоянного снега на суше определяется многими факторами, главные из которых географическое положение, высота над уровнем моря, орография, климат, количество выпадающих твердых осадков, интенсивность их таяния и испарения и пр.

Образование  ледников и  их развитие зависят прежде всего  от баланса твердых атмосферных осадков на снеговой границе, либо отлагающихся непосредственно в области, благоприятной для сохранения и питания ледника, либо приносимых ледниками и ветром из соседних областей.

Колебания климата в сторону  похолодания или потепления непосредственно отражаются на приходе и расходе вещества в ледниках, энергии оледенения, площади и границах распространения, динамических свойствах ледников, в частности их наступании и отступании.

Современные ледники Гренландии (рисунок 1) и Антарктиды      (рисунок 2) свидетельствуют о том, что для их образования наиболее благоприятны морские условия в сочетании с низкими температурами воздуха. Тогда воздух насыщен влагой, обеспечивающей выпадение осадков в виде снега в течение большей части года, нередко даже в разгар полярного лета. В то же время испарение не вызывает значительного расхода осадков, что при общем небольшом их количестве способствует образованию и сохранению мощных толщ льда.

Образование ледников происходит в постоянной борьбе между циклональными  и антициклональными воздушными массами. Первые приходят из областей пониженного давления над морскими пространствами, вторые — из областей повышенного давления над ледниковым покровом. По мере образования и развития ледников возрастает одновременно холод и сухость атмосферы, однако это совершается до определенных пределов и, вероятно, при некоторых условиях регулируется автоматически. Чем больше влажного и теплого воздуха поступает в зону ледников, тем благоприятнее криосферные условия для их образования и развития, и, наоборот, чем суше воздух, тем меньше снегопада, а следовательно, и менее благоприятны условия.

П. А. Шумский различает два основных типа льда: рекристаллизованный, образованный путем накопления снега и превращения его в лед, и конжеляционный — за счет замерзания воды.

 Промежуточный тип представлен инфильтрационным льдом, образующимся путем частичного таяния, инфильтрации  и замерзания  талой воды в порах горных пород. В соответствии с этим П. А. Шумский на основе закономерности воднотеплового баланса на земном шаре в условиях земной криосферы выделяет две главные зоны: верхнюю — рекристаллизационную и нижнюю — конжеляционную, которые разделяются промежуточной— инфильтрационной. Ниже этой постоянной части криосферы (криолитозоны) расположена сезонная конжеляционная зона. В районах морского климата она выклинивается, а в районах резко континентального, наоборот, расширяется за счет рекристаллизационной зоны. Последняя за небольшим исключением не выходит за пределы материка.

Продуктами льдообразования рекристаллизационной и инфильтрационной зон суши являются ледники, обладающие способностью перемещаться по земной поверхности вследствие своей пластичности, продуктами конжеляционной зоны (криолитозоны) — неподвижные надземные и подземные льды, представленные в основном тремя видами: льдами, возникающими от замерзания в горных породах подземных вод, пещерными и погребенными льдами.

Основной тип оледенения гидросферы — это ледяной покров преимущественно конжеляционного происхождения.

Весьма сложен и разнообразен температурный режим ледников, зависящий от многих факторов: географической широты местности, мощности льда, режима поверхности, радиационных и тепловых свойств снегового покрова, форм льда и др. Альбедо ( т.е, отношение количества отраженной по всем направлениям от поверхности лучистой энергии к количеству падающей энергии) для снега и ледников характеризуется большими величинами — от 50 до 90%, в то время как альбедо поверхности Земли колеблется от 2 до 50%, для травы — от 20 до 26, песка — 29—34, коры деревьев — 14—18, водной поверхности — от 3 до 4%.

Для отдельных современных  ледников установлены следующие  температуры: Антарктиды — местами  до —40°С, центральных районов Гренландии—28,  Баффиновой Земли—10, Скандинавии, Исландии, Альп — около 0°.

Различают два основных класса ледников — материковые и горные. Материковые льды характеризуются  обширными размерами, плоско-выпуклой, более или менее округленной, не зависящей от рельефа местности формой. Обычно они представляют собой крупные ледниковые щиты и покровы. К числу районов покровного оледенения, на долю которого приходится около 98% всей площади современного оледенения земного шара, принадлежат Антарктида, Гренландия, часть Канадского арктического архипелага (рисунок 3), Исландия (рисунок 4), Шпицберген и Новая Земля, Земля Франца Иосифа, Северная Земля и ряд более мелких арктических островов.

Горные ледники сравнительно небольших размеров, форма их зависит от характера вместилища, здесь отмечается отчетливое разделение областей питания и стока, направленное линейное движение, способность создавать эрозионные формы рельефа (кары, цирки, троги и др.).

Среди горных ледников различают  долинные, висячие, каровые и др. Долинные ледники широко встречаются  в высокогорных районах. Они залегают в древних речных долинах, более или менее переработанных ледником. Область питания их чаще всего расположена в ледниковом цирке (чашеобразном расширений верховья долины) и называется фирновым бассейном. В горных районах Средней Азии во многих случаях ледники питаются лавинами с крутых склонов и обвалами висячих ледников. Они получили название ледников туркестанского типа. Ледники, состоящие из одного ледникового потока, носят название простых долинных или ледников альпийского типа, а ледники из нескольких сливающихся ветвей — сложных или полисинтетических. На Шпицбергене (рисунок 5) известны долинные ледники, представляющие собой сложные ледниковые комплексы, охватывающие оба склона горного хребта или водораздельной возвышенности. Они получили название переметных. Ледники, питающиеся из ледниковых щитов, известны как скандинавский тип. Наконец, особой разновидностью долинных является аляскинский тип горных ледников, имеющих раздельные области питания и стока, а также общую «ледяную дельту», расположенную в предгорной равнине.

Висячие ледники лежат  на крутых горных склонах, в неглубоких впадинах, каровые приурочены к горным склонам или вершинам, расположенным в каре, созданном или расширенном деятельностью снега или льда.

У устья кара они часто окаймлены валом конечной морены, благодаря чему уровень днищ древних каров может служить показателем высоты снеговой границы в эпоху формирования ледников.

Из ледниковых покровов материкового типа привлекают внимание ледники Антарктиды и Гренландии. Они занимают большие  площади материковой и прибрежной суши и характеризуются специфическими особенностями развития и динамики.

Ледники Антарктиды детально изучались в последнее время в связи с Международным геофизическим годом. Установлено, что они представляют различные гляциологические области оледенения, среди которых выделяют следующие: покровного материкового оледенения — материкового льда, горного, островного и прибрежного оледенений (Д. Г. Панов). Господствуют здесь материковые льды. Ими занята площадь примерно в 12,6 млн. кв. км.

Материковый лед залегает на различной поверхности рельефа, которая на отдельных участках опускается ниже уровня моря. Во внутренней части материка поверхность льда образует плато с преобладающими высотами 2000—3000 м.

Площадь оледенения Гренландии около 1,8 млн. кв. км со средней мощностью  ледника 2100 м, наибольшей — свыше 3400 м. Объем льда 3630 куб. км. Поверхность  ледника плавно повышается от окраинных его частей в глубь острова, где образует два пологих купола 2770—3300 м высоты. Средняя высота подстилающей ледник поверхности 125 м. Во внутренних частях ледников наблюдается медленное движение льда к периферии. Оно обусловлено давлением вышележащих слоев на нижние и краевые части. Скорость движения в некоторых районах свыше 20 м в сутки. Там, где ледник подходит вплотную к морскому берегу, его массы сползают в море, образуя огромные ледяные глыбы — айсберги. Некоторые из них достигают высоты над уровнем моря 100—130 м и выносятся в открытый океан (в северную часть Атлантики).

В ряде мест Северной Гренландии покровные ледники занимают часть  прибрежной мелководной зоны моря. Например, языки ледника Петермана (рисунок 6) заходят в море на 40 км. Высота этого ледника достигает 6 м. Восточный берег Гренландии круглый год забит льдами, приходящими с севера с холодным Восточно-Гренландским течением.

Питается гренландский ледник главным образом выпадающими  летом осадками, так как зимой  па большей части острова преобладает  морозная погода с повышенным атмосферным  давлением, препятствующим прохождению  обычных над Северной Атлантикой циклонов. Над Баффиновым заливом часто проносятся циклоны, направляющиеся на север вдоль теплого Западно-Гренландского течения. Они приносят па побережье Гренландии морской полярный воздух.