Динамическая геоморфология - Ананьев Г.С.
ISBN 5-211-01618-1
Скачать (прямая ссылка):
Расположение лавинных борозд, лотков и желобов связано чаще всего с зонами повышенной трепдановатости. Желоба начинаются обычно с водораздельных седловин или из водосборных воронок. Ширина их на всем протяжении почти не изменяется.
Иногда лавины останавливаются в средней части склонов, натолкнувшись на уступы в виде структурных поверхностей, "пле-чей" трогов и т.п. Но чаще, пересекая такой уступ, лавины превращаются в "прыгающие" и увеличивают свою денудационную роль.
Захват и перемещение лавиной обломочного материала подчиняется определенным закономерностям. Наибольший объем такого материала скапливается на плечах трогов и в основании склонов. Размеры обломков в лавинных конусах выноса весьма различаются. В цирке Равни чал (Рила, Болгария), вблизи оз. Окото (Пирин) нами наблюдались глыбы до 2 м в поперечнике, округленностью 1-Й класса. Сортировка обломков в лавинных конусах сравнительно небольшая.
Ударная сила лавины значительна. Мощные лавины иногда с такой силой ударяют в противоположный склон, что разрушают его. Обломки заваливают при этом дно долины.
Масса лавины, кроме массы снега, зависит еще и от содер-
770
жания в нем обломочного материала. Обычно объем последнего в наиболее крупных лавинах колеблется от 0,2 до 3% (Мягков и др., 1979). На поверхности конусов выноса слой аккумуляции обломочного материала, вынесенного снежной лавиной, иногда измеряется первыми сантиметрами.
Если принять среднюю интенсивность лавинной денудации на площади лавинного лотка в 0,20 мм/год (поскольку максимальная интенсивность, по данным В.П. Агафонова и С.А. Макарова (1981), равна 0,31 мм/год), то, зная суммарную площадь лавинных лотков выше границы леса, можно в первом приближении определить долю лавинной денудации на всей исследуемой территории. Для хр. Терскей-Алатау в Тянь-Шане лавинный снос из денудационных воронок оценивается в 0,02 мм/год, из деформированных каров - 0,24 мм/год (Мягков и др., 1979). Такой же анализ был проведен P.M. Кендеровой (1988) для бассейна р. Мусаленска Бистрица (Болгария). Здесь на общей площади в 46,2 км2 площадь лавинных лотков, включая лавинные конусы выноса, составила 10,1 км2, т.е. 21 % от общей площади. Следовательно, средняя величина интенсивности лавинной денудации На всей площади бассейна, очевидно, будет равна одной пятой, т.е. 0,04 мм/год.
В ряде случаев лавины спускаются непосредственно на дно цирка, в том числе и на акваторию озера. Из наблюдений известно, что при этом масса снега падает на поверхность льда озера, создавая мощный гидравлический удар (по A.A. Лукашо-ву). В результате последнего происходит разрушение ледяного покрова. Глыбы льда и ударная волна выпахивают дно карового озера и выплескивают воду с обломочным материалом на расстояние до 50-100 мм от озера. Это приводит к углублению озерных ванн и препятствует их постоянному зарастанию водной растительностью и заполнению рыхлыми осадками.
Лавины приводят в вершинном поясе гор к интенсивной аккумуляции снега (мощность лавинных конусов достигает десятков метров), сохраняющегося иногда весь год. Это обусловливает повышенную увлажненность грунта и развитие по периферии многолетних снежников солифлюкционных, курумово-солифлюк-ционных и оплывных процессов.
1097-18
Глава 11
ГЛЯЦИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ И МОРФОЛИТОГЕНЕЗ
ЛЕДНИКИ, ИХ ТИПЫ, ДИНАМИКА
Формирование ледников происходит в условиях нивального климата хионосферы. Ее нижняя граница при пересечении с земной поверхностью образует снеговую линию, на уровне которой приходо-расходный баланс твердых осадков имеет нулевое, а выше ее положительное значение. По мере накопления снег под давлением вышележащей снежной толщи, попеременного сезонного таяния и замерзания превращается в фирн, а еще ниже в лед -мономинеральную горную породу (твердую фазу воды) со средней плотностью 0,90. Масса льда, испытывающего под воздействием силы тяжести вязкопластическое течение, образует тело ледника, который в зависимости от условий и степени развития оледенения приобретает различные размеры и форму.
Выделяют две основные категории оледенения: горное и покровное. Горное оледенение включает следующие морфологические типы ледников: ледники плоских и конических вершин: каровые и. карово-долинные, залегающие в нишах, депрессиях (карах) на вершинах горных склонов, нередко стекающие вниз по горной долине; долинные, располагающиеся в верхних и средних отрезках горных долин; ледники подножий, образующиеся в результате истечения льда из долин, слияния и распластывания его на предгорной равнине. Названный ряд горных ледников отражает последовательное нарастание горного оледенения, которое приводит к сетчатому оледенению - переходному от горного к покровному оледенению горных стран. Оно характеризуется сетью сквозных долинных ледников, ледниковых куполов, разделенных высокими крутосклонными вершинами и гребнями.
Покровное оледенение развивается там, где снеговая линия спускается до уровня низменностей и даже до уровня моря. Оно не зависит от рельефа земной поверхности и может полностью погребать под собой даже крупные горные сооружения. Его морфология определяется распределением областей питания и расхода льда. К морфологическим типам покровного оледенения относятся: ледниковые купола - изометричные выпуклые ледниковые тела толщиной до 1000 м и площадью До 50 000 км2; ледниковые щиты - плосковыпуклые ледниковые толщи мощностью более 1000 м и площадью более 50 000 км2. Ледни
