17. Образование, типы, режим и рельефообразующая деятельность ледников.

В современную эпоху 11% суши или 17 млн. км2 занято ледниками и ледниковыми покровами, объемом около 30 млн. км3 и это не считая морских льдов, айсбергов и снежного покрова, а также подземных льдов, широко распространенных на земном шаре. 18-20 тыс. лет назад огромная территория в Северном полушарии была занята сплошным покровом льда, мощность которого превышала 3 км. Крупнейшими ледниковыми покровами на суше являются Антарктический (около 15 млн. км2) и Гренландский (около 1,8 млн. км2). Все остальные ледники, развитые преимущественно в горах, обладают незначительным объемом.

Для образования ледников необходим снежный покров, который не успевал бы полностью растаять в летний период. Следовательно, уменьшаются контрасты температур между снежной зимой и прохладным летом.

Превращение снега в лед. Снег выпадает в форме тонких, гексагональных легких кристаллов, которые образуют рыхлый покров на поверхности Земли. Кристаллы снега образуются при конденсации водяного пара. Свежий снег обладает высокой пористостью и большой поверхностью соприкосновения с воздухом, что способствует испарению и сухой возгонке, т.н. сублимации, при которой выделяется тепло (рис. 12.1). Снежинки начинают уплотняться и, подтаивая, за счет высвобождающегося тепла, начинают изменять свою форму, превращаясь в округлые зерна и уплотняясь. Подобное состояние снега называется фирном. Дальнейшее уплотнение фирновых зерен ведет к их трансформации в фирновый лед, еще содержащий поры, а еще позднее уже в глетчерный лед, не имеющий пор, обладающий голубоватым цветом и менее плотный, чем речной лед. Чтобы образовался 1 м³ льда необходимо 10-11 м³ снега, а чтобы снеговой покров длительно сохранялся нужно сочетание низких температур воздуха с обильными снегопадами.

Льды образуются как на суше, так и в реках, озерах и морях. Речной лед более плотный, чем глетчерный, а максимальная плотность чистой воды достигается при температуре +3,98°С, при этом плотность охлаждающейся воды с поверхности увеличивается и она опускается вниз, способствуя перемешиванию воды, пока вся масса воды не приобретет максимальную плотность. При температуре около 0°С вода начинает превращаться в лед и при этом объем увеличивается. При колебаниях температуры объем льда увеличивается или уменьшается, причем в первом случае, например, в озерах, лед выталкивается на берег, образуя валы из обломков пород. Соленая вода в морях замерзает при температуре − 2-4 ° С, что зависит от солености. В Северном Ледовитом океане мощность льда не превышает 3-4 м, увеличиваясь у берегов до 10-15 м, т.к. лед намерзает за счет брызг от волн. Смерзшиеся льдины образуют неровную поверхность пакового льда. В прибрежных районах образуется донный лед.

Типы ледников. По форме ледники подразделяются на горно-долинные и покровные. Наиболее крупные материковые ледяные покровы находятся в Антарктиде и Гренландии, а более мелкие известны в Исландии, на Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, Северной Земле и островах Канадского Арктического архипелага. Горно-долинные ледники развиты почти во всех крупных горных системах: Кордильерах, Андах, Памире, Гималаях, Кавказе, Альпах и других, где в высокогорье располагаются понижения - цирки с ледяными шапками, из которых лед спускается в долины. Иногда еще выделяют промежуточный тип ледников, которые в горах обладают долинной формой, а выходя на равнину превращаются в покровный ледник, сливаясь в единый ледниковый щит незначительной мощности.

Горно-долинный тип ледников. В любом горно-долинном леднике различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока и 3) разгрузки (рис. 12.1.1). Горные ледники питаются за счет снега, выпадающего в высокогорье и постепенно переходящего в фирн, а затем и в лед. Естественно, что областью накопления льда являются понижения между скальными пиками, напоминающие чаши и называемые карами. Сливаясь между собой кары образуют боле обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым может перемещаться на десятки километров.

В том месте, где ледник выходит из кара или цирка, всегда существует перегиб склона, а в леднике возникает подгорная трещина. Область стока ледника всегда характеризуется обилием трещин, т.к. в горной местности существуют резкие перепады высот рельефа уступы, обрывы и т.д., т.е. быстро изменяется градиент склона. Область разгрузки представляет собой окончание ледника, где он тает и уменьшается в мощности и объеме. Горно-долинные ледники подразделяются на простые и сложные Последние характеризуются питанием из целого ряда ледниковых цирков и наличием языков льда, сливающихся в один крупный долинный ледник. Такие ледники характерны для многих горных систем типа Кавказа, Альп, Памира. Ледник Федченко на Памире, обладающий длиной в 71,7 км и мощностью до 1000 м, в своей средней части, принимает в себя около 20 относительно небольших ледников, которые его подпитывают и картина в плане напоминает дерево, поэтому такие сложные ледники называются древовидными. Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы и языки льда спускаются по обе стороны горного хребта, нося название переметных ледников. Существуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углублении. Иногда ледник выходит из кара, но не достигает днища главной долины, оставаясь как бы висеть на склоне. Такие ледники называются висячими. От концов висячих ледников часто обрушиваются большие глыбы льда. В Средней Азии существует особый тип горно-долинных ледников, питающихся не за счет каровых фирновых полей и ледников, а за счет большого количества снега, поступающего на поверхность ледника с лавинами, сходящими со склонов ледниковой долины. Подобные ледники называются туркестанскими.

Ледники движутся и это означает, что на глубинах в 50 и более метров, там, где трещин уже нет и давление велико, лед обладает пластичностью и способен медленно течь, т.к. атомы в кристаллической решетке льда способны смещаться друг относительно друга, а лед испытывает пластическую деформацию. Собственно говоря, лед течет точно также, как и горные породы под большим давлением и высокой температурой на глубинах в первые км. В этом отношении лед не отличается от горных пород. В силу различной твердости разных слоев льда в леднике возникает расслоенность и отдельные слои могут скользить друг по другу с разной скоростью, особенно часто отслаивается верхний наиболее хрупкий слой ледника, на крутых склонах образуя мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.

Скорость движения ледников различна и отличается в разные периоды года, составляя от 0,1-0,5 м/сутки, как, например, на Кавказе или в Альпах, до первых м/сутки на крупных ледниках Памира, Каракорума и Гималаев, а в Гренландии есть ледники, скорость перемещения которых в узких горных долинах составляет 30 м/сутки.

Существуют ледники, которые как бы внезапно приобретают аномально большие скорости движения. Так, например, ледник Медвежий на Памире. В 1963 г. скорость его движения превысила 150 м/сутки, ледник Блэк Рэпидз на Аляске Причины аномально быстрых движений ледников обычно связаны с обильным поступлением снега в области аккумуляции и, превратившись в лед, масса испытывает большое давление, не успевая протиснуться сквозь узкое сечение долины. В эти моменты скорость движения ледника возрастает, и она будет сохраняться до тех пор, пока не сбросится, как-бы, “лишняя” масса льда.

В горно-долинных ледниках скорость движения льда в плане и в поперечном разрезе различается в разных местах сечения ледника. У бортов и у днища ледника скорости минимальны ввиду трения о коренные породы, а в середине и в центральной части в плане скорости перемещения будут больше. Так как движение ледника неравномерно в поперечном сечении, он растрескивается, и трещины располагаются перпендикулярно оси максимального по скорости течения ледника, загибаясь к его краям.

Трещинообразованию способствует и расслоенность ледника, о чем уже говорилось выше. Талые воды, текущие, как по поверхности, так и под днищем горно-долинных ледников разрабатывают неровности и трещины, нередко превращая их в ледяные туннели или глубокие канавы. Кроме того, эти водные потоки переносят большое количество разрушенного ледником обломочного материала с коренных склонов долины.

Покровные материковые ледники, обладая изометричной в плане и линзовидной формой в поперечном разрезе, обладают максимальной мощностью, доходящей до первых км в центральной части купола, откуда лед под давлением и в результате изменения градиента давления движется по радиусам к своим краям. При этом следует иметь в виду, что в основании горно-долинных ледников температура обычно высокая и близка к точке плавления льда (“ледники с теплым основанием”). Поэтому льды скользят по субстрату с минимальным трением по пленке из талой воды. В высоких широтах температура может быть настолько низкой как в самой толще льда, так и в его основании, что лед “примерзает” к субстрату (“ледники с холодным основанием”) и движение ледника осуществляется за счет скольжения его внутренних неоднородных слоев.

Поверхность ледников, не покрытых снегом, всегда изрезана трещинами, которых особенно много там, где тело ледника испытывает изгиб вверх и в нем развивается напряжение растяжения. Возникающие при этом трещины располагаются веерообразно, расширяются к верху и суживаются вниз. А по краям долинного ледника всегда закономерно расположена система трещин - карисс, изогнутых в сторону верховьев ледника, что связано с его течением. Если снег с поверхности ледника стаял, то ручьи, текущие по ней днем, в жаркое время суток, вырабатывают небольшие углубления, разделенные гребнями. Такая поверхность называется сераки.

Попавшие на ледник крупные камни, предохраняют лед от таяния и тогда на нем возникают ледяные “грибы”. Пыль, скопившаяся на поверхности ледника, ускоряет его таяние, образуя углубления - ледяные “стаканы”.

Материковые покровные ледники. В настоящее время существуют два крупных покровных ледника. Один в Антарктиде и второй - в Гренландии.

Антарктический покровный ледник - крупнейший на земном шаре, занимающий около 14 млн. км2 или 9% территории суши. В Антарктиде сосредоточено 91% всех наземных льдов и 45% водных запасов континентов. Объем льда составляет 25 млн. км3, а максимальная мощность покрова более 4 км при средней - в 2 км. Под гигантской тяжестью ледникового покрова, большие пространства Антарктического материка, особенно в западной его части, располагаются ниже уровня океана. По краям континента ледники спускаются к океану, образуя огромные шельфовые ледяные поля (ледник Росса, ледник Фильхнера) и выводные ледники. Края антарктических ледников за последние 100 лет непрерывно пульсировали, наступали, отступали, от них откалывались огромные айсберги.

Средняя величина накопления снега в Антарктиде составила 15 г/см2 в год, что дает почти 2100 км3 снега в год в пределах всей площади ледяного покрова. Антарктический ледник пополняется только за счет атмосферных осадков, которые оцениваются примерно в 2500 км3 в год. В то же время убыль массы ледника складывается из испарения и конденсации влаги, выноса снега ветром (20±10 км3), жидкого стока в виде таяния поверхности и основания ледника (50±20 км3), откалывания айсбергов (∼2600 км3) и донного таяния шельфовых ледников (320 км3), таяния снега (10±5 км3). Таким образом, в настоящее время наблюдается отрицательный водноледниковый баланс в Антарктиде, в то же время масса льда растет, хотя в краевых зонах ледники отступают. Увеличение массы льда в центральных частях покрова еще долго не будет влиять на краевые части ледяного покрова.

Возникновение ледникового антарктического покрова относится, скорее всего, к позднему олигоцену, т.е. около 30 млн. лет тому назад. Поэтому такой интерес представляют скважины, пробуренные в Антарктическом льду. Отбирая из них керн, исследователи получили возможность изучить изотопный состав льда и состав пузырьков воздуха, заключенных в нем, что позволяет анализировать прежний состав атмосферы.

Гренландский покровный ледник второй по величине на Земле в современную эпоху, занимает площадь в 2,2 млн. км2 при максимальной мощности льда в 3400 м и средней - 1500 м. В длину ледник протянулся на 2600 км, имея наибольшую ширину почти в 1000 км Почти везде ледник, обладающий неровной, волнистой поверхностью и залегающий в виде линзы, на побережье ограничен горами и зоной до 100 и даже 160 км свободной ото льда. Лед, утыкаясь в горы, ищет выхода по долинам, образуя выводные ледники, некоторые из которых достигают океана и тогда от их краев откалываются айсберги. Оценки свидетельствуют о ежегодном рождении 10-15 тысяч больших айсбергов(рис.12.1.8). Крупный покров плавучего льда существует в Арктике, занимая большую часть Северного Ледовитого океана. В последние десятилетия по данным спутниковых наблюдений он сокращается на 3% в 10 лет. Однако, лед не только уменьшается по площади, он сокращается и в мощности. Результаты акустического зондирования с подводных лодок показали, что в глубоководной части Ледовитого океана за 10 лет мощность льда уменьшилась с 3,1 до 1,8 м. За 40 последних лет арктические плавучие льды потеряли 40% своего объема. Если процесс будет идти с такой же скоростью, то в ближайшие 80-100 лет плавучий лед исчезнет и огромное пространство Ледовитого океана превратится в накопитель тепла, в то время как сейчас льды его отражают. Это может повлечь за собой коренные изменения климата Земли.

Р азрушительная (экзарационная) деятельность ледников.

Термин экзарация (лат. “экзарацио” - выпахивание) используется для обозначения эродирующей деятельности ледника, которая оказывается им благодаря огромному давлению, движению льда, а также воздействию на ложе ледника включенных в лед валунов, обломков, гравия и песка. Именно эта “прослойка” на контакте льда и горных пород, благодаря давлению оказывает на последние абразивное действие, срезая выступы, истирая и полируя их, действуя как огромный лист наждачной бумаги. Благодаря такому абразивному действию ,V - образные речные горные долины, по которым начинает двигаться ледник, постепенно приобретают корытообразную U- образную форму трога (нем. “трог” - корыто). Если в долине встречаются выступы более твердых пород - ригели, ледник переваливает через них, а перед ними или после них днище трога углубляется и образуются ванны выпахивания. В верхних частях горно- долинных ледников образуются, как уже говорилось выше, чашеобразные кары и более крупные цирки (рис.12.2.1).

Л едники крупных долин в горных областях часто принимают в себя более мелкие ледники из боковых долин, днище которых располагается намного выше коренного днища главной троговой долины. После таяния ледников образуются “висячие троги”, хорошо прослеживаемые, например, в ледниковых долинах Северного Кавказа, Баксана, Чегема, Уруха, Терека и других. Впаянные в основание ледника разнообразные по величине камни благодаря огромному давлению оставляют на подстилающих горных породах борозды и царапины - ледниковые шрамы, которые фиксируют своей ориентировкой направление движения ледника. Скальные выступы пород сглаживаются и полируются абразивным действием льда, возникают т.н. бараньи лбы, обладающие асимметричной формой. Длинный, отполированный и со шрамами “лоб” располагается навстречу движению ледника, а крутой, обрывистый склон находится с другой стороны. Скопления бараньих лбов образует форму рельефа, называемую курчавыми скалами. Ледник способен захватывать крупные обломки горных пород, нередко покрытые ледниковыми шрамами, и разносить их на большие расстояния - эрратические (не местные) валуны. Так, в Подмосковье широко распространены валуны кристаллических пород из Карелии, с Балтийского щита, выступа фундамента Восточно-Европейской платформы. Нередко также валуны несут на себе несколько поверхностей полировки с царапинами. Большие глыбы коренных пород могут попадать в основание покровного ледника за счет откалывания от субстрата примороженных ледником крупных кусков породы под напором двигающегося ледника Покровные ледники, обладая большой экзарационной силой, выпахивают в своем ложе глубокие и протяженные ложбины и рвы - ложбины выпахивания. Более 90% озер в северных широтах Земного шара своим возникновением обязаны именно таким процессам, связанным с последними оледенениями. В Карелии существуют сотни озер такого происхождения, ориентированные, преимущественно, в меридиональном направлении. Протяженные борозды выпахивания установлены и на дне Баренцева моря, ныне заполненные четвертичными морскими осадками. В позднем плейстоцене во времена вюрмских (валдайских) оледенений ледники покрывали все западные шельфовые моря Северного Ледовитого океана, т.к. уровень океана был намного ниже. Из района Скандинавии и Кольского полуострова ледники перемещались на север, формируя ложбины выпахивания.

Мощная напорная сила медленно перемещающегося ледника, как нож бульдозера способна вызвать дислокацию горных пород, сминая их в складки, разрывая на крупные глыбы - отторженцы, способные перемещаться на многие десятки км. Гляциодислокации - довольно распространенное явление в областях древних оледенений.