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 сложныеПоследние характеризуются питанием из целого ряда ледниковых цирков и наличием языков льда, сливающихся в один крупный долинный ледник. Такие ледники характерныдля многих горных систем типаКавказа, Альп, Памира. ЛедникФедченко на Памире,обладающий длиной в 71,7 км имощностью до 1000 м, в своейсредней части, принимает в себяоколо 20 относительнонебольших ледников, которыеего подпитывают и картина вплане напоминает дерево, поэтому такие сложные ледники называются древовидными. Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы и языки льда спускаются пообе стороны горного хребта, нося название переметных ледников. Существуют каровые ледники, располагающиесятолько в каровом углублении. Иногда ледник выходит из кара, но недостигает днища главной долины, оставаясь как бы висеть на склоне. Такие ледникиназываются 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.

Разрушительная (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).

Ледники 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.