Ледники

Своеобразный  тип ледников - так называемые шельфовые  ледники. Их образование связано  со сползанием ледников с суши в  море. Такие ледники либо оказываются  на плаву, либо (если они достаточно мощны, а море неглубоко) садятся  на дно. От сползающих в море ледников откалываются крупные массивы - айсберги, которые затем уносятся течением в открытое море. Самые типичные и крупные шельфовые ледники - у берегов Антарктиды. Ледники  в Арктическом бассейне значительно  меньше. Шельфовые ледники обычно имеют плоскую поверхность и  крутой фронтальный обрыв. Высота его  в Антарктиде достигает 200 и более  метров. Толщина шельфовых ледников увеличивается за счет ежегодного выпадания  и преобразования снега на их поверхности.

Под влиянием ветра, мете левого переноса происходит перемещение снега, возникают характерные  образования типа дюн и барханов, валов, заструг и т. д. Обилие снега  и сильные постоянные ветры обеспечивают перенос и скопление больших  масс снега у оснований склонов  и береговых уступов. Именно в  таких местах остаются "летовать" снежники Заполярья. Иногда такие снежники становятся началом образования  ледников [1].

2.1 Горно-долинный  тип ледников

В любом горно-долинном леднике  различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока и 3) разгрузки (рис. 2). 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 более обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым может перемещаться на десятки километров.

Рис.2. Схема строения горного ледника: области: 1 – аккумуляции, 2 – движения, 3– разгрузки. Морены: 4 – конечная, 5 – срединная, 6 – донная; 7 – ригель; 8 – снег; 9 –кривассы (трещины) [7].

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 (рис.3). 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.

Рис. 3 Сложный ледник в Альпах. Хорошо видны серединные морены [8].

Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы и языки льда спускаются по обе  стороны горного хребта, нося название переметных ледников, напоминающих положение  переметных сумм на лошади. Существуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углублении (рис.4). 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.

Рис.4 Цирки, наполненные льдом. Западная ветвь ледника Большой Алеч

(Швейцарские  Альпы) [7].

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.

Лед - хрупкое вещество. Если по нему ударить  молотком он разобьется. Тем не менее, 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 несколько километров. 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 (рис.5). Особенно часто отслаивается верхний наиболее хрупкий слой ледника, на крутых склонах образуя мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.

Рис. 5. Продольный разрез части горного ледника: 1 – зерна хрупкого льда, 2 – зона пластичного льда, 3 – зона вмороженных в лед валунов, 4 – кривая скоростей движения льда, 5 – зерна льда, движущиеся вместе, 6 – верхние зерна опережают нижние, 7 –верхние зерна еще сильнее опережают нижние, 8 – направление движения льда [7].

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 говори лось 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 [5].

2.2 Покровные материковые ледники

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 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, как конькобежец движется по льду с пленочкой воды под лезвием конька. 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.

На  станции Бэрд в Антарктиде в 1966-1968 гг. пробурена скважина, достигшая  на глубине 2,164 км пород основания  ледника, температура которого была всего лишь - 1,6°С, тогда как на глубине 0,8 км во льдах она составляла - 28,8°С. Несмотря на общую, очень низкую температуру на поверхности Антарктического покрова, в районе станции “Восток” радиолокацией было обнаружено подледное озеро шириной до 75 км и длиной более 200 км при глубине до 0,5 км. Температура льда в основании покрова на глубинах в 3,750 км равна температуре его плавления и составляет всего -2°С, при давлении у ложа в 300 атм. Талая вода должна выдавливаться туда, где мощность ледника меньше и в отдельных углублениях она может скапливаться в виде подледных озер. Скважина на станции “Восток” была остановлена на глубине 3623 м при общей толщине ледника в 3750 м. Когда уже резко изменилась структура льда и его крупные кристаллы указывали на то, что он намерз снизу, бурение остановили из-за опасности нарушения возможной микробиоты пресного подледного водоема.

Открытие  подледного озера в Антарктиде при  огромной мощности ледникового щита (более 4 км) имеет большое значение для поисков жизни на ледяных  спутниках Юпитера, например, Европы. Возможно, и под ледяным панцирем Европы тоже есть озера с пресной водой, а в них биота [9].

2.3 Промежуточные ледники

 К этому  промежуточным ледникам относятся  плоскогорные и предгорные ледники.

Плоскогорные  ледники приурочены к выровненным  вершинным поверхностям древних  горных массивов. Ледники располагаются  на них сплошным покровом. Один из таких  ледников находится в Норвегии (ледник Юстедаль) и имеет площадь около 950км². Из-за широкого распространения  в Скандинавии их часто называют скандинавскими. Подобного рода ледники  известны в горах Алтая.

Предгорные  ледники формируются в приполярных  районах и предгорных частях. Они  питаются от фирновых полей, расположенных  в горах или в горной части. Это типичные горные ледники, но когда  они выходят на предгорную равнину, то растекаются во все стороны и образуют ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства [10].

2.4.Поверхность  ледников

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 (рис.6). 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.

Рис.6. Система трещин – гривас на конце горного ледника (рисунок и фото) [4].

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 [4].

III 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.7).

Рис.7. Экзарационные формы рельефа: 1 – трог, 2 – ригель, 3 – кары, 4 – цирки, 5 –висячие долины[2].

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 (рис.8).

Рис.8. Схема образования донной морены. Нижняя часть льда пластична с температурой, близкой к 0°С. Вода, проникая по трещинам, замерзая, откалывает глыбы пород, которые вовлекаются в движение льда. 1 – направление движения льда, 2 – вода в трещинах пород ложа ледника [2].

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 [2].