ФОРМИРОВАНИЕ И ДИНАМИКА ЛЕДНИКОВ

 

Ледником называется природное скопление движущегося льда территории суши. В настоящее время ледники занимают почти 15 млн. км², то есть около 11 % площади суши Земли. Еще 14 % площади суши охвачено многолетней мерзлотой, причем большая часть мерзлотной (криогенной) зоны приурочена к Евразии и Северной Америке. Около 25 % поверхности Мирового океана в любое время года занято плавучими льдами.

Образование ледников происходит благодаря скоплению и последующей трансформации снега. Этот процесс иначе называют метаморфизацией или фирнизацией снега. Для накопления 1 м³ ледника расходуется около 10–11 м³ снега.

Главными факторами образования ледников являются атмосферные осадки, выпадающие в виде снега, и низкие температуры, не позволяющие выпавшему за год снегу полностью растаять. Такие условия возникают на наветренных склонах гор, расположенных в морском климате умеренного и субполярных поясов. Здесь обильны снегопады, и поэтому выше снеговой линии снег накапливается быстро (снеговой линией, или границей, называют линию, соединяющую высоты, на которых приход и расход снега за год равны). При дефиците водяного пара даже экстремально низкие температуры не обеспечат развития ледника большого объема.

Ледниковый метаморфизм протекает по следующей схеме: снег – фирн (зернистый лед) – глетчерный лед. Такие преобразования занимают разное время, в зависимости от характера преобладающих процессов, которые, в свою очередь, определяются климатом. Соответственно климату выделяют два типа фирнизации: холодный и теплый.

Фирнизация холодного (рекристаллизационного) типа заключается в уплотнении снега под действием силы тяжести – этот процесс называется рекристаллизацией. Протекает она очень медленно, в условиях круглогодичных отрицательных температур и отсутствия оттепелей, поэтому холодный тип льдообразования свойственен самым высоким широтам. В морозных условиях может наблюдаться и явление сублимации – сухой возгонки снега при отрицательных температурах воздуха, когда снег переходит в пар, а пар, поднявшись в воздух, вновь замерзает, и на заснеженную поверхность падают кристаллы льда. Плотность этих кристаллов выше, чем у свежевыпавшего снега. Рекристаллизационный лед содержит много мелких воздушных пузырьков, унаследованных от снега, поэтому плотность глетчера невысока – около 0,75 г/см³, и цвет его молочно-белый. В центре Антарктиды превращение снега в ледник занимает более 1 000 лет.

Фирнизация теплого (инфильтрационного) типа идет значительно быстрее – во время оттепелей талые воды пропитывают снег, выдавливая из него воздух, снежная масса становится тяжелее и проседает, уплотняется, затем промерзает. Возникающий фирн отличается темно-синим цветом. Со временем он превращается в изумрудно-зеленый глетчерный лед, состоящий из плотно упакованных равновеликих кристаллов – по форме они резко отличаются от удлиненных игольчатых или призматических кристаллов льда озерного и морского. Плотность инфильтрационных льдов гораздо выше – до 0,9 г/см³. Именно такими “теплыми” льдами сложена большая часть горных ледников планеты. Кроме того, плотно упакованные кристаллы льда могут формироваться прямо в толще талой воды – такое явление получило название конжеляции. В конжеляционном льде содержание воздуха минимально, поэтому плотность его достигает 0,96 г/см³. В Чилийских Андах преобразование снега в фирн происходит за 4 месяца, тогда как в Гренландии за 20 лет. Для дальнейшего изменения – из фирна в глетчер – требуется гораздо больше времени, обычно 2 – 3 десятилетия в горах умеренного пояса.

В составе ледника выделяют две области: область питания, где накапливаются снег и лед, и область стока (абляции), где лед движется и тает.

Существуют три главных типа ледников: горные, покровные и промежуточные.

· В горном леднике область питания располагается выше снеговой границы, а область стока – ниже ее.

Выделяют четыре вида горных ледников: долинные, переметные, каровые и висячие.

Долинные (альпийские) имеют четко разделенные области питания и стока. В свою очередь, долинные ледники разделяются на простые (одна область питания и одна стока) и сложные (языки из нескольких областей питания сливаются в одну общую область стока).

Переметные ледники растекаются по разным склонам горы или хребта из одной области питания, расположенной на вершине.

Каровые (от нем. kar – цирк) ледники небольшие, залегают в мелких креслообразных углублениях (карах) затененной части склона, не имеют области стока.

Висячие ледники формируются в карах, но обладают короткой, нависающей над обрывом зоной стока.

· Покровные (материковые, щитовые) ледники возникают благодаря росту горных ледников, которые, наращивая мощность, распространяются на все большую площадь, и охватывают гигантские территории земной поверхности. В покровных ледниках область питания приурочена к их центральной части, а области стока – к периферии. Материковые ледники характеризуются огромной мощностью и площадью; строение подледной суши не влияет на распространение ледника и щитообразный рельеф его поверхности; область питания приурочена к центру ледника, где его мощность максимальна; область стока расположена на периферии ледника, а само движение идет радиально: ледник растекается от центра к краям. В истории четвертичного периода именно с покровными ледниками связаны наиболее масштабные изменения природных комплексов Земли.

· Промежуточные ледники сочетают признаки горных и покровных, и разделяются на два вида.

Плоскогорные (скандинавские) залегают и движутся подобно материковым ледникам, но гораздо меньше их по объему.

Предгорные ледники формируются в приполярье. Типично горные в своих верховьях, они спускаются к подножьям, где растекаются веером. Сливающиеся конусы соседних ледниковых потоков и образуют сплошной предгорный глетчер.

 

В дальнейшем развитии уже сформировавшегося ледника выделяют три главных фазы: трансгрессии, стабилизации и деградации.

· Фаза трансгрессии (наступления, роста) соответствует отрицательным температурам воздуха и преобладанию аккумуляции снега над его абляцией, в результате чего объем и площадь оледенения увеличиваются. Доказано, что во время древнеледниковых этапов четвертичного периода фаза трансгрессии занимала до 90 % жизни ледников.

· Фаза стабилизации (остановки) наступает, когда приход снега уравновешивается его таянием, и дальнейшее продвижение ледника прекращается.

· Фаза деградации (отступания, регрессии, дегляциации) связана с прогрессивным ростом температуры воздуха и таянием ледника. Особенность развития ледников заключается в возможности неоднократного перехода от фазы деградации к фазе трансгрессии и обратно, что связано с климатическими изменениями.

Главной особенностью ледников является их динамичность, которая зависит от множества причин, действующих совокупно. Среди факторов, определяющих динамические характеристики ледников, особое место занимают мощность ледника, рельеф и состав горных пород его ложа.

Способность ледников к движению обусловлена тем, что всякий ледник обладает качествами не только хрупкого, но и пластичного тела. Пластические свойства возникают в результате давления вышележащих ледовых масс на нижележащие – чем толще лед, тем пластичнее его нижние слои. Таким образом, ледник движется, отчасти, за счет выдавливания нижних слоев из-под верхних (рис. 5). В силу этого глетчер может преодолевать даже некоторые возвышения рельефа, перетекая через них. Чтобы прийти в движение по горизонтальной плоскости, ледник должен достичь мощности в десятки или сотни метров.

На динамику горных ледников влияет величина уклона поверхности суши. По расчетам гляциолога П. А. Шумского, при крутизне склона 10° слабое движение льда начнется при его мощности 6,28 м, а значительное перемещение – при толщине 62,8 м. На горизонтальной площадке – соответственно 62,5 м и 625 м. Скорость сползания горных ледников обычно составляет несколько десятков сантиметров в сутки, хотя изредка может достигать 100–150 м/сутки. Всякий ледник стремиться ползти по ложбинам доледникового рельефа. Встречаясь с препятствиями в рельефе, глетчер либо обогнет их, либо перетечет сверху, и лишь в исключительных случаях попытается сдвинуть преграду, действуя подобно бульдозеру.

 

Рис. 5. Схема динамики покровного ледника (по Е. В. Шанцеру):

Аf – область питания ледника; Аb – область абляции; Аk – область аккумуляции; Еx – область экзарации; Но – максимальная мощность льда, при которой возможно накопление донной морены.

Скорость движения ледников зависит от температуры: чем теплее, тем больше талых вод скапливается под ледником, и тем быстрее он скользит по поверхности. Необходимо учитывать, что температура у подошвы ледника зависит от его мощности. Влияние этих факторов иллюстрирует следующий пример. Если ледник имеет мощность 2 000 м, а температура его поверхности –30 °С, то близ подошвы температура составит около –5 °С, и ледник останется примерзшим к ложу. Увеличение мощности льда или потепление климата приведут к тому, что температура ледового ложа достигнет точки плавления. Тогда под ледником возникает водяная пленка, по которой начинается скольжение глетчера. Именно с образованием водной прослойки связано развитие пульсирующих ледников (способных быстро менять свои границы): скорость перемещения ледника Колка на Северном Кавказе в 1969–1970 гг. превышала временами 200 м/сутки.

Наконец, динамика ледников зависит и от состава подстилающих пород: при равных прочих условиях скорость скольжения по монолитным скальным породам всегда будет выше, чем при движении по рыхлым обломочным осадкам. Причин этому две. Во-первых, через скальный массив талые воды не просачиваются, и под ледником всегда присутствует водная пленка. Во-вторых, рыхлые породы вмерзают в днище ледника, резко увеличивая силы трения, и лишая ледниковую подошву пластических свойств.

Перечисленные факторы динамики ледников определяют и особенности их геологической деятельности: от них зависит способность ледников производить как разрушительную, так и транспортную и аккумулирующую работу.

Выделяют три основных типа движения ледника: глыбовое скольжение, пластическое течение, движение по внутренним сколам.

Силы трения и разная скорость движения обусловливают возникновение многочисленных трещин, направленных как поперек, так и по движению ледника. Верхний слой ледника, мощностью до 50–60 м, отличается сравнительной хрупкостью. Горизонтальными и вертикальными трещинами он разбит на глыбы, сжимающие друг друга. Под действием бокового давления окружающих ледяных масс, начинается глыбовое скольжение ледника, движущегося как одно целое.

В нижнем слое, где под давлением вышележащей массы ледник становится пластичным, движение носит характер пластического течения –главного типа движения ледников. Представлено оно потоками, перемещающимися с разной скоростью. Различие скоростей объясняется трением подошвы ледника о подстилающие породы, разной насыщенностью слоев обломками переносимых пород и проч. В результате нижняя часть глетчера также разбивается разнонаправленными трещинами, по которым происходит частичное плавление и перекристаллизация льда. Ледник приобретает слоистую текстуру, отражающую особенности ледовой динамики. Трение о подстилающие горные породы сильнее всего тормозит движение маломощных краев ледникового потока, и, естественно, самого нижнего слоя льда. Поэтому быстрее всего наступает центральная (по вертикали и горизонтали) часть – своеобразная стремнина ледника.

Наличие обломков горных пород внутри ледника ведет к разделению ледника на слои с разными пластическими свойствами, следовательно, разной способностью к движению. В итоге ледовое тело рассекается внутренними сколами – крупными трещинами, наклоненными навстречу течению ледника. По этим трещинам с разной скоростью скользят и выдавливаются пластины и чешуи льда. Так происходит движение по внутренним сколам, вызывающее перемешивание как самого льда, так и переносимого им материала.