Ледник – это крупное естественное скопление льда (и фирна), образовавшегося из твердых атмосферных осадков в течение длительного времени выше границы снеговой линии.
Образование ледников возможно лишь при условии, что количество выпадающего снега длительное время превышает количество растаявшего и испарившегося. Область, в которой могут образовываться ледники, называется хионосферой.
Снеговая граница располагается выше линии с положительным температурным балансом в течение многих лет.
Фирн – плотный зернистый снег, образовавшийся в результате давления вышележащих слоев, поверхностного таяния и повторного замерзания воды, просочившейся на глубину.
При увеличении мощности снегового покрова в нижней части толщи снежинки под давлением начинают перекристаллизовываться в изометричные ледяные зерна, образуя фирн. Быстрота образования фирна за счет снежных масс зависит так же от частоты и амплитуды колебания температуры. С глубиной количество ледяных прослоев увеличивается, и фирн постепенно переходит в фирновый лед, а затем и в ледниковый (глетчерный) лед.
При превращении снега в глетчерный лед резко возрастает плотность осадка: снег – 85 кг/м3, фирн – 500–600 кг/м3, а глетчерный лед – 900–960 кг/м3.
Основные типы ледников
Покровные (материковые) – льды залегают сплошным покровом, движутся в сторону океана (Гренландия мощность 2400 м, Антарктида – 4200 м).
Горные–образуются в горах выше снеговой линии, движутся вниз по склонам, образуя потоки в виде языков.
Горно-покровные – образуются в горах с плоскими вершинами (Скандинавский п-ов).
Лед пластичен и там, где позволяют условия рельефа, начинает течь. Движение ледника начинается, как только мощность льда достигает некоторой критической величины (обычно 15-30 м), позволяющей преодолеть силу трения. Эта величина также находится в зависимости от угла наклона склона. С увеличением мощности льда увеличивается скорость движения ледников. Также на движение льда влияет его температура – лед тем пластичнее (а, следовательно, и более текуч), чем его температура ближе к температуре таяния. Срединная часть ледника движется быстрее донной и краевых частей, так как их тормозит трение о дно и стенки долины.
Скорость движения ледников невелика и непостоянна. Она измеряется десятками и первыми сотнями метров в год. Только некоторые крупнейшие ледники Гренландии развивают скорость в 5–40 м в сутки. В Гималаях скорости движения ледников не превышают 1200 м в год, а для большинства ледников остальных горных систем – от 40 до 100 м в год.
Граница хионосферы (а, следовательно, и распространение ледников) зависит от климата. Таким образом, ледники можно использовать в качестве индикаторов климата. Отступающие ледники оставляют за собой поперек долин серии конечных морен, а на бортах долин – отложения боковых морен. Показателем былого присутствия ледника может служить и U-образная форма долин. Часто после стаивания ледников территория испытывает поднятие, и тогда вновь образованные ледники будут углублять долину, образуя ледниковые террасы.
В ледниках лед накапливается стратифицировано, поэтому, измеряя содержание таких изотопов, как 18O и 10Be, можно вычислять температуру образования льда и объемы выпавшего снега в периоды образования каждого из слоев. Изучение керна льда Антарктиды позволило получить данные о температуре и газовом составе атмосферы за последние 800 тыс. лет. В течение голоцена межледниковая эпоха имела несколько флуктуаций. Так, последнее незначительное похолодание, названное малым ледниковым периодом, было 300–100 лет назад.
Экзарация – ледниковая эрозия (лат. Exaratio – выпахивание). Она проявляется вместе с образованием ледников. Вместе с появлением снежников резко повышается интенсивность морозного выветривания. Лед, попадая в речные долины, сильно давит на ложе и стенки. В первую очередь сдирается весь обломочный материал из речных долин, затем этими обломками, вмерзшими в лед, разрушаются борта долины. Интенсивность ледниковой эрозии в значительной мере зависит от мощности льда и от скорости движения ледника, т.е. от уклона долины.
Ледниковые отложения (gQ).
Абляция – уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механического разрушения (в т.ч. откалывания айсбергов). Испарение из твердой фазы в газообразную, минуя жидкую, называется сублимацией.
После таяния ледника остаются значительные по мощности ледниковые отложения.
Морена – скопление рыхлого обломочного материала, переносимого или отложенного ледником. Образование морен происходит как за счет поступления обломочного материала со склонов ледниковых долин, так и в результате разрушения ледником и дальнейшего переноса подстилающих пород. По происхождению выделяют следующие типы морен: боковая морена, срединная морена, донная морена, конечная морена (рис.30).
Рис. 30 Моренаотледника Кори-Калиса (Qori Kalis), фото 2006 года. (http://sceptic-ratio.narod.ru)
Боковая морена находится по обоим краям ледника в виде валов и образуется из обломков, осыпавшихся со склонов долин на края ледника. Её отложенный аналог называется линейной мореной. Иногда наблюдается до 5–7 валов, расположенных на различных уровнях по бокам долины.
Срединная морена образуется из двух боковых морен при слиянии ледников.
Донная морена образуется из горных пород ложа ледника при их разрушении ледником. Обычно вмораживается в лед и транспортируется вместе с ледником, способствуя ледниковой экзарации. Отложенная донная морена называется основной мореной.
Конечная морена – вал обломков, двигающийся перед фронтом ледника при его наступлении.
Друмлины (ирланд. холм) представляют собой вытянутые в направлении движения ледника эллипсоидальные холмы, длинной в сотни метров, иногда до километра, до 100-150 км шириной и до 25 м. высотой. Они располагаются позади конечной морены, часто образуя своеобразные поля друмлинов. Сложены они коренными породами или флювиогляциальными отложениями, перекрытыми сверху мореной.
Характерная особенность мореных отложений – отсутствие слоистости и неоднородность состава (валунные глины и суглинки).
Флювиогляциальные отложения (fgQ)
Флювиогляциальные отложения образуются при размывании морен талыми водами ледника и характеризуются отсортированностью и слоистостью. Обычно представлены толщами песка, галечника, суглинка, ленточных глин (рис.31).
Рис. 31 Флювиогляциальные отложения
Характерные формы рельефа – озы, камы, зандровые поля.
Озы (шведск. – гряда, вал) представляют собой вытянутые в направлении движения ледника, иногда прерывистые, гряды длинной до 30–70 км. Они сложены косослоистыми песками, галечниками и гравием. Озы являются русловым аллювием рек, текущих по или под поверхностью ледника и откладывавших в его льдах перемещенный обломочный материал.
Камы (нем. гребни) – группы и полосы невысоких холмов, разделенных ложбинами и котловинами неправильной формы. Камы сложены слоистым, сортированным песчаным и гравийным материалом, валунами.
Зандры (дат. поле или лат. песок) – мощные толщи флювиогляциальных песков, гравия и галечников, развивающиеся за пределами покровного ледника. Зандровые поля представляют собой слившиеся пологие конуса выноса ледниковых потоков, похоронившие под собой предыдущий рельеф или в значительной мере выровнявшие его.
Строительные свойства ледниковых отложений
Ледниковые отложения – надежные основания для сооружений.
Ленточные глины в условиях насыщения водой – текучие, покровные суглинки – размокают.
Отрицательное качество – наличие отдельных валунов, которые ошибочно можно принять за коренные породы и как следствие – неравномерные осадки сооружений.
При изысканиях – обязательное применение геофизических методов (электроразведки).
Ледниковые отложения – разнообразные строительные материалы (пески, глины, строительный камень).