Происхождение ледников и их распространение на земном шаре

В холодный период года на обширных территориях суши идет накопление твердых атмосферных осадков — снега. В теплый период года на большей части территории снег растаивает. В каждый момент времени можно найти границу между поверхностью, покрытой снегом, и поверхностью, где снега нет. Эта граница называется сезонной снеговой линией. Естественно, что в течение года эта линия смещается в пространстве: в холодный период года на равнинах в сторону низких широт, а в горах — вниз по склонам, в теплый период года на равнинах — в сторону высоких широт, а в горах — вверх по склонам, причем в Северном и Южном полушариях — асинхронно.

Среднее положение снеговой линии называется климатической снеговой линией. Выше ее в среднем за год снега может накапливаться больше, чем растаять или испариться, ниже весь выпавший за зиму снег летом должен полностью растаять. Выше климатической снеговой линии наблюдается положительный снеговой баланс, ниже — отрицательный снеговой баланс, на самой линии — нулевой снеговой баланс.

Часть тропосферы, расположенную выше климатической снеговой линии, в пределах которой снеговой баланс положительный и происходит накопление твердых атмосферных осадков, называют хионосферой.

Высотное положение климатической снеговой линии определяется климатическими условиями. Наинизшее положение она занимает в полярных районах, опускаясь в Антарктике до уровня моря, наивысшее — в субтропиках (до 6500 м), где наиболее высока температура воздуха и отмечаются недостаток атмосферных осадков и повышенная сухость воздуха. В Южном полушарии, где климат более морской и выпадает больше осадков, климатическая снеговая линия расположена ниже, чем в Северном полушарии (рис. 4.1).

 

Рис. 4.1. Положение климатической снеговой линии (1) на разных широтах вдоль южноамериканских Анд и североамериканских Кордильер (по В.М. Котлякову), рельеф земной поверхности (2) и области современного оледенения (3)

 

Если в том или ином районе земная поверхность имеет высоты, превышающие высоту климатической снеговой линии, то именно здесь накопление снега приводит к его преобразованию в фирн и лед и возникает ледник (см. рис. 4.1). Так, выше климатической снеговой линии оказывается вся Антарктида, вершины Анд и Кордильер, некоторые горы Аляски, здесь и располагаются ледники. Они также находятся выше климатической снеговой линии, расположенной на Земле Франца-Иосифа на высотах около 100 м, на Шпицбергене около 400—500 м, в Альпах 2500—3000 м, на Кавказе 2700—3800 м, на Памире 4500—5500 м, на Гималаях 4900—6000 м и т.д. На наветренных и потому более влажных и снежных склонах снеговая линия лежит ниже, чем на склонах подветренных.

Таким образом, главная причина существования оледенения — климатическая. Основным условием существования ледников служит положительный снеговой баланс, т.е. преобладание накопления снега над его расходованием, чему способствует большое количество твердых атмосферных осадков и длительный период отрицательных температур воздуха.

Наиболее благоприятен для образования ледников морской климат с большим количеством осадков и прохладным летом. Сухой континентальный климат с жарким летом менее благоприятен для образования ледников.

Помимо климатических условий образованию ледников способствуют и условия орографические и геоморфологические: большие высоты, экспозиция склонов (северная в Северном полушарии и южная в Южном), благоприятная ориентация горных хребтов по отношению к направлению переноса влажных воздушных масс, плоские или вогнутые формы рельефа. На северных склонах Джунгарского Алатау климатическая снеговая линия расположена, например, на высотах около 3000 м, на южных склонах — на высотах около 3500 м. В центральных частях гор Средней Азии эта линия лежит на высотах 5000—5500 м, в периферийных — на высотах 3000—3600 м. Накопление снега выше климатической снеговой линии не может продолжаться бесконечно, и он должен каким-то образом «разгружаться». Это в горных ледниках происходит благодаря перемещению накапливающихся масс снега и льда ниже снеговой линии (в виде языка ледника) и последующему их таянию и испарению в более теплых условиях, частичному таянию и испарению льда выше снеговой линии, сходу лавин и переноса снега метелями, а на покровных ледниках также и в результате откалывания массивов льда и образования айсбергов.

Линия с нулевым снеговым балансом на теле самого ледника проходит немного ниже, чем климатическая снеговая линия в данном районе Земли. Это может быть объяснено как дополнительным поступлением снега на поверхность ледника путем метелевого и лавинного переноса, так и охлаждающим влиянием самого ледника. С многолетним положением снеговой линии на поверхности ледника приблизительно совпадает так называемая фирновая линия, отделяющая поверхность фирна от поверхности льда.

Согласно Атласу снежно-ледовых ресурсов мира (1997) площадь современного оледенения на планете (площадь, занятая многолетним льдом и снегом) составляет 16,25 млн км ², или 10,9 % поверхности суши (см. табл. 3.1). На долю льдов Антарктиды и Гренландии приходится соответственно 13,94 и 1,80 млн км ², или 9,4 и 1,2% площади поверхности суши.

Запасы воды во всех ледниках мира составляют 25,78 млн км ³ (это —70,2% объема всех пресных вод на планете) (см. табл. 3.1). На долю льдов Антарктиды и Гренландии приходится 23,29 и 2,36 млн км³ запасов воды, что составляет 90,3 и 9,2 % суммарных запасов воды в ледниках мира.

Как следует из приведенных цифр, в ледниках Антарктиды и Гренландии вместе содержится 25,66 млн км ³ воды (99,5 % запасов воды во всех ледниках мира, или 69,8 % запасов всех пресных вод).

Сведения о наиболее крупных современных скоплениях многолетнего льда и снега на планете приведены в табл. 4.1. Как следует из этой таблицы, помимо Антарктиды и Гренландии, важными районами современного оледенения являются арктические острова. На долю горных ледников приходится запасов воды значительно меньше (наиболее крупные горные ледники расположены на Аляске, Памире, в Андах). Средняя толщина льда наибольшая в покровных ледниках (ледники Антарктиды, Гренландии, арктических островов). Максимальная толщина льда была измерена в индоокеанском секторе Антарктиды — 4776 м. Толщина льда в горных ледниках значительно меньше.

Таблица 4.1. Основные области современного оледенения земного шара^*

Район	Площадь льда, тыс. км2	Запасы воды в льде, тыс. км3	Средняя толщина льда, м
Гренландия
Исландия	11,75	3,62
Шпицберген	34,89	6,79
Земля Франца-Иосифа	13,75	2,10
Новая Земля	23,64	8,10
Северная Земля	18,32	4,70
Побережье Аляски	63,31	11,40
Запад Канады	27,36	5,21
О-ва Восточной Канады	147,0	50,1
Скандинавия	2,78	0,27
Альпы	2,83	0,12
Большой Кавказ в пределах СНГ	1,42	0,07
Алтай в пределах России	0,91	0,04
Тянь-Шань в пределах СНГ	8,31	0,50
Памиро-Алай в пределах СНГ	9,82	0,62
Гиндукуш	5,91	0,58
Куньлунь	11,64	1,57
Каракорум	15,41	2,86
Гималаи	26,52	3,70
Тибет	8,64	0,79
Камчатка	0,87	0,04
Южные Анды и Патагония	26,87	12,59
Антарктида (материковая часть) в том числе сектора:	13 943	23 291	–
атлантический
индоокеанский
тихоокеанский

* По Атласу снежно-ледовых ресурсов мира (1997).

 

Общие запасы воды в ледниках России составляют около 15,1 тыс. км³. Самые крупные ледники в нашей стране находятся на островах Новая Земля и Северная Земля. Запасы воды в горных ледниках России невелики.

ТИПЫ ЛЕДНИКОВ

Ледники на Земле подразделяются на две основные группы: покровные и горные.

Покровные ледники размещаются на материках или крупных островах: к ним относятся ледники Антарктиды, Гренландии, арктических островов (Земля Франца-Иосифа, Новая Земля и др.). Форма покровных ледников в меньшей степени, чем у горных, зависит от рельефа подстилающей поверхности земли и в основном обусловлена распределением снегового питания ледника.

Покровные ледники подразделяются на ледниковые купола (выпуклые ледники мощностью до 1000 м); ледниковые щиты (крупные выпуклые ледники мощностью более 1000 м и площадью поверхности свыше 50 тыс. км²); выводные ледники (быстро движущиеся ледники, через которые осуществляется основной расход льда покровных ледников; выводные ледники обычно заканчиваются в море, образуя плавучие ледниковые языки, дающие начало многочисленным айсбергам небольшого размера); шельфовые ледники (плавающие или частично опирающиеся на морское дно ледники, являющиеся продолжением наземных ледниковых покровов; они движутся с берега к морю и образуют крупные айсберги).

Горные ледники подразделяются на три подгруппы. Это ледники вершин, лежащие на вершинах отдельных гор, хребтов и горных систем, в кальдерах вулканов; ледники склонов, занимающие депрессии (впадины, кары) на склонах горных хребтов; долинные ледники, располагающиеся в верхних и средних частях горных долин.

Обширные горные ледники расположены в крупных и высоких горных массивах — в Гималаях, Каракоруме, на Памире, Тянь-Шане, в Альпах, на Кавказе, на Аляске и т. д. Самый крупный горный ледник — ледник Беринга на Аляске длиной 203 км и площадью 5700 км².

В России покровное оледенение занимает наибольшие площади на Новой Земле (23,64 тыс. км²), Северной Земле (18,32 тыс. км²), Земле Франца-Иосифа (13,75 тыс. км²). Горные ледники в России расположены на Кавказе, Алтае, в Саянах, на Северном Урале, в горах Бырранга и Путорана, на хребте Черского, Карякском нагорье, на Камчатке. В пределах СНГ горные ледники имеют наибольшую площадь на Тянь-Шане (8313 км²), Памиро-Алае (9821 км²), Большом Кавказе (1424 км²). Самые крупные горные ледники в СНГ — ледники Федченко площадью 652 км² и длиной 77 км на Памире и Южный Иныльчек площадью 567 км² и длиной 60,5 км на Тянь-Шане.

На протяжении геологической истории площадь оледенения на Земле существенно изменялась. Так, площадь ледников в последнюю ледниковую эпоху достигала 34 млн км² (в 2 раза больше современной), а в эпоху максимума четвертичного оледенения — 55 млн км² (в 3,4 раза больше современной).

ОБРАЗОВАНИЕ И СТРОЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

На каждом леднике можно выделить две области: верхнюю, где идет накопление снега, фирна и льда, и нижнюю, где лед, переместившийся из первой области, тает. Эти области называют соответственно областью питания (аккумуляции) и областью абляции (расхода).

Выпадающий на поверхность ледника и поступающий с прилегающих склонов снег постепенно накапливается, уплотняется под давлением вышележащих слоев и под влиянием рекристаллизации и частичного таяния и замерзания просочившейся (инфильтрующейся) воды превращается сначала в зернистый снег, а затем в фирн;, или зернистый лед, представляющий собой конгломерат бесформенных зерен льда крупностью 0,5—5 мм. Свежевыпавший снег может иметь очень малую плотность (до 100 кг/м³). По мере уплотнения и рекристаллизации его плотность возрастает до 200—400 кг/м³ Фирн имеет уже плотность порядка 450—800 кг/м³ (в среднем окола 650 кг/м³).

Дальнейшее уплотнение фирна и рекристаллизация приводят к образованию ледникового (глетчерного) льда плотностью 800–920 кг/м³ в зависимости от типа образования. Плотность чистого льде без пузырьков воздуха при нормальном атмосферном давлении около 917 кг/м³. На большой глубине в толще ледника плотность ледникового льда под влиянием давления может увеличиться до 925 кг/м³. На образование толщи ледника влияют также: явление режеляции, т.е. способность кристалликов льда прочно смерзаться друг с другом и заполнять поры и трещины; уменьшение температуры плавления с увеличением давления (увеличение давления на 10⁵ Па понижает Т_зам на 0,0073 °С, поэтому в толще ледника, где давление увеличивается приблизительно на 10⁵ Па на каждые 10—12 м глубины, лед может таять и при отрицательной температуре); явление конжеляции, т.е. повторное замерзание талой воды на поверхности льда.

Таким образом, в ледниках наблюдается три принципиально различных способа образования льда — путем рекристаллизации снега и фирна (под давлением), путем замерзания талой воды в толще фирна (инфильтрационный лед), путем замерзания талой воды на поверхности льда (конжеляционный или так называемый «наложенный» лед).

В различных климатических условиях, а также в разных частях одного и того же ледника процесс ледообразования идет по-разному. По П.А. Шумскому и А.Н. Кренке, можно выделить несколько зон ледообразования, которые отличаются по характеру таяния ежегодного снега, степени водоотдачи и вида ледообразования.

1. Снежная (рекристаллизационная) зона. Таяние и водоотдача отсутствуют. Ледообразование происходит целиком путем рекристаллизации. Толщина фирна 50—150 м. Нижняя граница зоны соответствует средней годовой температуре около -25 °С. Зона распространена во внутренних частях Антарктиды (выше 900—1350 м над уровнем моря) и Гренландии (выше 2000—3000 м), на высочайших горах Памира (выше 6200 м).

2. Снежно-фирновая (рекристаллизационно-режеляционная) зона. Слабое таяние происходит лишь в теплый период года, водоотдача практически отсутствует (талая вода вновь замерзает внутри годового слоя снега). Ледообразование идет в основном путем рекристаллизации. Толщина фирна 20—100 м. Зона характерна для периферии ледниковых покровов Антарктиды (на высотах 500—1100 м) и Гренландии, для высоких гор Памира (выше 5800 м).

3. Холодная фирновая (холодная инфильтрационно-рекристаллиза-ционная) зона. Таяние и водоотдача из годового слоя снега умеренные. В нижних слоях вода вновь замерзает. Ледообразование происходит на ⅔ путем замерзания инфильтрационной воды и на ⅓ путем рекристаллизации. Температура ледника ниже 0 °С. Эта зона широко распространена в Арктике и в горах с континентальным климатом.

4. Теплая фирновая (теплая инфилътрационно-рекристаллизационная) зона. Таяние и водоотдача значительные, формируется интенсивный сток. Ледообразование идет в равной степени путем инфильтрационного замерзания и рекристаллизации. Толщина фирна 20—40 м. Температура ледника около 0 °С. Зона широко распространена в горах и на арктических островах в условиях морского климата.

5. Фирново-ледяная (инфильтрационная) зона. Таяние и водоотдача значительны. Ледообразование в основном инфильтрационное. Толщина фирна не более 5—10 м. Зона характерна для горных ледников в условиях континентального климата.

6. Зона ледового питания (инфилътрационно-конжеляционная). Таяние и водоотдача интенсивные. Ледообразование идет путем инфильтрации и конжеляции, т.е. замерзания талой воды на поверхности льда и формирования «наложенного» льда. Фирна в этой зоне нет. Зона типична для горных ледников в условиях континентального климата.

Перечисленные выше зоны образуют область питания (аккумуляции) ледника. Их поверхность представлена либо снегом, либо фирном, либо льдом.

Поскольку накопление и таяние снега и льда происходят с годовой периодичностью, а условия накопления и таяния льда и замерзания талой воды в толще ледника от года к году изменяются, ледник в области питания обычно имеет слоистое вертикальное строение.

В зависимости от климатических и орографических условий «набор» зон ледообразования у конкретного ледника может быть различным. Так, снежная зона практически отсутствует у горных ледников (кроме некоторых вершин на Памире, Эльбруса на Кавказе и др.). На ледниках Кавказа также практически отсутствует холодная фирновая зона.

Постепенное накопление снега и льда в области питания ледника ведет к тому, что под влиянием силы тяжести и градиентов давления избыток льда, обладающего пластичностью, смещается в область абляции, где постепенно тает. Эта область не имеет фирна и состоит лишь из льда. Область абляции у горных ледников часто называют языком ледника.

Типичное строение покровных и горных ледников приведено на рис. 4.2 и 4.3.

Рис. 4.2. Поперечный разрез Гренландского ледникового покрова (по Б. Фриструлу). Обозначения см. на рис. 4.3. Пунктир — профиль выводного ледника

 

Рис. 4.3. Продольные разрезы карового (а) и долинного (б) ледников:

I —область питания; II —область абляции; 1— ложе ледника (коренные породы); 2— поверхность ледника; 3— снег и фирн; 4 — лед; 5— морены; 6 — линии тока льда; ПТ — подгорная трещина; ЛП — ледопад; ДМ — придонная морена; КМ — конечная морена

 

Отношение площади области питания (аккумуляции) ледника (F _п)к площади области абляции (расхода) (F _a) называют ледниковым коэффициентом:

k _л = F _п/ F _a. (4.1)

Значение ледникового коэффициента различно у разных ледников. В современных условиях долинные ледники Альп, Кавказа, Скандинавии имеют k _лот 1 до 2. У каровых ледников этот коэффициент меньше (0,5—1). В последнее время вместо ледникового коэффициента стали широко применять другой показатель — доля области питания, т.е. отношение площади области питания ко всей площади ледника.

В теле крупных ледников имеется сложная гидрографическая сеть, представляющая собой систему взаимосвязанных полостей, гротов, трещин, колодцев, каверн, полностью или частично заполненных водой, линз воды и ручейков.

В местах изменения рельефа ложа ледника (расширение или перегиб ложа) при движении ледника возникают соответственно продольные и поперечные трещины.

На поверхности и в толще ледника, а также вблизи него встречаются скопления обломочного материала — морены. Они подразделяются на две основные группы — влекомые, в которых обломочный материал перемещается ледником, и отложенные, представляющие собой скопление обломочного материала, ранее принесенного и отложенного ледником. Среди влекомых морен выделяют морены поверхностные (включая боковые, срединные, поперечные и фронтальные), внутренние и придонные (рис. 4.4). Отложенные морены подразделяются на береговые и конечные.

Рис. 4.4. Схема поперечного строения горного ледника. Влекомые морены:

А — придонная; Б — внутренняя; В — срединная; Г— боковая