Глава 12. 0. Геологическая деятельность снега, льда и 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 красивых тонких, обычно 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.

 

Рис. 12.1. Превращение снега в лед: 1 – снежинка, 2 – под воздействием сублимации (возгонки) выделяется тепло и снежинка оплавляется, 3 – оплавленные комочки образуют фирн, 4 – фирновые зерна соединяются, сплавляются вместе, превращаясь в лед

 

Т.к. с высотой температура воздуха понижается на 0,5-0,6°С на каждые сто метров, то в горных областях есть уровень - снеговая линия, выше которой снег уже не тает. В

разных районах Земного шара снеговая линия находится на разных высотах: от 0 в Антарктиде и до 6 км в горах в низких широтах, причем в горных районах на положение снеговой линии оказывает влияние экспозиция склонов. На южных она выше, чем на северных.

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.

 

 

12.1. Классификация 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 более

обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым может перемещаться на десятки километров.

 

Рис. 12.1.1. 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)

 

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. 12.1.2). 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.

 

Рис. 12.1.2. Сложный ледник в Альпах. Хорошо видны срединные морены

Поэтому такие сложные ледники называются древовидными.

 

Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы и языки льда спускаются по обе стороны горного хребта, нося название переметных ледников, напоминающих положение переметных сум на лошади. Существуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углублении (рис. 12.1.3). 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.12.1.3. Цирки, наполненные льдом. Западная ветвь ледника Большой Алеч (Швейцарские Альпы)

 

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 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 (рис. 12.1.4). Особенно часто отслаивается

верхний наиболее хрупкий слой ледника, на крутых склонах образуя мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.

 

Рис. 12.1.4. 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

 

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, необычным “норовом” славится ледник Медвежий на Памире. В 1963 г. скорость его движения превысила 150 м/сутки и он за короткое время продвинулся вперед почти на 7 км. Также необычно быстро двигался в феврале 1937 г. ледник Блэк Рэпидз на Аляске в 210 км к югу от г.Фэрбенкс. 23 февраля его скорость достигла 220 футов/сутки (около 75 м/сутки) и так он двигался примерно 6 месяцев. Затем скорость его перемещения упала и он начал отступать.

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 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 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.

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, 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 какая-нибудь биота.

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. 12.1.5). 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. 12.1.5. Система трещин – гривас на конце горного ледника (рисунок и фото)

 

 

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 (рис. 12.1.6).

 

Рис. 12.1.6. Антарктида. Космический снимок. Хорошо виден паковый лед

 

 

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.

 

Наблюдения за многолетним ходом снегонакопления показали, что оно крайне неравномерно. С 1880 по 1960 гг. скорость снежного питания покрова сначала увеличивалась на 15% до 30-х годов ХХ века, а затем снизилась на 20%. 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.

На станции “Восток” мощность льда 3,7 км, а скважина прошла во льдах 2,755 км и

 

в 1996 г. до 3,523 км. Определение палеотемператур из керна льда по соотношению стабильных изотопов позволило охарактеризовать голоцен (10 тыс.лет), вюрм (валдайское оледенение) (10-20 тыс.лет назад), рисс-вюрмское (микулинское) межледниковье (120-140 тыс.лет назад), рисское (днепровское) оледенение (140-220 тыс. лет назад), межледниковье (220-320 тыс.лет назад) и миндельское (окское) оледенение (320-420 тыс.лет назад). На сегодняшний день - это уникальная единственная в мире скважина, в которой охвачены изотопными данными все 3 или 4 главные ледниковые эпохи.

Химические компоненты воды - кислород и водород содержат как обычные

 

“легкие”, изотопы ¹⁶О и Н, но и тяжелые ¹⁸ О и ²Н или дейтерий (D). Их соотношение определяется испарением и конденсацией, которые, в свою очередь, зависят от температуры. Так и состав изотопов выпавшего снега определяется температурным режимом. В Восточной Антарктиде установлено, что понижение относительного

 

содержания ¹⁸О на 1‰ (единицу на тысячу) в стандартной морской воде, равно похолоданию на 1,5° С. Если содержание D уменьшается на 6‰ - на 1° С. Изменения

изотопного содержания ¹⁸ О и D соответствуют изменениям температуры. В последнюю вюрмскую (валдайскую) ледниковую эпохи температура в Антарктиде была на 6°С

холоднее, чем в голоцене (последние 10 000 лет). Эти данные подкрепляются изучением

 

содержания во льдах долгоживущего радиоактивного изотопа ¹⁰Ве, образующегося только в космической обстановке, содержание которого увеличивается в ледниковые

эпохи, но, так как поступление ¹⁰ Ве из космоса всегда постоянно, то его концентрация во льдах обратно пропорциональна объему выпавшего снега. Следовательно, в ледниковые эпохи в Антарктиде наблюдалось не только общее похолодание, но и уменьшение количества выпавшего снега. Это может показаться парадоксом, но это действительно так и только во время потепления климата количество осадков возрастает.

Таким образом, современные методы изучения керна льда при бурении скважин в ледяных покровах, способны рассказать многое о палеотемпературах, содержании парниковых газов СО₂ и СН₄, вклад которых в изменение климата Антарктиды за последние несколько сотен тысяч лет может достигать 40-60%. Большое значение в ледниковые эпохи имела разница температуры атмосферы между низкими и высокими широтами, а также увеличение запыленности атмосферы в ледниковые эпохи, что связывается с общей аридизации климата, осушением огромных территорий шельфов из-за понижения уровня моря. Вот о чем может рассказать столбик или керн льда, полученный с большой глубины в Антарктическом ледяном покрове.

 

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 (рис. 12.1.7).

 

 

Рис. 12.1.7. Ледниковый покров Гренландии: I – план; II – профиль по линии АВ (по И.Марцинеку)

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.

 

Рис. 12.1.8. Морфолого-динамическая классификация ледниковых покровов: 1 - наземный; 2 – «морской», 3 – плавучий