В процессе движения ледники произ­водят большую экзарационную, транс­портную и аккумулятивную работу. В результате экзарационной деятельности ледников в сочетании с процессами вы­ветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, как кары, карлинги, ледниковые цирки, троги, «бараньи лбы». Действию ледни­ков обязаны своим образованием обшир­ные сглаженные поверхности с леднико­вой штриховкой, узкие и глубокие мор­ские заливы -- фьорды. Обломки гор­ных пород, падающие на ледник со скло­нов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностной морены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются в сплошной плащ. Продукты экзарации ложа (при­донная морена) и поверхностную морену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в виде конеч­ных морен. Часть продуктов разруши­тельной деятельности ледников выно­сится талыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов леднико­вых языков плоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные ча­стицы уносятся реками на большие рас­стояния. Моренный материал материко­вых покровов, шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уно­сится с айсбергами и по мере их таяния оседает на дне морей и океанов.

Ледники - - это своеобразные водо­хранилища, запасающие воду зимой и расходующие ее летом. Они играют существенную роль в формировании стока рек, особенно в тех ледниковых районах средних и субтропических ши­рот, где высокогорные, покрытые лед­никами хребты соседствуют с засушли-

выми равнинами ^например, Централь­ная и Средняя Азия). Айсберги, откалы­вающиеся от шельфовых и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических и Антарктических остро­вов, оказывают сильное воздействие на гидрологические процессы обширных океанических акваторий. Только Антар­ктида поставляет в океан в виде айсбер­гов ежегодно около 2000 км3 воды, Грен­ландия — 240—300 км3. Айсберги затруд­няют судоходство в полярных водах.

Ледники, особенно ледниковые покро­вы, достигающие огромных размеров, только своим присутствием вызывают большие изменения высоты земной по­верхности и меняют ее рельеф. Так, средняя высота Антарктиды почти втрое больше средней высоты всех других ма­териков за счет огромной толщины ан­тарктического ледникового покрова, под которым погребен сложный рельеф с горными хребтами, долинами, плато и равнинами. Колебания размеров и мощ­ности ледников вызывают изостатичес-кие колебания земной коры.

Ниже приведены основные условия су­ществования ледников, особенности их строения и движения.

Начнем с понятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледе­нения.

чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы пита­ния) приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Раз­личают несколько разновидностей сне­говой границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь. 1984]. Климатическая, или теоре­тическая, снеговая граница — это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков опреде­ляется средним состоянием метеороло­гических условий за много лет на гори­зонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не го­ризонтальна, и метеорологические усло­вия от года к году сильно меняются, сле­довательно, реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-

кой. Поэтому введено понятие мест­ная, или истинная, снеговая гра­ница, занимающая наивысшее положе­ние в конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можно усреднять за ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и на склонах различной экспозиции. На ледниках ис­тинная снеговая граница — это наивыс­шее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или бы­вает выше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы говорим о снего­вой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой ли­нией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снего­вая граница, либо совпадает с грани­цей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях, когда различия в положении снеговой границы, границы питания и фирновой линии невелики, эти термины употребляются как синонимы.

К понятию климатической снеговой границы мы прибегаем в тех случаях, когда рассматриваются возможности возникновения и существования оледе­нения в различных широтных климати­ческих поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и конти­нентальным климатом, и в тех случаях, когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим усло­виям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и су­ществуют лишь благодаря большой кон­центрации метелевого и лавинного снега в отрицательных формах рельефа. Но в то же время на них есть своя местная сне­говая граница (фирновая линия — граница питания), отделяющая область ак­кумуляции от области абляции.

Высота снеговой границы зависит от многих факторов: от циркуляции атмос­феры, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиацион­ных условий и температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; от абсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.

Морской климат с обильными осад­ками зимой и прохладным летом благо­приятствует оледенению, а сухой конти­нентальный климат, наоборот, для оле­денения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные терри­тории, где, несмотря на малое количе­ство осадков, круглый год держатся низ­кие температуры воздуха и таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующие изменения испыты­вает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница за­нимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уро­вень снеговой границы измеряется пер­выми сотнями метров. В средних широ­тах в условиях морского климата (напри­мер, на тихоокеанском побережье Се­верной Америки) она колеблется в пре­делах 500—1000 м над ур. м.; в субтропи­ческих и тропических широтах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой гра­ницы достигает огромных высот — 6000—6500 м над ур. м.

Изменение высоты снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридио­нальных профилях вдоль Южноамери­канских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90—110° в. д. (б).

Колебания уровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучше­нии или ухудшении условий питания лед­ников. В первом случае уровень снего­вой границы понижается, во втором — повышается. Следовательно, по измене­нию уровня снеговой границы можно су­дить об изменении климатических усло­вий в районах оледенения.

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движение льда в ледниках — основной процесс переноса массы из области нако­пления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечи­вает само существование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в об­ласти аккумуляции постепенно увеличи­вается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абля­ции постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно изменяется и скорость движения льда: от истоков к границе питания она увеличивается, а от границы питания к концу ледника умень­шается. При этом векторы скорости от­носительно поверхности ледника в обла­сти аккумуляции наклонены вниз, а в об-

ласти абляции — вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледни­ковых покровах и куполах, граница пи­тания которых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем от­кола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре леднико­вого покрова до максимума у его края.

Движение льда в ледниках осущест­вляется двумя основными способами: пу­тем вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и сколам. Со­отношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении ре­альных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических де­формаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных усло­виях могут двигаться только путем глы­бового скольжения (пульсирующие лед­ники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников уча­ствуют оба механизма.

При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образом толщиной льда, его темпе­ратурой и наклоном поверхности ледни­ка. Лед будет течь в направлении на­клона поверхности и в том случае, если на ложе ледника будут встречаться не­ровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклоном поверхности и скоростью движения льда ледника суще­ствует закономерная связь: лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, и толст там, где наклон незначителен и движе­ние льда замедлено. Это наблюдается как в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровно­сти на поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости тече­ния ледника не отражаются.

1	2	3	4	5	6	7