Учение о гидросфере.-2

111

Скопление обломков – продуктов выветривания, попавших на ледник со склонов и дна долины, переносимых ледником, называется мореной. Название это происходит от имени древнеславянской богини смерти Морены, отсюда же слова «мор» и «мороз».

Различают движущуюся вместе с ледником и отложенную неподвижную морену.

Движущаяся морена делится на донную, поверхностную и внутреннюю.

Разновидностями поверхностей морены являются срединная, боковая и плащевая морены.

Боковые движущиеся морены питаются за счет разрушения бортов ледникового ложа и обвалов со склонов.

Срединные морены образуются из боковых в местах слияния ветвей ледника. Поверхностные, плащевые морены формируются в зоне питания ледника за счет обломков, сносимых на ледник лавинами. Поверхностные морены особенно часто встречаются на ледниках среднеазиатских гор, где языки ледников могут быть полностью покрыты мореным чехлом значительной толщины на протяжении нескольких километров. На таких покровных моренах встречается растительность вплоть до небольших деревьев.

Отступающий ледник оставляет после себя валы отложенных морен (рис. 6.7.1 и 6.7.2). Отложенные морены имеют вид остроконечных гряд или пологих вытянутых холмов. Среди отложенных морен различают берего-

вые и конечные морены. При стационарном положении языка ледника весь доставляемый течением льда материал откладывается, образуя вал конечной морены. Если ледник, отступая, делает остановки, образуется несколько моренных валов. Холмистый рельеф по пути отступления ледника называют основной мореной. Основные морены крупных ледников образуют сплошные моренные поля, протяженностью несколько километров. Передвижение по таким полям связано с большими физическими затратами. Ориентирование и выбор оптимального пути в хаосе морен затруднен.

112

Неподвижные береговые морены образуются из обломков, осыпающихся с краев ледника.

По мере отступления ледника уменьшается и его мощность, и поверхность опускается ниже гребней береговых морен на многие десятки и даже сотни метров. Склоны береговых морен, обращенные к леднику, сохраняют значительную крутизну и подвергаются эрозии. Обратный склон, обращенный к склону долины, обычно более полог и покрыт растительностью. Пространство между береговой мореной и склоном долины или между моренными валами называют моренным карманом. Карманы достигают значительных размеров. По ним могут протекать ручьи, пролегать тропы, в некоторых случаях здесь может расти лес. Карман морены обычно безопасное и удобное место для бивуаков. По гребням береговых и срединных морен пролегают наиболее удобные пути в верховья ледников. В часто посещаемых районах по ним проложены тропы, а в удобных местах устроены площадки для бивуаков.

Основной материал, из которого слагаются морены, – окатанные обломки (валуны), песок разной крупности, гравий, щебень, моренные глины и суглинки, образующиеся при перетирании горных пород ледником.

Моренные отложения легко размываются реками, поэтому долины многих горных рек, разработанные в моренных отложениях древних ледников, так называемых конгломератах, имеют крутые труднопроходимые склоны. Крупные валуны защищают от размыва участки морены, образуя останцы причудливых форм. Например, останцы в долинах рек Кыртык и Ирик в Приэльбрусье, левобережная морена ледника Ленина на Заалайском хребте Памира.

Размыв морен талыми водами приводит к образованию селей. При падении с гребней морен выполнить самозадержание ледорубом очень трудно. Поэтому тропы, а при их отсутствии маршруты движения, часто проходят ниже гребня со стороны склона долины. Движение без троп по крутым моренным (конгломератным) склонам весьма трудоемко. Нередко требуется вырубать ступени. Прохождение конгломератных склонов сопряжено с большим риском из-за неустойчивости валунов и невоз-

113

можности закрепить веревку. Нередко по технической сложности и физической нагрузке такие склоны сравнимы с перевалами 3А категории сложности.

Если под мореной находится лед, то из-за неравномерности таяния (термокарст) могут образовываться воронки и крутые протяженные ледовые склоны, прикрытые тонким слоем морены, легко скатывающимся вместе с неосторожными путешественниками.

Нелишне заметить, что подмосковная Клинско-Дмитровс- кая гряда представляет собой основные морены, оставленные древним оледенением. В эпоху оледенения лед переносил валуны на расстояние до 1000 километров. По их расположению удается определить, откуда пришел ледник и откуда принесены валуны. По их расположению в Подмосковье и средней полосе удалось вычислить и найти некоторые полезные ископаемые в Карелии, а также коренные месторождения золота в Скандинавии. Благодаря ледниковым отложениям, под Москвой в Парамоновском овраге находят россыпное золото и гранаты.

6.7 Характеристики современных ледников

Ледники очень сильно различаются по размерам и форме. Считается, что ледниковый покров занимает около 75% площади Гренландии и почти всю Антарктиду. Площадь ледниковых шапок колеблется от нескольких до многих тысяч квадратных километров (например, площадь ледниковой шапки Пенни на Баффиновой Земле в Канаде достигает 60 тыс. км2). Самый крупный долинный ледник в Северной Америке – западная ветвь ледника Хаббард на Аляске длиной 116 км, тогда как сотни висячих и каровых ледников имеют протяженность менее 1,5 км. Площади ледников подножий колеблются от 1–2 км2 до 4,4 тыс. км2 (ледник Маласпина, спускающийся в залив Якутат на Аляске). Считают, что ледники покрывают 10% всей площади суши Земли, но, вероятно, что больше 10%.

Самая большая мощность ледников – 4330 м – установлена близ станции Бэрд (Антарктида). В центральной Гренландии толщина льда достигает 3200 м. Судя по сопряженному рельефу, можно предположить, что толщина некоторых ледниковых

114

шапок и долинных ледников намного более 300 м, а у других измеряется всего десятками метров.

Скорость движения ледников обычно очень мала – примерно несколько метров в год, но и здесь также имеются значительные колебания. После ряда лет с обильными снегопадами в 1937 конец ледника Блэк-Рапидс на Аляске в течение 150 дней двигался со скоростью 32 м в сутки. Однако столь быстрое движение не характерно для ледников. Напротив, ледник Таку на Аляске на протяжении 52 лет продвигался со средней скоростью 106 м/год. Многие небольшие каровые и висячие ледники движутся еще медленнее (например, упоминавшийся выше ледник Арапахо ежегодно продвигается лишь на 6,3 м).

В обнажениях по краям ледников часто видны крупные зоны скалывания, где одни блоки льда надвинуты на другие. Эти зоны представляют собой надвиги, причем различают несколько способов их образования. Во-первых, если один из участков придонного слоя ледника перенасыщен обломочным материалом, то его движение прекращается, а вновь поступающий лед надвигается на него. Во-вторых, верхние и внутренние слои долинного ледника надвигаются на придонные и боковые слои, поскольку движутся быстрее. Помимо того, при слиянии двух ледников один может двигаться быстрее другого, и тогда тоже происходит надвиг. На леднике Бодуэна на севере Гренландии и на многих ледниках Шпицбергена имеются впечатляющие обнажения надвигов.

У концов или краев многих ледников часто наблюдаются туннели, прорезанные подледниковыми и внутриледниковыми потоками талых вод (иногда с участием дождевых вод), которые устремляются по туннелям в сезон абляции. Когда уровень воды спадает, туннели становятся доступными для исследований и представляют уникальную возможность для изучения внутреннего строения ледников. Значительные по размерам туннели выработаны в ледниках на Аляске, Асулкан в Британской Колумбии (Канада) и Ронском (Швейцария).

6.7.1 Современное оледенение на территории России

Современное оледенение на территории России является остатком (реликтом) более обширного раннечетвертичного оле-

115

денения. Различают два класса ледников: материковые (ледниковые щиты) и горные.

Основная масса ледников России сосредоточена на арктических островах и в горных районах.

Самые большие по площади горные ледники расположены на Кавказе (свыше 1400), Камчатке, Алтае, в северной и северовосточной части Сибири.

Арктические ледники занимают площадь 54 тыс. км2. Главные районы оледенения сосредоточены в западной (приатлантической) части Арктики, к востоку размеры оледенения убывают. На островах арктических морей повсеместно распространены ледниковые щиты и покровы.

Около 5 млн. км2 территории России – это районы с многолетней (вечной) мерзлотой, где наледи образуются в результате выхода на поверхность подземных вод.

Для водохозяйственной практики России особый интерес представляют ледники снежники горных районов, определяющие водность горных рек.

В ледниках сосредоточено 39890 км3 пресной воды, примерно 110 км3 – формируется ежегодно.

И в заключении необходимо отметить, что ледники влияют на климат. Особенно сильным это влияние было во времена ледниковых периодов. В то время ледники были главным фактором образования климата. Возможно, ледники повлияли на развитие человечества, так как последний ледниковый период совпал с ранней стадией каменного века. Время последнего оледенения оказалось периодом необычайно быстрого прогресса позднепалеолитических культур.

Возможно, ледники были причиной гибели динозавров. Со временем вымирания динозавров связан, например, факт понижения уровня океана. Это можно объяснить развитием ледников. Во время вымирания динозавров наиболее сильно пострадали планктон и беспозвоночные, а придонные хищники пострадали меньше. Это можно объяснить тем, что подвижные организмы могли бежать от холода, а планктон нет. Во время вымирания динозавров образовывался современный рельеф, что могло дать толчок к повышению активности ледников. Вымирали сначала водные животные, а после наземные, причѐм разница измеряется десятками тысяч лет. Это тоже можно объяснить че-

116

рез ледники. Образование Гренландии привело к рождению там ледника и образованию множества айсбергов, которые плавали по океанам, но существенно не охлаждали сушу. После, когда возникли Скандинавские и другие горные системы, ледник перекинулся на сушу. Ледник охлаждал северные части планеты, что привело к переселению и концентрации организмов у экватора, что, в свою очередь, привело к усилению конкуренции между организмами. Динозавры (т.е. пресмыкающиеся), из-за неспособности регулировать температуру тела вследствие похолодания, стали вялыми, что понизило их конкурентную способность, и их вытеснили млекопитающие. Возможно, такова была причина вымирания динозавров.

Контрольные вопросы

1.Гипотезы и теории образования ледников.

2.Образование ледниковой системы.

3.Виды и типы ледников.

4.Чем вызваны ледниковые трещины?

5.Рельеф ледников.

6.Работа ледника.

7.Что такое морены?

8.Современные ледники планеты.

9.Ледники России.

7 МОРСКИЕ ЛЬДЫ

Морские льды – самый молодой элемент криосферы Земли. Время их существования оценивается примерно в 700 тысяч лет. До этого полярные, океанские и морские бассейны пребывали в безледном режиме. Морской ледяной покров первоначально появился как продукт определенной климатической эпохи, но впоследствии сам стал важным звеном климатической системы планеты.

Современный морской ледяной покров концентрируется главным образом в полярных областях Земли. Ежегодно образуется 3,23 1019г морского льда: из них 1,26 1019 г в северном и

117

2,07 1019 г – в южном полушарии. Средняя длительность существования льдов в северном полушарии – 1,3, а в южном – 0,8 года. Площадь распространения зависит от сезона: 9–18 млн. км2 в северном и 5–20 млн. км2 – в южном полушарии. В среднем морские льды покрывают 7,2±0,8% поверхности морей и океанов.

7.1 Классификация морских льдов

Как известно, классификация всякого географического объекта должна отражать его характерные особенности, исходить из достоверных представлений о природе явления или обусловливающего его процесса и базироваться на едином основополагающем принципе. Множественность принципов, которые могут быть положены в основу классификации поверхности Мирового океана (26±3 млн. км2) усложняет классификацию. Их средняя толщина составляет около 150 см. Скорость прироста массы льда составляет 3,3 1019 г в год.

Скопление природных льдов, представляющих собой одновременно крупномасштабное геофизическое явление, непрерывно изменяющееся во времени, и природное тело со специфическими свойствами находит отражение в определении понятия «морской лед». Согласно действующей ныне Международной номенклатуре морских льдов, термин «морской лед» относится к естественному ледяному покрову, образующемуся в морях и океанах. Уточняя это понятие, В.Л. Цуриков полагает, что к категории «морской лед» следует относить лишь льды, образовавшиеся из морской соленой и солоноватой воды, включающие в себя соли как в твердой, так и в жидкой фазах. То есть плавучие льды следует подразделять по происхождению на морские, речные, озерные и материковые.

Однако и то и другое определения обладают некоторой условностью. Первое из них классифицирует морокой лед скорее как физико-географический комплекс, формирующий какойлибо тип ландшафта, лишь подразумевая соленость льда – важнейшую характеристику его как природного тела. Второе не учитывает ряд существенно важных деталей макростроения,

118

присущих ледовому покрову. Например, на отдельных, иногда значительных по протяженности участках ледяных полей верхний слой может быть образован пресноводным льдом (в результате смерзания мокрого снега и т.п.). С точки зрения физики образования и структуры, такой лед не является морским. Однако в макромасштабе он не отделим от морского льда как географического объекта и входит в совокупность физических характеристик последнего. Видимо, вряд ли были бы целесообразны попытки сформулировать единое и всеобъемлющее определение понятия «морской лед», как нет необходимости противопоставления существующих. Каждое из них в равной мере справедливо и отражает не столько разный подход к предмету, сколько различные цели и методы его исследования.

Льды также разделяют по динамическому признаку на неподвижные (припай и др.) и подвижные (дрейфующие).

Припай как форма неподвижного льда в море обычно образуется путем естественного замерзания морской воды в прибрежной мелководной, быстро охлаждающейся полосе и распространяется в сторону открытого моря, хотя в Антарктике наблюдались случаи, когда он устанавливался вначале в районе скопления айсбергов и распространялся к берегу. Его структурная часть, непосредственно спаянная с берегом, выделяется в отдельную зону, называемую подошвой припая. Внешне подошва припая и собственно припай практически не имеют отличий, границей между ними служит приливо-отливная трещина незначительной ширины, часто только обозначенная на поверхности льда. На сроки становления и пределы распространения припая, помимо гидрометеорологических условий региона, решающее влияние оказывают морфологические особенности бассейна – глубина и подводный рельеф, изрезанность береговой черты, наличие островов, стамух и айсбергов, сидящих на мели. Генеральные черты поверхности формируются направлением и скоростью преобладающих ветров в период ледообразования. Общий морфологический облик припая, сформировавшегося при устойчивом режиме ветра, направленного с суши на море, представляет собой плоскую равнину, однообразие которой нарушается морозобойными трещинами. Особенности его микрорельефа обусловлены в основном процессами ветрового переот-

119

ложения снега и характеризуются обилием как аккумулятивных, так идеструктивных форм. Главными из этих форм, одинаково распространенных и в Арктике, и в Антарктике, являются снежные барханы, сугробы, надувы, снежные гряды и заструги. Характер снегонакопления на поверхности припая оказывает большое влияние на неравномерность распределения по площади толщины ледяного покрова и на дальнейшее преобразование его структуры и состава под влиянием проникающей радиации.

В районах с неустойчивым ветровым режимом или с частой повторяемостью ветров, направленных с моря к берегу, рельеф поверхности припая приобретает более сложные формы. Под действием нажимных ветров в ледяном покрове возникают сильные деформирующие напряжения, припай взламывается и смерзается вновь, покрываясь грядами ледяных валов, которые достигают высоты 3 – 5 м. Возможности ветрового перераспределения снега на всторошенных участках припая ограничены, и он аккумулируется в виде сугробов и надувов, заполняя неровности рельефа. Мористая кромка припая в различных морях располагается для каждого из них более или менее стабильно на расстояниях от нескольких до 350 миль от берега. В Арктике наибольшее распространение припая отмечается в районе Новосибирских островов, а также в заливах и проливах Канадского Арктического Архипелага. У берегов Антарктиды ширина припая не превышает 50 миль. Развитие толщины ледового покрова припайной зоны находится в прямой зависимости от метеорологических и гидрологических условий района. При спокойном намерзании толщина однолетнего припая достигает 120 – 200 см.

По размерам и форме среди дрейфующих льдов выделяют поля (более 500 м), обломки (100–500 м), крупно- и мелкобитый (менее 20 м) лед, ледяную кашу. Из-за постоянного движения, обусловленного ветром и преобладающими течениями, этот покров на акватории достаточно большого региона не бывает сплошным и находится в состоянии различной сплоченности – от 1 до 10 баллов. Однако в отдельных случаях особенности дрейфа и характер береговой черты создают предпосылки к формированию ледовых массивов – малоподвижных, устойчивых во времени локальных скоплений льдов сплоченностью

120

выше 7–8 баллов на больших пространствах. В сплоченном дрейфующем морском льду непрерывно происходит динамическое взаимодействие ледяных полей друг с другом – столкновения, взаимное давление и трение кромками. Имеет место и статическое давление льда при значительных перепадах температуры. Результатом подвижек, сопровождающихся сжатиями льда, является появление на поверхности ледяного покрова многообразных по форме и размерам торосистых нагромождений, хаотически расположенных гряд. В периоды ослабления сжатий появляются трещины, валы тертого и битого льда на стыках ледяных полей, поля сморози. Из совокупности этих ледовых образований составляется характерный морфологический облик поверхности ледяного покрова в ледяных массивах и зоне дрейфующих льдов. В летнее время ландшафт зоны дрейфующих льдов несколько видоизменяется за счет распада полей сморози и вытаивания молодых льдов.

Представляется необходимым упомянуть и о некоторыхмакроструктурных особенностях морфологии ледяного покрова замерзающих морей. По исследованиям В.Н. Купецкого, ледовым ландшафтам свойственна крупномасштабная блоковополигональная структура, проявляющаяся даже среди очень сплоченных льдов. То есть в ледяных массивах, обычно представляющих собой хаотические и беспорядочные скопления льда, обнаруживается упорядоченная система трещин и ослабленных участков льда, разбивающая массив на отдельные ромбовидные блоки шириной 5–6 миль. Проведенные З.К. Бородачевым исследования инструментально подтвердили, что сплошной ледяной покров в зимний период состоит из блоков ненарушенного льда, разграниченных ориентированной системой разрывных нарушений. Следы блоковой структуры прослеживаются в сплошном ледяном покрове и в летний период по чередованию пятен льда и малой сплоченности.

Наконец, проводится классификация морских льдов и по возрастному признаку: начальные стадии образования льдов (ледяные иглы, снежура, шуга, ледяное сало); блинчатый лед; нилас (молодой лед в виде тонкой – до 10 см корки, которая легко изгибается на волне), молодой лед (толщиной 10–30 см, ломающийся на волне), однолетний лед (толщиной до 2 м) и