12. Ледниковые формы рельефа и ледниковые отложения

•Важную роль в формировании рельефа суши играют ледники — скопления льда на поверхности Земли, обладающие собственным движением. Ледники образуются

взоне нивального климата, который развит в полярных областях и в горах на больших высотах.

•Область формирования ледников приурочена к особой зоне поверхности Земли — хионосфере (греч. - снег), оконтуренной снизу так называемой снеговой линией. Снеговая линия ограничивает области, где снег, выпавший за зиму, не успевает растаять за лето. Выше снеговой линии

вхионосфере происходит накопление снега и льда. Снеговая линия зависит от температурного режима и от количества осадков, выпадающих в твердом виде. В полярных широтах она очень низкая, так как даже летом отрицательные температуры начинаются там на небольшой высоте или на самом уровне моря, на Шпицбергене – 300– 500 м. Кроме того уровень ее зависит от местных климатических условий и прежде всего от количества осадков. Так, в Гималаях на южном, влажном склоне она на 700 м ниже, чем на сухом северном. На западе Кавказа имеет высоту 2700 м, на востоке 3800 м, а в горах Центральной Азии, почти на той же широте, поднимается до 5—6 км.

•По мере приближения к тропикам снеговая линия повышается; вблизи тропика она в среднем достигает 5300 м, а в отдельных горных системах – почти 6000 м. Еще ближе к экватору, где осадки возрастают, снеговая линия снижается в среднем до 4600 м.

•С увеличением континентальности климата, т.е. с повышением летних температур и с общим уменьшением осадков, снеговая линия повышается. В Альпах ее высота 2500–3200 м, на Кавказе – 2700–3900 м, на Памире – 4500- 5500 м, на Каракоруме – 5600–5900 м. На Кавказе снеговая линия быстро повышается в направлении с запада на восток по мере удаления от Черного моря и умень-шения осадков. На западе Кавказа она лежит на высоте 2700– 2900 м, а в Дагестане поднимается до 3500–3650 м.

•В пределах хионосферы происходит накопление снега. Накапливающийся снег вследствие уплотнения, временного подтаивания и перекристаллизации преобразуется в зернистый фирн, а затем в массивный кристаллический глетчерный лед.

•Важнейшим свойством льда, обуславливающим его рельефообразующую роль, является способность к пластическому течению, возникающая под давлением, т. е. под действием веса вышележащего льда. Пластичность льда возрастает с увеличением мощности льда и с общим повышением температуры, а также в связи с понижением в глубине толщи температуры плавления льда. В зависимости от температуры течение начинается уже на глубинах от 15 до 30 м.

•Лед, хрупкий на поверхности и способный давать крупные трещины, на глубине оказывается пластичным и движется по законам, близким к законам движения вязкой жидкости. Под действием силы тяжести лед стекает в понижения рельефа и, кроме того, он движется от участков с большим давлением к участкам меньшего давления, т. е. при известных условиях может течь и против силы тяжести — вверх. Лед движется быстрее всего по середине ледника, на стрежне ледяного потока, а у берегов его движение тормозится из-за трения о склоны долины. Замедление движения происходит и на глубине у дна ледника, а наибольшие скорости приурочены к поверхностным частям ледникового языка. Это установлено специальными наблюдениями по буровым скважинам, заложенным на ледниках.

•Движение ледника ни в коем случае нельзя рассматривать как простое скольжение льда под уклон. Оно действительно является подобием течению воды, обусловленным пластичностью льда под давлением верхних слоев на нижние и напором верхних частей ледника на расположенные ниже по долине.

•Лед под давлением испытывает пластические деформации. В ледниках давление бывает огромным, так как мощности льда даже в горных глетчерах доходят до нескольких сотен метров, а толщина ледниковых покровов Гренландии и Антарктиды в центральных частях достигает местами 3— 3,5 км. В нижних частях ледников лед становится текучим и движется от участков с более высоким давлением к участкам с меньшим давлением. Поэтому в полярных странах с очень холодным климатом движущееся льды возникают даже на ровной поверхности, так как у края ледника давление всегда нулевое, а в середине ледника оно постепенно повышается.

•При большой мощности льда ледник может даже иногда двигаться вверх по уклону ложа, преодолевая значительные неровности. Но наклон ложа, конечно, всегда благоприятствует течению льда. Скорость его движения оказывается примерно в 10000 раз меньше скорости воды при тех же углах наклона русла. Абсолютная величина скорости течения льда колеблется от 0,25 мм/час до 1,25 м/час.

•Несмотря на текучесть, глетчерный лед все же остается твердым, реагирующим на мгновенные резкие напряжения, как хрупкое тело. Поэтому в толще глетчерного льда в ходе движения образуются трещины, особенно в верхних частях, где давление относительно невелико, и лед почти не приобрел пластических свойств. Эти трещины могут рассекать и всю толщу льда, если она не очень велика.

•Много трещин на языках горных ледников, но наиболее велики по размерам трещины мощных ледниковых покровов полярных стран. Они нередко представляют собой целые пропасти. Иногда их ширина достигает вверху 10— 15 м, а глубина — десятков, а то и сотен метров. На языках горных ледников, двигающихся вдоль дна долин, системы трещин закономерно ориентированы по отношению к длине ледника. Среди них различают поперечные и продольные.

•Поперечные трещины местами образуются у краев ледника, где они направлены косо к берегу, несколько вниз по течению. Их образование связано с трением льда о склоны. Наиболее часто поперечные трещины образуются при резком перегибе продольного профиля ледникового русла. В случае очень крутых перегибов кривой ледникового русла лед распадается на отдельные глыбы, причудливо громоздящиеся друг над

другом, образуя так называемые ледопады. Оттаивая, глыбы льда нередко приобретают форму заостренных сверху вертикально стоящих пластин,

пирамид, обелисков и т. п. Подобные образования получили название серраков.