Типы ледников
Различают три основных типа: 1) горный (альпийский тип); 2) плоскогорный (скандинавский тип) и 3) покровный (гренландский тип). Площадь, занимаемая современными ледникам», составляет 16 млн. км2, или 10% всей поверхности суши. При этом 99,5% площади, занятом ледниками приходится на полярные страны, т. с. на долю ледников скандинавского и гренландского типов, и лишь 0,5% — на высокие горы, т. е. на ледники альпийского типа.
Горные ледники, или ледники альпийского типа, развиты в высокогорных районах, таких, как Альпы. Кавказ, Памир, Гималаи, Тянь-Шань и др. Так, например, площадь современного оледенения Кавказа составляет около 2000 км2, гор Средней Азии — 12 800 км2, Альп — 4140 км2. Горные льды имеются также на Алтае, Саянах и па Урале. Ледники данного типа венчают либо вершины гор — звездообразные, либо занимают углубления на склонах гор — висячие и каровые, либо движутся по дну долин — долинные. Первые три из них представляют собой изолированные мелкие тела, занимающие небольшие чашеобразные углубления или впадины на склонах гор, либо вершины гор, образуя небольших размеров языки. По сравнению с ними, долинные ледники обладают большими размерами и имеют, как правило. области питания в виде ледникового языка. Фирновая область долинных ледников приурочена к котловине, окруженной высокими, нередко пикообразными вершинами, а язык — к долине с крутыми склонами.
В пределах нашей страны наиболее крупные по размерам долинные ледники расположены в горах Средней Азии. Крупнейшие из них — Иныльчек в восточной части центрального Тянь-Шаня, имеющий длину около 70 км, и им. Федченко на Памире, длиной 77 км и мощностью 1 км. В Кавказских горах хотя ледников и много, по они весьма незначительны по своим размерам. Самыми длинными здесь являются Дых-Су (15,28 км), Карагум (14,94 км) и Безинги (13,61 км).
В Альпах наибольшую длину имеет ледник Алечский — 26,8 км. В Гималаях, где более 500 вершин одеты вечными снегами и ледниками, длина их редко превышает 25 км, что обусловлено субтропическим положением хребтов и особенностями их рельефа. Главными центрами оледенения в Гималаях являются горы Джомолунгма (Эверест) и Конченджанга. С вершин этих гор во все стороны стекают ледники, самым крупным из которых является Ронбук, имеющий длину 19 км.
Плоскогорные ледники. образуются в горах с платообразными или плосковыпуклыми вершинами. Такого типа ледники пользуются преимущественным развитием на Скандинавских горах, почему они еще и называются «скандинавскими». Льды здесь обычно лежат сплошной массой, спускаясь по краям возвышенностей в виде, висячих и долинных ледников, или же постепенно сходят на нет. Занимаемые ими площади достигают иногда нескольких сотен квадратных километров, например, ледники Юстедаль в Южной Норвегии. Ледник плоских вершин имеется также в центральном Тянь-Шане. Некоторое сходство со скандинавским типом имеют «шапкообразные» ледники вулканических конусов. стекающие с их вершин в разные стороны в форме языков, выполняющих эрозионные рытвины — барранкосы. Такие ледники имеются на Эльбрусе (Кавказ), Килиманджаро (Африка), Ключевской сопке, Шевелуч (Камчатка) и др.
Покровные, или материковые ледники покрывают значительные части континентов или группы островов и характеризуются обычно большой мощностью. Поверхность таких ледников независимо от характера рельефа местности имеет форму выпуклого щита, растекаясь от области питания в радиальном направлении. Ледники такого типа преимущественно развиты в полярных странах. Так, например, в Антарктиде они занимают площадь около 13 млн. км2. Характерно, что температура в глубине этого материка в течение всего года находится ниже 0°С. В связи с тем, что солнечные лучи почти целиком отражаются от поверхности ледового материка, здесь таяние ледников в течение полярного дня весьма незначительно. В оазисах темная поверхность скал хорошо поглощает тепло, и поэтому температура па их поверхности в теплый сезон года положительная. Так, например, в пос. Мирный максимальная температура равна +8°С, а в оазисе Бангера — даже +35°С.
Мощность покровных ледников Антарктиды достигает в среднем 2000 м, превышая местами 4000 м. Характерно, что ледники этого материка движутся из центральных районов к побережью и спускаются в моря, образуя шельфовые ледники.
В северных полярных областях покровные ледники имеют место в Центральной Арктике и на островах Шпицберген. Новая Земля и др. Наиболее крупным среди них является Гренландский ледник, покрывающий почти весь архипелаг. Мощность его в центральной части составляет не менее 3000 м. Также как и льды Антарктиды, Гренландский глетчер растекается во все стороны от своего центра. Так, мощными языками он движется по заливам — фиордам; некоторый путь проходит по прибрежной части морского дна, затем взламываясь, всплывает в виде ледяных гор — айсбергов. Значительная часть таких айсбергов погружена и воду, над поверхностью обычно выступает лишь 1/6—1/7 часть его высоты. У айсбергов Гренландии высота надводной части составляет 70—80, иногда 200 м, а у Антарктидских — даже 500 м при громадной площади.
Как и многие другие внешние геологические агенты, льды и ледники выполняют большую разрушительную, транспортирующую и созидательную работу.
Двигаясь по земной поверхности, ледники разрушают все, что встречается на их пути. Известно, что даже небольшие по мощности ледники (100 м) развивают на 1 м2 основания давление около 100 т. Мощные же ледники оказывают давление на свое ложе во много раз сильнее и поэтому они способны дробить и крошить встречающиеся на пути их движения обломки скал. Захваченные ледниками обломки еще более усиливают их разрушительную деятельность. С помощью вмерзших в них обломков, ледники истирают, бороздят и полируют поверхности горных пород, оставляя на них борозды, царапины и шрамы, по которым устанавливается направление их движения. Встречая на пути своего движения выходы крепких скальных пород, ледник сглаживает и округляет их. В результате этого склоны, обращенные к леднику, становятся более пологими, по сравнению с противоположными склонами, где обрабатывающая деятельность была слабее. Такой формы скалы называются бараньими лбами. Группы мелких бараньих лбов, образующих ряд сглаженных ассиметричных выступов и углублений, называются курчавыми скалами. Такие формы рельефа широко развиты в пределах Кольского полуострова и в Финляндии, где в больших масштабах проявилась ледниковая деятельность. Если же ледники на своем пути встречают рыхлые отложения, то они их выпахивают. В результате этого иногда образуются довольно большие, нередко вытянутые по направлению их движения ванны выпахивания.
Спускаясь по речным долинам, ледники преобразуют их, превращая эрозионные горные долины в ледниковые с крутыми отполированными склонами и плоским дном — троги. что означает в переводе с латинского «корыто». Троговые долины широко развиты в районах древнего и современного оледенения. Характерно, что дно троговой долины не имеет такого равномерного уклона, как дно эрозионной долины. Это объясняется тем, что ледник легко выпахивает впадины в рыхлых породах и лишь только сглаживает твердые, образуя выступы — ригели.
В процессе движения на поверхность ледника со склонов гор скатывается большое количество обломочного материала. Кроме того, ледник обогащается обломочным материалом в результате его захвата с боковых к донных частей долины.
Комплекс рыхло-обломочного материала, захваченного, перенесенного и затем отложенного ледником, называется мореной. Перемещаемые обломочные материалы часто носят название движущихся морен; к ним относятся донные и внутренние, а среди горных ледников — срединные и боковые. Среди отложенных морен различают конечные и основные (рис. 33).
Лонные морены располагаются в основании ледника. Материал их представлен продуктами подледникового выветривания, а также обломками, оторванными ледником от ложа при его движении. Так как ледник своей тяжестью перетирает несомый им материал, то донная морена наряду с крупными обломками содержит пылеватые и глинистые частицы.
Внутренние морены представлены обломочным материалом, находящимся в теле ледянка. Под влиянием солнечных лучен лед под обломками горных пород тает, испаряется, вследствие чего валуны, галька и гравии проникают по трещинам во внутрь ледника. Так образуются внутренние морены. Краевые части каждого ледника несут боковые морены и, в случае слияния двух ледников, эти морены, сливаясь, образуют одну широкую полосу, называемую уже срединной мореной. По числу последних можно установить количество слившихся ледников.
Боковые морены расположены по бокам ледника. Материал их накапливается из обломков осыпей и обвалов, а также материала, получаемого в результате воздействия ледника на борта долины, по которой он движется. Некоторые исследователи боковые и срединные морены объединяют в поверхностные морены.
Особое место среди ледниковых отложений занимают конечные морены. Это валы обломочного материала, накапливающегося перед ледником. Они своими крутыми склонами обращены в сторону ледника, пологими — вниз по долине. Валы конечной морены указывают, до каких мест доходили ледники, находившиеся сравнительно длительное время в стационарном положении. Если же ледник, отступая, останавливался несколько раз, то на пути его отступания формируется несколько валов конечных морен.
При быстром отступании ледника валов конечных морей нe образуется, а срединные, боковые, донные и внутренние морены образуют основную морену, при этом срединные и боковые морены в рельефе бывшего ложа образуют продольные валы.
Морены резко отличаются от других континентальных отложении и представляют собой несортированную смесь обломков самого разнообразного по крупности материала: глин, суглинков, щебня, различных размеров галунов, иногда даже больших обломков скал. Среди ледниковых отложений наиболее часто встречаются моренные глины и суглинки, а также валунные суглинки с включением крупных обломков. Морены не имеют слоистости, залегают в виде карманов, валов, холмов и других неправильных форм. Мощность моренных отложении современных горных ледников невелика. Морены более древнего, в частности четвертичного оледенения, имеют мощность от 2—5 до 35 м. Мощность морен более ранних, например, протерозойского и палеозойского оледенений изменяется от нескольких десятков до 160—180 м. Эти морены метаморфизованы и известны под названием тиллитов.
Среди ледниковых отложений широко распространены валуны различных размеров, несущие нередко следы ледниковой штриховки. Сложены они преимущественно магматическими и метаморфическими горными породами. Среди них особый интерес представляют так называемые эрратические валуны, позволяющие определить области сноса и места расположения центров оледенений.
Ледниковое происхождение имеют также и флювиогляциальные отложения. Другими словами, это отложения ледниковых водных потоков. В результате таяния льда пол ледниковым покровом возникают желобообразмые углубления, по которым и устремляются эти водные потоки. Последние размывают донную и отчасти конечную морену. В результате размывания весь этот материал выносится за пределы ледника; при этом грубо- и крупнообломочный материал откладывается вблизи его границ, далее — более мелкий песчаный и затем глинистый материал с образованием осадков, аналогичных современным речным отложениям. Таким путем впереди края ледника возникают обширные поля, сложенные песчано-глинистыми и песчаными отложениями. Это так называемые зандровые поля. Иногда же флювиогляциальные отложения располагаются между моренными отложениями предшествующего и последующего оледенений, тогда их называют между моренными. Отличить их от обычных морен возможно по хорошей сортировке материала и наличию косой слоистости.
С водно-ледниковыми потоками связано образование своеобразных форм ледникового рельефа, Например, к ним относятся холмообразные гряды — озы, располагающиеся рядами. Высота таких холмов достигает 45—50 м, ширина у основания 50—200 м. Сложены озы чаще сортированным косослоистым галечником, гравием, песком, с поверхности перекрыты суглинками. Такие формы рельефа широко развиты на территории Финляндии и Швеции. Здесь озы располагаются грядами параллельно направлению ледниковых борозд. Часто к главному озу примыкают боковые, напоминая собой как бы реку с ее притоками.
Холмы, сложенные косослоистым материалом, хаотически разбросанные и преимущественно приуроченные к краевым частям ледника называются камами. Образование их связано с последним этапом существования ледника, когда на его поверхности возникали котловины озерного типа, в которых и накапливались разнообразные осадки.
К числу широко распространенных флювиогляциальных отложений относятся ленточные глины, образовавшиеся в приледниковых озерах. Для этих отложений характерно чередование тонкопесчаных и илистых слоев, составляющих ленту. Такая текстура ленточных глин обусловлена сезонностью их накопления: песчаные слои образуются в весенне-летнее, а илистые — в зимнее время. Толщина лент изменяется от 0,5 до 1,5 мм. Таким образом, каждая пара слоев представляет собой результат годичного накопления осадков с озере. По этим слоям нетрудно подсчитать сколько времени потребовалось для накопления всей ленточной толщи.