ледники и ледниковые покровы

Ледник – это масса многолетнего льда преимущественно атмосферного происхождения, которая движется под действием силы тяжести и принимает форму потока, купола или плавучей плиты. В верхней части ледника находится область аккумуляции, где идёт накопление осадков и преобразование их в лёд. Из этой области лёд перетекает в нижнюю часть – область абляции, где он расходуется преимущественно путём таяния или откола айсбергов.

Верхняя часть горного ледника обычно представляет собой фирновый бассейн. Он занимает цирк – расширенное верховье долины и имеет вогнутую поверхность. Верхний край фирнового бассейна заходит в понижения между отрогами окружающего цирк гребня. При выходе из цирка ледник нередко пересекает высокую устьевую ступень – ригель; здесь лёд рассекают глубокие поперечные трещины – возникает ледопад. А дальше ледник сравнительно узким языком спускается вниз по долине, иногда принимая с боков притоки.

В 1965–1982 гг. издан Каталог ледников СССР. В 108 его выпусках приведены сведения о 28 700 ледниках – таким было общее число ледников с площадью более 0,1 км² в середине ХХ века. Согласно данным каталога, ледники в СССР в 1960–70-х годах занимали площадь 78 239 км², в том числе 56 122 км² приходились на долю Арктики и 22 117 км² – на долю горных ледников. По территории Советского Союза они распределялись следующим образом (табл. 5).

Режим ледника во многом определяется балансом массы. При положительном балансе, когда приход вещества на леднике превышает его расход, масса льда увеличивается, ледник становится более активным, продвигается вперёд, захватывает новые площади. При отрицательном балансе, т.е. уменьшении массы льда, ледник становится пассивным, отступает, освобождая из-подо льда долину и склоны, которые он раньше занимал.

Ежегодное состояние баланса массы ледника отражает граница питания – важнейший пограничный уровень на леднике, проходящий там, где аккумуляция в целом за год равна абляции, а баланс массы, следовательно, равен нулю. Граница питания разделяет области годовой аккумуляции и абляции на леднике. Выше, а иногда и ниже границы питания проходит фирновая линия, ограничивающая область многолетнего фирна на леднике. На тёплых (изотермических) ледниках выше границы питания располагается неширокая полоса «наложенного» льда, образовавшегося в последний летний сезон от замерзания снежной толщи, насыщенной талой водой.

Внешний облик ледников зависит от окружающего рельефа. Наиболее распространённые морфологические типы ледников: 1 – висячий; 2 – присклоновый; 3 – склоновый; 4 – каровый; 5 – карово-долинный; 6 – котловинный; 7 – простой долинный; 8 – сложный долинный; 9 – дендритовый; 10 – предгорный; 11 – ледник конической вершины; 12 – ледник плоской вершины

Ледник плоской вершины покрывает выровненные наклонные поверхности отдельных вершин и гребней в форме плосковыпуклого купола. Ледник конической вершины покрывает со всех сторон отдельно расположенную вершину, чаще всего потухший, а иногда и активный вулкан. Кальдерный ледник располагается в кальдере вулкана, как правило, с одним или несколькими выводными языками. Русловой ледник залегает в эрозионной борозде на горном склоне или в узком углублении на пологом склоне. Присклоновый ледник возникает на узкой поверхности структурной террасы или какой-либо пологой площадки у подножия крутого уступа. Склоновый ледник занимает обширное пространство слабо расчленённого горного склона. Висячий ледник залегает на крутых склонах гор и оканчивается высоко на склоне основной долины. Каровый ледник лежит в чашеобразном углублении склона – каре, созданном или расширенном деятельностью снега и льда. Долинный ледник имеет ярко выраженный фирновый бассейн в чашеобразном углублении склона и ледниковый язык в долине. Среди долинных ледников различают простые долинные, состоящие из одного ледникового потока, и сложные долинные, образующиеся из двух или более ледниковых потоков с самостоятельными областями питания. Подобный ледник, состоящий из многих притоков разного порядка, вливающихся в главный ледник, называется дендритовым. Возрождённый ледник лишён фирнового бассейна и питается обвалами льда с висячего или другого более высоко расположенного ледника. Перемётными называют два или несколько ледников, расположенных на противоположных склонах одного хребта, которые имеют общую область питания на седловине. Ледник туркестанского типа лежит на дне глубокой и узкой долины и лишён фирнового бассейна, его питание происходит за счёт схода снежных лавин и ледяных обвалов с висячих ледников. Предгорные ледники распластываются вдоль подножия горного хребта, образуясь из нескольких долинных ледников с самостоятельными областями питания, слившихся при выходе на равнину.

Пульсирующие ледники – это особый класс ледников, отличающихся внезапными продвижениями своих концов, вне видимой связи с изменениями климата. Сейчас известны сотни пульсирующих ледников во многих ледниковых районах. Больше всего их на Аляске, в Исландии и на Шпицбергене, в горах Центральной Азии, на Памире. Время от завершения одной из подвижек пульсирующего ледника до завершения последующей называют периодом пульсации. Он слагается из двух основных стадий: подвижки и восстановления. В стадию подвижки происходит разрядка напряжений, накопившихся на леднике за предшествующую ей стадию восстановления. Ледник растрескивается, скорость движения увеличивается на один–два порядка и более, что приводит к быстрому перемещению масс льда из верховий ледника в его среднюю зону и низовья. При этом поверхность ледника в верховьях пульсирующей части понижается, а в низовьях повышается; конец ледника продвигается вперёд. По завершении подвижки наступает стадия восстановления, когда накапливаются массы льда в верховьях пульсирующей части ледника, и постепенно продвигается вниз фронт активизирующейся части.

До сих пор не ясно, где граница между «нормальными» и пульсирующими ледниками и не может ли обычный ледник при определённых условиях превратиться в пульсирующий. Общей причиной ледниковых подвижек служит накопление льда в условиях, когда расход его затруднён узостью долины, моренным покровом, взаимным подпруживанием основного ствола и боковых притоков и т.п. Такое накопление создаёт условия неустойчивости, вызывающие сток льда: большие сколы, разогрев льда с выделением воды в процессе внутреннего таяния, появление водной и водно-глинистой смазки на ложе и сколах. Однако прямые наблюдения за изменением механизма движения в момент начала подвижки пока единичны, и причины ледниковых пульсаций до конца ещё не выяснены.

Условия на ледниковом ложе резко различны, когда лёд подстилается горными породами или водой. Это сказывается на форме, движении и всей жизнедеятельности ледников. Например, наземные ледниковые покровы имеют куполообразную форму. На поверхности воды формируются сравнительно тонкие ледяные плиты. Яркие примеры наземных ледниковых покровов – Гренландский и Восточноантарктический щиты, а плавучих – многочисленные шельфовые ледники у берегов Антарктиды.

По мере продвижения ледника с суши на море его основание постепенно погружается на глубину 0,8–0,9 толщины ледника. Когда ледник минует эту линию гидростатического равновесия, он всплывает. В зоне всплывания ледника его толщина уменьшается в результате ускорения движения льда при переходе с твёрдого ложа на воду. Линию отрыва ледника от ложа и перехода его в плавучее состояние называют линией налегания.

Плавучие ледники подвержены постоянному воздействию морских приливов. Высокие приливы способствуют отколу айсбергов. В антарктических ледниках толщиной 200–400 м для появления айсбергов нужны приливы высотой более 2 м, а в очень толстых плавучих ледниках (800 м и более) приливы вызывают лишь появление мелких трещин. Чем тоньше и холоднее плавающий ледник, тем продолжительнее периоды между обломами айсбергов. От некоторых ледников небольшие айсберги откалываются каждые несколько дней, а у других между отколами проходят годы, в таких случаях образуются гигантские айсберги длиной в десятки и сотни километров.

Как показывает гляциоэвстатическая кривая, в последний раз уровень океана был выше современного 120–125 тыс. лет назад – в последнюю межледниковую эпоху. Всё остальное время он был ниже, что свидетельствует о сохранении обширного оледенения Земли на протяжении последних 100 тыс. лет.

Уровень Мирового океана с начала ХХ столетия повышается в среднем со скоростью до 1,4 мм/год, поднявшись на 10–16 см за последние 100 лет. Изменения уровня в целом отражают колебания температуры с запаздыванием около 20 лет. Часть подъёма уровня происходит за счёт расширения воды при повышении температуры. В результате повышения температуры в ХХ столетии на несколько десятых градуса уровень Мирового океана за счёт расширения океанской толщи поднялся на 4–6 см за столетие, что объясняет лишь около 30% действительного подъёма. Оставшаяся часть, вероятнее всего, связана с происходящей деградацией оледенения.

Современное повышение уровня Мирового океана вполне объясняется его тепловым расширением и поступлением дополнительных масс воды от таяния горных ледников и Гренландского ледникового покрова. При прогнозируемом повышении температуры в первой четверти XXI в. в результате таяния горных ледников и ледниковых куполов уровень Мирового океана повысится на 15–25 см, а вследствие таяния Гренландского ледникового покрова – ещё на 5–15 см. Если глобальное повышение температуры составит 2–3^о, то уровень океана в целом (т.е. вместе с тепловым расширением), вероятно, поднимется на 0,5–1,2 м, а при возможном распаде ледникового покрова Западной Антарктиды – ещё на несколько метров.

На рубеже веков уровень Мирового океана в результате деградации Антарктического ледникового щита повышается со скоростью 0,15–0,2 мм в год (с ошибкой расчётов от 15 до 40%). Но всё же главный вклад в повышение уровня Мирового океана принадлежит Гренландскому ледниковому покрову, деградация которого происходит гораздо интенсивнее . В соответствии с известной площадью Мирового океана, подъём его уровня на 1 мм соответствует стаиванию 362,5 Гт льда.

По разным оценкам, вклад Антарктиды в состояние уровня Мирового океана в первом десятилетии ХXI в. незначителен, особенно в сравнении с масштабами Антарктического ледникового покрова. Это объясняется природными процессами на обширных пространствах ледникового покрова Восточной Антарктиды, где накопление массы, очевидно, преобладает над расходом льда. Сколько времени продлится такое преобладание, сказать трудно, но можно утверждать, что в силу инерции природных процессов Восточно-антарктический ледниковый щит ещё долго будет служить своеобразным стабилизатором уровня Мирового океана.