Гляциальные процессы и гляциальные формы рельефа. флювиогляциальный рельеф

Гляциальные рельефообразующие процессы обусловлены деятель­ностью льда. Обязательным условием для развития таких процес­сов является оледенение, т.е. длительное существование масс льда в пределах данного участка земной поверхности. Оледенение воз­можно лишь в том случае, если данный участок находится в пре­делах хионосферы. Хионосфера (от греч. chion — снег и sphaira — шар) — условное понятие, под которым подразумевается слой тропосферы с положительным балансом твердых атмосферных осадков независимо от того, достигает нижняя граница хионо­сферы поверхности Земли или нет.

С нижней границей хионосферы часто отождествляют снего­вую границу, или снеговую линию, в горах, т.е. высотный уровень, выше которого снег и другие твердые осадки могут сохраняться на горизонтальных незатененных поверхностях хотя бы в виде отдельных небольших пятен в течение всего года, т.е. накопление твердых осадков преобладает над их таянием и испарением. Раз­личают климатическую снеговую границу (или истинную) и сезон­ную (или временную), а также местную снеговую границу, реальное положение которой зависит от экспозиции склонов, их крутизны, наветренные они или подветренные, от характера рельефа данного конкретного участка склона и других факторов.

Высотное положение снеговой границы находится в прямой зависимости от климата. Так, в Андах, в районе Магелланова пролива она располагается на высоте 900 м, а на широте южного тропика — выше 6700 м. Наиболее высокое положение снеговой границы наблюдается в тропическом поясе. В экваториальном поясе она располагается несколько ниже из-за большого количе­ства осадков и менее высоких среднегодовых температур (на горе Килиманджаро высота снеговой границы 5500 м). От экватора по направлению к северу и югу высота снеговой границы снижается: на Шпицбергене она наблюдается на высоте 600 м, на северных островах Земли Франца-Иосифа — на высоте 50 м, а вблизи по­люсов опускается до уровня моря.

Верхняя граница хионосферы является функцией влажности воздуха и реально существует лишь в центральных частях Антарк­тиды и Гренландии.

Различают два типа природного льда — водный и снежный. Водный лед образуется при замерзании вод суши или океана. Снежный лед образуется при метаморфизации снега. Снег в ре­зультате многократного замерзания и оттаивания, а также давле­ния приобретает крупнозернистую структуру, превращается в фирн, который в процессе дальнейшего преобразования превра­щается в глетчерный лед, т.е. лед ледников суши.

Условия образования и питания ледников.

Типы ледников

Ледниками называют устойчивые во времени накопления льда на земной поверхности. Они возникают только выше снеговой границы, хотя в процессе динамики ледник может спускаться и ниже ее. Лед в больших массах приобретает пластичность и спо­собен течь. Величина уклона и мощность льда — важнейшие ус­ловия его движения. Скорость движения ледника может коле­баться от нескольких сантиметров до нескольких десятков метров в сутки. Поскольку и уклон поверхности, и сама возможность накопления льда наиболее благоприятны в горах, образование современных движущихся ледников во всех зонах, кроме поляр­ной, возможно только в условиях высокогорного рельефа.

Питание ледника осуществляется за счет твердых атмосферных осадков, выпадающих на его поверхность, переноса снега ветром, обрушения снега со склонов и конденсации водяных паров из воздуха на поверхности ледника.

По условиям баланса твердой фазы воды (т.е. снега, фирна, льда) ледник может быть разделен на зону аккумуляции и зону абляции. Абляцией называется расход льда через таяние и испаре­ние. Абляция приводит к уменьшению мощности краевой части ледника. Интенсивность абляции находится в прямой зависимости от температуры воздуха. Колебания температуры обусловливают колебания интенсивности абляции, поэтому положение края лед­ника не остается постоянным. Незначительные изменения поло­жения края ледника называют осцилляциями.

Различают два основных типа ледников: горные (или ледники стока) и покровные {ледники растекания). Первые занимают пре­имущественно отрицательные элементы рельефа в горах. Движе­ние льда в них происходит главным образом под действием силы тяжести — вниз по склону. Покровные ледники могут занимать площади в миллионы квадратных километров, погребая под собой даже горный рельеф, и в целом имеют выпуклую форму поверх­ности. Лед в них растекается от центра (где наблюдается макси­мальная мощность) к периферии. Продолжением ледниковых покровов иногда служат плавучие шельфовые ледники, частично опирающиеся на дно моря (распространены главным образом в Антарктиде). Переходными от горного к покровному служат сет­чатый и предгорный типы оледенений, а также ледяные "шапки" островов. Сетчатый тип оледенения (архипелаг Шпицберген) ха­рактеризуется сетью сквозных ледниковых долин с ледниковыми куполами на водораздельных участках, чередующихся с выступа­ющими из-подо льда одиночными скалами и крутосклонными гребнями в виде нунатаков^[22].

Предгорный тип оледенения (аляскинский) в настоящее время встречается редко и только в областях с обильным снежным пи­танием (Аляска, горы Святого Ильи). Ледники этого типа спуска­ются по обособленным горным долинам на предгорную равнину, где сливаются в единую ледяную лопасть (ледник Маляспина).

Покровное оледенение характерно для арктического и антарк­тического климатических поясов. Наибольшие площади леднико­вые покровы занимают в Антарктиде и Гренландии. Из общей площади современных ледниковых покровов (14,4 млн км^[23]) 85,3% приходится на наземный покров Антарктиды, 12,1% составляет покров Гренландии и 2,6% распределяются между малыми лед­никовыми покровами северной части Канадского архипелага, Ис­ландии, Шпицбергена и других островов Арктического бассейна. Максимальной мощности (до 4 км и более) достигает ледниковый покров Антарктиды в его центральной части. У края мощность ледника сокращается, и здесь выступают отдельные участки ка­менного ложа. Такие выходы в Антарктиде называют "оазисами" (оазис Бангера в окрестностях российской антарктической стан­ции "Мирный").

Покровные ледники Гренландии и Антарктиды стекают в море через понижения в прибрежном рельефе. Такие потоки льда назы­ваются выводными ледниками. При обламывании концов выводных и шельфовых ледников образуются огромные глыбы плавучего льда — айсберги. Подхваченные морскими течениями айсберги перемещаются в более низкие широты и постепенно тают. В про­цессе таяния содержащийся в них обломочный материал осво­бождается и осаждается на морском дне. Это следует иметь в виду при палеогеографических реконструкциях: нахождение гру- бообломочного материала на больших глубинах еще не является доказательством того, что этот участок морского дна когда-то располагался в прибрежной полосе моря.

Все типы современных ледников занимают свыше 16 млн км², или около 11% поверхности суши. Общий объем льда и вечного снега оценивается в 27—30 млн км³. Подсчитано, что полное тая­ние ледников и снежных масс могло бы повысить уровень Ми­рового океана примерно на 60 м. Самый большой ледниковый покров — Антарктический площадью примерно 13,5 млн км². Гренландский ледник занимает 1,7 млн км² из 2,2 млн км² всей поверхности острова.

Занимая огромные площади суши, ледники играют существен­ную роль в экзогенном морфогенезе. Рельефообразующая роль ледников особенно возрастала в эпохи оледенений, когда в ре­зультате похолодания климата, вызванного понижением летних или среднегодовых температур, увеличивалось количество твер­дых осадков. Это приводило к снижению (депрессии) снеговой границы, сопровождавшемуся увеличением оледенения горных стран и образованием громадных ледниковых покровов на равни­нах Северной Америки и Евразии.

В зависимости от соотношения приходной и расходной частей ледникового баланса выделяется несколько фаз в развитии ледни­ка: наступаные, стационарное положение и отступание. С каждой из этих фаз связан определенный комплекс ледниковых форм рельефа. В фазу наступания активный лед производит основную разрушительную работу, при стационарном положении ледника и при его отступании формируется преимущественно аккумулятив­ный ледниковый рельеф.