Ледники́, массы льда преимущественно атмосферного происхождения, движущиеся под действием силы тяжести и принявшие форму потока, системы потоков, купола (щита) или плавучей плиты. Образуются из твёрдых атмосферных осадков там, где в течение года их отлагается больше, чем стаивает и испаряется; соответственно, состоят из областей питания и абляции, разделённых границей питания, на которой приход льда в течение года равен расходу. В холодных районах область абляции может быть представлена только краевым обрывом, от которого откалываются айсберги (например, антарктический ледниковый покров) или с которого сходят ледяные лавины (висячие ледники). Размеры, форма и строение ледников обусловлены формой вмещающего ложа, соотношением между приходом и расходом льда через внешнюю поверхность и его медленным движением.Висячий ледник в массиве Монблан, Западные Альпы (Франция).Висячий ледник в массиве Монблан, Западные Альпы (Франция).

Распространение и типы ледников

Динамически ледники делятся на горные, или ледники стока, и покровные (ледниковые покровы), или ледники растекания. Ледниковый купол на острове Рудольфа в архипелаге Земля Франца-Иосифа (Архангельская область, Россия).Ледниковый купол на острове Рудольфа в архипелаге Земля Франца-Иосифа (Архангельская область, Россия).Промежуточное место занимают горно-покровные ледники, или ледники сетчатого типа, заполняющие сеть сквозных долин с ледниковыми куполами и перевалами. По месту залегания горные ледники подразделяются на 4 типа: ледники вершин, склонов, долин и предгорий. К 1-му типу относятся ледники плоских и конических вершин; ко 2-му – каровые (расположенные в углублениях – карах привершинной части гор), висячие (залегающие на крутых высоких склонах гор) и склоновые (занимающие широкие некрутые склоны); к 3-му – простые долинные, сложные долинные и дендритовые; к 4-му – предгорные (распластанные вдоль подножия гор). Предгорный ледник Маласпина (штат Аляска, США). Вид из космоса.Предгорный ледник Маласпина (штат Аляска, США). Вид из космоса.В покровных ледниках (ледниковых покровах) выделяются наземные ледниковые покровы (в зависимости от размера подразделяются на ледниковые щиты, ледниковые купола, выводные ледники) и шельфовые ледники (морские ледники). В наземных ледниковых покровах лёд растекается от ледоразделов к периферии независимо от рельефа вмещающего ложа; в шельфовых ледниках лёд течёт от берега к морю в виде плавучих или частично опирающихся на дно плит. Промежуточное место между двумя главными типами занимают ледниковые покровы, ложе которых подстилается и горными породами, и водой. Хотя они имеют континентальное происхождение, их морфология и режим во многом зависят от влияния океана. Именно таким покровом является ледниковый комплекс Западной Антарктиды. Выводной ледник Бриксдалсбреэн в Скандинавских горах (Норвегия).Выводной ледник Бриксдалсбреэн в Скандинавских горах (Норвегия).Площади отдельных ледников варьируют от долей квадратных километров до сотен тысяч квадратных километров (около 473 тыс. км², шельфовый ледник Росса в Западной Антарктиде), линейные размеры – ширина фронта от 100 м до нескольких тысяч километров (1200 км, шельфовый ледник Бодуэна в Восточной Антарктиде), длина до нескольких сотен километров (700 км, выводной ледник Ламберта в Восточной Антарктиде) и толщина от 10 м до нескольких километров (измеренная толщина ледникового покрова в Восточной Антарктиде до 4,9 км). Общая площадь современного оледенения около 16,2 млн км² (11% площади суши), общий объём – около 28 млн км³. 86,9 % площади и 98 % объёма приходится на материковые ледниковые покровы, 9,1 % и около 2 % – на шельфовые ледники, 1,3 % и около 0,1 % – на горные ледники. Распределение площади оледенения представлено в таблице (данные относятся к началу 21 в.).

Источник (с дополнениями): RGI Consortium, 2017, Randolph Glacier Inventory (RGI) – A Dataset of Global Glacier Outlines: Version 6.0. Technical Report, Global Land Ice Measurements from Space, Boulder, Colorado, USA. Digital Media. DOI: https://doi.org/10.7265/N5-RGI-60.

Режим поверхностных процессов

Распределение прихода и расхода льда на поверхности ледника меняется во времени в зависимости от состояния атмосферы, альбедо, высоты, наклона, кривизны данного участка поверхности ледника и его ориентации относительно солнца и ветра. Состояние баланса массы ледника отражает граница питания – важнейший пограничный уровень на леднике, разделяющий области питания и абляции. Несколько выше границы питания проходит фирновая линия, ограничивающая снизу область ледниковой поверхности, на которой на протяжении всего года присутствует снег или фирн. Между границей питания и фирновой линией располагается неширокая полоса «наложенного» льда, образовавшегося в последний летний сезон от замерзания снежной толщи, насыщенной талой водой. Увеличение массы ледника (аккумуляция) происходит за счёт отложения на его поверхности выпадающих атмосферных осадков, наметания снега во время метелей, схода снежных и ледяных лавин, поэтому количество отложенного снега не совпадает с количеством выпавших осадков. В целом на каровых ледниках отлагается в 1,5–2 раза больше снега, чем на окружающих склонах, на небольших долинных ледниках – на 40 % больше, на крупных долинных – на 25 %. Каровый ледник на горе Гудзон-Бей (Британская Колумбия, Канада).Каровый ледник на горе Гудзон-Бей (Британская Колумбия, Канада).Уменьшение массы ледника (абляция) происходит посредством таяния, испарения, сдувания снега ветром, обвалов льда и откалывания айсбергов. Основой поверхностной абляции на горных ледниках служит таяние. В свою очередь, талые воды переносят теплоту внутрь ледниковой толщи. Жидкая вода просачивается в фирн на глубину до 10–15 м, что приводит к прогреванию всей толщи. Испарение имеет существенное значение лишь в условиях крайне сухого и солнечного высокогорья. Значительная часть талых вод повторно замерзает в толще фирна и льда, формируя внутреннее питание ледника, величина которого зависит от соотношения выпадающих твёрдых и жидких осадков, интенсивности таяния, температурного режима и строения снежно-фирновой толщи, условий стока талых вод из области питания ледника. Внутреннее питание ледника с «тёплым» фирновым типом льдообразования составляет 10–20 % общего количества талых вод, а с «холодным» – может достигать 50 % и более. Превращение снега в фирн и лёд в области питания происходит путём оседания под давлением накапливающихся сверху слоёв атмосферных осадков с участием рекристаллизации и путём частичного таяния и замерзания просачивающейся в поры воды. В зависимости от доли участия этих процессов на поверхности ледников выделяют зоны льдообразования, распространение которых обусловлено соотношением количества атмосферных осадков и летнего таяния. Внутри материковых покровов и высоко в горах, где таяния нет, расположена рекристаллизационная, или снежная, зона; фирн здесь превращается в лёд на большой глубине и температура фирна на глубине затухания годовых температурных колебаний равна средней годовой температуре воздуха (на мировом полюсе холода в Восточной Антарктиде глубина залегания фирна превышает 100 м, средняя температура зимних месяцев от –60 до –70 °C, абсолютный минимум –89,2 °C). Ниже находится холодная инфильтрационная, или фирновая, зона, где вся талая вода замерзает в порах фирна, не превращая его в лёд и не прогревая всю толщу до точки таяния. Ещё ниже происходит дифференциация зон льдообразования: в сухих холодных районах распространена зона ледяного питания, где снежный покров, пропитываясь водой, ежегодно превращается в слой льда («наложенный» лёд) и температура подстилающего льда остаётся отрицательной, а в сравнительно тёплых и влажных районах нижняя часть области питания принадлежит к тёплой инфильтрационной, или фирновой, зоне, в которой талая вода просачивается сквозь фирновую толщу, прогревая её до температуры таяния, и стекает с ледников по трещинам, по внутри- и подледниковым каналам. Благодаря поступлению тёплых талых вод тёплая фирновая зона ледников распространяется в районы со средней температурой воздуха до –8 °C; ниже, в области абляции, температура льда отрицательна.

Сток с ледников включает сток от таяния сезонного снега и фирна в областях питания и абляции ледников и сток от таяния многолетнего льда в области абляции. Сток воды с ледниковой поверхности благодаря концентрации снега и малому испарению на ледниках примерно в 1,5 раза выше, чем неледниковый сток на той же высоте, и в 2–3 раза выше, чем сток с окружающей поверхности в целом. В летнее время эти соотношения увеличиваются в несколько раз. Реки с большой долей ледникового питания отличаются значительным превышением стока за июль – сентябрь над стоком за март – июнь: в 5–8 раз больше для приледниковых створов и вдвое больше в низовьях рек (в реках со снеговым или дождевым питанием сток в июне – сентябре обычно меньше, чем в марте – июне).

Ледники служат естественными регуляторами стока, изменяя его в полезном для водного хозяйства направлении. Регулирующая роль ледников проявляется в многолетнем, межсезонном и внутрисезонном циклах. Доля ледникового стока увеличивается в засушливые маловодные годы и концентрируется в летний период, когда в большинстве ледниковых районов выпадает мало осадков. Наконец, сток перераспределяется с первой на вторую половину лета, т. к. талая вода в начале лета накапливается в снежно-фирновой толще и внутриледниковых полостях, а затем в июле и августе стекает. Ледниковое регулирование речного стока используется в сельском хозяйстве и гидроэнергетике. Помимо паводков от таяния снега, фирна и льда, на ледниках бывают резкие паводки от прорывов воды из внутриледниковых полостей или ледниково-подпрудных озёр. Объём прорывных паводков колеблется от нескольких сотен тысяч до десятков и сотен миллионов кубических метров. Такие паводки сохраняются в реках на протяжении нескольких сотен километров, постепенно распластываясь, при их прогнозе за начало принимают подъём подпрудного озера до 0,8–0,9 высоты ледяной плотины.

Режим внутренних процессов

При достаточно высоком напряжении в верхнем слое ледника возникают трещины растяжения, а в глубине – сколы. При температуре, близкой к температуре таяния, движение по плоскостям надвигов сопровождается таянием и повторным замерзанием с образованием ленточной текстуры. В тех же условиях лёд скользит по дну из подстилающих горных пород в результате таяния при повышенном давлении перед выступами дна и замерзания выдавливаемой воды за ними, а также вследствие ускоренного обтекания льдом выступов дна благодаря концентрации напряжений. При этом происходит выпахивание коренного ложа удерживаемыми льдом обломками горных пород – ледниковая эрозия, или экзарация. Поля напряжения, скорости и температуры ледников определяются краевыми условиями на их внешних поверхностях. Верхняя и подводная поверхности ледников находятся под атмосферным и гидростатическим давлением и свободны от касательных напряжений, а нижняя поверхность наземных ледников испытывает также касательные напряжения, обусловленные трением о дно. Температура верхнего слоя на уровне затухания годовых колебаний зависит от средних температур воздуха и зоны льдообразования. Подводная поверхность имеет температуру таяния, а температура на дне ледников обусловлена соотношением притока геотермического тепла и его оттока, т. е. температурным градиентом, а также движением льда. Если приток тепла превышает отток, то на дне происходит таяние и скольжение льда под действием касательного напряжения, причём теплота донного трения затрачивается также на таяние. Выделяются холодные ледники, примерзающие к ложу, и изотермические ледники, скользящие по ложу. Неоднородность температуры играет большую роль в холодных ледниках. В случае изотермических ледников для расчёта скорости и толщины льда нужно знать условия его скольжения. Очевидна зависимость скольжения от поступления в ледник воды: силы плавучести и скорость ледника максимальны в начале лета, когда уровень стояния воды высок из-за неразработанности дренажа. Дополнительное усложнение в режим внутренних процессов ледников вносят ограниченная прочность льда, его разрывы, скольжение по сколам, приводящее к несовпадению реологических свойств льда (соотношение деформаций льда и вызывающих их напряжений). Движение льда вызывает его направленную перекристаллизацию и появление анизотропии реологических свойств. Вследствие неравномерности питания ледников, выделения внутреннего тепла трения, эрозии ложа возникают сколы, расслоения, струи и выводные ледники внутри ледниковых покровов, а иногда и резкие подвижки ледников.

Скорость движения льда в наземном леднике уменьшается по мере увеличения глубины. В леднике происходит как бы скольжение друг по другу тонких слоёв льда, приблизительно параллельных дну, растягивающихся в продольном направлении и утончающихся в области питания и одновременно сжимающихся в продольном направлении и утолщающихся в области абляции. Эта деформация сопровождается поперечным сжатием или растяжением в зависимости от изменения размеров вмещающего ложа горных ледников и растяжением при радиальном растекании ледниковых покровов. Линии тока входят внутрь ледника в области питания, выходят из ледника в области абляции и параллельны поверхности на границе питания.

В холодных ледниках на дне скорость их движения равна нулю, а основная деформация сдвига происходит в относительно более тёплом придонном слое, где выделяется теплота деформирования, тогда как жёсткий верхний лёд движется почти не деформируясь. Значительное влияние на температурное поле оказывает перенос холода льдом, опускающимся внутрь ледников в области питания и движущимся в более тёплые нижние части ледников, вследствие чего там температура сначала понижается с глубиной, а затем повышается в придонных слоях от внутреннего тепловыделения и геотермического тепла. В изотермических ледниках вся теплота деформирования затрачивается на внутреннее таяние льда. Чем выше напряжение сдвига, тем больше скорость скольжения по дну, так что скользящие друг по другу тонкие слои льда в изотермических ледниках не параллельны дну, а как бы срезаны им. Часть линий тока кончается на дне и внутри ледника, где происходит донное и внутреннее таяние. Максимальная скорость горных ледников обычно составляет от нескольких метров в год у малых ледников до нескольких сотен метров в год у крупных; покровных ледников – от 1,9 км/год у шельфовых ледников Антарктиды и до 7,3–13,8 км/год у некоторых выводных ледников западного края Гренландского ледникового покрова.Внешний край шельфового ледника Росса (Западная Антарктида).Внешний край шельфового ледника Росса (Западная Антарктида).Возраст льда в ледниках быстро увеличивается с глубиной, старый лёд сосредоточивается в тонком придонном слое. В ледниках возраст льда определяют по профилям содержания стабильных изотопов кислорода и водорода, слоям повышенной радиоактивности, моделям растекания льда. Самая глубокая в Антарктиде скважина на российской антарктической станции «Восток», пройденная до глубины 3769,3 м (2012), вскрыла толщу льда над озером Восток, отложенную за 420 тыс. лет, что соответствует 4 климатическим циклам.

Колебания ледников

Ледники постоянно испытывают колебания массы и размеров под действием изменений климата. В стационарном состоянии положение поверхности ледника не должно изменяться, однако в реальных условиях из-за чередований погоды и сезонов года возможно лишь квазистационарное состояние с возвращением к исходному положению после годового цикла изменений. При нестационарном состоянии ледника в процессе его колебаний изменяются величины поля скоростей – направления линий тока и положения ледоразделов и стрежня потока. Различают 4 вида колебаний ледников: 1) вынужденные колебания, обусловленные изменениями внешней нагрузки, т. е. скорости аккумуляции и абляции льда; 2) высокочастотные колебания скорости скольжения, вызываемые изменениями шероховатости ложа ледника под влиянием интенсивности таяния льда и подледникового стока; 3) низкочастотные колебания, связанные с проникновением температурных колебаний в толщу ледника; 4) релаксационные автоколебания, возникающие из-за нестационарности нелинейных кинематических связей в леднике, – они выражаются в резких подвижках ледника. Среди перечисленных видов колебаний основные – 1-й и 4-й. В соответствии с ними ледники делятся на нормальные, подвергающиеся вынужденным колебаниям, и пульсирующие, на которых время от времени резко ускоряется движение, лёд дробится и конец ледника быстро продвигается вперёд. Колебания нормальных ледников представляют собой преобразования колебаний внешней нагрузки, т. е. скорости питания или абляции, вызываемых случайными и гармоническими колебаниями состояний атмосферы. Колебания пульсирующих ледников – это процессы периодической релаксации, вызываемые нестационарностью связей – изменениями силы трения о дно и дроблением льда. Вынужденным колебаниям постоянно подвергаются все ледники, тогда как самовозбуждение колебаний свойственно лишь некоторым активным нелинейным системам – пульсирующим ледникам. Их опасные резкие подвижки известны во многих горных районах земного шара.

Вынужденные колебания ледников вызваны изменениями климата и, так же как и климат, отличаются цикличностью. Выявлены 11-, 22-, 35- и 80-летние циклы колебаний; вероятно, существует и более длительный, примерно 1850-летний, цикл. Вынужденные колебания концов ледников следуют непосредственно за климатическими флуктуациями десятилетних масштабов, запаздывают по отношению к ним на несколько лет (причём у каждого ледника это происходит по-своему) и слабо зависят от климатических условий отдельных лет. Каждый цикл колебания ледников состоит из 2 фаз: короткого интенсивного наступания и сравнительно длительного и медленного отступания.

В геологическом прошлом наиболее крупные колебания ледников приводили к чередованиям ледниковых и межледниковых эпох, ледниковых и безлёдных периодов. Последняя крупная деградация ледников, связанная с убыванием позднеплейстоценового оледенения, происходила примерно 17–10 тыс. лет назад. В 20 в. преобладало отступание ледников, хотя в 1950–1970-х гг. отмечены некоторые признаки активизации ледников в Альпах, на Кавказе, в Скандинавии и др. В конце 20 – начале 21 вв. деградация оледенения возрастает в связи с происходящим глобальным потеплением климата на Земле. Ледники служат важной составляющей водных ресурсов и водного баланса Земли, усиление их массового таяния может привести к наводнениям и повышению уровня Мирового океана. Под воздействием колебаний ледников формируются ледниковые аккумулятивные и эрозионные формы рельефа и ледниковые отложения. Конечная морена ледника Кенникотт (штат Аляска, США).Конечная морена ледника Кенникотт (штат Аляска, США).С ледниковой деятельностью связаны такие опасные явления, как сход снежных и ледовых лавин, резкие подвижки пульсирующих ледников.