Л. Р. Серебрянный, А. В. Орлов

Ледники в горах

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

Ответственный редактор академик Г. А. Авсюк

Рецензент

доктор географических наук М. Г. Гросвальд

Введение

Десятая часть площади нашей планеты скована льдом. Он сплошь покрывает Антарктиду и Гренландию, там под толщей льда, достигающей местами 3—4 км, скрыты целые горные хребты и массивы. Не умещаясь на суше, лед сползает в море, образуя шельфовые ледники. От их краев откалываются айсберги и далеко разносятся морскими течениями. Мощные шапки льда одевают многие полярные острова. В нашей стране они известны на Земле Франца-Иосифа, Новой Земле и Северной Земле, где от льда свободны лишь неширокие полосы прибрежной суши.

Ледники в горах встречаются практически на всех широтах, в том числе и на экваторе. Они являются неотъемлемой частью окружающей среды. В некоторых горных странах оледенение занимает большие площади, например в горах Средней Азии почти 18 тыс. км^2.

Изучением ледников занимается гляциология — наука очень широкого профиля. Она охватывает все виды природных льдов, которые иногда даже выделяют в особую оболочку Земли — гляциосферу. Ежегодно на ледники снаряжаются десятки экспедиций. Исследователи, как правило, уделяют основное внимание наблюдениям на поверхности ледников: регистрируют размеры и площади ледяных тел, определяют их режим, замеряют скорости движения льда, ведут метеорологические и гидрологические работы. Чтобы понять закономерности поведения ледников, необходимо выяснить и процессы, происходящие в их внутренних частях. Здесь на помощь ученым приходят глубокое бурение, сейсмо- и радиозондирование, кристаллографические, геохимические и другие методы.

Полевые наблюдения сопровождаются обстоятельными лабораторными исследованиями и теоретическими расчетами движения льда при разных условиях. Таким путем удается понять распределение мощности льда, изменение его температур и физико-механических свойств с глубиной. В конечном итоге повышается надежность расчетов, которые закладываются в долгосрочные прогнозы нивально-гляциальных процессов.

Эта книга знакомит читателя с разными направлениями в изучении горной гляциологии, дает представление об условиях существования горного оледенения и его связях с климатом и рельефом. Вполне понятно, что с одинаковой детальностью изложить весь комплекс проблем горной гляциологии трудно, тем более что тема наших собственных исследований — взаимосвязь ледников с литосферой.

Ледники оказывают колоссальное воздействие на свое ложе. Они, словно гигантские бульдозеры, выкапывают массы камней, перемещают их на большие расстояния и сваливают в громадные кучи. Ледниковые формы рельефа — это фактически единственные свидетельства существования древнего оледенения, которое было гораздо обширнее, чем современное. Реконструкция былого оледенения дает возможность решить одну из ответственных задач, стоящих перед человечеством,— выяснить, как изменяется климат.

Горные ледники важны и как источники влаги, в них сконцентрированы огромные запасы пресной воды. Регулирование стока с ледников приобретает особенно актуальное значение в аридных и даже в некоторых полярных странах, страдающих от нехватки влаги. Долгое время географической загадкой Средней Азии считали полноводные реки, пересекающие пустыни. Теперь же точно установлено, что эти голубые артерии жизни связаны с существованием оледенения в горах.

В этой книге наряду с изложением научных фактов мы стремились также отразить личные впечатления, полученные во время экспедиций на ледники Центрального Кавказа, Тянь-Шаня, Северной Земли, Восточной Якутии и Шпицбергена.

Из истории изучения горных ледников

Хотя о существовании ледников люди знали очень давно, конкретные наблюдения за их поведением начались менее 300 лет назад. В 1696 г. в Копенгагенском университете была защищена диссертация Т. Вигалина «О кристаллических ледяных горах Исландии». Ее автор, проживший ряд лет в непосредственной близости от исландского ледника Ватнайёкудль, показал, что ледники обладают свойством двигаться под влиянием собственной тяжести и периодически наступают. К сожалению, эта работа была опубликована только спустя 100 лет в одном из норвежских журналов.

В 1723 г. в Лейденском университете Й. Шойхцер выступил с гипотезой движения ледников. Он предполагал, что вода может образовывать трещины во льду и замерзать в них, это якобы и определяет течение льда вниз по склонам гор.

Значительный вклад в разработку ледниковой теории внесла группа альпийских исследователей в конце XVIII — начале XIX в. Швейцарский ученый О. Соссюр, автор «Путешествий по Альпам» (1779—1796 гг.), наметил первую схему формирования и разрастания горных ледников. Он обратил внимание на их способность перемещать крупные глыбы горных пород. Несколько позже, в 1802 г., английский геолог Дж. Плейфер утверждал, что валуны, рассеянные в горах Юра, были перенесены громадными ледниками. В 1821 г. независимо от Дж. Плейфера, швейцарский инженер Й. Венец высказал предположение, что некогда ледник занимал всю верхнюю часть долины Роны. На эту мысль его навели наблюдения охотника за сернами Ж. Перодена.

Таким образом, геологические наблюдения в Альпах фактически заложили фундамент ледниковой теории, показав, что в прошлом ледники имели более значительные размеры и выносили камни из центральных районов гор на окружающие равнины. Эти представления развивали А. Бернгарди (1832 г.). Ж. Шарпантье (1835 г.) и К. Шимпер (1835 г.). Последний впервые применил термин «ледниковая эпоха» для обозначения периода разрастания ледников в Альпах. Под влиянием идей этих исследователей И. В. Гёте, интересовавшийся проблемами естествознания, составил образное описание эпохи великого похолодания в Европе, которое сопровождалось разрастанием ледников.

Ледниковая теория, однако, не сразу получила признание. Для ее пропаганды много сделал известный швейцарский геолог Л. Агассис. Ознакомившись с работами альпийских ученых, особенно Ж. Шарпантье, он подготовил в 1840 г. сводный труд под названием «Исследования ледников», который принес ему мировую известность и был переведен во многих странах, в том числе и в России.

Заслугой Л. Агассиса было также и то, что он пропагандировал ледниковую теорию. Он побывал в Англии, где сделал ряд публичных докладов в научных обществах, затем, переехав в США, также неоднократно выступал в защиту ледниковой теории. Геологи, изучавшие строение равнинных стран, тем не менее все еще сомневались в правомочности этой теории, отдавая предпочтение другим представлениям. В частности, долгое время была популярна «дрифтовая теория», объяснявшая разнос валунов, обнаруженных на равнинах Северной Европы, деятельностью морских льдов. Лишь в 1870-х годах почти одновременно в нескольких странах Европы появились работы, в которых признавалось распространение гигантских древних ледниковых покровов. Особенно выделялся фундаментальный труд русского ученого-революционера П. А. Кропоткина «Исследования о ледниковом периоде» (1876 г.). В нем на конкретных примерах рассматривались механизмы воздействия древних ледников на свое ложе и формирование ледниковых отложений. Впоследствии П. А. Кропоткин писал: «Мне хотелось разработать теорию о ледниковом периоде, которая могла бы дать ключ для понимания современного распространения флоры и фауны и открыть новые горизонты для геологии и географии»[1].

С книги П. А. Кропоткина фактически началось распространение ледниковой теории в России, где она была признана многими исследователями. Ф. Б. Шмидт, П. А. Армашевский, С. Н. Никитин, А. П. Павлов и другие геологи во многих районах Русской равнины выявили ледниковые отложения — морены. Их изучение дало возможность наметить центры и границы распространения древних ледников.

В горных районах России интерес к научному познанию ледников проявился еще в первой половине XIX в. Горный инженер Ф. В. Геблер в 1836 г. опубликовал результаты изучения Катунского и других ледников Центрального Алтая. Здесь были впервые отмечены признаки более обширного в недавнем прошлом оледенения. Спустя 10 лет такие же заключения сделал академик Г. В. Абих для Центрального Кавказа, где наиболее тщательно исследовал ледники на южном склоне Эльбруса.

Таким образом, уже на первых порах с позиций ледниковой теории удалось объяснить разнос валунов ледниками на громадные расстояния от мест коренного залегания, а также установить ледниковое происхождение многих форм рельефа в горах. На базе геологических и геоморфологических данных сложились представления о более значительном распространении ледниковых тел в прошлом. Однако для того, чтобы ледниковая теория превратилась в систему строгих научных доказательств, необходимо было придать ей физическое обоснование. Для этого требовались сведения о функционировании самих ледников, что стимулировало постановку и проведение первых гляциологических исследований.

Вслед за Л. Агассисом целая группа альпийских исследователей (Дезор, Эшер, Фавр, Форбс, Мартин, Тиндаль и др.) приступила к изучению физических свойств льда и ледников, пытаясь установить закономерности геологической работы ледников. В 1854 г. французский ученый А. Муссон, опираясь на материалы предыдущих работ, создал первую обобщающую сводку по гляциологии Альп, которая долгое время считалась наиболее полным источником информации о горных ледниках. Вторая сводка гляциологических знаний была составлена в 1885 г. швейцарским ученым А. Геймом.

Таким образом, во второй половине XIX в. гляциология оформилась в самостоятельную науку, которая активно использовала физические методы наряду с геолого-географическими. К этому времени сложилось представление о гляциологии как науке о ледниках; причем, естественно, центральное место отводилось изучению горных ледников Альп, Скандинавии, Кавказа. В результате окончательно оформились ключевые идеи о движении и режиме ледников, их морфологии и географическом распространении. Пополнялась информация о физических свойствах ледников и закономерностях их жизнедеятельности, решались крупные палеогеографические проблемы. Тем самым ледниковая теория и история горного оледенения вписывались в общий круг проблем, связанных с изменением климата и природы нашей планеты.

Примером многопланового решения гляциологических проблем считается классическая монография А. Пенка и Э. Брюкнера «Альпы в ледниковую эпоху» (1901—1909 гг.). В ней впервые было доказано значительное участие ледников в новейшей истории Земли. В частности, было установлено, что Альпы в четвертичный период пережили четыре эпохи оледенений.

Важным этапом в развитии гляциологии явилось создание Международной ледниковой комиссии (1894 г.). Тогда же в России по инициативе Русского географического общества была организована Ледниковая комиссия, которую возглавил крупный ученый-геолог И. В. Мушкетов. С деятельностью этой комиссии связаны первые систематические исследования горных ледников в России. В них приняли участие такие известные естествоиспытатели, как П. П. Семенов-Тян-Шанский, Н. А. Буш, Н. Я. Динник, А. Н. Краснов, В. В. Сапожников и др. Обширная информация о размерах и морфологии горного оледенения была получена русскими геодезистами и топографами. Наиболее выдающимся достижением было картографирование ледников Кавказа, выполненное под руководством А. В. Пастухова. Важным итогом этой работы явился первый каталог ледников Кавказа, составленный К. И. Подозерским в 1911 г.

Развитие гляциологии шло разными путями, однако в целом к началу нынешнего столетия выделились два крупных направления. Ученые альпийских стран сконцентрировали усилия на применении геодезических методов наблюдений, регистрации колебаний ледников и изучении механизмов их движения. В Скандинавии большое внимание уделялось тепловому и вещественному балансу ледников, а также проблемам гляциоклиматологии. Первое направление связано с именем С. Финстервальдера, а второе возглавил шведский гляциолог X. Альман. В нашей стране длительное время развивались преимущественно традиции альпийской школы, а гляциоклиматический подход к изучению оледенения получил оригинальное претворение в работах советского гляциолога М. В. Тронова.

Гляциологи понимали необходимость координации работ. Примером такого международного сотрудничества стали гляциологические исследования во время реализации программ I и II Международных полярных годов (МПГ) 1882—1883 и 1932—1933 гг. Впервые наблюдения на ледниках проводились одновременно по единой методике в разных горных странах в разных физико-географических условиях. Особенно большой размах гляциологические исследования приняли во время II МПГ, когда комплексные ледниковые экспедиции проникли в труднодоступные районы Памира, Тянь-Шаня, Алтая, Кавказа, где впервые были поставлены полустационарные наблюдения. Это способствовало углублению представлений и об особенностях существования ледников. Кроме того, удалось пополнить информацию о размерах и морфологии горного оледенения. Важным итогом работ по программе II МПГ было составление каталога ледников Средней Азии, чему во многом способствовали исследования гляциолога Н. Л. Корженевского в труднодоступных районах Памира. В работах ледниковых экспедиций активное участие принимал академик С. В. Калесник, впоследствии сделавший ряд теоретических обобщений. Он создал первый учебник гляциологии, по которому студенты занимаются и сейчас.

Развитие гляциологии в СССР с 1940-х годов связано с деятельностью академика Г. А. Авсюка, воспитавшего большую школу ученых-гляциологов. Под его непосредственным руководством был организован первый гляциологический стационар на леднике Карабаткак в хребте Терскей-Ала-Тоо (Тянь-Шань). Здесь выполнялись систематические наблюдения за скоростями движения и температурами льда, изучалась роль снега и льда в питании рек, ставились первые в мире опыты по искусственному воздействию на режим ледников.

И все же в то время гляциологические исследования носили довольно ограниченный характер. Настоящий размах они получили в связи с проведением Международного геофизического года (МГГ) в 1957—1959 гг. Одной из важных задач этого проекта явилось фундаментальное исследование процессов накопления, преобразования, движения и расхода льда в основных очагах оледенения нашей планеты. В СССР были изучены ледники Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, Полярного Урала, Хибин, Центрального Кавказа, Алтая, Сунтар-Хаяты, Заилийского и Джунгарского Алатау, Терскей-Ала-Тоо, Памира (ледник Федченко). В результате не только были определены закономерности развития, оледенения, но и углубились представления о физических свойствах самих ледников. Фактически во время МГГ выкристаллизовались почти все направления современной гляциологии, которая стала наукой о всех видах природного снега и льда.

Какие бывают ледники

Еще совсем недавно гляциологи имели лишь самое общее представление об оледенении нашей планеты. На изучение даже таких относительно доступных горно-ледниковых стран, как Альпы, Кавказ и Скандинавия, уходили десятилетия. Сведения о количестве ледников, их размерах, типах оледенения собирались буквально по крохам в результате самоотверженной работы многочисленных экспедиций и отдельных исследователей-энтузиастов. Сейчас в гляциологии успешно разрабатываются новые геофизические и картографические методы исследований. На помощь пришла и космическая техника. В 70-х годах в нашей стране завершилось составление «Каталога ледников СССР». В результате этой работы выяснилось, что ледники занимают площадь 78 240 км^2, почти 1/300 часть всей территории СССР. Больше всего льда сосредоточено в Арктике, где целые острова и архипелаги заняты ледниковыми щитами, куполами и связанными с ними выводными ледниками. Здесь развиты главным образом формы покровного оледенения. На долю ледников этого типа приходится около 70% от всей площади оледенения нашей страны, и в них заключено около 90% всего ледникового льда. Однако число арктических ледников невелико — всего 2 тыс.

В горных областях значительно больше ледников — около 27 тыс. И хотя горное оледенение заметно уступает покровному и по площади и по объему льда, не следует забывать, что эти ледники расположены вблизи густонаселенных районов и уже сейчас заметно влияют на многие аспекты жизни и деятельности людей.

Чтобы понять закономерности существования и развития ледников, необходимо прежде всего выяснить характер их пространственного распределения. С этой целью разрабатывается гляциологическое районирование, которое может отражать разные подходы. Для районирования оледенения на обширной территории нашей страны в настоящее время привлекается циркуляционно-климатическая схема географа Б. П. Алисова. На ее основе выделены четыре зоны оледенения: арктическая, субарктическая, умеренная и субтропическая. Последнюю некоторые исследователи называют зоной южного горного обрамления СССР и включают в нее ледники Средней Азии и Кавказа.

Весьма интересно, что многим ледникам свойственна тенденция располагаться вблизи арктических или полярных климатологических фронтов. По заключению гляциоклиматолога А. Н. Кренке [1982], эта особенность характерна для ледников Арктики. Арктическая зона оледенения лежит на основном пути циклонов, поступающих из северной части Атлантического океана, в связи с чем ее иногда называют Атлантико-Арктической. Только небольшие каровые ледники и снежники Чукотки и острова Врангеля подпитываются тихоокеанской влагой.

Ледники Кавказа, Гиссаро-Алая и Памира расположены вблизи оси зимнего средиземноморского полярного фронта, а оледенение Тянь-Шаня, Джунгарского Алатау, Саура, Алтая и Саян — вдоль северной ветви фронта, огибающей с севера Центральную Азию и активизирующейся летом. С удалением центров оледенения от климатологических фронтов их размеры уменьшаются. В качестве примера можно привести ледники Кузнецкого Алатау, площадь которых не превышает 5 км^2. Однако и это миниатюрное оледенение не ускользнуло от внимания исследователей.

При районировании оледенения А. Н. Кренке предлагает рассматривать множество ледников, объединенных общими связями с окружающей средой и внутренними взаимосвязями и свойствами, как ледниковые системы. На этой основе в пределах упомянутых четырех зон было выделено 27 ледниковых систем, или групп. Из них только пять групп, принадлежащих арктической зоне (Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, острова Ушакова, Де-Лонга), характеризуются покровным типом оледенения, все остальные ледниковые районы нашей страны — горным.

Больше всего горных ледников в Северной Азии (около 23% площади оледенения СССР). Особенно выделяются ледниковые системы Тянь-Шаня и Памира. Так, например, только на Тянь-Шане насчитывается около 7 тыс. ледников. Исключительно мощное оледенение здесь развито в районе пика Победы, где площадь снегов, фирновых полей и вытекающих из них ледников превышает 3 тыс. км^2. Самый значительный ледник этого района Южный Иныльчек на протяжении 60 км извивается в обрамлении отвесных склонов и неприступных вершин. Мощность этого ледника местами превышает 400 м.

На фоне внушительного оледенения Памира, Тянь-Шаня и Гиссаро-Алая ледниковые системы таких гор, как Урал, Путорана, Кодар, Саяны и др., выглядят весьма скромно. На Полярном Урале известно только 146 ледников общей площадью 27,8 км^2. А в горах Путорана на севере Сибири с огромным трудом удалось отыскать всего 17 крохотных ледничков.

Ледники — огромные хранилища пресных вод. Только в ледниках СССР масса льда содержит 7 тыс. км^3 пресной воды, что примерно соответствует речному стоку с территории нашей страны за четыре года. Если бы эти ледники растаяли, уровень Мирового океана поднялся бы на 5 см. Если ледники в горах Восточной Якутии пока не имеют хозяйственного применения, то в Средней Азии каждый литр талых ледниковых вод ценится на вес золота. И хотя в среднеазиатских ледниках воды в 1,4 раза больше, чем в Аральском море, уже сейчас приходится думать о рациональном использовании этих водных ресурсов. Сходная ситуация существует и в других районах Внутренней Азии, где крупные очаги оледенения — Тибет, Гималаи, Каракорум — также окружены страдающими от засухи межгорными котловинами и предгорными равнинами. И в других частях света имеются значительные горно-ледниковые районы. В этом отношении особенно выделяются Кордильеры и Анды Америки.

Возникает вопрос: как можно упорядочить все ледниковые образования? Оказывается, каждый ледник можно охарактеризовать по меньшей мере с трех точек зрения: с морфологической, основанной на его внешних особенностях; с динамической, принимающей в расчет активность или массовость ледника; с геофизической, для которой наиболее важны такие характеристики, как температурный режим и другие физические свойства снега и льда.

Морфологические классификации прежде всего учитывают размеры ледниковых тел и их конфигурацию в тесной связи с особенностями рельефа. Длительное время при составлении морфологических классификаций ледников руководствовались лишь общими соображениями. Так, еще О. Соссюр выделял в Альпах ледники двух групп. К первой он относил крупные ледники, заполняющие долины, а ко второй — многочисленные ледниковые образования на склонах гор, редко выступающие в долины. Хотя впоследствии было установлено, что в пределах этих двух групп существуют различные переходные образования, схема О. Соссюра служила основой для морфологических классификаций ледников.

Первые объективные критерии для отнесения ледников к той или иной группе появились только после детального изучения их режима. X. Альман установил, что каждому морфологическому типу ледников соответствует особое распределение их площадей по высотным ступеням. Именно этот принцип использовался при составлении «Каталога ледников СССР», в котором выделено 27 типов глетчеров, объединенных в 9 групп: 1) покровные ледники, 2) сетчатое оледенение, 3) ледники вулканических вершин, 4) дендритовые и сложнодолинные ледники, 5) простые долинные ледники, 6) каровые ледники, 7) ледники склонов, 8) ледники подножий, 9) шельфовые ледники.

Остановимся подробнее на тех типах ледников, которые наиболее часто встречаются в горах. Заметим, что от морфологического типа ледников зависят такие важные гляциологические показатели, как размеры и масса ледников, их сток, степень воздействия на климат и, конечно, на рельеф.

По распространенности, безусловно, ведущее место занимают каровые ледники. Они расположены в цирках, или карах,— кресловидных углублениях на склонах гор, и имеют в плане округлую форму. В большинстве случаев каровые ледники в длину не превышают километра. Их поверхность в продольном профиле сначала круто опускается от задней стенки цирка, затем становится более пологой, а у конца ледника выпуклой. Конец карового ледника может упираться в снежник, который ниже по склону сливается с конечной мореной. В свою очередь эта морена может отчленяться озером от выступа скальных пород — ригеля, круто обрывающегося к днищу долины. Разумеется, подобная последовательность выдерживается не всегда.

В том случае, когда каровые ледники не умещаются в своих нишах и выползают языками в долину, их называют карово-долинными. Напротив, тающие каровые ледники часто превращаются в висячие. Эти ледники занимают лишь часть кара, прислоняясь к его задней стенке и упираясь в его дно.

Яркое проявление горного оледенения — долинные ледники, в ряде районов называемые альпийскими. В Альпах таких ледников насчитывается несколько тысяч, но большинство из них короткие: длина не превышает 2 км и лишь у немногих 5—7 км. Самый большой — Алечский ледник протягивается на 16 км при средней ширине 1,8 км. Конец его спускается ниже снеговой линии на 1400 м. Крупные долинные ледники распространены на Памире, Гималаях, в Аидах, на Аляске. В виде гигантских ледяных рек они нередко петляют среди горных хребтов и массивов. При слиянии двух или более долинных ледников образуются сложнодолинные ледники. На их поверхности в зонах слияния притоков появляются полосы обломочного материала — срединные морены, которые отчетливо прослеживаются до конца ледникового языка. По количеству морен легко подсчитать, сколько притоков впадает в основную ледяную струю. Обычно в подобных случаях сливающиеся ледники имеют одинаковые размеры, а их соединение происходит под некоторым острым углом.

Сложнодолинные ледники придают необычайную живописность горным ландшафтам. Неизгладимое впечатление на путешественников производит ледник Безенги, крупнейший из ледников Кавказа. Он начинается от вечных снегов у подножия Главного хребта и течет в глубоком ущелье, окруженном горными вершинами, четыре из них поднимаются выше Казбека. Английский альпинист А. Гроув, исходивший в конце прошлого века вдоль и поперек всю Швейцарию, признал, что в Альпах ему не приходилось видеть ничего, что могло бы сравниться по красоте и величию с Безенгийским ледником.

Наряду со сложнодолинными ледниками в крупных районах современного горного оледенения особо выделяются дендритовые ледники. В плане такой ледник напоминает ветвящийся ствол дерева. Классические примеры можно встретить в ущельях Каракорума (ледники Хиспар, Бальторо), долинах Гималаев (ледники Канченджунги), на Памире и Тянь-Шане. Самый большой дендритовый ледник СССР — ледник Федченко на Памире — достигает в длину 70 км.

Рис. 1. Крупный предгорный ледник Маласпина

1 — скалы; 2 — чистый лед; 3 — лед, забронированный мореной; 4 — прибрежная равнина; 5 — море

Выходя на предгорные равнины, долинные ледники иногда растекаются, образуя гигантские шлейфы. Крупнейшие ледники этого типа — Маласпина и Беринга на Аляске (рис. 1). Маласпина расходится широким конусом па прибрежных равнинах Тихого океана. Мощность льда там составляет 600 м, и его основание уходит на 250 м ниже уровня моря. Скейдараурйёкудль в Исландии достигает в ширину 8 км в горах и 25 км после выхода на равнину. В обоих случаях речь идет о ледниках особого типа, называемого предгорным.

Если в настоящее время предгорные ледники немногочисленны, то в эпохи древних оледенений они отличались большим разнообразием и встречались у подножий многих горных стран мира. Например, в результате морфологической реконструкции оледенения Альп в вюрмскую эпоху (20—15 тыс. лет назад) выяснилось, что тогда преобладали предгорные ледники различных типов. Они выходили далеко за пределы гор на окружающие равнины в верхних частях бассейнов Дуная, Роны и По.

Многочисленные крупные предгорные ледники в вюрме существовали и на западе Северной Америки, где занимали значительную часть Большого Бассейна, между береговыми хребтами (Сьерра-Невада, Каскадные горы) и Скалистыми горами. Предгорные ледники, спускавшиеся с восточных склонов Скалистых гор, на отдельных участках смыкались с Лаврентийским ледниковым щитом, создавая препятствия на пути миграции первобытных людей в глубь Американского материка. По-видимому, палеоиндейцы, преодолевавшие эти ледяные перемычки, были первыми альпинистами в истории человечества.

Особый тип оледенения — ледники вулканических конусов. Незабываемо впечатление от искрящихся на фоне голубого неба фирновых шапок, покрывающих вулканические сопки Камчатки. Есть такие ледники и на Кавказе, на потухших вулканах Эльбрус и Арагац. С вершин вулканических массивов по крутым и узким ущельям (барранкосам) сползают многочисленные ледниковые языки. Такое оледенение в плане имеет форму звезды. Иногда лед заполняет только впадину вулкана и не выползает из кратера на склоны. Такие ледники называют кальдерными.

Другой тип — ледники плоских вершин. Они характерны для гор, где распространены поверхности выравнивания, нередко поднятые на большую высоту. Ледники этого типа напоминают тонкие пластины или лепешки льда, наложенные на ровные плато, как тесто на противень. Особенно много таких ледников на Тянь-Шане в хребтах Терскей-Ала-Тоо и Борколдой.

Переходным типом от горных ледников к материковым являются ледники норвежского типа, или ледниковые шапки. Расположенные в субполярных странах с океаническим климатом, они получают обильное снеговое питание и по размерам значительно превосходят ледники плоских вершин континентальной Азии. Лед в ледниковых шапках медленно растекается в стороны от центра и, достигнув края, спускается короткими языками вниз — с выровненной поверхности плато в долины. Например, от крупнейшей ледниковой шапки Норвегии — Юстедальсбреен — отходит более 100 языков льда. Такие ледники очень характерны и для Исландии, самый крупный — Ватнайёкудль — имеет площадь 8500 км^2.

Нередко от ледяной шапки ответвляются крупные долинные ледники, именуемые выводными. Они широко распространены на Шпицбергене, в Исландии и Норвегии. Выводные ледники могут достигать крупных размеров и отличаться более высокими скоростями движения льда по сравнению с питающими их ледяными шапками. Когда языки этих ледников оканчиваются в море, они оказываются на плаву, в таких условиях происходит образование айсбергов.

В 1980 г. мы наблюдали, как рождаются плавучие ледяные горы у конца ледника Норденшельда, спускающегося в бухту Адольф на Шпицбергене. Здесь от крутого, рассеченного многочисленными трещинами ледяного обрыва в разгар северного лета часто отрываются громадные глыбы льда. С оглушающим шумом они обрушиваются в воду, вызывая сильное волнение. Мало знакомые с этими явлениями природы, мы расположились недалеко от берега залива, и в один из наиболее мощных набегов волн нам пришлось срочно перенести лагерь, чтобы не оказаться в ледяной воде.

Конечно, в одних и тех же горах встречаются разные типы ледников. Например, хорошо известно, что ледники Скандинавии существенно отличаются от долинных ледников Альп, Кавказа и других гор по целому ряду морфологических признаков. Так, для них характерны большие размеры областей питания и короткие языки. Поверхность фирновых полей почти горизонтальная, ровная или слегка волнистая. Трещины здесь явление редкое. У альпийских ледников поверхность областей питания вогнутая (мульдообразная) и имеет уклон к месту выхода льда в долину. Сами ледники испещрены глубокими трещинами.

Таким образом, можно проанализировать пространственное распределение оледенения в разных горных районах. В последние годы даже разработана классификация ледниковых систем по преобладающим типам ледников. На основе этой классификации можно выделить тип оледенения для отдельных участков ледниковых систем в горах СССР.

Например, карово-висячий тип системы характерен для Полярного Урала, Восточного Алтая, гор Путорана, Чукотки, Кузнецкого Алатау. Для Западного Тянь-Шаня, Корякского нагорья, Орулгана, Кодара, Восточного Саяна характерно карово-долинное оледенение. А для Большого Кавказа, Джунгарского Алатау, Южного и Центрального Алтая, Срединного хребта, Сунтар-Хаяты, Саура, Северного Тянь-Шаня, Гиссаро-Алая, хребта Черского типично долинно-каровое оледенение. Дендритово-долинный тип оледенения проявляется в горах Памира и Внутреннего Тянь-Шаня. И, наконец, к вулканически-долинным типам систем относится Юго-Восточная Камчатка.

Другая попытка подойти к анализу морфологических типов оледенения связана с созданием схемы территориального распределения ледников, включающего четыре группы районов:

дисперсного оледенения, где ледники и снежники не составляют единого массива, а образуют лишь полосы или очаги сосредоточения, их площадь мала как относительно, так и абсолютно;

среднего полудисперсного горного оледенения, где ледники связаны в цепочки или гроздья, отходящие от компактных массивов, площадь их велика;

крупного полукомпактного горного оледенения, отличающегося от предыдущего типа полным отсутствием узких ледово-фирновых перешейков, мелких пятен и общей массивностью контуров оледенения;

компактного, или покровного, оледенения.

Сейчас перед гляциологией стоит задача перейти от качественных моделей к количественным, что поможет создать объективную и полную морфологическую классификацию и даже выявить связь между оледенением, климатом и рельефом.

Не менее интересны классификации ледников по условиям массообмена. Первая геофизическая классификация ледников принадлежит X. Альману. Он попытался связать тип режима ледников с их географическим положением и подчеркнул роль широтного фактора в формировании этих типов, выделив ледники высоких полярных широт, субполярные и стран умеренного климата. В классификации учитывается прежде всего температура ледников, от которой зависят многие важные свойства льда.

Умеренные ледники слагаются кристаллическим льдом, образовавшимся в результате довольно быстрой рекристаллизации снега в условиях большого количества воды. Вся толща умеренных ледников круглый год имеет температуру таяния льда[2], за исключением нескольких верхних метров, в зимнее время охлаждающихся до более низких температур. В этих ледниках талые воды могут свободно циркулировать по всей толще льда, заполнять трещины и крупные внутренние полости. Такие ледники часто встречаются в Южной Скандинавии, Новой Зеландии, Альпах, на Кавказе и Аляске. Наличие свободной воды на ложе заметно облегчает движение умеренных ледников и определяет высокие скорости перемещения базальных слоев льда, что способствует активному разрушению ложа.

Высокоширотные ледники состоят, по крайней мере в своей области питания, из кристаллического фирна, имеющего до значительной глубины отрицательную температуру. Даже летом температуры в области аккумуляции столь низки, что там, как правило, отсутствует таяние с образованием жидкой воды. К данному типу относятся материковые ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды.

В горах подобные условия характерны только для верховий ледников, начинающихся на склонах высоких вершин: Эверест (Джомолунгма), Хан-Тенгри и др. В основании холодных ледников нет пленки воды. Такие ледники, по-видимому, приморожены к ложу, скольжение льда тормозится, а эрозия сокращается.

Геофизические классификации, как и морфологические, можно распространять от отдельных ледников на целые ледниковые системы. При районировании этих систем по условиям массообмена следует учитывать широтное положение района оледенения, источники его питания, степень океаничности или континентальности ледниковых климатов, условия концентрации снега на ледниках.

А. Н. Кренке [1982] подсчитал, что площадь ледниковых систем СССР с морским ледниковым климатом составляет 27 130 км^2, а с континентальным — 51 360 км^2. Отсюда следует, что оледенение СССР преимущественно континентальное.

Динамическая система классификации ледников менее разработана. В ее основу положено представление об активности и пассивности ледников, что зависит от скорости их движения, мощности льда и величины вещественного баланса. Различают активные, пассивные и мертвые ледники. Для активных ледников характерно постоянное движение льда из области аккумуляции. Активность может определяться и поступлением лавин в расположенные ниже ледники подножий. К примеру, выводной ледник Морсауриекудль в Исландии питается исключительно за счет лавин с ледяной шапки Ватнайёкудль.

Динамические характеристики ледника не прямо зависят от положительного баланса массы. Некоторые ледники могут сохранять активную динамику и при отрицательном балансе, но такое состояние не может продлиться долго. Бывает, что нижняя часть ледника еще сохраняет активность, а в верхней за счет отрицательного баланса поверхность сильно осела. В общем случае, однако, динамически активный ледник быстро движется независимо от того, наступает или отступает в данный момент его конец. Но, конечно, степень активности возрастает с увеличением мощности льда.

При сокращении питания ледник может стать пассивным, что особенно проявляется на пологих склонах. Между тем утрата динамической активности вовсе не означает, что ледник омертвел. Последнее состояние, по определению X. Альмана, прежде всего связано с прекращением питания в области аккумуляции. В таком случае движение льда определяется, лишь уклоном подстилающей поверхности. Иногда омертвевшая часть ледника отождествляется с его полной статичностью, но это лишь следствие гляциоклиматической ситуации. Отчленившиеся языки мертвого льда способны долго сохраняться в изоляции от основного тела ледника. В настоящее время у конца ледника Маласпина на Аляске находятся значительные массы мертвого льда.

Недостатком динамической классификации является отсутствие массовых точных данных, определяющих динамические особенности ледников, а также объективных критериев, используемых при дифференциации ледников. Чтобы преодолеть указанные затруднения, Р. Финстервальдер предложил относить к числу быстродвижущихся ледников только те, у которых отношение скорости к ширине (или мощности) колеблется от 1/6 до 2/3 (у медленно движущихся это отношение заметно меньше).

С точки зрения рельефообразующей деятельности ледников дальнейшее совершенствование динамической классификации наиболее перспективно, поскольку интенсивность переработки ложа прежде всего зависит от гляциодинамических факторов.

Режим ледников

Наблюдая за снежным покрывалом гор летом, легко заметить, что оно не остается постоянным, а, постепенно приподнимаясь, сокращается в размерах, и к осени снега и льды сохраняются лишь в самых высоких частях гор. Во многих выемках образуются многолетние снежники. В горах с высотой их количество и размеры увеличиваются и, наконец, появляются сплошные снежные поля. Дело в том, что с высотой температура понижается и на определенном уровне за год выпадает снега больше, чем может растаять летом. Этот важный природный рубеж называется снеговой линией. Ее положение зависит от соотношения между температурой и осадками, поэтому высота снеговой линии в разных горных странах неодинакова. Например, в обращенных к Атлантике горах Норвегии она составляет всего 700 м над уровнем моря, в умеренных широтах (Альпы, Кавказ) — 2500—3800 м, а в засушливых внутриконтинентальных горах Средней Азии поднимается до 4500—5000 м.

На положение снеговой линии влияет экспозиция горных склонов. Как правило, на южных склонах снеговая линия поднимается выше, чем на северных. Однако бывают и исключения, связанные с ориентацией гор относительно влагонесущих воздушных потоков. Так, на южных склонах Большого Кавказа, где выпадает больше снега, снеговая линия расположена на 400 м ниже, чем на северных. Аналогичная ситуация наблюдается и в Гималаях, на южном склоне которых снеговая линия ниже, чем на северных, за счет влияния муссонов.

Снеговую линию может увидеть каждый: это нижний предел нестаявшего снега после обильных летних снегопадов, или сезонная снеговая линия. В течение лета она постоянно поднимается вверх до определенного уровня, который и является границей вечных снегов в данный год. Высота снеговой линии год от года меняется и, таким образом, является хорошим индикатором климатических колебаний. Выше этой границы снег накапливается круглый год и по мере нарастания мощности покрова постепенно, в результате перекристаллизации, превращается сначала в фирн, а затем в настоящий лед.

Известно, что свежевыпавший снег обладает низкой плотностью, так как между его гексагональными кристаллами находится немало пор, заполненных воздухом. Однако в процессе таяния самые тонкие лучи снежных кристаллов плавятся и вся масса снега на поверхности ледника уплотняется. Этому процессу способствуют и другие факторы, например температура воздуха и форма снежных кристаллов. Как известно, при низкой температуре кристаллы невелики и четко различаются между собой. При повышении температуры многие снежинки слипаются еще в воздухе и образуются крупные снежные хлопья. Они достигают особенно больших размеров при температурах, близких к нулю.

Попав на поверхность ледника, кристаллы снега постепенно превращаются в фирн (в переводе с немецкого — «прошлогодний снег»). Поскольку давление водяного пара выше всего на концах снежных кристаллов, они оплавляются. Благодаря этому сами кристаллы приобретают грубую зернистую форму, причем крупные кристаллы разрастаются за счет своих более мелких соседей. В итоге фирновая масса имеет почти одинаковые размеры зерен. При температурах, близких к нулю, процесс особенно ускоряется: свежевыпавший снег превращается в зернистый за несколько дней. В крайне холодных условиях, например в центре Гренландии или Антарктиды, он может длиться годами.

Преобразованию снега способствует его уплотнение под давлением. Этот фактор более активно сказывается при сильных снегопадах, когда температуры воздуха близки к нулю. При значительном давлении вышележащих слоев снег становится компактным, мелкозернистым. Если в свежевыпавшем состоянии его плотность составляет 0,06—0,08 г/см^3, то через двое суток в умеренно теплых условиях она может возрасти до 0,2 г/см^3. Зернистый снег в свою очередь постепенно превращается в фирн. Это может произойти за одну зиму, если плотность возрастет до 0,40—0,55 г/см^3. Фирн — это плотный зернистый снег, но еще не лед.

В определении фирна нет однозначной трактовки. Американский гляциолог М. Майер склоняется к признанию за фирном состояния, которое становится непроницаемым для просачивающейся влаги. Этот уровень достигается при плотности 0,55. Часто для умеренных ледников фирном считается перелетовавший снег, еще не достигший полной водонепроницаемости. Для полярных ледников трактовка фирна может быть несколько иной.

Физические свойства снега и фирна важны в нескольких аспектах. Прежде всего снег является плохим проводником тепла и потому при большой мощности защищает почву от промерзания. В то же время снег может (одержать большое количество воды: до 40% общего объема, или до 75% общего веса. В водонасыщенном состоянии снег становится источником лавин, оказывающих немалое воздействие на рельеф и всю природу гор. При низких температурах снег становится упругим, а ближе к 0° С — вязким. Соответственно снег приобретает способность сползать по уклону, если при трении выделяется скрытое тепло; тепло оплавляет концы кристаллов, и происходит движение оставшихся зерен снега.

Превращение фирна в лед — очень медленный процесс, для которого требуется разное время в зависимости от конкретных условий. Например, на леднике Сьюорд на Аляске этот процесс требует трех—пяти лет и завершается на глубине около 13 м, а на альпийском леднике Клариденфернер через 12 лет все еще была различима структура фирна, и полное превращение его в лед происходит за 25—40 лет. В Гренландии, где снегонакопление меньше, этот процесс идет медленнее, занимая не менее 125 лет, и заканчивается на глубинах свыше 60 м.

С превращением фирна в лед кристаллическая структура изменяется, при этом размеры кристаллов заметно увеличиваются и в отдельных случаях достигают 20—30 см в поперечнике. Одновременно весь воздух собирается в отдельные пузырьки. Именно с этого момента можно считать, что фирн превратился в ледниковый лед с плотностью 0,80—0,85 г/см^3. Впоследствии по мере накопления все новых порций снега нагрузка на лед возрастает и соответственно уменьшаются размеры содержащихся в нем воздушных пузырьков. В конечном итоге они становятся невидимыми и лед приобретает прозрачность, его плотность достигает 0,88—0,91 г/см^3. На альпийском леднике Мер-де-Глас для достижения такого состояния требуется 50 лет.

Все эти преобразования наблюдаются в природе. Представим себе, что мы вошли в глубокий туннель, пропиленный рекой сквозь многолетний снежник. В стенках туннеля легко различить чередование рыхлых и плотных слоев, что характерно для фирновых толщ. В более плотных слоях процесс перекристаллизации снега зашел наиболее далеко.

Ледники сложены поликристаллическим льдом, структура которого унаследована от снежинок, некогда выпавших в горах. Следовательно, ледниковый лед является метаморфической породой, и в его строении четко выражена слоистость, указывающая, что исходный материал образовался при повторных снегопадах. Сезонная слоистость подчеркивается прослоями пыли, скапливающейся на поверхности ледника между снегопадами.

Если исследовать прослои пыли под микроскопом, то можно обнаружить там зерна пыльцы и споры растений, занесенные ветром на ледник. Поскольку основная масса пыльцы продуцируется весной и ранним летом, слои, обогащенные пыльцой, приобретают маркирующее значение для сезонной дифференциации снежно-фирновых толщ и позволяют подсчитать снегонакопление на горных ледниках. Такие исследования успешно проводились на ледниках Эльбруса и Полярного Урала.

Для стратификации снежно-фирновых толщ нередко применяется анализ минеральных частиц из прослоев пыли, причем наиболее эффективным оказалась фиксация содержания радиоактивных изотопов 90Sr и 137Cs. В качестве одного из примеров сошлемся на работы экспедиции Института географии АН СССР на Шпицбергене. Анализ содержания изотопов в ледяном керне, взятом на ледоразделе ледниковой системы Грёнфьорд — Фритьоф, показал, что за период 1951—1975 гг. скорость снегонакопления составляла 75 см/год.

Датируют сезонные слои снега и льда обычно вместе с их кристаллографическими исследованиями, что позволяет глубоко разобраться в процессах превращения снега в лед. Поскольку такое превращение зависит от климатических факторов, вполне естественно, что на разных высотных ступенях ледников эти процессы проявляются неодинаково. На ледниках удается выделить несколько зон льдообразования, заметно различающихся по характеру гляциологических процессов. Самая холодная из них — рекристаллизационная — занимает вершины наиболее высоких гор, где летние температуры остаются отрицательными. Это исключает возможность образования талой воды. Для превращения снега в лед в данных условиях требуется накопление больших масс твердых осадков и длительное время. Классические примеры рекристаллизационной зоны — внутренние области районов современного покровного оледенения Антарктиды и Гренландии. В общем случае к этой зоне примыкает режеляционно-рекристаллизационная, иногда именуемая зоной просачивания. Климат ее несколько мягче. Летом здесь возможно кратковременное таяние поверхностного слоя снега с образованием талой воды, при последующем ее замерзании появляются корочки режеляционного льда.

У нижней границы режеляционно-рекристаллизационной зоны в летние месяцы скапливается довольно много воды, которая замерзает, просачиваясь в холодную фирновую толщу. Здесь расположена холодная инфильтрационно-режеляционная толща с характерным слоем режеляционного фирна, начиненного прослойками инфильтрационного льда. Непосредственно к этой зоне примыкает теплая инфильтрационно-рекристаллизационная зона, в которой, так же как и в предыдущей, образование льда завершается на глубине десятков метров за счет медленной рекристаллизации. Но здесь такой воды уже значительно больше, и ее хватает на прогрев всего активного слоя до температуры 0° С.

Ниже по леднику расположена инфильтрационная зона, где повторно замерзающая вода заполняет все поры в годовом нестаивающем остатке снега. Летом эта часть ледников превращается в труднопроходимое снежное болото. И, наконец, последняя зона — ледяная — характеризуется почти полным отсутствием фирна, обилием талых вод, частично переходящих в наложенный лед, а частично стекающих вниз но ледниковому языку.

Вполне естественно, что фирновые области ледников располагающихся в разных физико-географических условиях, отличаются и специфическим соотношением вышеперечисленных зон льдообразования. Например, у альпийских ледников лучше всего выражена теплая инфильтрационно-режеляционная зона, тогда как на ледниках Тянь-Шаня, Полярного Урала и некоторых арктических островов ведущим процессом превращения снега в лед является инфильтрация.

Все процессы, ведущие к приросту массы льда, объединяются в понятие аккумуляции. Ее величина в первом приближении исчисляется количеством твердых осадков — снега, поступающего на поверхность ледника. Однако жидкие осадки, например дождевая влага, выпавшая и замерзшая на леднике, тоже, естественно, принимаются в расчет. Кроме того, в определенных условиях важной составляющей аккумуляции оказываются лавины, метелевый перенос снега с окружающих склонов, конденсация влаги из содержащегося в воздухе водяного пара, нарастающие осадки (иней, изморозь) и др. Таким образом, аккумуляция — процесс довольно многообразный.

Не менее сложно и понятие абляции, которая охватывает все процессы, ведущие к сокращению массы льда. Помимо непосредственного таяния, оно включает испарение с поверхности ледника, снос снега и льда ветром и лавинами. На большинстве современных горных ледников среди факторов абляции в количественном отношении выделяется таяние. Чтобы измерить слой стаявшего льда на поверхности ледниковых языков, в нескольких точках забуривают рейки.

Испарение и таяние происходят в теплое время года по всей длине ледника — от области питания до самого конца, но эти процессы выражены по-разному. Понятно, что наибольшие потери несут нижние части ледниковых языков, заходящие в область, где сказывается влияние более высоких температур и иногда жидких осадков, стимулирующих таяние. Резко увеличивается абляция, когда с гор на ледники вторгаются массы теплого воздуха — фёны.

Кроме того, для ледников, заканчивающихся в море, важной статьей расхода является откол ледяных глыб — айсбергов. Те участки побережий, где активно идет этот процесс, называют бухтами отела. Отел айсбергов происходит не только в море, но и в горных озерах, к берегам которых спускаются концы ледников. Мы наблюдали это явление в Центральном Тянь-Шане, на крупном озере у конца ледника Петрова.

Приведенные примеры показывают, что точное определение абляции и аккумуляции связано с учетом разнообразных процессов на поверхности ледников, а также в их толще и на контакте с ложем. В последнем случае имеется в виду донное таяние ледников, стимулируемое как гляциологическими процессами, так и подтоком тепла из недр Земли.

Приход вещества за счет аккумуляции и его расход в результате абляции, в сущности, определяют особенности функционирования ледяных тел, их режим. Соотношение между накоплением и расходом вещества в ледниках, т. е. разность между аккумуляцией и абляцией, называют балансом массы ледника. При его изучении в качестве единицы времени используется бюджетный год, за начало которого принимается время, когда абляция достигнет максимума (обычно — в конце лета). Естественно, что конкретный бюджетный год часто не соответствует календарному, но это различие стирается при осреднении за многолетние периоды. Результаты измерения аккумуляции и абляции приводятся в пересчете на водный эквивалент, выраженный в кубических сантиметрах или в литрах по всей поверхности ледника. Однако они могут быть представлены и для конкретной точки в сантиметрах водного эквивалента, что, естественно, требует измерения плотности снега или льда.

Наиболее мощные скопления льда приурочены к углублениям рельефа — ледоемам, которые служат очагами оледенения. Из них лед, словно паста из тюбика, растекается вниз по долинам до тех пор, пока количество накапливающегося вверху снега не компенсируется количеством льда, стаивающего внизу. Соответственно на ледниках выделяются две области: вверху область питания, где приход вещества превышает его расход, а внизу область абляции, где преобладает потеря массы. На каждом леднике, находящемся в равновесии с окружающими условиями, приход вещества за счет аккумуляции должен компенсироваться потерями, связанными с абляцией.

В данном случае область аккумуляции уравновешена областью абляции, а граница между ними называется границей питания, или линией равновесия. Этот уровень часто не совпадает с фирновой линией, являющейся на ледниках аналогом снеговой линии на окружающих склонах. Дело в том, что на некоторых ледниках между фирновой линией и границей питания расположена ледяная зона, где лед образуется в результате повторного замерзания талой воды. Эта переходная зона широко распространена на субполярных ледниках, отличающихся низкими температурами льда.

Аккумуляция и абляция значительно изменяются во времени и пространстве, и разница в ходе данных процессов выражает удельный баланс массы ледника в точке измерений. Для перехода к чистому удельному балансу массы эту величину выражают кумулятивно. В качестве примера сошлемся на детальные наблюдения за балансом, проведенные на леднике Марух В. М. Меншутиным (рис. 2). Анализ результатов измерений величины баланса массы позволяет судить о динамическом состоянии ледников и о гляциоклиматических условиях их существования.

Следует подчеркнуть, что измерения баланса массы ледников, проведенные во многих районах северного полушария, привели к выводу о последовательном сокращении размеров оледенения в нынешнем столетии и особенно за последние десятилетия. Это заключение хорошо согласуется с тенденциями современных изменений климата.

Рис. 2. Режим ледника Марух (Большой Кавказ) в 1967 г.

а — динамика снеговой линии; б — аккумуляция снега; в — абляция; г — удельный баланс массы

На изменение баланса массы в первую очередь влияют два климатических показателя: осадки и температура. Прохладное лето, к примеру, может привести к положительному балансу за счет уменьшения абляции. К аналогичному эффекту приводит увеличение количества твердых осадков в гляциально-нивальной зоне. Естественно, что наиболее благоприятные климатические условия для существования ледников соответствуют периодам с обильными снегопадами и прохладным сезоном абляции. Действительно, длительные наблюдения за балансом массы ледников в разных горных районах подтвердили, что при устойчивом положительном значении данного параметра пополняются запасы льда. При этом увеличивается скорость его движения и разрастаются ледники.

Рост размеров ледников продолжается до тех пор, пока вновь не установится равновесие между абляцией и аккумуляцией. В горных районах этому способствует расширение области абляции при продвижении концов ледников вниз по долинам. Показательны ледники Центрального Тянь-Шаня, активно наступавшие в 20-х годах нынешнего столетия, когда во всей Средней Азии были зарегистрированы рост увлажненности и понижение летних температур. Некоторые ледники тогда продвинулись вперед на целый километр, а впоследствии снова сильно отступили. Следы значительных климатических колебаний сохранились в виде огромных каменных куч, нагроможденных наступавшими ледниками.

При отрицательном балансе массы ледники утоньшаются и отступают. Само выражение «ледник отступает» может ввести в заблуждение: ни ледник, ни тем более ледниковый покров не могут двигаться вспять. Просто в этих условиях приток льда из области питания не в состоянии восполнить его потерю на языках. Поэтому ледники постоянно сокращаются и в конечном итоге могут даже совсем исчезнуть.

Процессы наступания—отступания ледников четко отражаются на их морфологии и, в частности, на форме концов ледниковых языков. Наступающие ледники с положительным балансом массы имеют крутой, иногда даже почти отвесный фронтальный обрыв. Для отступающих ледников с отрицательным балансом наиболее типичен пологий конец, обычно сильно замусоренный камнями,

И хотя влияние климата на баланс массы и поведение ледников бесспорно, конкретные механизмы реакции ледников на климатические изменения до сих пор слабо выяснены. В том случае, если ледник стационарен, теоретически суммарные величины чистой аккумуляции и абляции должны быть равны. Но в природе эти условия соблюдаются довольно редко. Одна из главных причин такой нестационарности большинства ледников наряду с некорректно проведенными наблюдениями заключается в запаздывании их реакции на климатические изменения. Время запаздывания зависит от размеров ледников. Иными словами, на поведение крупных ледников будут влиять только существенные гляциоклиматические изменения. Более полную информацию об этих изменениях могут предоставить мелкие ледниковые тела. Поэтому теперь гляциологов уже не смущает тот факт, что ледники одного и того же горного массива нередко обнаруживают разные тенденции.

От режима ледников зависит и их геологическая деятельность. Чем больше величина баланса, тем выше темпы аккумуляции и абляции и тем быстрее происходит оборот льда в ледниковой системе.

Поскольку толщина годовых слоев льда связана с интенсивностью осадков, стратификация ледяных кернов приобретает важное значение для реконструкции климатических условий прошлого. Каков же максимальный возраст льда в горных ледниках? Ответ на этот вопрос может дать соотношение ежегодного накопления и таяния с толщиной ледников. Согласно расчетам даже в самых крупных горных ледниках сейчас тает лед, образовавшийся не более тысячи лет назад.

Активные ледники движутся быстрее пассивных и интенсивнее воздействуют на рельеф гор. Чтобы составить количественное представление об активности ледников, можно использовать такой показатель, как изменение величин аккумуляции и абляции на единицу подъема у снеговой линии, т. е. вертикальные градиенты аккумуляции и абляции. Сумма значений градиентов, характеризующая увеличение годового прироста вещества в леднике с высотой, называется энергией оледенения.

Активные ледники с большой энергией оледенения отличаются избытком твердых осадков в области питания, значительным перемещением льда между областями питания и абляции и соответственно производят интенсивную геологическую работу. Такие ледники преимущественно расположены в приморских районах и умеренных широтах: на Кавказе, в Альпах, Исландии, Скандинавии и Новой Зеландии. Менее активны ледники арктических архипелагов, где количество осадков мало и летние температуры редко поднимаются выше нуля. Одной из наиболее эффективных составляющих абляции здесь является откол айсбергов.

Как двигаются ледники

На первый взгляд трудно себе представить, что ледники могут двигаться. Очевидно, поэтому долгое время не обращали внимания на столь важный процесс. Первые указания на движение ледников появились в хрониках альпийских селений в конце XVI в., а спустя 100 лет об этом написал исландский ученый Т. Вигалин. Однако лишь после путешествия О. Соссюра по Альпам в конце XVIII в. движению ледников стали придавать важное значение.

Как бы в подтверждение правоты заключений О. Соссюра лестница, оставленная им в 1788 г. на леднике Мер-де-Глас у подножия горы Черная Игла, спустя 44 года была найдена в нижней части ледника; за это время она переместилась почти на 4 км. Первые натурные эксперименты по изучению движения ледников провел Г. Хюги, который построил в 1827 г. хижину на Унтераарском леднике и установил, что она постепенно смещается относительно своего первоначального положения вниз по леднику со скоростью 102 м/год. За 14 лет хижина «проехала» вместе с ледником 1428 м. Более детальные наблюдения за процессами движения были позднее проведены на том же леднике Л. Агассисом, на леднике Мер-де-Глас Дж. Форбсом и на леднике Пастерце братьями Шлагинтвейт.

Рис. 3. Схема движения ледника Марух с 1 июня по 20 сентября 1967 г.

С этого, собственно, и началась эпоха точных инструментальных наблюдений за динамикой ледников, которые проведены практически во всех областях горного оледенения. В результате накоплен громадный материал, дающий довольно полное представление о мобильности ледников. Скорость движения льда колеблется от нескольких метров в год у небольших каровых ледничков до 700—1000 м/год у сложнодолинных ледников. Иными словами, скорость движения этих природных потоков льда совсем невелика и ее можно сопоставить с темпами передвижения улитки.

В продольном направлении на поверхности ледников скорость постепенно растет от верховий ледников к месту наибольшей мощности льда в районе фирновой линии, а затем постепенно убывает к концу ледникового языка. Четкое представление о движении поверхностных слоев льда на леднике Марух дает схема О. Н. Виноградова и И. С. Гарелика (рис. 3). Хотя ледники в целом перемещаются медленнее, чем реки, отдельные потоки льда, как и струи воды в реках, способны двигаться с разной скоростью. За счет трения льда о борта и дно трога движение замедляется, и соответственно самая большая скорость движения наблюдается в осевой части ледника.

В вертикальном профиле скорость увеличивается от ложа к поверхности ледников по параболическому закону: интенсивно вблизи ложа и медленно у поверхности.

Относительно недавно выяснилось, что вектор скорости движения ледников только в первом приближении параллелен ложу и поверхности. В области питания вектор скорости отклоняется вниз и соответственно линии тока льда входят внутрь ледника. В области абляции вектор направлен вверх от ложа и линии тока выходят вверх к поверхности ледника, поставляя лед для абляции. Вместе с этим льдом на поверхности ледниковых языков появляются разнообразные предметы, некогда захороненные под снегом в области питания. Тем самым подтверждаются представления горцев, что ледник сам выталкивает из своего чрева все инородные предметы.

Недостаточное знание закономерностей движения ледников часто приводило к неожиданным сюрпризам. В 1894 г. французский ученый М. Жанссан построил обсерваторию на вершине Монблана. Это было капитальное сооружение общим весом 187 т при площади основания 50 м^2. М. Жанссан полагал, что фирн практически остается неподвижным, и потому не предпринял никаких специальных мер по укреплению здания. Спустя же четыре года смещения фирна оказались настолько значительными, что обсерватория сильно наклонилась, грозя обрушиться.

Скорость движения зависит от многих факторов, особенно от размеров ледников, количества осадков в области питания, рельефа ложа и др. Например, при одинаковой мощности льда скорость больше на крутых участках ложа. Правда, на очень быстро движущихся ледниках вертикальные скорости практически меняются мало, кроме узкой зоны у контакта с ложем.

Выше отмечалось, что на умеренных ледниках скорости движения льда гораздо выше, чем на холодных. Кроме того, существенны различия в скоростях движения между разными ледниками и между различными частями одного и того же ледника. Хотя фактической информации о движении ледников накоплено очень много, физическая природа этого процесса до сих пор является одной из наиболее дискуссионных и слабо разработанных проблем гляциологии.

Еще Л. Агассис и Ж. Шарпантье предполагали, что движение ледников связано с пластическим течением и скольжением. В качестве доказательств этих двух механизмов приводились результаты наблюдений как на самих ледниках, так и на недавно освободившихся от льда выступах коренных пород. Первый механизм обнаруживали в неравномерности скорости движения частиц ледника в одном и том же разрезе. На существование второго механизма указывали многочисленные штрихи, борозды и шрамы на породах, слагающих ледниковое ложе, а также результаты замеров движения льда у бортов ледника.

Хотя ледники сильно растрескиваются, преодолевая крупные неровности ложа, все же многочисленные потоки льда, спускающиеся вниз по долинам, повторяют их изгибы. Следовательно, лед, будучи твердым веществом, обладает способностью деформироваться.

Когда лед находится при температуре плавления, он достаточно рыхлый и кристаллы легко деформируются, особенно вдоль базисных плоскостей. Основным механизмом движения ледников является пластическое течение (на что обращал внимание еще французский ученый А. Бордье в 1773 г.), создаваемое весом самого льда. По реологическим свойствам лед не похож ни на вязкую жидкость, ни на хрупкий материал. Скорость деформации льда при определенной нагрузке сначала нарастает, а затем стабилизируется.

Выяснилось также, что лед не обладает постоянной вязкостью, а представляет собой лишь частично пластичное вещество, которое деформируется даже при медленном сползании под нагрузкой. Подобная пластичность льда хорошо заметна благодаря тому, что лед быстро приспосабливается к форме подстилающей поверхности. Это четко показали многочисленные наблюдения в туннелях. Впервые Дж. Мак-Колл для небольшого карового ледника Весле-Скаутбреен в Норвегии установил, что в базальных слоях отражается характер поверхности ригеля: приобретенные борозды прослеживаются на 50 м. При этом скорость движения достигает 3 м/год. Следовательно, борозды сохраняются в течение 15 лет. X. Карол изучал пластические деформации льда в гроте под ледником Обер-Гриндельвальд на глубине 50 м. Лед, прижатый к выступу ложа, двигался быстрее, и его связность ослаблялась. В. Тикстоун описал аналогичные пластичные нарушения под ледником Эстердальсисен в Северной Норвегии.

Чтобы разобраться в природе пластического течения, гляциологи проводят лабораторные исследования кристаллической структуры льда. Опыт Дж. Глена в поляризованном свете показал, что деформации кристаллов ледникового льда такие же, как у мягкой стали, нагретой до температуры 600° С. Не вдаваясь в подробное рассмотрение структуры льда, отметим, что она в целом напоминает структуру металла гексагональной сингонии. Плоскость слоя гексагональных колец называется базисной плоскостью кристалла. Выяснилось, что течение в кристаллах льда происходит вдоль плоскостей, параллельных основанию гексагонального кристалла льда. Такой вид деформаций, по мнению американского ученого Р. Флинта, легко воспроизвести, подснимая колоду карт. В данном случае плоскость скольжения карт будет аналогична базисной плоскости кристалла.

При очень больших напряжениях реология льда меняется — скорость деформации увеличивается. Естественно, деформация поликристаллического льда существенно отличается от деформации единичного кристалла. В целом пластическое течение льда сводится к сумме деформаций мгновенных скольжений вдоль базисных плоскостей миллиардов ледяных кристаллов. Кроме того, большое значение имеет движение самих кристаллов, сопровождающееся процессами рекристаллизации. Способность поликристаллического льда деформироваться зависит от ориентировки индивидуальных кристаллов относительно приложенного направления. Согласно структурным исследованиям кристаллы льда, как правило, ориентируются по направлению движения ледников и постепенно увеличиваются в размерах за счет менее удачно ориентированных соседей. Нарастание структурной упорядоченности кристаллов — характерный признак пластического течения льда.

Эксперименты по изучению деформаций льда показали, что в момент приложения напряжения лед мгновенно упруго деформируется на некоторую величину. Впоследствии начинается длительная деформация льда, при которой скорость практически не меняется. Заметим, что лед деформируется даже при очень низких напряжениях.

При сдвиге по базисной плоскости скорость деформации устанавливается на уровне, который пропорционален n-й степени напряжения. Сопоставляя величины сдвиговых напряжений со скоростью деформации, Дж. Глен установил, что эта степенная зависимость имеет вид ε = kτn, где ε — скорость деформации; τ — напряжение сдвига; k и n — коэффициенты. Первый из коэффициентов зависит от температуры, второй обычно равен 2,5 или 3, но может возрастать при очень больших напряжениях.

Чтобы объяснить характер распределения скоростей движения льда в ледниках, специалисты изучали различные идеализированные модели ледников. Обычно рассматривались прямоугольные блоки льда, лежавшие на шероховатой поверхности с углом наклона α, и вычислялись напряжения, необходимые для поддержания их механического равновесия [Патерсон, 1984]. Чаще всего в моделях лед выступает как идеально пластичное вещество. Поэтому если допустить, что плита толщиной k не скользит по поверхности, то все ее движение происходит только за счет внутренних деформаций, вызванных собственной силой тяжести. Компонента силы тяжести ρg sin α, где ρ — плотность льда, g — ускорение силы тяжести, должна уравновешиваться касательным напряжением τb. Следовательно, τb = ρgh sin α.

Из этой формулы можно сделать несколько важных выводов. Во-первых, становится понятным, почему при увеличении уклонов поверхности толщина ледников уменьшается, а скорость движения льда возрастает. Во-вторых, получают объяснение данные бурения ледников об уменьшении скорости движения льда с глубиной. Действительно, если рассматривать движение льда как ламинарное (линии тока параллельны плоскости плиты), скорость льда достигает максимального значения у поверхности плиты и будет уменьшаться по направлению к ложу по параболическому закону. Кроме того, моделирование с допущением о ламинарности движения льда в ледниках показало, что касательное напряжение на ложе определяется углом наклона поверхности самого ледника. Значит, ледники вынуждены течь в направлении максимального уклона своей поверхности и способны преодолевать крупные неровности и даже двигаться «в гору», т. е. вверх по уклону ложа.

Дж. Най проанализировал более сложную модель движения ледника с учетом неровностей ложа. Он показал, что в местах, где уклон ложа уменьшается, мощность льда увеличивается, его течение становится сжимающим, скорость движения ледника уменьшается. На крутых участках устанавливается течение растяжения с высокими скоростями, а мощность льда уменьшается. Именно в этих условиях образуются трещины.

Большинство из нас знают лед только как хрупкое кристаллическое тело, поскольку мы привыкли видеть его в небольших количествах. В ледниках, где мощность льда измеряется многими десятками и сотнями метров, нижние слои льда, находящиеся под нагрузкой, приобретают пластические свойства, верхние же их части сохраняют хрупкость. В этой закономерности не раз приходилось убеждаться при прокладке туннелей сквозь ледники: нижние части туннелей через некоторое время смыкались и их приходилось периодически расширять.

В любом леднике, как и в земной коре, можно различить две зоны: нижнюю, более пластичную, и верхнюю, более жесткую, подверженную образованию разрывов и трещин. Верхний хрупкий лед, вероятно, не обладает мобильностью, а вовлекается в поступательное движение льдом более глубоких горизонтов.

На основе представлений о пластическом течении льда можно объяснить многие закономерности движения ледников. Этот процесс неоднократно моделировался на различных пластичных материалах. Известный русский геолог, профессор Петербургского университета А. А. Иностранцев еще в конце XIX в. создал такую модель ледника. Из гипса была приготовлена горка с несколькими цирками и расходящимися от них тщательно пронивелированными долинами. Наполнив цирки кусочками обычного сапожного вара, удалось обнаружить, что через несколько дней они слежались в плотную массу, которая растекалась потоками по долинам. Причем и здесь, как в настоящем леднике, осевые части двигались быстрее, чем края. Переходя к крутым участкам долин, вар двигался некоторое время с прежней скоростью и, наоборот, на пологих участках сначала сохранял повышенную скорость.

Моделирование пластического движения льда имеет важное научно-теоретическое значение, поскольку в тектонике ледников можно усмотреть определенную аналогию с процессами, происходящими в недрах Земли. Многие тектонические структуры, наблюдаемые в толщах горных пород, встречаются также в стенках трещин, туннелей и гротов на ледниках. Соответственно структурно-гляциологические исследования помогают выяснить, как образуются складки, сбросы, сдвиги и другие деформации горных пород.

Пластическое течение является единственным только в истоках ледников. Несовершенство текучести льда, отличающее его от текучести жидкостей, порождает движение нового типа — глыбовое скольжение по ложу, которое вследствие малой прочности льда переходит в скольжение серии пластин по внутренним плоскостям разрывов. Такие внутренние сколы часто образуются по контакту хрупкого и пластичного льда. На круто наклоненных ледниковых языках может произойти отслоение крупных масс хрупкого льда. Ледяные обвалы иногда сопровождаются катастрофическими выбросами льда. Во многих горно-ледниковых районах подобные бедствия не раз приводили к исчезновению подо льдом целых селений.

На участках ледников с преобладающим течением сжатия внутренние сколы ориентированы тангенциально вверх от ложа, совпадая с направлением движения ледника. На участках, где преобладает течение растяжения, сколы, наоборот, направлены к ложу противоположно направлению движения ледника.

Заметим, что впервые на этот важный тип движения указывал О. Соссюр в 1760 г. Все три механизма существуют в леднике одновременно, но относительная роль каждого из них в разных частях ледников и на разных ледниках меняется.

Многочисленные искусственные туннели, пробитые через толщу ледников в последние годы, позволили провести. непрерывные наблюдения за донным скольжением. Основная роль здесь принадлежит двум процессам. Первый — способность придонных слоев льда обтекать мелкие неровности ложа. Второй — лед, находящийся при температуре плавления, тает под влиянием избыточного давления, а образующаяся водная пленка выполняет роль смазки, обеспечивающей скольжение ледника. Сходный процесс облегчает скольжение на коньках и даже на лыжах.

В ходе донного скольжения выступы на ложе протаивают сквозь лед. После прохождения льда через эти выступы давление снижается и часть растаявшего льда снова замерзает. Этот процесс называется режеляционным льдообразованием. Он поддерживается тем, что скрытая теплота плавления частично переносится через сам выступ на сторону, обращенную вверх по течению, где и происходит дополнительное таяние. Другим механизмом, стимулирующим скольжение ледников, является усиление пластического течения около крупных выступов ложа. По современным представлениям, природа донного скольжения связана с периодическим чередованием процессов таяния—замерзания в условиях меняющегося давления. В пользу правомочности этих взглядов свидетельствует толчкообразный характер движения льда в ледниках. С позиций скольжения ледников легко объясняется процесс донного таяния льда. Скорость донного скольжения варьирует в широких пределах, составляя от 0 до 90% поверхностной скорости льда. При расчетах скорость донного скольжения принимают за 50% от точно измеренной поверхностной скорости движения льда. Отмеченный выше механизм надежно установлен лишь для умеренных и субполярных ледников. По холодным ледникам, у которых основание приморожено к ложу, конкретная информация пока отсутствует.

Бунтующие ледники

Спокойное и размеренное существование ледников временами уступает место резким подвижкам, или пульсациям. В такие периоды ледники набирают стремительную скорость, а их языки продвигаются далеко вниз по долинам, превосходя по своим масштабам обычные колебания ледников.

Примеры необычного поведения ледников, прямо не связанного с климатическими изменениями, известны уже давно. Ледник Фернагтфернер в Эцтальских Альпах за последние четыре века пульсировал 4 раза, причем каждая подвижка сопровождалась подпруживанием реки Рофон и образованием огромного подпрудного озера. Внезапный спуск воды из этого озера не раз приводил к катастрофическим наводнениям.

Пульсирующие ледники известны практически во всех крупных горно-ледниковых районах. Характерно, что пульсации происходят на фоне общего сокращения оледенения. Преобладают кратковременные, небольшие по размерам пульсации, однако иногда масштабы этих явлений весьма велики, что сопровождается полным преобразованием морфологии ледниковых языков.

В 1966 г. на Аляске пульсировало 12 крупных ледников, в том числе самый крупный в Северной Америке ледник Беринга. Его фронт шириной 42 км продвинулся за четыре года на 1200 м. Ледник Уолш, который был стационарен с 1918 г., в конце 60-х годов стал пульсировать, и за четыре года его центральная часть переместилась на 10 км. Одновременно в леднике произошло заметное перераспределение массы: поверхность фирнового бассейна понизилась на 150 м.

В Каракоруме в 1904—1905 гг. ледник Гассанабад продвинулся на 10 км за два с половиной месяца, т. е. за сутки подо льдом скрывался участок долины протяженностью 130 м. В том же районе в 1953 г. пульсировал ледник Кутьях, продвигавшийся за сутки на 113 м.

Рис. 4. Схема трещинной тектоники пульсировавшей части ледника Медвежьего во время подвижки 1963 г. (по: [Долгушин, Осипова, 1982])

1 — граница ледника; 2 — трещины; 3 — краевые зоны дробления; 4 — линии надвигов; 5 — линии ступенчатых сбросов; 6 — крупные продольные разломы; 7 — террасы оседания («прилавки»); 8 — береговые морены

Во время таких крупных пульсаций вниз по долинам перемещаются массы льда. П. Виссер подсчитал, что во время подвижки ледника Султан-Чуску в долине Хумдан в Каракоруме в 1930 г. объем перемещенного льда составил 300 млн. м^3. При этом в области ледосбора в результате снижения поверхности ледника на 100 м обнажились древние лавинные конусы, а продвинувшийся конец ледника перекрыл древние морены.

На Памире широко известен своим беспокойным нравом ледник Медвежий. В 1963 г. он сместился вниз по долине Ванча почти на 2 км, а спустя 10 лет — на 1750 м, перегородив две боковые долины Абдукагор и Дустироз. В первой из них образовалось подпрудное озеро емкостью около 20 млн. м^3. Советский ученый Л. Д. Долгушин, много лет занимавшийся изучением Медвежьего, выяснил периодичность пульсаций и на основе анализа эмпирической информации заблаговременно предсказал, что подвижка произойдет именно в 1973 г. И тогда гляциологи стали тщательно следить за поведением Медвежьего. Это был первый точный прогноз ледниковой пульсации, позволивший свести к минимуму ее катастрофические последствия, связанные с прорывом вод подпрудного озера и прохождением паводка по реке Ванч.

Другая не менее известная пульсация произошла в 1969 г. на Северном Кавказе: активно наступавший ледник Колка достиг языка ледника Майли, разрушил его, частично втянул в движение и продвинулся далеко вниз но долине реки Геналдон, перекрыв Верхнекармадонские минеральные источники.

Исследование пульсирующих ледников позволило систематизировать их морфологические признаки (рис. 4). Выяснилось, что в активную фазу пульсации поверхность ледниковых языков хаотически раздроблена либо разбита системой перекрещивающихся трещин на отдельные блоки. Блоки сохраняют вертикальное положение даже при быстром перемещении на значительные расстояния. Кроме того, продвинувшиеся концы ледников имеют характерную каплевидную форму с выпуклыми продольным и поперечным профилями. Сама поверхность ледников осложнена гигантскими продольными разрывами, отделяющими осевую быстродвижущуюся часть ледника от краевых зон дробления. На сложиодолиниых ледниках при пульсациях образуются петли срединных морен.

В результате детального изучения морфологии пульсирующих ледников установлен ряд критериев для дешифрирования их па аэрофото- и космических снимках. Диализ собранных материалов привел к поразительному заключению: оказалось, что к классу пульсирующих можно отнести сотни ледников в Северной и Южной Америке, в Исландии, на Шпицбергене, в Каракоруме, Гималаях, Альпах, па Кавказе, Тянь-Шане, Памире, Камчатке и в других районах. При этом выяснилось, что пульсировать могут ледники практически всех морфологических типов, независимо от гляциоклиматических и геоморфологических обстановок.

Другой не менее важный вывод сводится к тому, что пульсации у отдельных ледников происходят периодически. Подвижки в прошлом могут быть реконструированы по петлям срединных морен. Таких петель, каждая из которых фиксирует одну из пульсаций, на отдельных сложнодолинных ледниках насчитывается от 3 до 10.

В пульсации различают две стадии: короткую активную (обычно длится не более шести лет) и гораздо более длительную стадию покоя (10—100 лет). Сам механизм пульсаций до конца не раскрыт. Еще на заре изучения пульсирующих ледников считалось, что причиной пульсаций являются землетрясения. Эту гипотезу выдвинули американские ученые Р. Тарр и Мартин в 1914 г., ориентируясь на материалы изучения быстрых подвижек ледников, спускающихся к берегу залива Якутат на Аляске. В этом районе в сентябре 1899 г. была отмечена серия мощных подземных толчков, вызвавших массовый сход лавин в ледосборах, что резко увеличило питание ледников. Реакцией на обильное снегонакопление явилось активное наступание ледников в последующие семь лет. Правда, М. Мюллер установил, что пульсации в данном районе происходили и до землетрясения 1899 г.

Сейчас большинство исследователей склоняются к тому, что пульсации — закономерное выражение неустойчивых динамических условий, периодически возникающих внутри ледниковых систем, однако этот процесс могут стимулировать такие внешние факторы, как землетрясения. Недаром многие пульсирующие ледники встречаются в сейсмоактивных районах.

Ледниковые пульсации проявляются в разных формах. Одна из них — прохождение по леднику кинематических волн. Их можно рассматривать как реакцию ледников на избыточное накопление массы в области питания, т. е. избыточная масса льда проходит в виде единой волны вниз по леднику, что сопровождается усилением трещинообразования. Скорость прохождения кинематических волн в верховьях ледников значительно превышает обычные скорости движения льда, но ближе к концу ледника уменьшается. Напротив, высота волн увеличивается на концах ледников. Именно этот поступивший сверху лед проталкивает концы ледников вниз по долинам.

Условия, которые доводят ледники до критического состояния, вызывающего пульсацию, до конца не известны. Предполагают, что сказывается влияние температур и давления в основании ледников. С увеличением мощности льда давление у ложа возрастает, что может сопровождаться усилением таяния базальных слоев льда. Если этот процесс захватывает значительную часть толщи льда, скорость скольжения придонных слоев возрастает, что стимулирует пульсацию. В результате ледяная толща утоньшается, давление уменьшается и придонные слои вновь примерзают к ложу. Иными словами, ледниковая система вновь приходит в состояние равновесия с внешними условиями.

С ледниковыми пульсациями связаны катастрофические паводки на горных реках. Как упоминалось выше, подпруживание боковых долин внезапно продвинувшимся ледниковым языком часто сопровождается образованием плотинных озер, которые быстро наполняются водой. В тех случаях, когда уровень воды в озере достигает 9/10 высоты подпруживающего ледника, последний всплывает, и вода находит выход по подледниковым полостям и туннелям. Другой механизм прорыва свойствен пульсирующим холодным ледникам, которые приморожены к ложу. Вода в плотинном озере в этих случаях накапливается до тех пор, пока не начнет переливаться через край ледника, быстро прорезая себе русло во льду.

Расходы воды во время спуска плотинных озер нередко достигают колоссальных величин. Например, при спуске подпрудного озера Тупсеква на западе Канады расходы воды составили 1500 м^3/с, а в Исландии — 3000 и даже 6000 м^3/с. Эти паводки во многие десятки раз превышают обычные показатели стока и сопоставимы с расходами больших полноводных равнинных рек.

При крупных прорывах в долину вместе с водой выбрасывается огромное количество камней и ледяных глыб. Понятно, что такие катастрофические явления сопровождаются резкой перестройкой всей системы стока и характера поверхности долин. Происходившие в прошлом прорывы ледниково-подпрудных озер можно опознать по таким следам, как глубоко врезанные маргинальные ложбины стока, исполиновы котлы и скопления валунов вдоль русел рек.

Ледниковые пульсации и связанные с ними прорывы подпрудных озер неоднократно приводили к катастрофическим последствиям. Поэтому возникла необходимость регулярных наблюдений в горно-ледниковых районах. Особенно перспективно проведение наблюдений из космоса, обеспечивающих выявление аномальных по своему поведению ледников в пределах целых горных стран.

В связи с изучением пульсаций возникает вопрос: можно ли вообще предсказать поведение ледников и каковы пути решения этой кардинальной проблемы гляциологии? Некоторые ученые считают, что наиболее перспективно математическое моделирование. Ведущий советский гляциолог П. А. Шумский полагает, что с помощью замкнутой системы уравнений для сплошных сред можно не только описать важнейшие процессы жизнедеятельности ледника, но и прогнозировать его подвижки. Однако для этого необходимы данные о динамике и термике льда, распределении каменных обломков в базальных слоях, циркуляции внутриледниковых вод и строении подледниковой поверхности.

К сожалению, даже для тех ледников, на которых длительное время велись стационарные исследования, мы не располагаем исчерпывающей информацией. В результате предлагаемые модели говорят пока лишь языком математики, не охватывающим многообразный мир природных процессов. Конкретная реализация моделей невозможна без проведения трудоемких экспедиционных работ на ледниках. Особенно важно, в частности для анализа ледниковых пульсаций, получить фактические данные об обстановках на контакте ледника с ложем, поскольку именно там происходят процессы, определяющие динамику ледников.

Этот разнообразный мир ледников

По сравнению с окружающими крутыми скалами поверхность ледников кажется более доступной и издали даже довольно ровной. На самом же деле она сильно расчленена и изобилует крутыми перепадами высот. Тот, кто хоть раз ступал на ледник, надолго запомнит сложную пластику его рельефа. Монотонные подъемы там чередуются с крутыми скользкими спусками, на которых бывает трудно удержать равновесие, а порой путь преграждают отвесные обрывы.

В форме ледниковой поверхности запечатлены особенности питания ледников, закономерности их движения и таяния, а также характер подледникового рельефа. Человек с фантазией на ледниках может увидеть неприступные средневековые замки и стройные античные колоннады, диковинных зверей и птиц. Наблюдательность людей, избравших своей специальностью работу на ледниках, отразилась и в названиях некоторых из ледяных образований: «снега кающихся», «ледниковые ворота», «мельницы», «цветы» и т. д.

Наиболее однообразны в морфологическом отношении верховья ледников, или фирновые бассейны, часто приуроченные к глубоким мульдообразным котловинам. Это настоящая снежная пустыня. Поверхность ледников здесь выположена и лишь местами осложнена чередованием снежных дюн и барханов.

На ледниках низких широт на снежных полях иногда встречаются «снега кающихся», издали действительно напоминающие коленопреклоненных в белых одеяниях, причем высота фигур может достигать 4—6 м. Их образование связано с особенностями таяния и испарения снега при сильной инсоляции. «Снега кающихся» многократно описывались на ледниках Южной Америки, на Килиманджаро в Восточной Африке. В нашей стране они встречаются на Памире и Тянь-Шане.

Поверхность фирновых и снежных полей нередко рассечена глубокими трещинами на отдельные блоки. Особенность трещин в фирновых бассейнах заключается в том, что они часто в результате оседания фирна расширяются книзу. Такие трещины называют ледниковыми погребами.

К другому типу трещин, очень характерных для фирновых бассейнов, относятся бергшрунды — дугообразные трещины, обрамляющие верхние края фирновых полей. Они отделяют подвижную часть ледника от снежно-ледяной облицовки его скального обрамления. Обычно внутренний край бергшрунда залегает значительно ниже внешнего, а сама трещина замаскирована снежными мостами, что представляет значительную опасность для путешественника.

Области питания горных ледников расположены на больших высотах и, как правило, труднодоступны, поэтому для большинства туристов знакомство с ледниками ограничивается маршрутами по их нижним частям.

При выходе из фирновых бассейнов почти у всех ледников наблюдается чередование крутых и пологих участков. При значительных мощностях льда, которые, например, сейчас наблюдаются в Антарктиде или Гренландии, подо льдом могут незаметно скрываться крупные возвышенности и целые хребты. В горах же даже незначительное изменение наклона ложа отражается на поверхности ледников. На более крутых участках ледники начинают двигаться быстрее, и здесь во льду часто происходят разрывные нарушения, которые на поверхности ледников выражены в виде трещин различной формы и размеров.

Образованию трещин предшествует треск, из чрева ледника периодически раздаются глухие раскаты, вызванные процессами разрыва льда, а протяжный звук, как при разрезании стекла алмазом, свидетельствует, что трещина продолжает расти. Между тем по окончании этого своеобразного ледового концерта приходится затратить немало времени, чтобы обнаружить только что наметившуюся узенькую, шириной с лезвие ножа, трещину. Пройдет еще несколько дней или даже недель, прежде чем она расширится и примет вид устрашающе глубокой бездны.

Трещины образуются, когда напряжения в леднике превысят предел прочности льда на разрыв. В зависимости от положения относительно направления движения ледника выделяются трещины: поперечные в центре ледника и перпендикулярные направлению его движения; располагающиеся вдоль бортов ледника и составляющие с направлением движения ледника угол 45°; косые или веерообразные, имеющие продольное направление в центре ледника и расходящиеся веером к бортам, где они также составляют угол 45° с направлением движения. Кроме того, по краям ледниковых языков встречаются еще трещины двух типов: прямые короткие, образующие угол 45° с краем ледника; кулисообразные, похожие на предыдущие, но составляющие с краем угол около 20—35°.

Длина трещин измеряется десятками и даже сотнями метров. Некоторые из них бывают настолько длинными, что даже пересекают весь ледник. В ширину трещины обычно не превышают 20—30 м, гораздо чаще попадаются узкие расселины всего в 1—2 м. Главная опасность трещин заключается в том, что они сужаются книзу. Поэтому человек, угодивший в трещину, не достигает дна, а застревает даже между гладкими стенками. Как глубоко уходят трещины внутрь ледника? Оказывается, они рассекают только самую верхнюю часть ледников на глубину 30—70 м. Это связано с тем, что поверхностные слои льда в ледниках обладают повышенной хрупкостью, внутренние же более пластичны. Жесткий лед движется с большей скоростью и может раскалываться на куски. Действительно, мощность жесткого льда на разных ледниках не превышает 30—70 м, что и отвечает глубине большинства измеренных трещин.

Наиболее изобилуют трещинами крутые участки ледников — ледопады. В таких участках, нередко имеющих большую протяженность, поверхность ледника напоминает застывший водопад и распадается на узкие гребни, а нередко состоит из обособленных башен, пирамид и колонн. Лед тает, ледник движется, и вся ледяная архитектура постоянно меняется. На особо крутых участках лед дробится так сильно, что пространство, занятое узкими гребнями, оказывается значительно меньше площади трещин. В этом ледяном хаосе нелегко сориентироваться.

Ледопады придают ледникам необычайную живописность. Один из красивейших в нашей стране — ледопад ледника Адиши в Верхней Сванетии. Эта гигантская мозаика ледяных плит имеет общую протяженность 1,5 км, а уклон ее поверхности превышает 60°. На более крутых участках ледопада лед теряет свою связность и с огромной высоты периодически обрушивается вниз на ледниковый язык. Ледяные обвалы сопровождаются сильным грохотом и образованием облака из снежно-ледяной пыли.

В зарубежной литературе за ледопадами закрепилось название «серраки» (так называется особый вид швейцарского сыра, распадающегося на небольшие кубические кусочки). Известны своим капризным нравом огромные серраки ледника Кхумбу, охраняющие подступы к Эвересту. Обстановка там быстро меняется, и притом не только в деталях: вчера разведанный путь сегодня может быть совершенно непроходим.

Ниже ледопадов блоки льда, разбитые трещинами, подтаивают, закругляются и нередко приобретают вид громадных замерзших волн, а сами ледники становятся похожими на ледяное море. Ледяные волны четко выражены на ледниках Халде на Кавказе и Петрова на Тянь-Шане.

Одна из наиболее характерных особенностей горных ледников заключается в их сложном строении. На ледниковой поверхности полосчатость хорошо заметна вследствие разной окраски льда, которая зависит от концентрации пузырьков воздуха и минеральных включений, а также от формы и размеров ледяных кристаллов. Обычно в ледниках преобладают белые ленты льда, но часто встречаются прослои голубого, бурого и даже желтого цветов. В поперечном разрезе ледников слоистость имеет ложкообразное залегание и на поверхности ледниковых языков создает рисунок в виде дуг, обращенных выпуклостями вниз по течению ледника. В некоторых участках слоистость деформируется и возникают складки. В отличие от областей питания ледников, всегда остающихся холодными и безмолвными, облик ледниковых языков летом изменяется. Они словно оживают. Робким шепотом начинают переговариваться ручейки. Если днем становится чуть теплее, они набирают силу, объединяются и в полный голос заявляют о своем существовании.

Буйство ручьев и рек — верный признак таяния ледников. Потоки могут быть самыми разными, достигая 15—20 м в ширину и сотен метров в длину. Работая на ледниках, часто приходится тратить немало времени, чтобы найти удобные места для переправ через эти водные преграды, а иногда даже строить такие переправы из камней. Кроме того, рисунок сети водных потоков подвержен быстрым изменениям.

Русла потоков прорезают ледники на глубину более 10 м и имеют все признаки рек, включая даже меандры. На плоских участках ледников водотоки разливаются, образуя снежно-водяные болота. На крутых участках поверхности ледников скорости потоков возрастают. В течение суток расходы воды резко колеблются; утром водотоки совсем маломощны, зато во второй половине дня, особенно в ясную солнечную погоду, они несут огромные массы воды и переправа через них бывает сопряжена с риском.

Ближе к концу ледника реки все глубже вгрызаются в тело ледника, «пропиливая» причудливые лабиринты промоин и каньонов. Однако почти все они не достигают конца ледника. Куда же исчезают потоки? Ведь монолитный ледниковый лед практически водонепроницаем, хотя сам и содержит незначительное количество воды. Эту воду можно классифицировать на четыре группы. К первой относятся внутрикристаллические включения дисковидной формы, расположенные в базальной плоскости (это известные «цветы Тиндаля»). Вторую группу составляют очень плоские включения, расположенные на поверхности, разделяющей два кристалла. К третьей группе следует отнести водяную пленку, обволакивающую пузырьки воздуха в кристаллах льда. Четвертая группа охватывает водяные включения, находящиеся на стыках трех или четырех кристаллов льда.

Общее количество такой воды, называемой квазистатической, даже в умеренных ледниках составляет 1%. Следовательно, свойствами монолитного льда нельзя объяснить проникновение воды в толщу ледников и существование потоков, вытекающих из-под них.

Очевидно, проникновение воды внутрь ледников происходит в тех местах, где не сохраняются гидрологические условия, характерные для монолитного льда. Как правило, это зоны трещин, где поверхностный сток перехватывается. Гораздо труднее объяснить проникновение воды внутрь ледников на значительные глубины — ведь глубина трещин редко превышает 30—40 м. Сравним физические свойства воды и льда. Прежде всего обратим внимание на тот факт, что плотность воды больше плотности льда, что может приводить к возникновению избыточного давления воды по сравнению со льдом:

Δρw : Δρi = ρwghw — ρighi,

где ρw и ρi — объемный вес воды и льда, g — ускорение силы тяжести, hw и hi — высота столба воды и льда. Соответственно при глубине трещины 30 м и глубине воды в ней 5 м у дна трещины возникает добавочное давление, равное 5∙10^4 Па. А как следует из степенного характера закона течения льда, даже незначительное увеличение напряжения вызывает существенное увеличение скорости деформации льда.

Таким образом, гидростатическое давление воды является немаловажным механизмом, способствующим проникновению воды внутрь ледников. Кроме того, даже незначительный поток энергии в направлении, перпендикулярном поверхности раздела лед—вода (где лед имеет температуру, равную температуре плавления), может вызвать фазовые переходы, приводящие к изменению водовмещающих емкостей.

Почти вся вода внутри ледников сконцентрирована в каналах стока, протягивающихся на многие километры. Диаметр таких каналов может превышать 2—2,5 м. Косвенным доказательством их существования служат фонтанирующие источники, которые обнаруживали на разных ледниках. Вода скапливается не только в каналах стока, но также в кавернах и линзах во льду.

Немаловажным источником воды, вытекающей из-под ледников, является донное таяние льда, которое происходит практически на всех ледниках, кроме тех, которые приморожены к ложу. Главный источник тепла в основании ледников — медленный геотермический подток тепла и небольшое количество тепла, выделяющегося в процессе движения льда при трении о ложе. X. Гесс в 1935 г. показал, что в среднем донное таяние на альпийских ледниках составляет менее 5,3 см/год, тогда как поверхностное таяние исчисляется несколькими метрами в год. На существование донного таяния указывают потоки воды, вытекающие из-под ледника даже зимой.

Значительные потоки талых вод, устремляясь внутрь ледника, часто высверливают глубокие колодцы и мельницы и в конечном итоге достигают дна ледника, где продолжают свой стремительный бег уже по каменному ложу. Полости мельниц и сухие русла на поверхности ледников отмечают прежние пути наледниковых потоков. Почти вся вода, образующаяся за счет таяния льда, бурными потоками вырывается наружу из ледниковых туннелей и гротов. Эти зияющие полости находятся на концах ледников. Нередко там образуются огромные арки высотой в несколько метров — «ледниковые ворота».

Чарующие оттенки голубого и зеленоватого льда в сочетании с грохочущей белопенной массой воды оставляют на всю жизнь неповторимые воспоминания о соприкосновении с миром льда. Ледниковые гроты и туннели привлекают пристальное внимание ученых, так как по этим полостям можно проникнуть в глубь ледника и провести там важные исследования. Но быстрое таяние ледяных сводов обусловливает недолговечность этих природных лабораторий. О подстерегающей опасности красноречиво предупреждают многочисленные отвалившиеся глыбы льда у входа в полости. Поэтому путешествие внутрь ледника обычно начинается с тщательного и длительного наблюдения за состоянием ледяного свода. Как далеко можно проникнуть внутрь ледников?

Протяженность естественных туннелей обычно не превышает несколько сотен метров. В 1982 г. на леднике Семенова в районе массива Хан-Тенгри на Центральном Тянь-Шане мы обследовали ледниковый грот длиной не менее 300 м. Он был двухэтажным, общая высота полости составляла примерно 8 м. Второй этаж внешне напоминал наблюдательную площадку, забраться на которую мы смогли по довольно крутой ледяной стене. В глубь грота площадка обрывалась почти отвесно, и, чтобы попасть на первый этаж, пришлось бы спуститься с высоты около 4 м на развалы крупных окатанных камней. Поглядев на их скользкие грани, блестевшие в полумраке, мы так и не рискнули прыгнуть и вернулись обратно. После недолгих поисков нам удалось обнаружить еще одно отверстие, которое вело на нижний этаж грота. Этот вход был настолько узок, что нам пришлось с трудом протискиваться сквозь ледяные стенки; зато буквально через несколько шагов высота ледяной пещеры увеличилась настолько, что мы выпрямились в полный рост. А пройдя по темному и мрачному ледяному коридору метров 70, мы очутились в том самом месте, которое только что видели с площадки верхнего этажа.

Здесь пещера освещалась проникающим сверху светом. Ледяные стены в нескольких местах были просверлены потоками талых вод. Они бурлили и исчезали внизу, где текла уже настоящая подледниковая река. Развалы камней под ногами оказались отложениями ледника — донной мореной, а под ними просматривалось скальное ложе, исчерченное причудливыми штрихами и бороздами. Здесь ледник методично разрушал свое ложе, буквально выбивал из него каменные обломки. Голубой свод первого этажа грота был весьма непрочен, от него то и дело обрывались крупные глыбы и с грохотом разбивались внизу. Такие опасные участки мы пересекали резкими перебежками. Только попав в темный дальный угол ледяного зала, мы почувствовали себя в безопасности. И тут, к нашему удивлению, выяснилось, что грот продолжается еще дальше узким коридором, по которому удалось пройти еще метров 150, освещая путь карманными фонарями. Под ногами была довольно ровная ледяная поверхность — прежнее ледяное русло реки. Относительно недавно река глубже врезалась в лед, и теперь поток рокотал метра на три ниже нас.

Грот, в котором мы побывали, вовсе не считается особенно большим. Известно, например, что под ледником Южный Иныльчек, тоже сползающим с массива Хан-Тенгри, вероятно, находится туннель протяженностью около 14 км. Он идет от конца ледника до озера Мерцбахера, названного по имени известного немецкого географа, который впервые проник в этот труднодоступный уголок Тянь-Шаня в самом начале нынешнего столетия. Ф. Мерцбахер обратил внимание, что язык ледника Южный Иныльчек является, в сущности, гигантской ледяной плотиной, которая преграждает сток с соседнего ледника Северный Иныльчек. Таким образом, озеро Мерцбахера является ледниково-подпрудным. Уровень воды в нем подвержен резким колебаниям. К концу лета (чаще всего в начале сентября) озеро максимально наполняется талыми водами ледника Северный Иныльчек. В это время оно имеет длину около 4 км, ширину 1 км и объем порядка 200 млн. м^3. Под влиянием скопившейся воды ледяная плотина неожиданно всплывает, и огромный бурлящий поток врывается в чрево ледника Южный Иныльчек по туннелю. Вода быстро достигает конца ледника и вызывает паводок на реке Иныльчек (рис. 5). Котловина озера опустошается буквально за несколько дней, после чего вход в туннель снова закупоривается льдом до следующего года. Регулярность паводков на реке Иныльчек и их большие масштабы вызывают необходимость проведения постоянных наблюдений за состоянием ледников и уровнем озера. Сейчас на основе этих данных удается заблаговременно подготовиться к прорыву ледяной плотины и тем самым избежать возможных катастрофических последствий паводка.

Рис. 5. Схематический разрез через ледники Южный и Северный Иныльчек

а — перед прорывом озера Мерцбахера; б — после прорыва; в — гидрограф стока в устье реки Иныльчек в июне—сентябре 1963 г. Максимальный расход воды связан с прорывом озера

1 — верхний ярус ледников; 2 — средний ярус, по которому происходит сток воды из озера; 3 — нижний ярус; 4 — ледяной барьер и озеро с айсбергами; 5 — айсберги на сухом дне озера

Воздействие одного из таких паводков нам довелось испытать на себе. Это произошло осенью 1982 г. на Шпицбергене во время проведения гляциологических работ на леднике Грёнфьорд. В течение нескольких дней шли проливные дожди, и мы отсиживались в крошечном деревянном домике, построенном на песчаной равнине неподалеку от конца ледника. Однажды вечером мы заметили, что наш дом превратился в корабль, который, медленно покачиваясь, двигался в море. Как это могло произойти? Ведь невозможно было предположить, что дом, благополучно простоявший полтора десятка лет, будет снесен неожиданным ледниковым паводком именно во время нашего в нем пребывания. При таких паводках бурлящие потоки талых вод особенно быстро меняют свои русла. На пути одного из потоков и оказался наш домик. С большими трудностями, спасая наиболее ценное снаряжение, нам удалось выбраться из ледяной воды.

Ледниковые туннели известны и в других горных странах, но раньше всего с ними познакомились жители Альп, что нередко кончалось драматически. Из книги в книгу переходит история о том, как в конце прошлого века один швейцарец упал в трещину Гриндельвальдского ледника, но по счастливой случайности остался жив. Проскользив вниз около 120 м, он достиг основания ледника, отделавшись лишь переломом руки. Не потеряв присутствия духа, в полной темноте он начал искать выход из ледяной западни и, двигаясь по туннелю, вышел из ледника у подножия горы Веттерхорн.

Хотя наблюдения в естественных туннелях и предоставляют уникальную информацию о жизнедеятельности ледника, все же надо иметь в виду, что эти туннели обычно приурочены к концам ледниковых языков и соответственно полученные данные нельзя распространять на всю ледниковую систему. В последнее время гляциологи устраивают свои лаборатории в искусственных туннелях, которые проникают далеко в глубь ледников. Например, уникальные сведения о взаимодействии ледника с ложем удалось получить в туннеле, прорытом под ледником Аржантьер в массиве Монблан в Альпах. В нашей стране специально для гляциодинамических исследований был заложен туннель в леднике Обручева на Полярном Урале.

Камни на ледниках

До сих пор мы рассматривали различные формы поверхности ледников, однако надо иметь в виду, что там, кроме льда, встречаются и каменные образования. Особенно выделяются срединные и боковые морены — полосы камней, протягивающиеся в осевых и прибортовых частях ледников. Морены похожи на каменные дороги, ведущие вверх по ледникам к заснеженным пикам и гребням. Эта картина настолько характерна для внешнего облика горных ледников, что стала эмблемой ряда научных симпозиумов и совещаний и воспроизводится на плакатах, почтовых марках и значках, где есть ледники и горы.

На скопления обломочного материала на ледниках обращали внимание еще Т. Вигалин, Л. Агассис, Ж. Шарпантье, Дж. Форбс и другие естествоиспытатели, авторы первых описательных работ по гляциологии. С тех нор в региональных и общих гляциологических публикациях неизменно приводятся данные о каменном чехле ледников. Они учитываются при определении скоростей и ориентировки потоков льда, темпов абляции льда, а также объемов твердого стока рек, начинающихся от концов ледников.

Откуда берутся камни на ледяной поверхности? Ответить на этот вопрос можно даже после непродолжительного пребывания на леднике. С крутых горных склонов, обрамляющих ледник, постоянно срываются сотни и тысячи камней. Вздымая облака пыли, сталкиваясь между собой, они с огромной скоростью летят вниз.

Горы разрушаются буквально на наших глазах, а громадные осыпи камней у подножия склонов свидетельствуют о том, насколько интенсивно протекает процесс разрушения пород, связанный с их физическим выветриванием. Хотя до сих пор раскрыты не все аспекты морозного измельчения горных пород, основной причиной является большое давление, создаваемое в результате замерзания воды в их трещинах и порах. Действительно, при замерзании воды образуется лед, объем которого на 9% превышает первоначальный объем воды. Вследствие этого лед давит на вмещающие породы и разрывает их изнутри.

В горных районах данному процессу способствуют климатические условия с частыми колебаниями температур воздуха около 0°С и связанные с ними многократные фазовые переходы воды. От интенсивности выветривания зависит объем каменного материала, поступающего на ледники. Здесь следует заметить, что легче всего разрушаются склоны, сложенные осадочными породами, а также кристаллическими сланцами. Наиболее устойчивы склоны, выработанные в массивных гранитоидных породах. Не менее существенны такие показатели, как площадь фирновых бассейнов, амплитуда высот скального обрамления, крутизна склонов, наличие или отсутствие на них ледяной облицовки и др. Сочетание этих факторов, по-видимому, отражает определенные зонально-географические закономерности. Во всяком случае неоднократно отмечалось, что в условиях Арктики поступление камней на поверхность ледников, как правило, имеет меньшие масштабы, чем в горах умеренных широт.

Иногда на поверхность ледников обрушиваются огромные скопления камней, образующие мощные нагромождения раздробленных горных пород. Например, после землетрясения 1964 г. на Аляске на ледник Шерман обрушилась масса камней, скрывшая 8,5 км^2 его поверхности. Мощность каменного чехла местами достигала 8 м. О другом обвале хочется рассказать подробнее. В 1979 г. мы вели гляциологические наблюдения на южном макросклоне Большого Кавказа, в Верхней Сванетии, где много крупных долинных ледников. Среди них особенно выделяется ледник Адиши, один из самых красивых ледников Кавказа. Все предыдущие исследователи единодушно отмечали необычную чистоту поверхности его языка. Поэтому мы крайне удивились, увидев в центре его скопление камней высотой около 50 м. Этот холм, вытянутый поперек ледника, имел форму серпа и асимметричное строение. Склон, обращенный к концу ледника, был гораздо круче противоположного. От вершины холма вдоль правого борта вверх по леднику протягивался длинный и узкий шлейф обломочного материала.

Тщательное изучение конфигурации рассматриваемого образования наряду с анализом его состава и строения позволило сделать вывод, что он сформировался за счет поступления обломочного материала на поверхность ледника, вероятно, в результате гигантского обвала конца бокового висячего ледника. Этот ледник, некогда соединявшийся с ледником Адиши, а сейчас отступивший от него на 300 м, местные жители называют Лахура, что в переводе означает «ходячий». Обвалы конца ледника, происходившие практически каждый год в августе, в конце сезона абляции, сопровождались оглушительным грохотом. По-видимому, во время одного из таких обвалов оторвавшийся конец ледника Лахура увлек за собой огромную массу камней и выбросил их на поверхность ледника Адиши.

Камни, попавшие на поверхность ледника Адиши, ожидала длинная дорога. Включившись в движение ледника, они, как по ленте конвейера, переместились вниз. Выяснилось, что за 13 лет (1966—1979 гг.) моренный холм на леднике Адиши сместился относительно устья боковой долины Лахура на 1250 м вниз по поверхности ледника. Отсюда можно заключить, что поверхностная скорость ледника составляет около 96 м/год. Поэтому можно было уверенно предсказать, что через 10—12 лет обломочный материал достигнет конца ледника. Действительно, посетив ледник в 1984 г., мы убедились, что половину пути камни уже прошли.

Таким образом, ледники являются важным агентом денудации, регулирующим перемещение масс твердого вещества из верхних ярусов гор в более низкие и в конечном итоге выравнивающим рельеф. Грузоподъемность ледников чрезвычайно велика. Известны случаи, когда ледники перемещали глыбы размером в несколько десятков метров в поперечнике.

В целом распределение камней на поверхности ледников зависит от типа оледенения, условий существования ледников, а также плановой конфигурации ледосборов (рис. 6). Поэтому на простых ледниках чаще встречают лишь боковые морены, протягивающиеся вдоль бортов. На языках сложнодолинных ледников, ниже слияния ледников-притоков, прослеживаются длинные ленты срединных морен, образующиеся из материала двух боковых морен ледников-притоков. Если породы, слагающие склоны ледосборов ледников-притоков, различаются по составу, то это отражается и на составе срединных морен. Причем даже визуально последние четко дифференцируются на две или более разноцветных полос.

Рис. 6. Формирование срединных морен

А-А', Б-Б', В-В' — срединные морены и их продольные сечения; Г-Г', Д-Д' — поперечные сечения через язык ледника

Нередко источниками срединных морен служат изолированные выступы скал, прорывающиеся сквозь толщу льда,— нунатаки. Морены, протягивающиеся от нунатаков, могут достигать значительных размеров. Так, длина срединной морены ледника Ветеранен на Шпицбергене составляет 15 км.

На ледниках часто встречаются и очень короткие срединные морены, внезапно появляющиеся на самых концах языков и не имеющие видимой связи с определенными скальными выступами. Тщательное изучение состава срединных морен, проведенное нами на ледниках Кавказа, Тянь-Шаня и Шпицбергена, показало, что их морфология тесно связана с гляциологическими факторами и прежде всего с тем, насколько удален источник поступления камней от границы питания ледника.

Камни, падающие на ледник в области питания, погребаются под снегом и перемещаются во внутренних частях ледника, вытаивая на поверхность только на его конце. Чем дальше расположен скальный выступ от границы питания, тем короче будет срединная морена. И наоборот, если источники камней находятся в зоне абляции, камни переносятся главным образом на поверхности ледника. Соответственно самые длинные срединные морены на любом леднике начинаются от выступов коренных пород, расположенных в районе границы питания.

В качестве иллюстрации этой принципиальной модели можно привести поверхностные морены ледника Трюггвебреен на Шпицбергене (рис. 7). Язык ледника протяженностью около 8 км находится в глубоком троге в зоне распространения пород серии Финланнсвеген — гранатово-слюдяных и известковых сланцев. Здесь на поверхности ледника прослеживается пять срединных морен разной длины и окраски. Три из них расположены вдоль левого борта ледника и имеют длину 6—7 км. Установлено, что эти морены начинаются от скальных выступов в зоне Финланнсвеген и сложены соответствующими породами.

Рис. 7. Петрографический состав крупнообломочного материала в моренах ледника Трюггвебреен на Шпицбергене

Породы формации Гекла-Хук: а — кварц-полевошпатовые сланцы с биотитом, очковые гнейсы и другие породы серии Планетфьелла; б — полевошпатовые сланцы, кварциты с мусковитом, амфиболиты серии Харкербреен; в — кварц-полевошпатовые гнейсы и сланцы с мусковитом и биотитом, амфиболиты серии Харкербреен (амфиболитовая зона); г — известковые и гранатовые слюдяные сланцы серии Финнланнсвеген; д — гранитогнейсы и кварциты; с — прибрежная равнина с прерывистым чехлом четвертичных отложений; ж — срединные морены

В осевой зоне ледника выражены и короткие срединные морены. От конца ледника они прослеживаются вверх только на 1—3 км и затем скрываются подо льдом. Визуально источник формирования их установить невозможно. Лишь литологический анализ показал, что они сложены породами серий Планетфьелла и Харкербреен: полевошпатовыми сланцами, кварцитами с мусковитом, амфиболитами, очковыми гнейсами и др. После детальных маршрутов в область питания ледника выяснилось, что эти породы слагают скалы в отдаленных частях ледосборов. Таким образом, удалось четко установить связь между короткими срединными моренами на конце ледника и нунатаками в области питания. Обломки, ссыпающиеся со склонов нунатаков, сразу же погребаются под снегом и, по-видимому, перемещаются на значительное расстояние внутри ледника, вытаивая лишь на его конце. Напротив, обломки, ссыпающиеся с бортов трога в зоне Финланнсвеген, т. е. в пределах области абляции ледника, переносятся вниз по поверхности льда.

Изучив состав и строение поверхностных морен не только на леднике Трюггвебреен, но и на соседних ледниках, тоже спускающихся к берегу Вейде-фьорда, мы смогли уточнить представления о рельефе и геологическом строении обширной труднодоступной территории на юго-западе Ню-Фрисланна. В частности, оказалось, что морфоструктурные и петрографические зоны здесь имеют субмеридиональное простирание. Видимые части этих зон выражены в рельефе в форме относительно небольших скальных массивов, разобщенных снежно-фирновыми полями.

Итак, сопоставляя состав камней в срединных моренах с геологическим строением бортов ледосборов, можно с большой точностью определить места образования даже самых коротких срединных морен. Такие сведения весьма полезны для уточнения представлений о динамике ледников, особенно в районах сетчатого оледенения, где ледяные потоки и скальные останцы образуют причудливую мозаику. Зная состав каменного материала в коротких клиновидных срединных моренах на концах выводных ледников, можно определить контуры фирновых бассейнов и положения ледоразделов, откуда потоки льда растекаются в разных направлениях.

Вполне понятно, что выяснение механизмов формирования срединных морен значительно облегчает геологическую съемку и поиск коренных месторождений полезных ископаемых в горно-ледниковых районах. Конечно, разработка таких месторождений до сих пор сопряжена с немалыми трудностями — поверхность ледников отнюдь не ровная дорога. В нашей стране накоплен уникальный опыт хозяйственного освоения высокогорий. Например, здания аэропорта и филармонии в городе Фрунзе облицованы красивым светлым мрамором, добытым из срединной морены ледника Южный Иныльчек. Эти глыбы поступают от Мраморной стены массива Хан-Тенгри.

Гряды срединных морен могут понизиться и даже совсем исчезнуть, если перестанут поступать обломки со скального обрамления ледника. Кроме того, обломки способны ссыпаться по склонам самих моренных гряд, что ведет к выполаживанию последних. Приближаясь к концу ледника, срединные морены нередко объединяются в сплошной чехол обломочного материала.

Некоторые ледники настолько сильно забронированы камнями в нижних частях, что по ним можно пройти несколько километров, прежде чем увидишь чистый лед. Такое наблюдается на ледниках Халде, Штулу, Караугом на Центральном Кавказе, Семенова, Карасай, Конурленг на Тянь-Шане. У крупного ледника Южный Иныльчек моренный чехол закрывает нижнюю часть языка протяженностью 14 км.

На концах ледников очень часто можно увидеть «ледниковую мебель» — «столы», «стулья» и т. д. Ледниковые столы — это плоские камни на узких ледяных ножках. Камни являются плохими проводниками тепла и поэтому предохраняют нижележащий лед от таяния. Высота ледяных пьедесталов, на которых покоятся камни, дает общее представление о величине таяния и испарения. Соответственно крупные развалы камней на поверхности ледников большей частью выражены в виде валов и гребней.

Еще одно интересное проявление дифференцированного таяния на поверхности ледников — своеобразные конусы, которые внешне очень похожи на муравейники и имеют примерно такие же размеры. Сверху они покрыты довольно толстым слоем темноокрашенного мелкозема, но внутри их, как правило, всегда четко выражено ледяное ядро. Слой мелкозема и в этом случае выступает как теплоизолятор, предохраняющий нижележащий лед от таяния. Иногда муравьиные кучи буквально усеивают поверхность ледниковых языков, придавая им своеобразный облик.

Специальные исследования в ряде горно-ледниковых районов позволили выяснить, что темпы абляции льда зависят от мощности каменного чехла. Если абляция чистого льда составляет 4,5 см/сут, то при мощности чехла 0,5 см она меньше 3 см/сут, а если чехол достигает мощности 20 см — менее 1 см/сут.

Лед под рассмотренным выше скоплением обломков на леднике Адиши за 13 лет отстал в таянии по высоте на 44 м по сравнению с окружающей чистой ледяной поверхностью, что составляет 3,4 м/год. Согласно морфологическим исследованиям Г. С. Вартанова, под бронирующим слоем каменных обломков сохранился от таяния объем льда 0,5 км^3.

К совершенно иному эффекту приводит присутствие на ледниках мелких частиц. Нагреваясь, они легко протаивают в лед, что сопровождается образованием цилиндрических углублений — «ледяных стаканов». На их дне лежат маленькие камешки, скопления песка, ветки, листья и даже насекомые. Форма лунок с поразительной точностью передает форму находящихся в них предметов. Некоторые участки ледниковых языков бывают настолько сильно изъедены лунками таяния, что напоминают соты. Следовательно, россыпь мелких частиц значительно усиливает таяние ледников с поверхности.

Возможности искусственного усиления этого процесса с помощью зачернения поверхности ледников были известны с давних пор. Жители многих горных районов добивались ускоренного исчезновения снежного покрова с полей и перевалов, посыпая снег угольной пылью. Известный русский ученый А. И. Воейков отметил, что таяние снега после его зачернения происходит и при отрицательной температуре. Естественная запыленность ледников эоловой пылью составляет в среднем 150—500 г/м^3 и тем не менее сильно влияет на таяние ледников.

Первые крупные эксперименты такого рода были проведены Г. А. Авсюком на тянь-шаньских ледниках Карабаткак и Ашутор в 1950—1952 гг. В качестве запылителя использовали каменноугольную и лёссовую пыль. При зачернении ледниковых языков угольной пылью из расчета 50—100 г/м^2 таяние возрастало на 20—45%, несмотря на большую естественную загрязненность поверхности (150—500 г/м^2). Зачернение чистого льда усиливает этот процесс в 2 раза.

Искусственное усиление таяния ледников имеет немалое значение, хотя экспериментальные методы зачернения снега и льда различными концентрациями и фракциями угольной пыли еще недостаточно разработаны.

Мореносодержащий лед

Обломки горных пород встречаются не только на поверхности и в теле ледника, но и у его основания. Причем камней там может быть так много, что даже выделяют особый тип ледникового льда — мореносодержащий. Мощность его, измеряемая всего несколькими метрами, не идет ни в какое сравнение с общей мощностью ледников, поэтому значение мореносодержащего льда часто недооценивается даже специалистами. Между тем этот пограничный с ложем горизонт оказывает существенное влияние на многие аспекты жизнедеятельности ледников, включая их термический режим, динамику и геологическую деятельность.

Ясно, что изучить загадочные процессы, скрытые под многометровой толщей льда, не так просто. Благоприятные возможности для проведения таких исследований имеются лишь в краевых частях ледников, где можно подобраться к ложу, используя глубокие трещины и туннели. Нередко мореносодержащий лед вскрывается в стенках эрозионных промоин, пересекающих поля мертвого льда; кроме того, этот лед виден в перевернувшихся айсбергах.

Мореносодержащий лед наблюдался в основании десятков ледников. Его мощность сильно колебалась, на выступах коренных пород она составляла не более 20—50 см, а в понижениях рельефа — несколько метров. Замечено, что мощность мореносодержащего льда непосредственно зависит от прочности пород ледникового ложа и даже в небольших долинных ледниках, залегающих на податливых к механическому воздействию песчаниках и алевролитах, достигает 15 м и более. Напротив, если ледники пересекают прочные гранитные породы, мощность обогащенного мореной льда невелика — в среднем всего 1—1,5 м.

В этом мы убедились, проводя гляциологические исследования на Шпицбергене на леднике Норденшельда, который спускается к берегу бухты Адольф в Билле-фьорде.

Ложе ледника выработано в очень прочных, сильнометаморфизованных породах формации Гекла-Хук: биотитовых гранитах, кварц-биотитовых ксенолитах, порфиритах и кварцитах. Мягкие песчаники и алевролиты, как предполагают геологи, скрыты преимущественно только под левой частью ледникового языка. Здесь край ледника Норденшельда сильно истоньчается и в некоторых местах прорезан ложбинами стока талых вод. В прогалинах отчетливо заметно двучленное строение ледника: под верхней толщей чистого льда залегает мощный (4—5 м) горизонт мореносодержащего льда, насыщенный обломками песчаников и алевролитов. Зато в основании центральной, динамически более активной, части ледника толщина мореносодержащего льда заметно уменьшается до 0,5—1,5 м, а среди камней начинают преобладать обломки пород формации Гекла-Хук.

Сколько же каменных обломков содержится в ледниках? Дж. Эндрюс подсчитал, что на леднике Барнс объем камней составляет всего 0,05% общего объема льда во всей области абляции, но в отдельных частях ледников объем камней может быть гораздо больше. В том же леднике в сильно загрязненном льду содержание минеральных частиц возрастает до 8%, а в базальных слоях мореносодержащего льда некоторых ледников Шпицбергена — до 50%. Впрочем, и это не предел; в наиболее загрязненной части ледника Кейсмент в Кордильерах объем камней достигает 64%.

Обычно каменными обломками наиболее насыщены самые нижние пачки мореносодержащего льда, а выше концентрация камней существенно уменьшается. Над мореносодержащим льдом на некоторых ледниках фиксировали слой льда с желтоватой, а иногда буроватой окраской. Этот горизонт, называемый янтарным льдом, содержит лишь незначительные включения алевритовых и песчаных частиц, а также отдельные вкрапления гальки; по мощности он в несколько раз меньше собственно мореносодержащего льда. Сложилось представление, что янтарный лед образуется, когда в ледниках возникают благоприятные условия для проникновения минеральных частиц из мореносодержащего горизонта в вышележащие слои чистого льда.

Ледник Семенова спускается с массива Хан-Тенгри, заполняя верхнюю чисть Сары-Джазской долины

Продвинувшийся вперед конец ледника Безенги. Вдали видна знаменитая Безенгийская стена

Главный хребет Большого Кавказа — крупный район оледенения. С вершины Тетнульд спускается висячий ледник Лахура, внизу — язык крупного долинного ледника Адиши

Крутой борт одного из ледников массива Ак-Шийрак

Хребет Куйлю на Тянь-Шане — крупный центр оледенения

Полосы срединных морен на леднике Коёнды на Тянь-Шане (фото В. М. Лукина)

Причудливые туннели и арки из льда

Правый борт одного из ледников в хребте Кунгей-Ала-Тоо (Тянь-Шань)

Ледник Адиши — идеальный объект для изучения полосчатости льда. В центре ледникового языка крупный каменный холм — след недавнего горного обвала

Пульсирующий ледник Медвежий на Памире разбит глубокими трещинами (фото В. М. Лукина)

Человек с фантазией среди глыб льда может разглядеть диковинных зверей. Этот зверь тоже интересуется: какова глубина трещин (фото В. М. Лукина)

Камни в придонных слоях льда — орудия ледникового выпахивания

Поверхность скал, недавно освободившихся от льда, испещрена бороздами и штрихами

Крупные напорные конечные морены окаймляют концы ледников Трюггвебреен и Зандербреен на Шпицбергене

Рис. 8. Свежеотложенная морена в 20 м от конца ледника Караколтор (Центральный Тянь-Шань). Четко виден контакт морены со штрихованной поверхностью коренных пород

Хотя проблема взаимодействия ледника с ложем занимает центральное место в динамической гляциологии, необходимо отметить, что чистый лед не в состоянии сильно воздействовать на подстилающие более прочные породы. Разрушается ложе лишь в том случае, если в основание ледника включены камни. По поводу их появления имеется несколько предположений. Одно из них сводится к тому, что камни были рассеяны по днищам «доледниковых долин». Это согласуется с находками останцов сильно выветрелых коренных пород на водоразделах. По-видимому, такие же коры выветривания были распространены и в долинах, где легко подверглись экзарации, насыщая обломками основание ледников. В некоторых моренах Центрального Кавказа обнаружены сильно корродированные зерна минералов — свидетельства глубоко зашедшего химического выветривания. Это еще раз подтверждает возможность вовлечения древних кор выветривания в сферу экзарации. Мощность их измерялась несколькими метрами. Нельзя также исключить попадание обломков на ложе с поверхности ледников по линиям тока льда, направленным в области питания вниз, к основанию ледника.

Разрушение ледникового ложа идет несколькими путями.

Наиболее очевидный механизм — абразия, или истирание. Предпосылкой данного процесса служит донное скольжение льда, содержащего обломки разных размеров, по массивным прочным породам (рис. 8). В этом отношении по своему действию на ложе ледники мало отличаются от других абразивных материалов, и здесь можно провести аналогию с воздействием наждачной бумаги на дерево.

Анализируя процессы абразии, английский геоморфолог Дж. Боултон предложил различать воздействие крупных обломков, вмерзших в основание ледника, что обычно приводит к образованию штрихов и борозд, и собственно абразионную полировку ложа мелкоземом, который находится между крупными обломками и ложем. Чтобы выяснить эффект абразии, на контакте мореносодержащего льда с ложем плотно закреплялись металлические пластины. При повторном осмотре уже через несколько недель поверхность пластин была испещрена штрихами.

Помимо натурных экспериментов, неоднократно ставились и лабораторные опыты как с самим льдом, так и со сходными по свойствам материалами. Полученные результаты подтвердили, что мореносодержащий лед может разрушать скальные породы и образовывать специфические абразионные микроформы. Из этих же опытов выяснилось, что тонкие частицы не являются эффективным абрадирующим материалом, поскольку их поверхности быстро сглаживаются. Соответственно для абразии необходимо поступление к ложу свежих частиц. Некоторая часть из них может образоваться в результате дробления крупных камней.

Темпы абразии непосредственно зависят от скорости движения мореносодержащего льда, так как с увеличением скорости возрастает количество обломков, воздействующих на единицу площади ложа.

К числу наиболее легко абрадируемых пород относятся некоторые разновидности фельзитов и известняков, а также жильный кварц. В процессе абразии лед пополняется тончайшими частицами, которые иногда называют ледниковой мукой или пудрой. В пользу абразивного происхождения этого материала свидетельствует тот факт, что во многих моренах от 60 до 70% алевритовой фракции представлено кварцем, кальцитом и полевым шпатом, а выветрелых глинистых минералов немного.

Не менее важным механизмом экзарации является ледниковое выпахивание, которое, как полагают, более эффективно, чем абразия, и контролируется первичной трещиноватостью пород ложа и процессами режеляционного льдообразования.

Механизм выпахивания наиболее просто объясняется в тех случаях, когда ложе ледника состоит из рыхлых и сильно выветрелых отложений. Однако ледник, несомненно, может разрушать также устойчивые массивно-кристаллические породы. У. Льюис показал, что ледник способен выламывать крупные глыбы даже самых прочных пород и, вероятно, именно этим объясняется ступенчатость продольных профилей многих трогов. Существенными предпосылками для подобного выпахивания являются резкие смены процессов таяния и замерзания у ложа ледника.

Для выпахивания необходимо предварительное растрескивание ложа на отдельные блоки. В горных районах данное условие почти всегда соблюдается. Ледники там приурочены к глубоким долинам, заложенным на месте тектонических разломов, что само по себе предопределяет повышенную трещиноватость пород ложа. Растрескивание пород усугубляется в результате разгрузки давления под мощным льдом. По мере врезания льда в ложе породы с удельным весом 2,5 г/см^3 замещаются льдом с удельным весом 0,9 г/см^3. Такое снижение плотности, естественно, может вызвать появление трещин горизонтальной дилатации, обычно приуроченных к ослабленным зонам в самих горных породах.

Другая причина образования трещин — быстрое уменьшение мощности льда при сокращении оледенения. Английский исследователь У. Харленд, работавший на ледниках Шпицбергена, в 1957 г. выдвинул следующую гипотезу: при отступании ледников растрескивание ложа зависит не только от уменьшения нагрузки, но и от криогенных процессов. Есть основание полагать, что выпахивание эффективнее проявляется в породах, где расстояние между трещинами колеблется от 1 до 7 м.

Хотя механизм выпахивания еще до конца не раскрыт, по-видимому, самую важную роль в нем играют перепады давления из-за толчкообразного характера движения ледников. Это приводит к плавлению льда на выступах ложа. Образующаяся водная пленка проникает в трещины подстилающих пород, где снова замерзает, и породы разрушаются.

В пользу такого механизма свидетельствуют натурные наблюдения в глубоких ледниковых туннелях в Альпах. Измеренные скорости движения и температуры базальных слоев льда, как выяснил X. Карол, оказались вполне достаточными для того, чтобы на выступах ложа чередовались процессы таяния и замерзания льда. В нашей стране к процессам подледникового выветривания привлек внимание видный мерзлотовед А. И. Попов.

Реальность криогенной подготовки пород ложа для экзарации подтверждается аналитическим изучением моренного мелкозема. Так, на субполярных ледниках Шпицбергена и Тянь-Шаня, у которых в основании, по всей вероятности, часто проявляются фазовые переходы воды, глины и алеврита в мореносодержащем льду действительно больше, чем в умеренных ледниках Кавказа, где, по теоретическим предположениям, условия для подледникового выветривания менее благоприятны.

Непосредственными орудиями выпахивания служат крупные валуны, контактирующие с ложем ледников. В этом мы убедились на леднике Семенова, расположенном в верховьях реки Сарыджаз на Тянь-Шане. Нам удалось обследовать подледниковый грот протяженностью около 300 м. Во многих местах было заметно, как крупные окатанные валуны из мореносодержащего льда налегают на отщепленные мало сдвинутые угловатые блоки коренных пород.

Все три процесса — абразия, выпахивание и подледниковое выветривание — протекают одновременно и тесно связаны между собой. В результате каждый из них вносит свой вклад в формирование общего облика мореносодержащего льда: выпахивание обогащает его крупными камнями, а абразия и выветривание — мелкоземом.

В пользу экзарационной деятельности ледников свидетельствует петрографический анализ крупных обломков пород, извлеченных из мореносодержащего льда, в частности находка кварцевых дацитов в материале донной морены ледника Дыхсу на Кавказе. По данным академика Д. С. Белянкина, эта порода вообще не встречается на склонах, обрамляющих ледник. Остается предположить, что под ледником скрыта дацитовая дайка.

Петрографический и минералогический анализы могут быть привлечены и для выяснения положения участков ложа, наиболее сильно разрушаемых ледниками. Такой подход особенно эффективен, когда ледники пересекают геологические структуры разного состава. В результате специальных исследований на нескольких крупных долинных ледниках Кавказа, Тянь-Шаня и Шпицбергена выяснилось, что зона наибольшей экзарации располагается в районе кинематической границы питания. Кроме того, на сложнодолинных ледниках дополнительные очаги экзарации возникают на участках слияния ледников-притоков. Следовательно, не вызывает сомнения тот факт, что ложе ледника наиболее интенсивно разрушается именно там, где максимальные скорости движения и мощность льда.

Итак, зная вещественный состав морен, можно реконструировать многие важные гляциологические показатели.

Рис. 9. Петрографический состав крупнообломочного материала морен ледника Норденшельда на Шпицбергене

Породы формации Гекла-Хук (докембрий—ордовик): а — биотитовые граниты, кварц-биотитовые ксенолиты, лампрофиры, порфириты, биотитовые мигматиты и другие породы интрузивного комплекса; б — кварциты и кварцевые сланцы; в — амфиболиты; г — гранатовые слюдяные сланцы. Осадочные породы палеозоя: д — песчаники и алевролиты нижнего карбона; е — гипсоносные и карбонатные породы среднего карбона; ж — циатофилловые известняки верхнего карбона — нижней перми; з — морены

В качестве иллюстрации перспективности литологического исследования морен в гляциологических целях приведем некоторые данные по леднику Норденшельда на Шпицбергене (рис. 9). Эта сложная ледниковая система состоит из двух основных потоков льда: северный, более мощный, течет из центра ледникового плато Ломоносова; южный, менее активный, начинается из периферической юго-западной части плато. В настоящее время ледник разрушает ядро крупной гранитной интрузии, целиком скрытой подо льдом, но тем не менее предопределяющей динамику ледника, включая прежде всего размещение отдельных его потоков.

Сильно расчлененный ледником рельеф кровли гранитной интрузии отчетливо выражен на радиоэхограммах, полученных группой советских геофизиков под руководством Ю. Я. Мачерета. Наибольшая экзарация ложа происходит в полосе, пересекающей нунатаки Флемингфьеллет, Терьерфьеллет и Ферьерфьеллет.

Изучение состава конечных морен, удаленных на несколько километров от конца ледника, показало, что во время их формирования динамика ледника была существенно иной. Тогда ледник преимущественно разрушал осадочные породы палеозоя, слагающие ложе к западу от границы гранитной интрузии. Таким образом, в целом по мере сокращения размеров ледника Норденшельда кинематическая граница питания мигрировала вверх по леднику, о чем можно судить по последовательному смещению зоны максимальной экзарации в сторону ледникового плато Ломоносова.

Приведем еще один пример реконструкции динамики горного ледника на Центральном Кавказе. Палеогляциологические исследования в долине реки Черек Безенгийский позволили установить, что около 5 тыс. лет назад Безенгийский ледник был на 10 км больше современного и формировал комплекс конечных морен беккямской стадии.

В то время активно преобразовывался участок долины, сложенный лейкократовыми гранитами, биотитовыми и гранатовыми сланцами и гнейсами. По мере сокращения длины ледника зона максимальной экзарации последовательно смещалась вверх по долине, и при накоплении морен юанахчирской (около 3 тыс. лет назад) и наратлинской стадий (700—800 лет назад) переуглублялась зона биотитовых и частично лейкократовых гранитов. При формировании самых молодых морен (XIX — начало XX в.) наибольшей экзарации подвергался участок трога, сложенный плагиогранитами; он располагался несколько выше современного конца ледника. В настоящее время мореносодержащий лед наполнен обломками кварцевых диоритов и гранодиоритов, интрузии которых находятся в 5—8 км выше конца ледника.

Обломочный материал, образующийся в результате разрушения ложа за счет перечисленных выше механизмов, ассимилируется нижними горизонтами льда. На данном этапе, по-видимому, большое значение приобретает дифференцированное скольжение ледяных пластин по плоскостям внутренних сколов. По этим плоскостям способны перемещаться и очень крупные глыбы. Подсчитано, что ледники могут захватывать с ложа камни размером до 20 м в поперечнике. Плоскости сколов обычно имеют наклон от ложа вверх, по направлению движения ледника.

Р. Голдтвейт, проводивший структурные исследования льда на леднике Барно, установил, что плоскости скола образуют с ложем углы от 10 до 36°. Согласно его расчетам обломочный материал поступает по плоскостям с участка ложа, удаленного на 400 м от края ледника, где мощность льда составляет 60 м. В Гренландии плоскости сколов, обогащенные камнями, были зафиксированы на расстоянии 275 м от входа в глубокий туннель.

Механизм внедрения обломков в базальные части ледников, скорее всего, связан с их включением в лед при замерзании режеляционной пленки воды. Иногда по плоскостям сколов в ледники затягиваются целые пачки подстилающих мерзлых слоистых осадков — песков, алевритов, глин. Об одном из таких случаев сообщает Л. С. Троицкий, обнаруживший в основании ледника Валлокра на Шпицбергене в мореносодержащем льде пласт суглинков мощностью до 2 м, набитый раковинами морских моллюсков. Пласт был пронизан тонкими ледяными прослойками — шлирами, характерными для мерзлых грунтов. Можно предположить, что в данном случае плоскость скола была заложена не по кровле примороженных к леднику суглинков, а по одному из их внутренних ледяных шлиров, совпадающему с напластованием осадков. Конечно, конкретные механизмы поступления минеральной составляющей в основание ледников раскрыты еще не до конца. Но тем не менее ясно, что именно здесь кроется одна из узловых проблем динамической гляциологии. В этом отношении весьма перспективно структурное изучение мореносодержащего льда.

Обратим внимание, что в нижней части ледника часто заметна полосчатость, образование которой связывают с послойно-пластическим характером движения льда по внутренним плоскостям скольжения. Отличительным признаком полосчатости является чередование тонких прослоев молочно-белого льда с прозрачным и льдом, обогащенным обломочным материалом. По мнению советского гляциолога С. А. Евтеева, проводившего детальные структурные исследования в краевой части Антарктического покрова, во время послойно-пластического течения лед вдоль плоскости среза, по-видимому, частично плавится. При последующем замерзании он образует чистый, лишенный воздушных включений «хрустальный» лед. Последний чередуется со льдом, несущим большое количество обломочных частиц, и мутным белым льдом, в который мигрировали воздушные включения при таянии. Эта полосчатость, напоминающая слоеный пирог, хорошо выражена также в основании многих горных ледников.

Итак, мореносодержащий лед — важная составная часть ледников, и без его специального изучения невозможно понять, как ледники разрушают горы, выяснить происхождение многих специфических форм рельефа, которые встречаются в областях, ныне свободных от льда.

Роль ледников в разрушении гор

Самые характерные черты рельефа высокогорья — остроконечные гребни и вершины, огромные циркообразные углубления на склонах, корытообразные долины со скоплениями камней на их днищах, скалы, иссеченные рубцами и ссадинами. Встречая столь необычные образования на значительном удалении от современных ледников, конечно, трудно сразу догадаться, что это следы более обширного древнего оледенения. Не одно поколение ученых кропотливо изучают их распространение и строение, что в совокупности дает представление о размерах былых оледенений и роли ледников в разрушении гор.

Установлено, что движущийся лед в одних случаях может разрушать поверхность горных пород, а в других, напротив, сгружать огромные массы камней. Соответственно принято различать формы рельефа, возникшие в результате ледниковой эрозии и связанные с отложением ледниками каменного материла.

Экзарационные формы рельефа имеют разные размеры — от гигантских ледниковых долин (трогов) и углублений на склонах гор (каров), некогда вмещавших ледниковые тела, до небольших штрихов, выемок, рытвин и борозд на поверхности скал и даже отдельных камней.

Значительные участки скал вблизи современных ледников выглядят как сплошь отполированные льдом. Впервые на такие участки обратил внимание Л. Агассис в 1840 г., высказав правильное предположение об активной рельефообразующей роли движущегося льда. Следы механического воздействия ледников на ложе детально освещены в классическом труде П. А. Кропоткина «Исследования о ледниковом периоде».

Какой вид имеют отдельные формы ледниковой абразии? Обычно ледниковые штрихи отличаются небольшими размерами и крайне редко превышают 1 м в длину. Они встречаются на горизонтальных, вертикальных и наклонных поверхностях, ориентированных как по направлению движения льда, так и вкрест ему. Иногда штрихи начинаются и постепенно углубляются, но могут быть и резко очерченными на всем протяжении. Глубина штрихов различна: более крупные напоминают шрамы, или борозды, более мелкие — царапины.

Упоминавшиеся поверхности, внешне как будто гладко отполированные, на самом деле покрыты системой бесчисленных царапин, часть которых видна только под микроскопом. Естественно, степень полировки должна соответствовать размерам абрадирующих обломков. Наибольший эффект создает тонкий глинистый и алевритовый материал — ледниковая мука. Поверхности, отпрепарированные этим материалом, выглядят как отглянцованные.

Исследователь XIX в. Мартин писал: «Природа пользовалась здесь теми же приемами, которые применяем мы в технике при отделке металлов и камней: поверхность последних натирается шлифовальным порошком и приобретает гладкость и блеск благодаря отражению света от многочисленных невидимых глазу царапин. Скопления галек, песка и ила на дне ледника представляют собой такой шлифовальный порошок, подстилающая их порода заменяет поверхность металла, а ледник, двигающий камни и песок и давящий на них, является как бы рукой полировщика»[3].

Полированные скалы подвергаются выветриванию и недолго сохраняют свой свежий облик. Их возраст обычно не превышает 15—20 тыс. лет, что отвечает самым последним этапам ледниковой истории.

Мелкие царапины, по-видимому, образуются частицами песка и алеврита, в создании штрихов и борозд участвуют крупные валуны. Поскольку лед обладает меньшей прочностью, чем скальное ложе, ясно, что абрадирующие частицы, скорее всего, не просто вморожены в лед, а прижаты к ложу более крупными валунами. При скольжении ледника эти частицы врезаются в ложе на несколько миллиметров. Так, в Альпах X. Карол обнаружил в туннеле под ледником Обер-Гриндевальд штрихи глубиной 4 мм. П. Вейре во время подвижки другого ледника Боссон видел, как валуны, вмерзшие в основание ледника, штриховали ложе. В отдельных местах при этом появились настоящие шрамы длиной до 40 см, шириной до 1—2 см и глубиной до 3,5 мм. В боковой расщелине на леднике Конурленг на Тянь-Шане мы наблюдали и более крупные штрихи, врезанные в мраморную плиту на глубину до 6 мм.

Иногда при движении ледника режущие обломки не просто скользят по ложу, а испытывают дополнительное вращение. При этом в контакт с ложем вступают новые грани камней, и в результате возникает сложная система штриховки. Довольно непросто ответить также и на вопрос о происхождении крупных борозд, длина которых в областях древних покровных оледенений иногда исчисляется километрами, а глубина — десятками метров. Конечно, даже крупные долинные ледники не вырабатывают такие гигантские борозды. Однако в горах довольно часто встречаются продольные выемки длиной по нескольку десятков метров и глубиной до 0,5 м. Не исключено, что такие борозды маркируют преобладающие пути разноса крупных валунов и указывают направление движения древних ледников. Надо, впрочем, заметить, что с формами ледниковой штриховки могут иметь сходство штрихи, возникающие во время прохождения селей, снежных лавин и т. д. Направление штриховки часто меняется в связи с особенностями подледникового рельефа, например когда лед преодолевает скальные выступы.

Давно было отмечено, что если на поверхности мелкозернистых пород штриховка и полировка, выработанные ледником, достаточно четки, то на поверхности грубозернистых пород они менее ясно выражены, но зато там чаще сохраняются ледниковые выбоины. Со времен исследований Т. Чемберлена (1883 г.) различают выемки в форме полумесяца, выбоины с выпуклостью, обращенной против движения льда, и борозды движения, возникающие при вращательном движении обломков.

Существуют и более новые классификации ледниковых выбоин. Р. Даль, работавший в горах Северной Норвегии, предложил выделять: 1) ложбинки, ориентированные по направлению движения льда, глубиной до 0,5 м, с острыми краями и крутыми бортами, встречающиеся вместе со штриховкой; 2) борозды на крутых плоских поверхностях со сглаженными бортами; 3) серповидные выемки (не всегда строго симметричной формы), развитые на плоских поверхностях и склонах, нередко в сочетании с мелкими штрихами; 4) овальные ямки и котлы.

Конечно, в образовании некоторых микроформ могли принимать участие подледниковые потоки талых вод. Прежде всего сложно определить генезис серповидных выемок, выраженных на поверхности прочных кристаллических пород в районах, освободившихся от льда. Такие формы можно обнаружить на отвесных скалах и на горизонтальных площадках, причем выемки ориентированы так, что их наибольшие углубления расположены к леднику ближе, чем менее глубокие части. Обычные размеры серповидных форм колеблются от 1 до 10 м в длину и не превышают 5—6 м в ширину, однако бывают и гораздо меньше. Нередко серповидные формы буквально испещряют поверхности курчавых скал. Тем не менее, большинство исследователей считают, что в появлении данных форм ведущая роль принадлежит абразии ложа обломками, включенными в мореносодержащий лед.

С действием другого механизма экварации связано происхождение так называемых поверхностей выпахивания, которые часто встречаются в горных районах. Здесь от ложа отторгаются целые каменные глыбы. С выпахиванием связывают образование углублений на склонах долин, а также выработку их ступенчатого продольного профиля. Правда, не исключено, что часть поверхностей выпахивания, имеющих более или менее выраженное линейное простирание, сформирована потоками талых вод. Циркулируя под ледниковыми, они, несомненно, могут стать мощным фактором эрозии, хотя точная диагностика происхождения возникающих при этом форм далеко не всегда однозначна, поскольку различить влияние вод и собственно льда иногда довольно трудно.

Совместное воздействие обоих процессов экзарации может привести к созданию специфических форм рельефа — бараньих лбов (название было дано в 1787 г. О. Соссюром за сходство с париками того времени, напоминавшими бараньи головы). Действительно, бараньи лбы имеют гладкий пологий склон, ориентированный по направлению движения льда, и крутой противоположный. В образовании пологого склона, сплошь покрытого штриховкой, ведущую роль играла абразия, крутой склон испытал преимущественное воздействие выпахивания.

По современным представлениям, наряду с абразией на склоне лба, обращенном к леднику, происходило частичное плавление льда. Образующаяся пленка воды отжималась на крутой склон, где в условиях меньшего давления замерзала. Этот процесс стимулировал растрескивание скального основания, облегчая его выпахивание. Данную точку зрения подтверждают находки прослоев режеляционного льда на подветренных склонах бараньих лбов в подледниковых туннелях. На примере бараньих лбов можно выяснить относительную роль процессов выпахивания и абразии в разрушении гор. Р. Флинт, изучив распределение плоскостей отдельностей одного из бараньих лбов, установил, что эти плоскости в основном параллельны современной поверхности, обращенной к наступавшему леднику, а на противоположном склоне они круто срезаются. Отсюда ясно, что за счет выпахивания удаляется значительно больший объем породы, чем в результате абразии.

Отметим, что описанные формы экзарации накладываются на более крупные элементы ледникового рельефа.

К наиболее легко различимым следам оледенения, безусловно, относятся ледниковые долины — троги. Крупные троги на Кавказе, Памире, Тянь-Шане, в Скандинавии, Альпах и в других районах вырыты на глубину многих сотен метров, что свидетельствует о колоссальной экзарационной способности горных ледников. Для образования трогов необходимо, чтобы громадные массы льда спускались по довольно крутым склонам на значительные расстояния. Особенно величественные троги возникали на приморских склонах гор, принимающих влагонесущие потоки воздуха, где ледники отличались высокими скоростями движения. Наиболее благоприятные условия для образования глубоких трогов существовали во время плейстоценовых оледенений в Норвегии, Шотландии, Британской Колумбии, Чили и на Южном острове Новой Зеландии.

Существует представление, что троги заложены в доледниковых речных долинах. Конфигурация этой речной сети, в свою очередь, во многом предопределялась древними тектоническими разломами. Формирование трогов было длительным процессом, в котором участвовали разные рельефообразующие агенты. Поэтому, хотя вклад ледников в полигенетический процесс немаловажен, попытки оценить масштабы экзарации по размерам трогов вряд ли правомочны.

Для трогов характерны специфические поперечные и продольные профили. Поперечные имеют U-образную форму. Склоны трогов очень крутые и местами почти отвесные. С другой стороны, днища трогов более плоские, чем у обычных V-образных речных долин, за счет накопления больших масс ледниковых отложений.

Предпринимались отдельные попытки точно определить геометрическую форму трогов. По расчетам X. Свенссона, в поперечнике она приближается к параболе, которая имеет вид y = 0,000402∙x2,046, где y — высота, x — расстояние от центра долины.

Трансформация V-образных доледниковых долин в U-образные троги происходила путем последовательного разрушения бортов долин. Процесс сопровождался и дифференцированным переуглублением долин, что отразилось на форме их продольных профилей — котловины чередуются со скальными уступами. Такие участки трогов иногда называют ледниковыми лестницами. Существует немало версий относительно их происхождения. Наиболее убедительно объяснение, связывающее скорость экзарации с прочностью коренных пород. Например, ступени классической ледниковой лестницы в Иосемитской долине в США выработаны в прочных породах, а перепады между ступенями — в более трещиноватых и потому менее прочных породах.

Очень часто ледники, выходя на предгорные равнины, выкапывали мульдообразные углубления, которые впоследствии, после таяния ледников, заполнялись водой. Система таких озер окаймляет предгорья Альп, среди них хорошо известны Женевское, Невшательское, Боденское, Комо, Гарда, Лаго-Маджоре и др. Максимальные глубины их достигают нескольких сот метров, что свидетельствует о высокой экзарационной способности ледников. Однако если учесть, что эти озера вытянуты в длину на десятки километров, то их глубина, составляющая 1/100—1/200 длины, окажется не слишком значительной. Такие же озера, переуглубленные ледниками, встречаются на Кавказе, Алтае, в Саянах и в других горных странах.

Хорошо известно, что в обычной речной системе притоки впадают в главную долину на одном уровне с главной рекой. Если такая речная сеть заполняется ледниками, то главная долина вследствие большого объема льда будет углубляться интенсивнее, чем боковые долины. После отступания ледников притоки оказываются выше главного русла и перед впадением в основную долину круто обрываются, образуя грандиозные каскады водопадов. Высота уступов при этом может исчисляться многими сотнями метров.

Такие долины, расположенные выше главного русла, получили название висячих. Они широко распространены во многих горно-ледниковых районах. Проезжая по горной дороге в верховьях реки Черек Безенгийский, по обе стороны можно увидеть лишь крутые отвесные уступы, с которых местами низвергаются водопады. Именно здесь к основному трогу подходят незаметные снизу висячие боковые долины, в верховьях которых еще сохранились небольшие леднички. И теперь даже трудно представить, что еще недавно долина реки Черек Безенгийский была занята мощным ледником, который принимал разветвленную сеть ледников-притоков. Это был один из многих дендритовых ледников, существовавших на Кавказе в ледниковую эпоху. К настоящему времени в результате деградации оледенения ледники данного морфологического типа распались на множество мелких ледников более простых типов.

Еще один эффект экзарации проявляется в том, что ниже слияния двух крупных долин, как правило, трог углубляется и расширяется. Все приведенные примеры наглядно иллюстрируют зависимость эффективности экзарации от мощности льда.

Особо следует отметить, что под влиянием оледенения в горах происходила перестройка речной сети. Существует даже особый термин «ледниковый перехват». Суть явления заключалась в том, что лед, не умещаясь в какой-либо одной долине, перетекал в соседнюю. В рельефе такие ложбины стока льда не всегда четко выражены. Однако убедительные аргументы в пользу существования ледниковых перехватов дало изучение состава камней на поверхности междуречий и долин. В ряде случаев было четко доказано, что ледниковые перехваты осуществлялись и в местах современных водоразделов. Например, на Скандинавском и Швейцарском нагорьях, а также на Центральном Кавказе обнаружены обломки пород северного макросклона в моренах Сванетии. Рассматриваемый путь исследования в целом позволяет реконструировать конфигурацию и мощность ледников прошлого, установить положение ледоразделов, которые отнюдь не всегда совпадали с современными водоразделами. В областях сетчатого оледенения, в частности на Шпицбергене, состав валунов в моренах мы использовали как индикатор положения современных ледоразделов.

Троги принадлежат к широко распространенным формам ледникового рельефа и отличаются определенным набором морфологических признаков. По особенностям строения можно выделить несколько категорий трогов. Наиболее известна классификация, предложенная английским геоморфологом Д. Линтоном.

Прежде всего выделяются троги альпийского типа, унаследованные от доледниковых речных долин. Они широко развиты на Кавказе и Памире. Отличительной их чертой является то, что они начинаются от расположенных выше ледосборов, которые состоят из одного или нескольких цирков.

К исландскому типу относятся троги выводных ледников, идущие от ледниковых шапок, расположенных на плато. Сток льда осуществляется через крутые ледопады, в верховьях долин, обрамляющих плато. Таковы многие троги Исландии, Западной Норвегии и Центрального Тянь-Шаня.

Еще один тип трогов связан с упоминавшимися выше явлениями ледникового перехвата. Подобные троги, не освоенные современной речной сетью, были пробиты ледниками на междуречьях и в боковых хребтах на юге Скандинавского и Шотландского нагорий, на Южном острове Новой Зеландии, а в нашей стране мы их наблюдали на Тянь-Шане.

Кроме того, Д. Линтон отмечал обращенные троги в тех случаях, когда лед двигался по долине в направлении, противоположном уклону доледниковой поверхности. Это происходило при движении потоков льда от равнин в горы во время плейстоценовых оледенений. Троги данного типа обнаружены в низких горах Шотландии, Скандинавии и Шпицбергена.

Рис. 10. Согне-фьорд

а — плановая конфигурация, стрелками показаны направления ледниковой штриховки: б — продольный профиль; на оси абсцисс — расстояние от вершины фьорда (км), на оси ординат — глубины (м)

В Норвегии, Шотландии, Чили и Новой Зеландии ледники во время оледенений прошлого непосредственно спускались в море, ныне это можно наблюдать на Новой Земле, Шпицбергене и Аляске. Здесь троги отчасти затоплены морем и превратились в узкие извилистые заливы — фьорды, глубоко расчленяющие сушу. Из скандинавских фьордов на заре средневековья устремлялись в дальние плавания парусные суда и ладьи викингов. Не потому ли само слово «фьорд», как предполагает основоположник их изучения Дж. Грегори, в переводе означает «белый парус».

Некоторые из фьордов достигают в длину более 100 км (известный Согне-фьорд в Норвегии — 187 км) и отличаются значительными глубинами (рис. 10). Как правило, самые длинные фьорды наиболее глубокие (Согне-фьорд имеет максимальную глубину 1370 м, но в Антарктиде есть еще глубже — Вандер-фьорд — 2287 м). Конечно, далеко не все фьорды столь велики, В Норвегии, на Шпицбергене и Лабрадоре длина их в основном всего лишь около 20 км, ширина в среднем 2—4 км.

Часто фьорды образуют довольно сложные ветвистые системы. Одна из них, например, находится на юго-востоке Чукотского полуострова, где пересекаются фьорды различного направления. Самый длинный фьорд этого района — бухта Провидения — почти 40 км. Не менее сложна система фьордов на северо-западе Кольского полуострова. Там расположен один из крупнейших фьордов нашей страны — Кольский залив (длина свыше 70 км, глубина около 300 м).

Обильны и разнообразны фьорды на Новой Земле. Вот как описывал их известный полярный исследователь В. А. Русанов: «Машигина губа — один из самых красивых заливов Новой Земли. Широкий вход в нее обрамлен живописными, ярко-зелеными хлоритовыми сланцами, выточенными волнами и превращенными в пирамиды, колоннады, арки и т. д. Посредине залива гордо высится крупная зубчатая стена из зеленовато-желтых конгломератов. Этот горный кряж одним прямым и смелым взмахом пересекает губу с юга на север, оставляя посредине лишь узкий и очень глубокий проход, некогда прорезанный древними ледниками и теперь занятый морем»[4].

Интересно отметить, что пролив Маточкин Шар длиной около 125 км между островами Новой Земли тоже, по сути дела, представляет, собой два фьорда, соединившиеся своими верховьями.

Для продольных профилей фьордов характерна ступенчатость, и у выхода в море четко выражен мелководный порог — ригель (в Согне-фьорде там глубины менее 200 м), а за ригелем в открытом море глубины снова резко возрастают (у того же Согне-фьорда сразу за ригелем глубины достигают 1100 м).

Происхождение фьордов до сих пор является предметом оживленных споров. Существует точка зрения, что они заложены вдоль крупных тектонических разломов, которые были унаследованы речными долинами, а в плейстоцене заняты ледниками. Однако роль каждого из этих факторов в создании фьордов оценивается неоднозначно. Заметим, однако, что большая группа исследователей полагают, что ледникам принадлежит ведущая роль в создании фьордов. При этом допускается, что мощные долинные ледники могли углублять свое ложе значительно ниже уровня моря. Действительно, простой расчет показывает, что при плотности льда 0,9 г/см^3 ложе ледника мощностью более 1000 м может располагаться на глубине 900 м ниже уровня моря. При меньшей мощности ледника его конец оказывается на плаву и экзарация ложа, конечно, не происходит.

Среди форм ледниковой морфоскульптуры особого внимания заслуживают кары, или цирки. Они — одно из наиболее ярких проявлений ледниковой эрозии и в идеальном случае представляют собой кресловидные ниши на склонах гор, частично обрамленные крутыми уступами и иногда вмещающие небольшое озеро или ледник. Задние стенки каров могут достигать больших высот и часто увенчаны острыми вершинами.

Хотя кары распространены только в областях современного и древнего оледенения, длительное время их экзарационное происхождение ставилось под сомнение. Обычно исследователи ссылались на возможность участия текучих вод и оползневых процессов в образовании этих форм. После детальных геоморфологических исследований выявилась несостоятельность подобных суждений: хотя в природе действительно встречаются так называемые псевдокары, связанные с оползневыми процессами, но морфологически их довольно легко отличить от подлинных ледниковых каров.

По строению и размерам кары весьма разнообразны. Иногда это небольшие углубления на склонах поперечником всего несколько десятков метров, но встречаются и гигантские кары. Так, кар Уолкот на горе Листер (Антарктида) достигает в ширину 16 км, а высота его задней стенки составляет 3 км. Восточный кар на Эвересте имеет в поперечнике 4 км, а его высота 2,8 км.

Размеры каров зависят от нескольких факторов, включая прежде всего устойчивость пород по отношению к экзарации. Установлено, что в метаморфических породах кары лучше выражены, чем в осадочных. Кроме того, на размеры каров влияет и общая высота гор (например, на Центральном Кавказе кары гораздо крупнее, чем в Карпатах).

Давно замечено, что в северном полушарии кары крупнее, чем в южном. В умеренных широтах северного полушария большинство из них обращено к северу и востоку. Аналогичная закономерность обнаружена и для современных каровых ледников, даже в тех районах, где влагоперенос осуществляется западными ветрами. В этом случае сильно воздействует на ориентацию каров интенсивный перенос снега на подветренные склоны гор. В южном полушарии крупнейшие кары обращены к югу и юго-востоку.

Для сформировавшихся каров характерны следующие условия: они должны располагаться на значительном расстоянии друг от друга и быть выработанными предпочтительно в однотипных породах, чтобы текстурные различия не влияли на их форму.

У развитого кара выделяются четыре особенности строения: задние и боковые стены крутые и обычно раздробленные; ригель носит следы сглаживания и полировки; на контакте задней стенки кара и котловины выражен выступ коренных пород; этот выступ выпуклый и раздробленный. Соотношение между длиной сформировавшегося кара и высотой его задней стенки примерно 3:1.

Котловине кара присуща овальная форма. Она окружена крутыми склонами, которые смыкаются в низком ригеле, часто перекрытом моренным валом, подпруживающим небольшое озеро. Кары могут быть выработаны в различных породах, но лучше всего они выражены в кварцитах и гнейсах. Геологическое строение слабо влияет на форму и размер каров, хотя последние нередко приурочены к структурно ослабленным зонам.

Как и троги, кары наследуют древние эрозионные формы, причем на начальные стадии образования каров сильно воздействует нивация. По мере расширения каров и отступания их задних стенок формируются острые вершины и гребни, типичные для зрелого альпинотипного рельефа. В том случае, когда кары расположены на разных сторонах вершины, на пересечении их задних стенок образуются характерные пирамидальные, чаще всего трехгранные, но иногда и четырехгранные пики, которые А. Пенк в 1909 г. предложил называть карлингами. Ярким примером карлингов является хорошо известная альпинистам пирамидальная гора Маттерхорн в Альпах. На очень зрелой стадии в результате прорыва гребней гор образовывались перевалы, по которым лед перетекал из одного кара в другой.

Высота днищ каров тесно связана с высотой границы питания ледников. На современных каровых ледниках эта граница расположена на 3/5 расстояния между высотами нижней и верхней частей ледников. Данная зависимость очень четко выражена и может быть использована для реконструкции положения границы питания ледника во время формирования кара.

Так, например, Дж. Эндрюс установил, что в прибрежных районах Лабрадора во время последнего оледенения указанная граница располагалась на 240 м ниже современной, и подсчитал, что с тех пор средние летние температуры воздуха повысились на 6° С. В высокогорных районах депрессия границы питания ледников во время последнего оледенения была более значительной. Так, в Скалистых горах на западе США днища каров расположены на высоте 3000 м над уровнем моря, тогда как сейчас граница питания ледников поднята до 4200 м.

Поскольку во время многочисленных оледенений в горах граница питания ледников находилась на разных гипсометрических уровнях, кары могли формироваться на разных высотах. Действительно, очень часто на склонах гор кары расположены один над другим. В крупные кары врезаются маленькие, образуя каровую лестницу.

После того как связь каров с ледниковыми процессами перестала вызывать споры, ученые стали уделять больше внимания конкретным механизмам их образования. Одно время наиболее убедительной казалась возможность формирования каров за счет морозного выветривания пород в трещинах, обрамляющих ледосборы, — бергшрундах. Теоретически предполагалось, что в этих трещинах на контакте ледника с коренными породами происходит периодическое таяние—замерзание просачивающейся сверху воды.

Можно представить себе, с какими трудностями столкнулись исследователи, поставившие перед собой цель — проверить это предположение. В. Джонсон провел наблюдения в бергшрунде на северном склоне горы Лайель в Сьерра-Неваде. Ему удалось спуститься до глубины 45 м. В нижних 6—10 м он наблюдал с одной стороны полости коренные породы, с другой — заднюю стенку ледника, причем иногда эти поверхности смыкались. Во многих местах неровная трещиноватая скальная поверхность была покрыта ледяными сосульками, что подкрепило мнение о большой роли морозного выветривания в формировании каров.

Однако после детальных наблюдений выяснилось, что в этих трещинах не происходит крупных и резких колебаний температуры, которые способствовали бы чередованию таяния и замерзания. Напротив, во всех бергшрундах проникающие с поверхности ледника талые воды примерзают к задней стенке кара и, покрывая ее ледяной коркой, предохраняют от выветривания.

Гораздо большей популярностью пользуется гипотеза эрозионного происхождения каров под влиянием вращательного скольжения каровых ледников. Причиной такого движения является то, что основная масса снега накапливается в верхней части ледника под задней стенкой кара, а конец ледника испытывает значительные потери льда в результате абляции. Все это делает поверхность ледника чрезмерно крутой и предопределяет вращение как главный механизм для восстановления равновесия между верхней и нижней частями ледника.

Эта теория подтверждается в основном результатами изучения слоистости в каровых ледниках. Ленты льда образуются вследствие годовой аккумуляции снега. Во время движения льда они слегка деформируются, но, выходя на поверхность ледника в области абляции, приобретают вид кривых, почти параллельных задней стопке. Детальные наблюдения в искусственных туннелях в некоторых каровых ледниках показали, что эти слои имеют синклинальную форму. Причем максимальные углы наклона (около 40°) приурочены к средним частям ледников, что может быть связано с их поворотом.

Наблюдения в искусственно вырытом туннеле позволили Дж. Мак-Коллу установить, что скорости движения каровых ледников меняются от 10 мм/сут в центральных частях до 1 мм/сут у концов (рис. 11). Подсчитано, что около 90% движения каровых ледников связано со скольжением по ложу. В результате скольжения ложе абрадируется включенными в придонные слои льда камнями. Действительно, основные морфологические элементы недавно освободившихся от льда каров и их стенок часто имеют вид сглаженных и отполированных поверхностей.

Наряду с абрадирующим воздействием ледника многие исследователи большое значение придают механизму выламывания глыб льдом. Вероятно, именно с этим механизмом преимущественно и связан неровный характер днищ и задних стенок каров.

Вместе с экзарационными формами нередко встречаются и так называемые исполиновы котлы — воронки, которые могут достигать в поперечнике до 16 м при глубине до 20 м. Они отличаются более или менее выраженной округлой или овальной формой сечения, причем по бортам их прослеживаются многочисленные выступы и вмятины, ориентированные параллельно внешнему краю.

Рис. 11. Схема строения карового ледника

а — поперечный профиль; б — движение; 1 — изотахи от 0,5 до 0,9 см/сут; 2 — изотахи менее 0,5 и более 0,9 см/сут; 3 — линии тока льда

Норвежский географ Ю. Ессинг считает, что происхождение исполиновых котлов объясняется главным образом разрушительным воздействием мореносодержащего льда, перегруженного каменными обломками. Тем не менее ряд исследователей в этом процессе приписывают решающую роль работе талых вод. Это мнение, как нам кажется, не лишено оснований, поскольку легко представить, что такие формы могли быть выработаны мощными потоками талых вод, низвергавшимися в трещины и колодцы подо льдом. Зато нет никаких сомнений по поводу образования маргинальных ложбин стока, которые и сейчас вырабатываются талыми ледниковыми водами вдоль бортов ледников. Нередко они формируются за рекордно короткий срок. Так, у края ледника Хидден на Аляске за три года образовалось русло глубиной 3 м на протяжении 1,6 км.

Рассмотренные формы рельефа дают представление о многообразных проявлениях ледниковой эрозии. Троги, кары, висячие долины, ледниковые лестницы накладывают яркий отпечаток на высокогорные ландшафты, придавая им неповторимость и привлекательность.

Следы былых ледников

Ледниково-аккумулятивные образования в горах встречаются гораздо реже, чем описанные выше грандиозные троги, кары, ригели и другие проявления экзарации. Это объясняется тем, что следы ледниковой аккумуляции — морены — быстро разрушаются, сохраняясь лишь на некоторых участках долин, преимущественно ближе к концам современных ледников. Кроме того, во многих случаях морены погребены под осыпями и обвалами. Заметим, что сам термин «морена», введенный в гляциологию еще в XVIII в. О. Соссюром, имеет довольно широкую трактовку, поскольку охватывает как формы рельефа ледникового происхождения, так и отложения, существующие на самих ледниках и вне их пределов.

Первые исследователи гор обращали внимание на скопления крупных камней на днищах долин, представляющих собой то гряды в виде подков, то системы холмов, очень похожих на те, которые образуются у концов современных ледников. Отсюда возникло предположение, что подобные формы рельефа являются древними конечными моренами, маркирующими прежние положения концов ледников.

Более выровненные участки между конечными моренами с поверхности иногда тоже сложены ледниковым материалом. Как выяснилось в результате геофизических исследований, эти морены имеют огромные мощности, исчисляемые сотнями метров, и заполняют днища трогов (правда, в составе таких толщ присутствуют также водно-ледниковые и осыпные отложения). Самые верхние горизонты морен, отвечающие молодым этапам ледниковой истории, вскрываются в обнажениях по берегам рек и становятся доступными для непосредственного обследования.

Конкретное изучение морен имеет принципиальное значение, поскольку позволяет решить давний спор о геологической деятельности горных ледников.

Еще в конце прошлого века с утверждениями о пассивном характере воздействия ледников на ложе выступали Ж. Люка, А. Гейм, А. Пенк и другие исследователи, которых называли консервационистами, или протекционистами. Эти представления в нашей стране развивали К. К. Марков, Н. П. Костенко и др. Они считали, что основная масса обломочного материала, слагающего морены, образовалась из продуктов выветривания бортов трогов и каров, а роль ледника в процессе формирования морен сводится к пассивному перемещению этих обломков вниз по долинам.

Надо сказать, что в основе подобных взглядов лежали реальные наблюдения. Любой исследователь, подходя к горному леднику, поражается обилию камней на его поверхности. Отдельные ледники могут быть настолько сильно замусорены камнями, что льда почти не видно. Масса остроугольных обломков постоянно ссыпается к подножию ледника, что создает впечатление, будто морены накапливаются именно таким способом.

Однако взгляды консервационистов никогда не разделились гляциологами, изучавшими физику ледников. В трудах Тиндаля, Гесса, Финстервальдера, Люцерны, Хоббса неизменно приводились веские аргументы в пользу активного воздействия ледников на подстилающие породы. А. Гесс даже высказывал предположение, что каждой стадии последнего оледенения соответствует самостоятельная система эрозионных и аккумулятивных форм.

В самой дискуссии о геологической деятельности ледников упускалось одно важное обстоятельство. Морены рассматривались с геоморфологических позиций без должного учета их состава и строения. Между тем богатый арсенал аналитических методов, используемый в современной литологии, вполне пригоден и для изучения каменного материала ледников. При этом особенно важно провести сравнительный литологический анализ обломочного материала, перемещаемого на поверхности и у ложа ледников, с материалом отложенных морен.

В составе и строении морен, несомненно, зашифрована информация о многих важных ледниковых процессах, и задача сводится к тому, чтобы получить ее. Часть анализов можно выполнить непосредственно на ледниках, для других требуется лабораторная база. Обычно стараются использовать комплекс методов, что обеспечивает взаимоконтроль итоговой информации и повышает достоверность интерпретации.

При изучении морен особый интерес вызывают содержащиеся в них глыбы и валуны. В горных районах морены буквально набиты крупнообломочным материалом. Он слагает не только моренные холмы и гряды, но и усеивает волнистые моренные равнины. По петрографическому составу эти крупные камни резко отличаются от местных коренных пород и потому названы «эрратическими» (от латинского слова errata — ошибка). Происхождение таких камней, достигающих порой огромных размеров и удаленных на десятки километров от мест коренного залегания, долгое время было предметом ожесточенных научных споров, пока не выяснилось, что ледники обладают недюжинной транспортирующей способностью.

Колоссальные размеры эрратических валунов подчас поражают воображение. В Швейцарии между селениями Эрленбах и Ветцвейль находится огромная глыба объемом свыше 2000 м^3, именуемая Плуг-камень. На склоне холма над Невшательским озером выделяется гигантский обломок гнейсовой скалы объемом свыше 1000 м^3, известный под названием «Стопа-камень». Он тоже был принесен ледником. Однако подлинным великаном среди эрратических камней является глыба известняка объемом свыше 5000 м^3, расположенная на холме у селения Бекс в долине Роны.

Проработав ряд лет на Центральном Кавказе, мы также видели гигантские эрратические валуны. Среди них прежде всего выделяется Ермоловский камень, лежащий в русле Терека при его выходе из Дарьяльского ущелья. Длина камня превышает 28 м, а высота около 17 м, т. е. по своим размерам он вполне может конкурировать с вышеупомянутыми альпийскими гигантами.

Валуны сильно затрудняют сельскохозяйственное освоение горных стран. Чтобы расчистить землю под поля и луга, жители гор веками собирали рассеянные по поверхности камни и складывали их в огромные кучи. Однако самые крупные глыбы, конечно, невозможно передвинуть даже с помощью современной техники. Поэтому нередко забитые ими участки использовались для застройки. Например, одно из поселений в верховьях Хевсурской Арагви целиком построено на каменистой морене. Там мы побывали в доме, стена которого представляла собой отполированную ледником грань гигантского валуна.

Нередко эрратические глыбы использовались под фундаменты для башен, замков и культовых зданий, а из небольших валунов возводились стены. На Кавказе с такими сооружениями можно познакомиться в Сванетии, Осетии, Балкарии и других районах.

Гигантские камни, оставленные ледниками прошлого, представляют собой уникальные памятники природы, гармонично вписывающиеся в ландшафт гор. В настоящее время ученые обсуждают вопрос об учете и охране этих достопримечательностей и в ряде стран уже составляются специальные каталоги крупных эрратических валунов. Например, по инициативе грузинских географов такая работа ведется на Кавказе.

Изучение вещественного состава крупных обломков из морен позволяет точно установить места их отрыва, выяснить способы поступления в ледники и проследить пути переноса камней. Без этих данных невозможно реконструировать динамику и особенности геологической деятельности ледников прошлого.

Необходимо отметить, что по распространению эрратических валунов были первоначально выделены контуры древних оледенений. Швейцарский геолог Э. Фавр, работавший на Кавказе в 70-х годах прошлого века, обнаружил скопления обломков пород осевой зоны Главного хребта в долинах Сванетии и на этом основании сделал принципиально важное заключение о значительном распространении древних ледников.

Понятно, что изучение одного камня не может быть основой для серьезных выводов. Обычно в каждой точке наблюдений определяется состав 100, 200 и даже 300 камней с последующей статистической обработкой результатов. Полученные данные необходимо сопоставить с материалами геологического картирования. Однако часто эти материалы, имеющие стратиграфическую направленность, не вполне удовлетворяют гляциологов, заинтересованных в выделении петрографических зон. В таких случаях приходится дополнительно обследовать труднодоступные участки скального обрамления ледников.

В моренах, кроме крупных камней, встречается также немало мелких частиц. Для их изучения привлекаются минералогические методы. Анализам в основном подвергаются песчаные и алевритовые фракции, но интересную информацию можно извлечь и при изучении топкодисперсной составляющей — глинистых минералов. Анализ лесков и алевритов проводится под бинокулярным микроскопом, тогда как для исследования глинистых минералов необходимы рентгеновские установки. Обычно результаты минералогических анализов существенно дополняют данные по крупным камням, но при их интерпретации требуется глубокое знание питающих минералогических провинций.

Уже в первоначальных описаниях морен фиксируется их цвет: серая, бурая, желтая и т. п. Однако точно определять цвет морен научились относительно недавно с помощью специальных приборов — фотометров. В экспедиционных условиях для этого можно использовать специальные альбомы. Из морены отсеиваются частицы размером менее 0,1 мм, и их цвет сравнивается со шкалой альбома. Надо заметить, что изучение цвета не только дополняет данные вещественного состава, но и проливает свет на обстановки отложения каменного материала.

Изучение вещественного состава и цвета морен является фундаментом литологического анализа, но эти методы имеют и свои ограничения, главным образом из-за сложности геологического строения гор. В результате не всегда удается сопоставить между собой вещественный состав морен, расположенных даже в соседних долинах. Наилучшие возможности для анализа состава морен открываются в тех случаях, когда ледник пересекает несколько разнородных геологических структур. Напротив, наименее ценная информация извлекается при однородном геологическом строении трога (на Кавказе, например, есть троги, целиком заложенные в глинистых сланцах).

Надо сказать, что вещественный состав морен не говорит о том, как разрушается ледниковое ложе, перемещаются и в дальнейшем откладываются обломки в ледниках. Здесь на помощь исследователю приходят структурные методы, характеризующие внешние признаки материала морен: размеры и форму частиц, характер их поверхности и количественное соотношение отдельных компонентов.

Набор структурных методов довольно широк. Остановимся лишь на некоторых из них. Хорошие результаты для выявления условий формирования морен дает гранулометрический анализ. Давно известно, что морены состоят из частиц разной размерности, но важно знать их соотношение. Даже просеивание на простых ситах без последующего взвешивания убеждает, что мелкозем горных морен в основном состоит из гравия и песка, тогда как более тонких частиц мало. Отсюда можно сделать вывод, что в горных ледниках моренный материал в большей степени образуется за счет дробления пород ложа, чем за счет их истирания. Однако для более обоснованных заключений требуется тщательное изучение гранулометрических спектров морен на массовом материале.

Еще более простой, но довольно эффективный метод заключается в измерении формы камней. Массовые замеры осей обломков с последующей статистической обработкой данных открывают путь для познания гляциологических обстановок. В этой связи интересно заметить, что валуны, испытавшие ледниковую обработку, по форме сходны с кристаллами льда в придонных слоях ледников. Изучая камни, особое внимание следует уделять таким специфическим следам пребывания в движущемся льду, как штрихи, борозды, шрамы, сколы. Нередко камни в моренах имеют четкую форму утюга. Учет числа их тоже может стать источником важной информации.

Было бы неверно сводить структурные методы только к простым измерениям. Применение электронной микроскопии позволило обнаружить мельчайшие проявления ледниковой обработки на поверхности кварцевых и гранатовых зерен. Выяснилось также, что зерна минералов в моренах имеют определенную упорядоченность и развернуты длинными осями по направлению движения льда в ледниках. Однако такой микроскопический анализ шлифов из монолитов моренного мелкозема скорее относится к текстурным исследованиям.

Массовые данные по текстуре морен можно получить путем анализа ориентировки удлиненных обломков прямо в экспедиции. На горизонтальных площадках в глубоких шурфах отыскивают камни, у которых длина не менее чем вдвое превышает ширину. Сами замеры ориентировки осуществляются с помощью горного компаса по семи параметрам, а результаты представляются на циклограммах, точно передающих положение обломков в пространстве.

То, что камни в моренах распределены не случайно, было известно еще в конце прошлого века. Накопленные к настоящему времени массовые данные показали, что удлиненные обломки преимущественно ориентированы по направлению движения льда. В последние годы появились данные о том, что совпадение ориентировки галек с ведущим направлением движения льда свойственно главным образом основным моренам, которые формируются непосредственно под движущимся льдом и не подвергаются последующему переотложению.

В горных районах, где направление движения ледников четко контролируется простиранием долин, данные по ориентировке можно непосредственно использовать, чтобы выяснить особенности отложения камней из ледников. На Центральном Кавказе мы проводили текстурные исследования в самом мореносодержащем льду и в разнотипных моренах (рис. 12).

На первых порах нас насторожило, что почти повсеместно в отложенных моренах обломки располагались согласно направлению движения ледника, а построенные циклограммы были настолько убедительны, что могли украсить любой учебник. Конечно, мы тогда еще не знали, что в горах это связано с криогенным сползанием грунта по склонам моренных гряд и холмов. Этот процесс проявлялся в верхнем слое мощностью около метра, и чтобы выяснить истинную ориентировку, нам пришлось впоследствии углубляться в каменные толщи морен почти на 2 м.

Совокупность литологических методов дает возможность определить общие признаки ледниковых отложений или, иными словами, дать их точный «портрет». Одновременно открывается путь для дифференциации обломочного материала, поступающего в ледники из разных источников и перемещаемого в различных гляциодинамических обстановках. Тем самым мы можем установить эталоны для оценки масштабов экзарации.

Работы, проведенные на ледниках Кавказа, Тянь-Шаня и Шпицбергена, позволили выявить фоновые характеристики срединных морен. В них преобладают совершенно не обработанные льдом остроугольные камни, преимущественно уплощенной формы, нередко с коркой горного загара на поверхности. Уплощенность обломочного материала срединных морей, по-видимому, связана с особенностями физического выветривания коренных пород скального обрамления ледников. Для гранулометрического состава типично повышенное содержание гравия и песка, а более мелких частиц немного. Так, доля глинистой фракции в мелкоземе срединных морен редко превышает 1%. Эти выводы оказались справедливыми для срединных морен разных типов, материал которых перемещается как на поверхности, так и внутри ледников.

Рис. 12. Основные типы ориентировки удлиненных обломков

а — в мореносодержащем льду, б, в, г — в конечных моренах; стрелками показаны направления движения ледника

Следует обратить внимание на общее литологическое сходство материала внутренних и поверхностных морен с продуктами субаэрального выветривания, ссыпающимися на поверхность ледников с окружающих склонов. Вероятно, главные причины пассивной транспортировки материала внутренних морен сводятся к его дисперсному распределению во льду и к отсутствию в верхней толще ледников динамических напряжений, достаточных для дробления и истирания камней. Действительно, для верхних частей ледников характерны относительно небольшие вертикальные градиенты скоростей движения льда. В этих условиях обломки транспортируются практически во взвешенном состоянии, и они не испытывают сильных динамических воздействий, которые могут возникать за счет перепада скоростей движения льда у верхних и нижних граней. Поэтому даже вокруг крупных валунов во внутренних частях ледников практически не встречаются гляциодинамические текстуры уплотнения слоев льда. В этой связи становится понятным отсутствие в составе коротких срединных морен обломков с такими характерными индикаторами ледниковой обработки, как штрихи, шрамы, борозды и сколы.

Объективности ради заметим, что гляциологическая информация, извлекаемая из литологических анализов поверхностных и внутренних морен, в определенной степени дублируется и независимо подтверждается другими методами. Совершенно иная ситуация возникает при литологическом изучении донных морен, поскольку в этом случае возможности применения других методов ограничены.

Реконструкция процессов, происходящих в придонных частях ледников, и особенно механизмов взаимодействия ледников с ложем по-прежнему остается одной из наиболее дискуссионных проблем в современной гляциологии. В этом отношении комплексное литологическое изучение морен особенно перспективно, так как оно может предоставить конкретную информацию.

Каменный материал, перемещаемый в базальных частях ледников, по литологическим показателям существенно отличается от обломков в поверхностных и внутренних моренах. В мореносодержащем льду преобладают окатанные и отшлифованные обломки изометричных форм. На поверхности многих камней хорошо заметны свежие штрихи, царапины, шрамы. Некоторые камни расколоты. В отличие от поверхностных морен в мореносодержащем льду заметно возрастает содержание мелкозема, причем доля глинистых и алевритовых частиц (менее 0,1 мм) нередко достигает 10—15% общего веса частиц размером менее 10 мм. На гистограммах гранулометрического состава мелкозема выделяется характерный пик содержания мелкозернистого песка.

Перечисленные выше литологические особенности каменного материала, сконцентрированного в придонных частях ледников, являются показателями гляциодинамических условий его транспортировки. Тот факт, что обломочный материал даже самых прочных кристаллических пород дробится и истирается, подтверждает теоретические предположения, согласно которым придонные слои ледников, обогащенные мореной, являются зоной значительных динамических напряжений. В базальных горизонтах обломки транспортируются, по-видимому, в условиях контрастных вертикальных градиентов скоростей движения льда. Недаром вокруг крупных валунов ясно выражены текстуры уплотнения слоев льда. Широко представлены сдвиговые деформации. В результате образуются многочисленные прослойки режеляционного льда, которые способствуют развитию характерной полосчатости в мореносодержащей толще. Не исключено, что росту напряжений в толще содействуют и сами минеральные включения, уменьшающие пластичность льда.

С увеличением концентрации минеральных включений напряжения частично снижаются за счет формирования сколов и других разрывных деформаций во льду. Вероятно, вследствие этих процессов камни дробятся, на их поверхности появляются четкие сколы и выбоины. Большинство свежерасколотых камней предварительно было обработано льдом. Этот факт косвенно подтверждает предположение о том, что процессы истирания обогащают донную морену рассеянным мелкоземом, снижающим пластичность льда. Основным механизмом движения мореносодержащей толщи становится не пластическое течение льда, а его дискретное скольжение по серии сколов, отчего и разрушаются предварительно обработанные камни. Согласно данным минералогических анализов дробление приводит к расщеплению камней на отдельные минералы.

Не менее интересно присутствие в мореносодержащем льду хорошо окатанных обломков, часть из которых могла быть захвачена ледником из подстилающих рыхлых отложений. Однако обычно такие сглаженные обломки по своей форме сильно отличаются от типичных речных или водно-ледниковых галек.

Эта закономерность наиболее ярко проявляется на Центральном Кавказе и, видимо, вообще присуща донным моренам ледников умеренного типа, поскольку, перемещаясь в условиях интенсивного донного таяния, обломки волочатся и перекатываются по ложу. Перенос обломков в нижних слоях мореносодержащего льда, вероятно, сменяется эпизодическим отложением материала: в частности, в некоторых моренах появляется неупорядоченная ориентировка удлиненных обломков, отклоняющаяся от исправления движения льда в ледниках.

Возможно, в чередовании процессов захвата и отложения камней у ложа ледников отражаются гляциодинамические обстановки донного таяния и динамических напряжений.

Различия материала поверхностных и донных морен практически всегда выражены достаточно резко. Это позволяет выявить долю этих составляющих в отложенных моренах, которые также всесторонне изучались, причем анализировались не только поверхностные, но и внутренние их части. Полученные результаты определенно показали, что в строении большинства ледниково-аккумулятивных форм рельефа преобладает материал, образующийся в результате разрушения ледниками днищ и бортов долин.

Это заключение об интенсивной экзарационной деятельности горных ледников базируется на массовых данных количественных анализов разнотипных морен. Так, например, на графике связи средневзвешенного диаметра частиц (d) и коэффициента сортировки (s_0) мелкозема видна общность отложенных морен с каменным материалом мореносодержащего льда ледников, тогда как срединные морены на графике попадают в совершенно иное поле (рис. 13). Значительная часть каменного материала, перемещаемого в основании ледников, откладывается на ложе еще под движущимся льдом. Фрагмент этого процесса нам удалось наблюдать на леднике Ушба на Центральном Кавказе. Обезвоженный горизонт морены видимой мощностью около 4 м переходил в гроте в мощный прослой мореносодержащего льда.

По мнению французского гляциолога Л. Ллибутри, примеси минеральных частиц влияют на способность льда деформироваться, снижая его пластичность. Это ведет к образованию сколов и отслаиванию от движущегося льда наиболее обогащенных камнями придонных частей ледников.

Горизонты основных морен завершаются конечно-моренными грядами, маркирующими максимальное продвижение ледниковых языков во время накопления этих горизонтов. Таким образом, моренные горизонты в горных долинах отличаются чешуйчатым залеганием. В плане конечная морена имеет форму подковы, обращенной выпуклостью вниз по долине. В центральных частях конечно-моренные гряды часто пропиливаются рекой. Нередко они полностью разрушаются водным потоком. Однако и в этих случаях о пребывании ледников можно догадаться по резкому перегибу продольного профиля реки. Гораздо сложнее опознать конечные морены, когда они замаскированы обвально-осыпными конусами.

Рис. 13. Зависимость показателей гранулометрического состава — средневзвешенного диаметра (d) и коэффициента сортировки мелкозема (s_0) в разнотипных моренах

1 — срединные морены, состоящие из смеси продуктов экзарации и субаэрального выветривания; 2 — срединные морены, состоящие исключительно из продуктов субаэрального выветривания; 3 — боковые морены; 4 — мелкозем из мореносодержащего льда; 5 — отложенные морены

Наличие серии конечных морен в горных долинах утвердило мнение, что там находятся следы постепенного сокращения ледников, по крайней мере за последние 20—15 тыс. лет. Это представление отражено в глобальных моделях динамики оледенения, разработанных советскими учеными А. В. Шнитниковым, Е. В. Максимовым и др. Действительно, такая последовательность морен существует в природе. Тем не менее нередки случаи, когда более молодые морены налегают на древние (на Памире, Тянь-Шане и в других горных странах). Иногда конечные морены отдельных стадий полностью разрушаются при очередных наступаниях ледников, следами упомянутых стадий остаются лишь «обезглавленные» горизонты основных морен. Это наблюдалось на высокогорном Кавказе. Таким образом, по числу конечных морен далеко не всегда удается полностью восстановить события ледниковой истории гор.

Высота конечных морен может сильно варьировать. Сезонные конечные морены отличаются небольшими размерами, и их высота составляет 1—2 м. Когда перед концом ледника выражена серия таких морен, поверхность ледникового предполья приобретает сходство с гофрированной стиральной доской. Бывают, впрочем, и крупные конечные морены, которые, как правило, отмечают длительное стационарное положение ледникового фронта. Их высота может достигать нескольких десятков метров.

Впрочем, встречаются и гигантские конечные морены. Например, конечная морена ледника Франца-Иосифа на Южном острове Новой Зеландии поднимается на 430 м на прибрежной равнине. Очень крупные морены отмечают положение концов альпийских ледников, спускавшихся на Ломбардскую равнину. Такие конечные морены привлекают пристальное внимание ученых, поскольку, видимо, отражают важные вехи в жизнедеятельности ледников. Предполагают, что наиболее крупные морены, значительно удаленные от концов современных ледников, сформировались во время последней крупной ледниковой эпохи — 20—15 тыс. лет назад.

Как правило, у конечно-моренных гряд склоны, обращенные к леднику, ниже противоположных склонов. По разнице их высот можно приблизительно оценить мощность горизонтов основных морен.

Размеры морен часто зависят от крупности слагающего их материала. Морены, насыщенные крупными глыбами, более устойчивы к эрозии, поскольку талые воды не в состоянии уносить крупные обломки. На днищах некоторых долин иногда попадаются огромные, отдельно стоящие камни — это все, что осталось от конечно-моренных гряд. При визуальных наблюдениях было установлено, что у концов современных ледников конечные морены содержат глыбы погребенного льда. Такие морены с ледяным ядром, как правило, более распространены в горах Арктики, в умеренных широтах они редки. Геофизические методы показали, что мощность погребенных глыб льда достаточно велика. Со временем ледяное ядро вытаивает и соответственно высота и форма гряды меняются. Сейчас разработаны принципы, позволяющие распознавать морены с ледяным ядром на аэрофотоснимках. В самом общем случае, если конечная морена у конца ледника отличается большими размерами, можно предполагать, что она содержит ледяное ядро. Кроме того, на ее поверхности хорошо заметны термокарстовые воронки, связанные с таянием погребенного льда. С этим же процессом связано возникновение характерных форм оплывания грунта.

Конечно, ученых давно интересовал вопрос, как долго может сохраняться ледяное ядро в моренах. Чаще всего считали, что эти формы очень молоды, пока норвежский ученый X. Эстрем не провел специальное исследование. Из конечной морены ледника Гросубреен на юге Норвегии он вытаял 200 кг погребенного льда, откуда удалось извлечь всего 3 г углерода. Этого мизерного количества оказалось достаточно для радиоуглеродного датирования: возраст морены 2600±100 лет. Впрочем, не исключено, что морены с ледяным ядром могут быть и существенно древнее.

Детальные литологические исследования установили, что морены с ледяным ядром образуются из материала мореносодержащего льда. При наступании ледников слои этого льда выдавливаются к поверхности, где впоследствии каменный материал вытаивает и погребает нижележащий лед. По-видимому, это довольно распространенный способ формирования морен в горах.

В том случае, когда ледник длительное время стабилен, конечные морены могут образоваться за счет камней, ссыпающихся с его поверхности. Иногда при этом вырастают валы высотой до 5 м. Такие конечные морены, называемые насыпными, легко выделяются, ибо сложены каменным материалом поверхностных морен.

Самые крупные конечные морены принадлежат к типу напорных и прекрасно иллюстрируют колоссальные масштабы геологической деятельности ледников. Активно наступающие концы ледников деформируют и сминают в складки подстилающие отложения и передвигают массы грунта на значительные расстояния. В составе напорных морен часто присутствует материал неледникового происхождения: аллювий, озерные пески и глины, торф, нередко с крупными растительными остатками. Известны случаи, когда в моренах находили целые стволы деревьев. Например, в морене ледника Большой Азау, спускающегося с Эльбрусского массива, Г. В. Абих в 1847 г. обнаружил стволы сосны со свежими ветками и хвоей и тем самым доказал, что ледники Кавказа незадолго до этого активизировались. Аналогичные находки удалось сделать и в других районах, однако в целом они не так уж часты.

Формирование напорных морен во многом определяется термическими условиями на ложе ледника и составом подстилающих пород. Ясно, что леднику гораздо легче расправиться с пластичными глинами, чем с мерзлыми грубообломочными осадками.

Известны случаи, когда ледники, спускавшиеся во фьорды, пересекали их и выталкивали со дна толщи осадки с многочисленными раковинами морских моллюсков. Одну из таких морен в верховьях Ван-Мейен-фьорда нам показал Л. С. Троицкий, энтузиаст палеогляциологического изучения Шпицбергена. Впоследствии на Тянь-Шане мы наблюдали четко выраженные напорные морены с крупными гляциодислокациями — смятыми в складки и осложненными сбросами пачками захваченных ледником рыхлых отложений.

Типичной формой ледниковой аккумуляции в горах являются также береговые морены. В рельефе они выражены лучше, чем конечные, и считаются их морфологическим продолжением вдоль бортов ледников. Береговые морены могут непосредственно прислоняться к бортам трогов и иметь односторонний крутой склон. Это чаще всего наблюдается на суженных участках долин. Нередко береговые морены представляют собой гряды, отделенные от бортов трогов ложбинами стока и имеющие асимметричное строение: склоны, обращенные к леднику, более круты, чем противоположные. Рассматриваемые гряды на десятки метров возвышаются над поверхностью ледника, маркируя ее положение в прошлом.

Как правило, береговые морены прослеживаются сериями, в результате склон трога, обращенный к леднику, приобретает четко выраженную ступенчатую форму. По береговым моренам реконструируется последовательное убывание ледников.

Происхождение береговых морен до недавних пор оставалось неясным. Сложилось представление, что основной источник береговых морен — материал субаэрального выветривания, перемещаемый вдоль бортов ледника в виде боковых морен. Однако при этом возникал вопрос: могло ли субаэральное выветривание поставить массу обломочного материала, слагающего береговые морены, высотой по 60—70 м? Возникали сомнения и по поводу длительности рассматриваемых процессов, но сейчас точно установлено, что мощные береговые морены образуются очень быстро.

Именно поэтому мы решили провести литологический анализ материала береговых и боковых морен. Поскольку формирование срединных морен на основном леднике часто происходит в результате слияния боковых морен ледников-притоков, мы ожидали, что по литологическим показателям срединные и боковые морены будут идентичны. Однако полученные данные совершенно не укладывались в привычные схемы. Оказалось, что по составу и строению боковые и береговые морены очень похожи на материал мореносодержащего льда, а количество продуктов субаэрального выветривания в них незначительно. Как же объяснить этот парадоксальный факт?

Мы приняли во внимание, что в пределах ледниковых языков движение льда осуществляется не только вниз по долине, но и к ее бортам. Причем особенно сильна боковая составляющая на тех участках ледника, где преобладает течение сжатия. Логично было бы предположить, что часть мореносодержащего льда перемещается от ложа ледника к его бортам и, следовательно, является важным источником формирования боковых морен.

Для проверки данного предположения мы провели дополнительные полевые исследования в прибортовых частях ледников, а где было возможно, спускались в трещины и промоины во льду. Нам удалось наблюдать, как мощные пачки мореносодержащего льда вздымаются от ложа ледников к их бортам. Замеры ориентировки удлиненных обломков подтвердили, что в отдельных частях ледников поперечное растекание льда происходит особенно активно.

Постепенно прибортовые участки ледников насыщаются мореной, что приводит к уменьшению их пластичности, выключению из общего движения ледников и постепенному омертвению. Так начинается процесс трансформации боковых морен в береговые гряды. Последовательность этого процесса хорошо прослеживается на аэрофотоснимках ледников во многих горных странах. Проведенные в последние годы геофизические исследования показали, что в береговых моренах часто встречается погребенный лед, — еще одно подтверждение нашей модели.

Конечно, в боковые части ледников попадает обломочный материал и со склонов ледосборов, но он присутствует лишь в самых верхних частях береговых морен и по объему значительно уступает обработанным льдом камням, поступившим из-под ледника. В этом легко убедиться, если внимательно приглядеться к крутым обрывам береговых морен, подрезанных ледником. Здесь сразу бросается в глаза наличие окатанных камней, плотно сцементированных мелкоземом. В тех местах, где морена примыкает к борту трога, она может быть перекрыта обвально-осыпными шлейфами. Двучленное строение береговых морен подчеркивается, когда материал, поступающий из разных источников, четко различается по цвету. В целом береговые морены очень быстро разрушаются, чему в немалой степени способствует вытаивание глыб погребенного льда, а также обвально-осыпные процессы. Иногда на склонах береговых морен, сильно расчлененных эрозией, вырабатываются специфические формы — земляные пирамиды.

Как мы убедились, ледники способны не только разрушать горы, но и производить немаловажную созидательную работу, формируя целый класс аккумулятивных форм рельефа и связанных с ними рыхлых отложений — морен. Именно в этих образованиях заключена богатая информация о жизнедеятельности ледников. Недаром морены составляют основу всех палеогляциологических реконструкций. При этом, однако, не следует забывать, что достоверность наших представлений о динамике ледников и эволюции горного оледенения определяется не формальным подходом к изучению морен, а глубоким познанием их состава и строения, а также процессов их формирования.

Количественные оценки экзарации

В связи с изучением ледников многих исследователей интересовал вопрос: насколько экзарация по своим темпам отличается от нормальной речной эрозии? Консервационисты, например, оспаривают роль ледников в разрушении гор. Безусловно, оценить воздействие ледников на подстилающую поверхность отнюдь не просто, тем более что постановка продолжительных натурных экспериментов на контакте ледника с ложем весьма сложна.

Первые опыты такого рода были проведены в Альпах в середине прошлого века, когда Ф. Симонс установил метку на скалах перед наступающим концом ледника Дахштайн. Подобные эксперименты неоднократно повторялись на других наступающих ледниках. Для этого на скалы наносили слой краски или укрепляли металлические пластины. В некоторых случаях в коренные породы забуривали скважины, которые заполняли цементным раствором, воском, алебастром и другими веществами. Обследование меток после отступания ледников неизменно подтверждало представления об активном воздействии льда на ложе. Метки оказывались частично разрушены, а на их поверхностях были отчетливо выражены типичные следы ледниковой обработки.

Особенно интересен эксперимент Дж. Боултона и Р. Вивиана, закрепивших мраморную и базальтовую плиты на ложе ледника Брейдамеркюрйёкудль в Исландии. После того как плиты испытали воздействие мореносодержащего льда, переместившегося по ним за время наблюдений всего на 9,5 м, мраморная плита была срезана на 3 мм, а базальтовая — на 1 мм. Подсчеты, выполненные А. де Кервеном, Г. Люттигом и С. Тоураринссоном, показали, что лед вгрызается в скальное ложе на 2,15—5,5 мм в год.

Недостаток этого метода состоит в том, что полученные скорости экзарации относятся к процессам, происходящим лишь у самых концов ледников, и поэтому не могут быть распространены на ледники в целом. Заметим также, что все подобные наблюдения были кратковременными и не учитывали роль такого важного фактора экзарации, как выпахивание.

Многие исследователи пытаются приблизиться к решению проблемы, подсчитывая количество растворенных, взвешенных и влекомых наносов, которые содержатся в реках, вытекающих из-под ледников. Давно известно, что эти реки наполнены тончайшими частицами взвеси, придающими воде специфический цвет: белый, серый, желтый, черный и иногда красный, что отражается даже в местных названиях рек. Например, в горах Средней Азии и Кавказа это Кара-су («Черная вода»), Ак-су («Белая вода»), Кызыл-су («Красная вода») и т. д. Конечно, цвет наносов прямо зависит от состава пород ледникового ложа, а их образование связано с истиранием камней в основании ледника.

Любопытно отметить, что начинающиеся на поверхности ледников потоки талых вод обычно чистые и прозрачные, наполняются наносами только после прохождения через мореносодержащие участки вдоль бортов ледников или у их основания. Количество наносов может быть столь велико, что вода приобретает молочную консистенцию. Горцы Швейцарии иногда называют такую воду ледниковым молоком. Р. Тарр, изучавший твердый сток реки Квик на юге Аляски, установил, что она настолько наполнена наносами, что в зачерпнутом ведре воды уже через 2 мин осаждается слой песка и ила толщиной 2,5 см.

Рассчитанные объемы твердого вещества, выносимого из-под ледников, в разных горных районах варьируют от 1400 до 30 тыс. м^3/год (в среднем около 5 тыс. м^3/год). В годовом ходе количество наносов в реках ледникового питания четко связано с сезонными колебаниями стока. Эти реки переполнены наносами в период максимального таяния льда в горах. В северном полушарии максимум приходится на июль—начало августа.

Взвешенные наносы состоят в основном из частиц разной крупности — от песка до глины. По оценкам норвежского гляциолога Т. Зиглера, изучавшего твердый сток рек ледникового питания, в Норвегии 80% взвешенных наносов имеет крупность менее 0,01 мм.

На основе определения количества взвешенных наносов пытались оценить скорости экзарации. При этом общая масса выносимых частиц пересчитывалась на площадь ледника, что давало возможность рассчитать годовой слой экзарации. Исландский ученый С. Тоураринссон установил, что для ледника Хоффедльсйёкудль этот показатель составляет 5,6 мм/год (при условии равенства количеств взвешенных и влекомых наносов). Сходные значения темпов экзарации были получены французским географом Ж. Корбелем.

Для ледников Альп рассматриваемый метод оценки тоже не универсален. Обратим внимание лишь на два момента. Во-первых, практически невозможно рассчитать, какое количество тонких частиц, появляющихся в результате абразии, выносится потоками из-под ледников. Во-вторых, часть взвешенных наносов, несомненно, возникает за счет размыва рекой подстилающих отложений и не имеет прямого отношения к экзарации. Кроме того, в состав взвешенных наносов не входит огромная масса крупных камней, образующихся при разрушении ледникового ложа.

Другой, более перспективный метод количественной оценки экзарации сводится к учету объема каменного материала, заключенного в моренах и водно-ледниковых отложениях перед концами ледников. Мы провели такую работу в Безенгийской Долине. Вдоль берега реки в крупном обнажении вскрывалось пять моренных горизонтов общей мощностью 30—35 м. Часть их разделялась тонкими прослоями растительного детрита, которые удалось датировать с помощью радиоуглеродного метода. Тем же путем определен возраст надморенного торфяника. В итоге выяснилось, что в моренах запечатлена история оледенения за последние 10 тыс. лет, т. е. за весь классический голоцен. Путем интерполяции датировок были подсчитаны темпы моренонакопления — в среднем около 4 мм/год.

Оценки темпов моренонакопления характеризуют процессы в зоне ледниковой аккумуляции. Мощность моренных горизонтов там выдерживается без существенных изменений на протяжении нескольких километров. Судя по литологическим данным, расположенная выше по долине зона экзарации имеет аналогичную протяженность. Соответственно можно предполагать, что темпы моренонакопления и экзарации были примерно одинаковы.

Эти данные хорошо согласуются с оценками ледниковой экзарации в Альпах, Скандинавии, Гренландии и на Аляске, обобщенными Ж. Корбелем. В зависимости от динамического состояния ледника они колебались от 1400 до 3200 м^3/км^2∙год, что соответствует срезанию слоя породы мощностью от 1,4 до 3,2 мм в год. Скорость денудации в тех частях гор, где оледенение отсутствует, составляла всего 0,25—0,8 мм/год. Таким образом, интенсивность экзарации оказалась в 4 раза больше по сравнению с речной эрозией. Это соотношение значительно увеличивается в фазы активизации ледников, Например, при подвижке ледника Хидден на Аляске было вынесено в 25 раз больше обломочного материала, чем в близлежащих неледниковых долинах.

Критическое рассмотрение существующих способов подсчета темпов экзарации выявляет их общий недостаток, связанный с преуменьшением роли ледников как геологических агентов. По всей вероятности, истинные скорости ледниково-эрозионных процессов должны быть гораздо больше. Заметим, что пока в нашем распоряжении имеются лишь данные о работе современных ледников — реликтов гигантских ледников прошлого.

Страницы ледниковой истории гор

На протяжении геологической истории нашей планеты она испытывала нашествия ледников, занимавших нередко обширные пространства суши. Следы этих древних оледенений, главным образом в виде плотносцементированных мореноподобных отложений — тиллитов, обнаружены на всех материках, в том числе и в тех местах, где теперь растут влажные тропические леса или расположены бескрайние пустыни.

Вопрос о числе оледенений в истории Земли еще окончательно не решен, так как в наиболее древних породах (возраст более 2,8 млрд. лет), из-за их глубокой метаморфизации трудно выявить критерии существования ледников. Возраст самой древней из довольно надежно установленных ледниковых эпох — гуронской — примерно оценивается в 2,3 млрд. лет. За ней последовали гнейсёская (950 млн. лет), стёртская (750 млн. лет) и варангская (680—660 млн. лет).

Следы оледенений обнаружены и в раннем палеозое. Как это ни парадоксально, лучше всего они изучены в Сахаре. Там в породах позднего ордовика (460—430 млн. лет назад) были выработаны троги, сохранились исштрихованные ледниками скалы и другие образования, совершенно несовместимые с современной пустынной средой.

Одно из самых продолжительных оледенений развивалось и в позднем палеозое — в каменноугольном периоде и в начале пермского периода (335—260 млн. лет назад). Относящиеся к этой эпохе тиллиты встречаются в Южной Америке, Южной Африке, Австралии и Антарктиде, которые тогда образовывали единый материк Гондвану. Реконструкция его оледенения во многом способствовала возрождению концепции континентального дрейфа, выдвинутой немецким геофизиком А. Вегенером в 1912 г. и составившей основу современной глобальной тектоники.

Исследователи придерживаются мнения, что древние оледенения развивались отнюдь не в исключительных природных обстановках, а регулировались общепланетарными геологическими процессами. Поэтому не вызывает сомнения тот факт, что даже в отдаленные геологические периоды очагами оледенений тоже были горы. Они росли и разрушались, а соответственно менялась и география оледенения. Сопряженность оледенений с горообразованием установлена вполне определенно. Так, например, пермско-каменноугольному ледниковому периоду предшествовало герцинское горообразование. В глобальных ледниковых событиях установлена периодичность с интервалами порядка 150 млн. лет.

В этой последовательности бывали и исключения — до сих пор не обнаружены признаки оледенения в юрском периоде (около 180—135 млн. лет назад). Возможно, потому, что в это время не происходило интенсивного горообразования.

Наиболее детально проследить связь между орогенезом и развитием оледенения лучше всего удается на примере последнего этапа горообразования в кайнозое. Тогда в результате тектонических движений сформировались многие горные системы и материки заняли близкое к нынешнему положение на поверхности Земли. Благодаря восходящим движениям за последние несколько миллионов лет Альпы выросли на 2000 м, Гималаи — на 3000 м, а Кавказ — даже на 3500 м. Понятно, что поднятие гор существенно влияет на климат и с какого-то момента понижение температуры и рост количества осадков стимулируют накопление снега и льда.

Факты свидетельствуют, что кайнозойское оледенение началось в Антарктиде и его колыбелью были Трансантарктические горы, испытавшие поднятие в позднем палеогене, около 35 млн. лет назад. Наряду с поднятием гор оледенению способствовали другие важные палеогеографические события. Известно, что Антарктида к тому времени заняла околополюсное положение и окончательно утратила связь с Австралией. Это сопровождалось формированием циркумантарктической системы морских течений, термической изоляцией материка и соответствующей перестройкой атмосферной циркуляции, что в совокупности активизировало ледниковые процессы. Разрастаясь, горные очаги оледенения постепенно сливались и образовывали сплошной ледниковый покров, который достиг максимальных размеров около 5 млн. лет назад.

Первые ледники в северном полушарии появились значительно позднее, чем в Антарктике, — примерно 4—3 млн. лет назад. Наиболее определенные данные имеются по западному горному обрамлению Северной Америки и по Исландии. Так, в осадочных породах Исландии за последние 3,1 млн. лет зафиксировано не менее 10 ледниковых циклов. Близкая датировка начальной активизации ледниковых процессов в горах (2,06 млн. лет назад) установлена и на другом конце Земли — в Аргентинских Андах.

К настоящему времени известно немало фактов, свидетельствующих о кардинальном изменении климата и всей природы нашей планеты около 2 млн. лет назад. Важной реакцией на возросшее похолодание явилось разрастание ледников во многих горных странах. Около 1,8 млн. лет назад трансформация природной среды приобрела особенно большие масштабы и Земля вступила в современный период своего развития, называемый четвертичным. По этому периоду мы располагаем наиболее полной информацией, которая широко используется и для реконструкции горных оледенений. Конечно, и здесь в основе лежит изучение ледниковых и других генетически связанных с ними отложений. Подходы к их исследованию в принципе базируются на тех же стратиграфических, литологических и палеонтологических методах, применяемых в геологии более древних периодов.

Физические свойства климата неизбежно проявляются в составе и строении поверхностных отложений и формах рельефа. Выше мы уже отмечали роль литоморфологического анализа морен в изучении гляциологических процессов. Кроме того, данные о составе и строении морен совершенно необходимы для их четкой диагностики, поскольку в горах встречается немало других отложений и форм рельефа, внешне сходных с ледниковыми. Много лет продолжается дискуссия о происхождении вала Тюбеле в долине реки Баксан или Башильского вала в долине реки Чегем на Северном Кавказе. В обоих случаях ставится вопрос: сель это или морена, тогда как единственно правильный ответ дал бы литологический анализ.

Известно также, что в верхней части долины реки Сакени в Абхазии обнаружена серия гряд, которые принимали за конечные морены. При исследовании их петрографический состав крупнообломочного материала оказался исключительно однородным и сходным с составом коренных пород близлежащих участков бортов трога. Концентрация мелкозема в грядах была крайне незначительной. В плановом отношении гряды постепенно расширялись от бортов трога к его осевой части. Таким образом, судя по морфологии гряд и характеру их отложений, вполне можно интерпретировать формы обвального происхождения, а не конечные морены. Заметим, что в условиях тектонически активного центральнокавказского высокогорья обвалы — довольно обычное явление.

Кроме таких материальных свидетельств пребывания ледников, как морены, следует особо выделить ленточные глины — осадки ледниково-подпрудных озер. Для диагностики холодного климата важно изучение многообразных ископаемых мерзлотных явлений: структурных грунтов, солифлюкционных отложений и др.

Косвенным индикатором приледниковых обстановок служат лёссы — пористые алевриты, которые, по мнению многих исследователей, были принесены ветрами, дувшими с ледников. На связь лёссов с оледенением впервые определенно указал видный русский геолог П. А. Тутковский.

Вполне понятна и роль стратиграфической информации, способствующей установлению последовательности событий ледниковой истории. Здесь большое значение приобретают остатки растений и животных, содержащиеся в межледниковых отложениях. Судить о климатах прошлого позволяют палеонтологические данные. Правда, при их интерпретации следует учитывать миграции организмов, возможность переотложения остатков и формирования так называемых смешанных комплексов флоры или фауны.

Для реконструкции истории оледенения очень часто привлекается спорово-пыльцевой анализ — метод, базирующийся на изучении внешних оболочек пыльцевых зерен и спор растений. Пыльца и споры производятся растениями в огромных количествах: из одной сережки орешника выпадает до 14 млн. пыльцевых зерен, а из одного растения щавеля — 400 млн. Эксперименты показали, что перенос этих крохотных частиц (размером от 10 до 150 мкм) ветром, текучими водами, насекомыми, птицами и даже пресноводными моллюсками осуществляется на небольшие расстояния, поэтому пыльцевой дождь для конкретной территории соответствует составу растительности. Пыльца и споры лучше всего сохраняются, когда нет доступа воздуха, например в торфе, озерных илах и глинах.

Надежность гляциоклиматических интерпретаций возрастает, когда изучение пыльцы и спор дополняется анализом крупных растительных остатков: плодов, семян, коры деревьев и т. д. В последние десятилетия исследуются остатки жуков, прежде всего их надкрылья, которые тоже нередко встречаются в озерных и болотных отложениях.

Специалистов всегда интересовал вопрос об абсолютном возрасте древних оледенений. Принципиальная возможность датировать геологические события появилась благодаря успехам физики и химии в области радиоактивного распада и установлению закономерностей миграции отдельных элементов и их изотопов в природных системах.

Датировать четвертичные оледенения помогают две группы методов. Одна из них основывается на определении содержания изотопов в исследуемых породах, другая — на анализе распределения изотопов природных рядов урана, актиноурана и тория. К последней группе, в частности, относится калий-аргоновый метод, который позволил вычислить возраст кайнозойского оледенения Антарктиды.

Важный вклад в изучение самых молодых оледенений внес радиоуглеродный метод, отличающийся высокой точностью. Сфера его применения в основном охватывает последние 50 тыс. лет.

Методы датирования часто применяются в различных комбинациях. В частности, перспективным оказалось сочетание калий-аргоновых датировок с анализом изменений магнитного поля Земли. Это дало возможность наметить важные вехи в истории ледникового периода, или плейстоцена.

Даже из приведенного краткого обзора можно составить впечатление о разнообразии приемов и подходов в палеогляциологии. Остается упомянуть еще о традиционном геоморфологическом методе, действенность которого проявляется в тех случаях, когда следы оледенения выражены в рельефе.

Развитие этого метода стимулировал А. Пепк. На материале изучения рельефа северных предгорий Альп он доказал, что к конечным моренам, фиксирующим стационарное положение концов ледников, причленяются террасы, сложенные галечниками. Альпийская модель А. Пенка исходила из того, что во время оледенений происходила аккумуляция галечников, принесенных потоками талых ледниковых вод, а в межледниковья шло углубление русел рек. Четыре основные террасы сопоставлялись с четырьмя плейстоценовыми оледенениями Альп, получившими названия гюнца, минделя, рисса и вюрма.

Не только методические приемы, но и терминология альпийской модели получили широкое признание и на протяжении десятков лет были эталоном при изучении оледенений других горных стран. По мнению видного палеоклиматолога из ФРГ М. Шварцбаха, классические исследования А. Пенка и Э. Брюкнера в Альпах по своему значению могут расцениваться как подлинная научная революция.

Надо сказать, что альпийская модель опиралась также, хотя и в небольшом объеме, на материалы изучения межморенных озерно-болотных отложений с применением палеоботанических и радиоуглеродного методов. В последние годы альпийская ледниковая схема по стратиграфическим данным была дополнена еще двумя древнейшими оледенениями — дунайским и биберским, которые проявились в горах в раннечетвертичное время.

Оценивая геоморфологический подход к изучению оледенения гор, следует остановиться на его дискуссионных сторонах. Как упоминалось выше, обычно проводится привязка конечно-моренных компонентов к речным террасам. Однако, бесспорно, четкие соотношения конечных морен и террас, например в северных предгорьях Альп, где работал А. Пенк, наблюдаются не так уже часто. К тому же возрастная интерпретация циклов террасообразования еще мало изучена и для ее выяснения необходимо располагать определениями абсолютного возраста, в которых пока ощущается явный недостаток.

Весьма спорным также является учет фактора сохранности морен в горах, хотя большинство исследователей признают, что следы вюрмского — последнего плейстоценового оледенения опознаются по их лучшей выраженности в рельефе по сравнению с более древними ледниковыми образованиями. На наш взгляд, морфологическая выраженность морен — весьма неопределенный критерий, на основе которого трудно объективно выделить этапы истории горного оледенения. Хорошо известные крупные моренные амфитеатры у озер Комо, Гарда, Лаго-Маджоре и других большинство итальянских исследователей относят к рисскому оледенению, а ученые ФРГ и Франции считают их следами вюрмского оледенения. Свежие конечные морены во Французских Альпах тоже трактуются неоднозначно. Одна группа специалистов относит их к двум этапам вюрмского оледенения, другая — к образованиям рисского и вюрмского оледенений.

Используя в основном принцип сохранности морен, советский палеогляциолог М. Г. Гросвальд представил модель обширного вюрмского оледенения на Памире, однако существуют мнения и о более скромном распространении памирских ледников в ту же эпоху.

Надо отметить, что утверждения о горно-долинном характере позднеплейстоценового оледенения получили самое широкое распространение среди исследователей гор на юге СССР. Так, академик К. К. Марков среди древнеледниковых форм выделял преимущественно следы долинных ледников, спускавшихся до высот 1900—2000 м над уровнем моря. На Алтае также преобладали долинные ледники в позднем плейстоцене. М. Г. Гросвальд признает возможность существования значительных ледниковых покровов позднеплейстоценового возраста на Саяно-Тувинском нагорье и особенно на Памире. По мнению ученого, снеговая линия в вюрме по сравнению с современным положением снижалась не менее чем на 1000 м, но другие исследователи обычно приводят цифры порядка 600—800 м, а на Восточном Памире — даже 250—450 м. Точка зрения М. Г. Гросвальда о покровном оледенении некоторых горных районов в вюрме находит в последние годы сторонников. Недавние работы экспедиции из ФРГ в Тибете тоже подтвердили наличие обширного ледникового покрова на этом нагорье в позднем плейстоцене.

Вполне очевидно, что дальнейшее использование геоморфологического подхода при изучении древнего оледенения гор обязательно должно дополняться комплексом других методов: геохронологических, палеонтологических, литолого-геохимических. Последние заслуживают особо пристального внимания, поскольку трансформация вещественного состава и строения морен определенно зависит от их возраста. Интересные результаты в области возрастной дифференциации горных морен по литолого-геохимическим признакам получены английским палеогеографом Э. Дербиширом для Каракорума.

Вопрос о продолжительности классических плейстоценовых оледенений весьма спорный. Со времен исследований А. Пенка и Э. Брюкнера утвердилось представление, что ледниковые периоды в горах длились многие десятки тысяч лет. Например, последнее (вюрмское) оледенение продолжалось почти 100 тыс. лет.

Однако в центральных районах Альп, Памира, Тянь-Шаня, Алтая и других горных стран были обнаружены слои озерных и болотных отложений, содержащих остатки растений, которые свидетельствуют о климате, близком к современному. С помощью радиоуглеродного метода было установлено, что эти отложения накапливалась 35—25 тыс. лет назад. На Памирском высокогорье на восточном берегу озера Каракуль обнаружены выходы голубых глин с растительными остатками, датированными примерно в 28 тыс. лет назад. Поскольку в непосредственной близости от этого водоема и в настоящее время находятся ледники, то, по-видимому, голубые глины не могли накапливаться во время более обширного оледенения.

Это предположение подтверждается данными споровопыльцевого анализа о повышенном содержании пыльцы древесных пород: ивы, сосны, вяза, ольхи, кедра (9—11% от общего количества пыльцы и спор). Наиболее вероятно, что пыльца заносилась в озерную котловину от склоновых и пойменных лесов Западного Памира, которые в ту пору поднимались достаточно высоко. Есть данные о сокращении масштабов оледенения во внутренних районах Тянь-Шаня (котловина озера Чатыркёль) и Алтая (Чуйская котловина) примерно в то же время.

Многочисленные свидетельства двухфазности плейстоценового оледенения имеются и на Кавказе, хотя они носят лишь геоморфологический характер и пока не привязаны к шкале геологического времени. В рельефе гор там выявляются следы двух уровней, разделенных глубоким эрозионным врезом — порядка 100 м и более (за пределами высокогорий). В краевых и межгорных прогибах обособляются две террасы (например, черкесская и краснодарская надпойменные террасы Кубанского прогиба), которые сопоставляются с максимумами позднеплейстоценового оледенения. Именно с позиций двухфазности последнего оледенения можно объяснить наличие циклов террас — голодностепского и абайского — в горном обрамлении Ферганской котловины. Сходные геоморфологические данные получены и в других горных районах. В Альпах обнаружено, что средневюрмское потепление, сопровождавшееся значительным сокращением ледников, началось более 40 тыс. лет назад.

Тот факт, что во многих разрезах, датированных по радиоуглероду, органогенные толщи залегают непосредственно под мореной, позволяет заключить, что волна последней активизации оледенения в плейстоцене была относительно непродолжительной: она началась немногим более 20 тыс. лет назад и закончилась около 10 тыс. лет назад.

Похолодание, вызвавшее эту активизацию оледенения, было глобальным, однако современные геологические материалы, к сожалению, пока не дают возможности в деталях синхронизировать динамику ледников в разных горных странах. Это относится и к установлению времени максимального разрастания ледников в горах.

Исходя из логических посылок о том, что этот максимум должен был предшествовать наибольшему распространению ледниковых покровов на равнинах, многие исследователи относят его к периоду 20—18 тыс. лет назад. Тем не менее в свете некоторых конкретных фактов такая датировка, скорее всего, завышена. В горах на западе Северной Америки ледники достигли максимума около 15—14 тыс. лет назад, а на Шпицбергене еще позже — около 11 тыс. лет назад.

Выше отмечались представления о том, что во время максимума последнего оледенения снеговая линия резко понижалась (например, в горах Центральной Азии и в Скалистых горах Северной Америки — на 1000 м). В Каскадных горах в Северной Америке депрессия границы питания составила около 850—900 м. Эта величина легла в основу реконструкции климата ледниковой эпохи. Американский гляциолог С. Портер пришел к заключению, что в Каскадных горах среднегодовые температуры были ниже современных на 3—5° С, а температура сезона абляций — на 4—7° С. Такой же результат независимо был получен путем статистико-математической обработки палеоботанических данных. С известной долей условности можно предполагать, что гляциологические обстановки Каскадных гор в то время были сходными с таковыми современной Южной Аляски.

Конечно, следует учитывать, что, хотя во время ледниковых эпох плейстоцена ледники покрывали обширные территории горных стран, реконструкция конкретных гляциологических обстановок весьма непроста, поскольку необходим учет тектонического фактора — роста гор.

Ясно, что во время ранних оледенений плейстоцена Альпы, Кавказ, Кордильеры и другие горы были ниже, чем теперь, и их морфология тоже отличалась от современной. Поэтому палеогляциологические реконструкции оледенений прошлого невозможны без познания геологической истории гор и их рельефа, тщательной фиксации морфологических следов оледенения и установления климатических предпосылок существования ледниковых тел по конкретным временным срезам. Лишь на этой основе можно гляциологически достоверно объяснить эволюцию ледников в горах и наметить пути их развития в будущем. Конечно, пока еще сделаны первые шаги в данном направлении, и наибольшие успехи достигнуты там, где больше исходной информации. Именно потому внимание исследователей привлекает последнее плейстоценовое оледенение и в первую очередь гигантские ледниковые покровы вюрма, распространявшиеся на равнинах.

По мнению А. Пенка и других исследователей, внешняя граница последнего — вюрмского — оледенения в Альпах может быть проведена по почти непрерывной системе конечных морен, отличающихся свежим обликом рельефа и слабой выветрелостью материала. Площадь вюрмской ледниковой оболочки Альпийской области достигала примерно 200 тыс. км^2, что почти в 50 раз превышает площадь нынешних ледников, а снеговая линия опускалась в среднем на 1200—1300 м ниже современной.

В Альпах следы древнего оледенения детально фиксировались на предгорных равнинах, днищах трогов и их бортах, а также на былых ледоразделах. Такой подход позволил восстановить не только внешнюю границу оледенения, но и показать сложность внутренней структуры ледниковой системы.

В центре Альп массы льда заполняли продольные и поперечные долины и даже перекрывали части некоторых хребтов. Над общей поверхностью ледников возвышались многочисленные вершины и гребни, создававшие систему орографических барьеров, которые контролировали сток льда. Таким образом, вюрмское оледенение Альп было не покровным, а приближалось скорее к сетчатому типу (т. е. к типу, ныне представленному, например, в некоторых районах Шпицбергена).

В пределах Альпийской области выделялись четыре крупных ледниковых бассейна. Причем ледоразделы по своему положению мало отличались от современных водоразделов. В каждом ледниковом бассейне лед растекался от наиболее высоких осевых частей гор к их периферии. Среди крупнейших ледников северо-западного бассейна выделялись Аарский, Рейсский и Рейнский. Их талые воды устремлялись по долине Рейна в Атлантический океан. Сток от ледников северо-восточного бассейна, куда входили Иннский, Зальцахский, Дравский, Мурский и др., был направлен по долине Дуная в Черноморскую впадину. Ледники западного бассейна — Ронский, Арвский, Изерский, Дюрансский и др.— имели сток по долине Роны в западную часть Средиземноморской котловины. На юг, в сторону Венециано-Паданской равнины спускались ледники, приуроченные к долинам современных рек: Дора-Рипариа, Дора-Бальтеа, Тичино, Адидже, Ньяве, Тальяменто и др. Выходя на предгорья, многочисленные ледники образовывали широкие лопасти, подобно предгорным ледникам типа Маласпина и Беринга на Аляске. Наиболее крупных размеров они достигали у северных подножий Альп, где покрывали Швейцарское и Баварское плато. Здесь предгорные ледники сливались в единый ледниковый покров, распространявшийся в широтном направлении от Лиона до Вены.

Геоморфологические данные позволили выяснить, что в своих осевых частях в вюрме самые крупные ледники Альп имели мощность 1500—1700 м. Зато на ледоразделах, как и в концевых частях ледников, эта величина не превышала 500 м. Мощность льда в предгорных шлейфах составляла 600—700 м.

В некоторых реконструкциях, учитывающих мощности и объемы древних ледников, привлекались современные гляциодинамические закономерности. Интересный пример такого исследования — реконструкция ледников, существовавших в позднем плейстоцене в Скалистых горах в Северной Америке. На основании детального изучения следов этого оледенения удалось выявить большое разнообразие морфологических типов ледников — от небольших каровых до мощных переметных ледников и даже ледяных шапок. При определении мощности ледников было принято во внимание, что базальное напряжение сдвига (т. е. показатель донного скольжения ледника) зависит от мощности льда и уклона ложа. На современных ледниках напряжение сдвига колеблется от 5∙10^4 до 15∙10^4 Па при среднем значении 10^5 Па, которое и использовалось в реконструкциях. У наиболее крупных ледников мощности превышали 1000 м.

Палеогляциологические реконструкции, выполненные для вюрма, служат исходным уровнем для выяснения тенденций развития оледенения в голоцене, т. е. за последние 10 тыс. лет. Деградация горных ледников в голоцене объясняется глобальным потеплением климата, достигшим наиболее полного выражения во время климатического оптимума (5 тыс. лет назад). X. Альман высказал предположение, что тогда если не все, то хотя бы часть ледников растаяла, а затем в связи с похолоданием в позднем голоцене, т. е. около 3 тыс. лет назад, вновь возродилась. Однако эволюция ледников в последующем также оказалась непростой. Советский географ Г. К. Тушинский считал, что в эпоху пониженной увлажненности в I тыс. н. э. (архызский перерыв) горное оледенение сильно уменьшилось и ледники исчезли с горных перевалов Альп и Кавказа. В эпоху повышенной увлажненности середины и второй половины текущего тысячелетия (стадия фернау) отмечалось наступание ледников в горных странах, сопровождавшееся усилением лавинной деятельности.

Другой советский географ А. В. Шнитников убедительно показал, что на протяжении голоцена происходила направленная деградация горных ледников, подчинявшаяся определенным ритмическим закономерностям. На фоне этой деградации имели место неоднократные подвижки, оставившие в рельефе следы в виде конечных морен, которым приписывался стадиальный характер. Подвижки ледников, по модели А. В. Шнитникова, совершались через 1850 лет.

Такая ритмичность, выявленная по колебаниям уровня бессточных внутриконтинентальных озер, по-видимому, действительно отражает реальные тенденции в развитии климата. Соответственно можно было бы ожидать, что в горных долинах должны сохраниться следы одинакового числа ледниковых стадий. К сожалению, в действительности это не выдерживается, поскольку связь оледенения с климатом отнюдь не проста.

В своих палеогляциологических исследованиях на Центральном Кавказе мы тоже встретили немало трудностей, пытаясь сопоставить последовательные этапы развития климата и растительности со стадиальными ледниковыми образованиями голоцена. Нам удалось установить, что в климатический оптимум голоцена вертикальные растительные пояса повысились, причем амплитуда перемещения верхней границы леса на северном макросклоне Большого Кавказа в его центральной части составила около 300 м. Ранний и поздний голоцен характеризовались меньшей теплообеспеченностью по сравнению со средним. Между тем признаки эпизодических подвижек мы зафиксировали и в среднем голоцене, причем размеры ледников тогда были большими, чем в позднем голоцене и в настоящее время.

Приведем еще один пример. Результаты палеоботанического изучения ряда торфяников, расположенных поблизости от концов ледников, в высотном диапазоне 1800—2300 м, позволили выявить тенденцию к прогрессировавшему увеличению увлажненности в позднем голоцене. Тем не менее данные по геоморфологии, стратиграфии и другим методам однозначно свидетельствуют о последовательном убывании концов ледников в течение упомянутого периода.

Попытки объяснить эти противоречия осложняются из-за отсутствия информации о временной изменчивости осадков по вертикальным поясам кавказского высокогорья. Нельзя исключить и то, что в субатлантический период могли ухудшаться условия питания ледников в высокорасположенных фирновых бассейнах (3500 м и более). Одновременно увлажненность в зоне, куда спускаются концы ледников, и в лесном поясе не только оставалась высокой, но даже возрастала. Тем самым не отрицается вероятность противоположно направленных тенденций климатических изменений в приземных слоях воздуха и в свободной атмосфере.

Используя сочетание различных аналитических методов, особенно для разрезов с несколькими моренными горизонтами и разделяющими их погребенными почвами, мы выяснили, что на фоне общего убывания оледенения в голоцене происходили подвижки концов ледников ранее 8 тыс. лет назад, в интервалах 8—6,4 тыс., 6,4—4,2 тыс., около 3 тыс. лет назад и ряд более молодых. Сведений о продолжительности этих подвижек нет. Несмотря на немалые масштабы моренонакопления (средняя мощность каждого моренного горизонта 12—15 м), мы вполне допускаем, что подвижки могли быть и кратковременны. Тем не менее известно, что в климатический оптимум голоцена ледники высокогорного Кавказа не только не исчезали, но наоборот, были гораздо больше, чем современные.

Приведенные примеры убедительно показывают, что решение палеогляциологических проблем в значительной степени упирается в необходимость глубокого раскрытия процессов взаимодействия климата и оледенения. Конечно, особенно ценными являются исследования режима и динамики современных ледников.

Экстраполяция гляциологических данных может быть достигнута на основе сопоставления информации о колебаниях ледников с тенденциями развития климата за последние десятилетия и столетия. Для этого молодого этапа в истории оледенения представление о колебаниях ледников существенно конкретизируется, так как объем палеогляциологической информации возрастает по мере приближения к современности.

Напомним, что под колебаниями ледников понимается увеличение или уменьшение их размеров. В принципе необходимо фиксировать длину, площадь и мощность ледников. Однако до сих пор в основном ограничиваются лишь регистрацией изменения положения концов ледниковых языков, поскольку измерения площадей и объемов ледников сопряжены с большими трудностями. Различают сезонные, вековые и циклические колебания, непосредственно отражающие реакции ледников на изменения климата. Вместе с тем различают колебания, причина которых заключается во внутренней неустойчивости ледников. В таком случае влияние климата сказывается косвенно.

Естественно, недавние колебания ледников должны иметь надежную временную привязку. Прежде всего необходима постановка повторных геодезических наблюдений за положением ледниковых языков. Нередко в качестве реперов используются выступы скал на бортах трогов и даже огромные валуны на днищах долин. На этих камнях иногда можно увидеть не одну, а несколько меток, оставленных разными исследователями. Каждая метка обозначает год наблюдений и расстояние до конца ледника. Реперы могут служить долгое время. Так, у ледника Безенги на Кавказе на крупном камне сохранилась метка «1946 г. 270 м» (до конца ледника). Сейчас конец ледника отстоит от этого валуна на 600 м. Геодезический метод регистрации изменений размеров ледников широко применяется в разных горно-ледниковых районах. Такие работы проводятся в Альпах почти 200 лет.

Основу исторического метода изучения поведения ледников составляет анализ старых карт, архивных материалов и публикаций. Особенно хорошие результаты этот метод позволяет получить в горных районах, где издавна живут люди. В частности, много интересных свидетельств хранит история альпийских ледников. Из поколения в поколение здесь передаются легенды о катастрофических наступлениях ледников, стерших с лица земли целые селения.

Для анализа ледниковых колебаний привлекаются самые разнообразные исторические сведения. Например, французский исследователь Ле Руа Ладюри использовал для реконструкции ледников в Альпах не только непосредственные данные о подвижках, но и материалы о росте цен и налогов в периоды активизации оледенения, тома судебных тяжб по поводу земель, освободившихся в результате сокращения ледников, а также даты сбора урожая в приледниковых районах. Ле Руа Ладюри установил, что максимум оледенения за последнее тысячелетие относится к 1720 г. В следующее десятилетие ледники несколько уменьшились в размерах, но все же были значительно больше современных. В 1740—1750 гг. они снова перешли в наступление, причем эта активизация, по-видимому, была связана с глобальным ухудшением климата — в то же время наступали ледники в Норвегии, Исландии, на Аляске и в других районах. Это продолжалось практически до 1770 г., затем размеры оледенения несколько сократились. Начало новой волны активизации Ле Руа Ладюри датирует 1818—1825 гг., что подтверждается даже гравюрами с изображением ледников. В целом интервал с середины XVIII в. до середины XIX в. в научной литературе часто называют малым ледниковым периодом, хотя, на наш взгляд, он начался гораздо раньше и продолжался не менее 750 лет. За последние 100 лет ледники повсеместно отступают. Однако на этом фоне отмечались и периоды ухудшения климатической обстановки — деградация ледников замедлялась, а в отдельные интервалы происходило даже их незначительное наступание. Например, на Центральном Кавказе подвижки ледников были в 1885—1887, 1925—1932, 1953—1955 и 1966—1967 гг. Последнее наступание ледников началось в 1979 г. и продолжается до сих пор. Так, самый большой ледник Кавказа — Безенги — за это время сумел продвинуться почти на 300 м. На Шпицбергене замедление темпов отступания происходило в 1910, 1925 и 1940 гг.

Понятно, что геодезический метод и исторические свидетельства имеют временные ограничения, поскольку не выходят за рамки нескольких сот лет. Чтобы расширить этот диапазон, привлекаются биоиндикационные методы: лихенометрический и дендрохронологический, позволяющие получить массовые и надежные результаты.

В 1950 г. в Венском университете австрийский геоботаник Р. Бешель защитил докторскую диссертацию о росте лишайников, в которой выдвинул оригинальную идею: увеличение размеров лишайника непосредственно зависит от его возраста. Применив эту зависимость к лишайникам, растущим на каменных субстратах в Альпах, Р. Бешель разработал методику абсолютного датирования моренных гряд. В результате в гляциологии сложилось эффективное биоиндикационное направление, которое позволяет исследовать динамику оледенения в прошлом.

За этим направлением закрепилось название «лихенометрия». Сущность его отнюдь не исчерпывается датированием морен. По лихенометрическим данным можно составить представление о сменах палеоклиматических обстановок в горах. Как известно, ледники являются аккумуляторами твердых осадков и чутко реагируют на любые отклонения температурного режима. Понятно, что точно восстановленные палеоклиматические показатели могут составить основу для прогнозирования нивально-гляциальных процессов.

В ходе лихенометрических исследований выяснилось, что корковые лишайники поселяются на камнях через несколько лет после отступания ледника. Диаспоры лишайников разносятся по воздуху и, попадая на обнаженную поверхность морен, начинают активно развиваться, конечно, при наличии благоприятных экологических условий. Как правило, уже через 100—300 лет валуны на моренных грядах оказываются почти сплошь покрытыми слоевищами лишайников.

Скорость прироста лишайников не остается постоянной. На первых порах она невелика, и должно пройти лет 15—20, прежде чем их можно различить невооруженным глазом. Затем наступает период ускоренного роста лишайников, который, например, на Центральном Кавказе у разных видов лишайников колеблется от 40 до 500 лет. Впоследствии скорость роста лишайников надолго замедляется.

В целом лишайники растут очень медленно. Например, у накипного лишайника — ризокарпона географического (Rhizocarpon geographicum), наиболее часто используемого в лихенометрии, радиальный прирост слоевищ всегда менее 1 мм/год, причем в горах умеренных широт он составляет 0,4-0,15 мм/год, а в условиях Арктики еще меньше — 0,14-0,05 мм/год. Заметим, что некоторые листовые и кустистые лишайники тоже отличаются низкими темпами роста. Так, умбиликария цилиндрическая (Umbilicaria cylindrica), в изобилии встречающаяся на скалах и камнях в высокогорных районах и полярных пустынях, прирастает не более чем на 0,004 мм/год в Альпах.

Замедленный рост лишайников определяет длительность их существования. В частности, установлено, что отдельные слоевища ризокарпона географического живут до 4500 лет в Арктике. В Альпах и на Кавказе эти лишайники растут от 600 до 1300 лет. Продолжительность жизни и скорость роста лишайников варьируют в зависимости от экологических условий, причем особенно влияют такие факторы, как продолжительность залегания снежного покрова, количество летних осадков, сумма среднесуточных положительных температур за теплый период года и др. Тем не менее на обширных территориях со сравнительно однородными климатическими показателями экологический фон меняется в довольно узком диапазоне и отклонениями от среднего уровня можно пренебречь.

Итак, при использовании лихенометрического метода вводится допущение об однотипной закономерности прироста лишайников и длительности их жизни в определенном регионе. Поэтому если замерить максимальные диаметры самых крупных слоевищ лишайников и измерить среднегодовой прирост их диаметра, то можно вычислить минимальный возраст моренных субстратов, на которых поселились лишайники. Иными словами, есть возможность установить время формирования морен, а также ритмы многих динамичных природных процессов. Последнее приобретает важнейшее значение для решения проблем, связанных с регулированием состояния окружающей среды и прогнозированием стихийных бедствий.

Поскольку доказано, что на протяжении своей жизни лишайник растет с неодинаковой скоростью, в районах проведения детальных исследований необходимо располагать несколькими (не менее трех) хронологическими реперами. Для этого используются моренные гряды, возраст которых независимо и надежно установлен по историческим источникам и радиоуглеродным датировкам. Естественно, что для создания шкал прироста лишайников желательно располагать информацией о возрастах самой молодой и самой древней гряд. Возраст промежуточных гряд устанавливается путем интерполяции.

В нашей стране лихенометрия морен вошла в практику гляциологических исследований. Так, на Полярном Урале датирование морен ледников ИГАН, Берга и Обручева показало, что в этом районе было не менее четырех этапов активизации оледенения на протяжении малого ледникового периода.

Детальную информацию о динамике ледников удалось получить на Центральном Кавказе (рис. 14), где лихенометрическая съемка была проведена на северном и южном макросклонах. По заключению гляциолога Н. А. Голодковской, выполнившей эту работу, за последние 700—800 лет общее убывание ледников осложнялось эпизодическими подвижками не менее 10 раз. Во время этих подвижек граница питания ледников снижалась по сравнению с современной максимально на 150 м. Полностью подтверждается концепция А. В. Шнитникова о четкой ритмической изменчивости природных процессов. В динамике ледников Кавказа наиболее выражен 80-летний ритм.

Результаты наших исследований на высокогорном Кавказе вполне согласуются с материалами среднеазиатских палеогляциологических экспедиций. Благодаря применению спорово-пыльцевого анализа в горах Средней Азии удалось выявить два периода повышенной увлажненности, которые могли сопровождаться крупными подвижками ледников: в конце позднего плейстоцена—самом начале голоцена и в среднем голоцене. Кроме того, выделяется еще целый ряд подвижек меньшего ранга. Все они осложняли общий ход деградации оледенения, и в большинстве случаев, так же как на Кавказе, размеры ледников во время каждой подвижки были меньше, чем во время предыдущей. Опираясь на данные спорово-пыльцевого анализа конечных морен в Фанских горах в Таджикистане, Н. Н. Михайлов отметил, что осцилляции ледников происходили при разных соотношениях тепла и влаги. Применив дендрохронологический метод, он подтвердил правомочность обособления двух этапов активизации горных ледников.

По материалам лихенометрической съемки Центральнокавказского высокогорья была выполнена реконструкция площадей и объемов ледников за малый ледниковый период. На его раннем этапе, в конце XIII—начале XIV в., ледники на Центральном Кавказе занимали площадь 219 км^2 (в настоящее время 122 км^2). При этом на северном макросклоне за истекшие 700 лет они сократились на 44%, а на южном — на 35%. Особенно активна деградация оледенения протекала в конце XIX—первой половине XX в., в последние десятилетия темпы этого процесса замедлились и некоторые ледники все чаще стали наступать.

Рис. 14. Результаты лихенометрической съемки приледникового участка Безенгийской долины

1 — дистальные края морен; 2 — районы проведения лихенометрической съемки; 3 — наиболее типичные участки моренных гряд, четко выраженных в рельефе; 4 — направление стока вод из плотинного озера. Диаметры лишайников даны в миллиметрах: черные кружки — максимальные значения; кружки с черными точками — средние максимальные

Гляциологические обстановки Центрального Кавказа, восстановленные для малого ледникового периода по лихенометрическим данным, оказались довольно сходными с данными по другим горно-ледниковым странам. Это сходство особенно проявляется в величине депрессии границы питания ледников — порядка 150 м за весь малый ледниковый период.

На Тянь-Шане за этот же отрезок времени оледенение претерпело три этапа активизации: в конце XVIII и XIX вв., в конце XV в. и в XI в. или несколько раньше. Эта последовательность ледниковых подвижек находит отражение в колебаниях уровня озера Иссык-Куль: наступаниям ледников отвечали регрессии озера, и наоборот.

Климатическая обусловленность событий ледниковой истории гор может быть раскрыта и с помощью другого биоиндикационного метода, основанного на систематическом обследовании и подсчете годичных колец деревьев. Возможность использования данных по приросту деревьев в качестве показателя изменчивости природных факторов привела к обособлению дендроиндикации как самостоятельного научного направления.

Измерения ширины годичных колец выполняются под микроскопом или бинокулярной лупой, иногда для этих целей используются автоматизированные установки. Особое внимание уделяется подсчету узких колец, а не колец средней ширины, имеющих ограниченное диагностическое значение. В результате статистической обработки массовой информации можно выявить тесные связи между ростом колец и колебаниями температур и осадков.

Дендроиндикационный метод «работает» в пределах последних тысячелетий: в горах Средней Азии туркестанская арча растет до 2000 лет, а некоторые виды сосен в горах Калифорнии — до 4000 лет. Привлечение данных по годичным кольцам ископаемых деревьев позволяет расширить сферу применения дендроиндикации на весь голоцен.

В последние годы выяснилось, что одной из важных дендроиндикационных характеристик является не только ширина колец, но и их оптическая плотность. Сопряженный анализ данных дендроиндикации и лихенометрии открывает большие перспективы для решения проблемы взаимодействия климата и оледенения.

Изучение древних и молодых оледенений имеет не только сугубо научный интерес, поскольку при этом открываются возможности глубже проникнуть в мир современных ледниковых процессов и явлений. Одновременно можно осуществить прогноз поведения ледников, что особенно актуально в связи с долгосрочным планированием хозяйственной деятельности в горах.

Перелистывая страницы сложной ледниковой истории Земли, невольно задаешься вопросом: а что же вызывало оледенения? Однозначного ответа на этот вопрос нет. Потому и существует множество гипотез, авторы которых главным образом геофизики, физики и астрономы.

Среди геофизических гипотез наиболее известны две. Одна из них тесно связана с возрождением представлений Л. Вегенера о дрейфе материков и становлением тектоники литосферных плит. В ходе своего перемещения некоторые материки занимали полярное положение и становились очагами оледенений. Гипотеза широко привлекалась для объяснения оледенения Гондваны в пермско-каменноугольное время. Однако она не раскрывает причины позднекайнозойского оледенения, когда не происходило резких изменений в положении материков. Более того, многократность оледенений в плейстоцене подтверждается и тектоникой литосферных плит. Следует, между прочим, заметить, что полярное положение вовсе не обеспечивает оптимальных условий для развития оледенения: в этом отношении лучшие возможности имеются в горах умеренного пояса, где выпадает много снега, а летом довольно прохладно.

Другая геофизическая гипотеза отдает предпочтение миграции полюсов, т. е., по существу, сходна с предыдущей. По мнению американских ученых М. Юинга и У. Донна, полюсы заняли нынешнее положение в начале плейстоцена, что стимулировало развитие оледенений в северном полушарии. Установить же причины многократности последующих оледенений с позиций данной гипотезы нельзя, поскольку в плейстоцене положение полюсов мало менялось.

Далее выделяется ряд гипотез, которые исходят из изменений в положении суши и моря, а соответственно и системы морских течений. Последние играют ведущую роль в переносе тепла из экваториальных широт в полярные, и, естественно, сдвиги в системе морских течений могут привести к похолоданию в высоких широтах. В частности, предполагаемое поднятие Фарерско-Исландского порога способно преградить путь теплым атлантическим водам к северу. Такой эффект, видимо, мог сказаться на гляциоэвстатическом понижении уровня моря в связи с развитием оледенений, но вряд ли был первопричиной оледенений.

Поднятие гор, вероятно, тоже могло стимулировать разрастание ледников, и, как отмечалось выше, связь оледенений с эпохами горообразования в общем не вызывает сомнений. Во всяком случае, временная сопряженность альпийского орогенеза и позднекайнозойского ледникового периода несомненна. Вместе с тем пока еще нет фактов, доказывающих, что неоднократность и последовательность плейстоценовых оледенений определялась чередованием поднятий и опусканий.

Немалые осложнения вызывает учет гляциоизостатических движений. Гляциоизостазия — реакция земной коры на таяние масс льда. Следующее в этой связи поднятие может достигать четверти и даже трети мощности ледникового тела. Подобным эффектом данного процесса должно быть похолодание в наиболее поднятых частях гор, где ледники способны не только сохраняться, но даже разрастаться.

Еще одна группа гипотез сопряжена с изменениями в атмосфере. Здесь особенно известна концепция колебаний в содержании углекислоты. При уменьшении доли газа в атмосфере сокращается поглощение длинноволновой радиации и происходит похолодание. Автором этой концепции был американский ученый Т. Чемберлен, разработавший ее основные принципы в конце XIX в.

Шведский ученый С. Аррениус связывал уменьшение содержания углекислоты в воздухе с ослаблением вулканической деятельности, и наоборот. В наши дни советский климатолог член-корреспондент АН СССР М. И. Будыко считает, что под влиянием растущего потребления минерального топлива атмосфера пополняется продуктами его сжигания, в том числе углекислотой, что оказывает глобальный отепляющий эффект. Тем не менее совершенно ясно, что колебаниями в содержании атмосферной углекислоты невозможно объяснить неоднократность оледенений в плейстоцене.

Вулканический пепел, попадая в атмосферу, тоже может сковывать поступление солнечной радиации, однако, несомненно, этот экран имеет скорее региональное, чем глобальное значение и вряд ли сохраняется надолго. Кроме того, наши знания об этапах вулканической деятельности в плейстоцене крайне фрагментарны.

Группа климатических гипотез исходит из того, что совсем небольшие изменения системы атмосферной циркуляции или морских течений могут иметь далеко идущие последствия, стимулируя или, наоборот, тормозя развитие оледенений. Например, известный английский палеоклиматолог Ч. Брукс утверждал, что незначительное охлаждение поверхностных вод океанов может привести к формированию ледникового покрова, соответственно возросшее альбедо поверхности льда определяет общее понижение температур. Далее происходит цепная реакция: площадь ледниковых тел расширяется, усиливается похолодание и масштабы оледенения возрастают. В этой концепции, пожалуй, самым уязвимым звеном является то, что она не может объяснить обратный процесс — сокращение масштабов оледенений. Не ясна также и первопричина, вызывающая развитие этого процесса.

Существует целый ряд гипотез, опирающихся на учет изменений астрономических показателей — эксцентриситета орбиты Земли, плоскости эклиптики и т. д. Все они так или иначе основываются на распределении солнечной радиации на поверхности Земли. Большой вклад в развитие данного направления внес югославский математик М. Миланкович, обосновавший закономерные колебания в поступлении солнечного тепла на поверхность Земли с учетом широтного положения. Эта идея была поддержана американскими исследователями Ч. Эмилиани и Дж. Гейссом, которые наряду с астрономическими факторами учитывали климат. Основная сложность состоит в том, что изменения параметров орбиты Земли тоже недостаточны для объяснения повторяемости оледенений.

К астрономическим гипотезам примыкают многочисленные концепции, предполагающие ритмичность деятельности Солнца. Хотя проявления этих ритмов неоднократно фиксировались в различных природных процессах, все же тесной статистической связи между динамикой солнечной деятельности и изменениями климата за последние столетия выявить не удалось.

Более крупные ритмы с амплитудой порядка 200 тыс. или 400 тыс. лет, выделенные английским геофизиком Дж. Симпсоном, признавались долгое время, но в связи с уточнением представлений по геохронологии плейстоцена они подверглись основательной ревизии. Во всяком случае, теперь распространено мнение, что астрономические факторы могли играть решающую роль только в тех случаях, когда одновременно проявлялось влияние земных факторов и прежде всего горообразовательных процессов.

Таким образом, причины оледенений до сих пор не раскрыты. По всей вероятности, разгадку данной проблемы надо искать в сложном взаимодействии нескольких, а возможно, и многих факторов.

Ледники и жизнь

На первый взгляд ледники совершенно несовместимы с жизнью, хотя отдельные проявления ее все же встречаются в мире белого безмолвия. Например, на моренах на поверхности кавказских ледников можно увидеть редкие травянистые растения, мхи и лишайники. Обитают там мухи, пауки и другие насекомые.

Даже на чистой поверхности льда иногда могут развиваться самые примитивные формы жизни. Микроскопические водоросли — десмидиевые, диатомовые, зеленые и синезеленые, нередко окрашенные малиновым, розовым и фиолетовым пигментами,— довольно энергично осваивают поверхностный слой льда, нарушая его кристаллическую структуру и придавая ему своеобразный цвет. Развитие низших растений, как правило, достигает оптимального уровня летом. Красноватые пятна водорослей на горных ледниках — явление не особенно редкое, причем эти организмы встречаются и на высотах около 5 тыс. м, где, по сути дела, маркируют верхний предел жизни на ледниках.

Наиболее просто устроены синезеленые водоросли, которые фактически мало зависят от окружающей среды: они переносят и сильные морозы, и обильные потоки света. На заре развития органического мира Земли, вероятно, именно синезеленые содействовали формированию атмосферы и тем самым подготовили почву для появления высших организмов. В настоящее время синезеленые сохраняются в предельно суровых условиях, которые не подходят для существования других организмов. Таким образом, на поверхности ледников, возможно, кроется один из важных ключей к разгадке тайн живой природы.

Нередко в периферических частях ледников поверхность бывает густо усеяна цилиндрическими ямками, которые заполняются водой летом, во время таяния снега. На дне каждой ямки накапливается желатиноподобный мелкозем — криоконит, состоящий из пыли, принесенной ветром, и большого количества органического вещества, включая несколько видов синезеленых водорослей и плесень. Здесь обитают микроскопические животные, относящиеся к группе коловраток. Зимой вода и водоросли замерзают, а летом развитие крохотных организмов возобновляется. Ледниковое окружение не препятствует этим процессам; ямки, в которых они живут, образуются под воздействием тепла, возникающего в результате фотосинтеза и метаболизма.

Конечно, не приходится отрицать, что в целом горные ледники с их постоянно низкими температурами не представляют собой среду, оптимально подходящую для жизни. И если не считать некоторые примитивные формы, этот мир вполне можно считать безжизненным. Тем не менее он в немалой мере воздействует на существование организмов на сопредельных территориях. Иногда в непосредственной близости от горных ледников можно наблюдать разнообразные и обильные проявления жизни. В ряде горных стран, например на Кавказе, концы ледников спускаются в лесной пояс. На скалах в районах сетчатого оледенения Шпицбергена находятся крупные колонии птиц, мало чем отличающиеся от прибрежных птичьих базаров.

Довольно своеобразное явление представляют собой «ледниковые сады». Это понятие охватывает группировки растений, приуроченные к высотам, которые не соответствуют обычным экологическим требованиям данных видов. Возникновение таких оазисов можно объяснить различными эффектами оледенения, способствовавшими изоляции организмов. Обычно в горных ледниковых садах присутствуют в основном арктоальпийские виды, включая ряд реликтов ледникового периода. Например, в саду у ледника Талефр в Альпах обнаружено 40 видов, ныне растущих в Лапландии, и 6 видов, встречающихся на Шпицбергене.

В горных странах, где концы ледников заходят в лесной пояс, можно, поднимаясь по береговым моренам, наблюдать последовательную смену и обеднение растительных формаций. Леса сменяются зарослями кустарников и альпийским высокотравьем, затем красочными коврами альпийских трав и, наконец, разреженными пятнами лишайников и мхов в сочетании с травянистыми куртинами в нивальном поясе.

Флора высокогорий вблизи ледников отличается большим разнообразием в зависимости от местных особенностей рельефа, состава горных пород, почв и других факторов. Единственная особенность среди этих районов — непродолжительность вегетационного сезона, и, чтобы выжить, растениям пришлось выработать довольно сложные механизмы адаптации. Практически вегетация высокогорных видов в северном полушарии происходит в июле и августе, а в южном полушарии — в декабре и январе. По данным новозеландских ботаников, при подъеме на каждые 120 м цветение запаздывает примерно на четыре дня.

Одна из самых неожиданных особенностей горных растений — поразительная яркость их красок. Хотя у многих видов преобладают белые и желтые цветки, нередко встречаются виды с исключительно красивыми цветками. Так, даже в нивальной среде островов далекой Субантарктики можно любоваться цветами ярко-синих (Hebe benthamii, Myosotis capitata, M. antarctica), малиновых (Gentiana concinna), ярко-розовых (Anisotome latifolia, A. antipoda) и даже пурпурных тонов (Celmisia vernicosa, Pleurophyllum sp.).

Это пышное богатство красок привлекает насекомых, опыляющих растения,— прежде всего пчел и бабочек. Там, где горная флора более тусклая, например в Новой Зеландии, роль опылителей выполняют мухи, мотыльки, жуки. Возможно, впрочем, насекомых манит не столько цвет, сколько запах растений.

Цветение в горах зависит от температур в начале вегетационного периода. Установлено, что развитие цветочных почек у растений начинается еще осенью и продолжается зимой. Это одно из четко выраженных приспособлений растений к короткому вегетационному периоду. У некоторых видов, прижившихся в местах скопления снега, например Caltha obtusa, цветки полностью распускаются в конце лета. Иногда такие цветки можно увидеть у снежника и даже в холодном потоке талых вод.

Устойчивость снежного покрова имеет особо важное значение для органического мира горно-ледниковых районов. Участки, рано освобождающиеся от снега, даже на крутых склонах отличаются довольно развитым почвеннорастительным покровом. Ковры альпийских растений расстилаются по наиболее увлажненным местам, вдоль водотоков. Надо заметить, что даже в Арктике летом во многих местностях ощущается нехватка влаги, и это, естественно, тоже влияет на развитие жизни.

Исследователей давно интересовал вопрос о том, как далеко в горы могут проникать растения. Для высших растений этот предел чаще всего не превышает 3000 м. Во всяком случае, в Новозеландских Альпах в районе горы Кука один из видов лютика (Ranunculus grahamii) произрастает на высоте 2830 м, а два других вида травянистых растений (Parahebe birleyi, Hebe haastii) были обнаружены еще выше (около 2930 м). Конечно, лишайники и мхи поднимаются на большие высоты.

Контакт оледенения и жизни, естественно, зависит от высотного положения концов ледников. В Новой Зеландии ледники и жизнь соприкасаются так близко, как ни в каком другом районе нашей планеты. Здесь ледники Фокс и Франца-Иосифа спускаются с вершин Новозеландских Альп в пояс влажных лесов, сочная зелень которых напоминает тропические джунгли. Пальмы и древовидные папоротники, казалось бы, никак не вписывающиеся в приледниковые обстановки, здесь растут всего в нескольких десятках метров от концов ледников. То, что ледники в этом районе выходят из гор на низменности с высотами порядка 200 м, не достигая всего нескольких километров до теплого океана, объясняется необычайно благоприятными условиями их питания: воздушные потоки с океана приносят огромное количество осадков, выпадающих в горах в виде снега.

Приведенный пример должен настораживать всех, кто занимается гляциоклиматическими реконструкциями, так как присутствие следов оледенения, скажем, морен или ледниковой штриховки, в определенных условиях не всегда свидетельствует о суровости климата в прошлом. Заметим, что такие соображения впервые возникли у Ч. Дарвина, наблюдавшего на юге Чили ледники, расположенные вблизи от буковых лесов. Тем не менее крупные оледенения, безусловно, существенно влияли на развитие живой природы. Неоспоримые доказательства этого воздействия — резкие изменения в составе флоры и фауны совпали с развитием позднепалеозойского оледенения Гондваны, когда широко распространились виды, приспособленные к приледниковым обстановкам. По-видимому, это оледенение способствовало обострению температурных контрастов полярных и экваториальных широт и дифференциации природных зон.

Животные проявляют в горах высокую мобильность. На скалах и осыпях, в непосредственной близости от ледников обитают пауки, клещи и некоторые другие насекомые. Пауки на Тянь-Шане были обнаружены на высотах до 4300 м, а в Гималаях — до 6800 м. Из насекомых выше всех, до 6000 м, поднимаются в Гималаях ногохвостки и чешуекрылые. На Эвересте были обнаружены щетинохвостки и некоторые полужесткокрылые — до 5700—5800 м, жуки-чернотелки — до 5000 м, кузнечики — до 4900 м. Верхний предел обитания земноводных — 5500 м, рептилий — 5000 м. На сыртах Тянь-Шаня зеленые жабы постоянно обитают на высотах 3100 м и иногда поднимаются до 3500 м, тогда как концы многих ледников достигают отметок 3700—3800 м.

Птицы встречаются в горах на очень больших высотах. Около 15 видов птиц на Памире регулярно гнездятся выше 4000 м. Из насекомоядных птиц выше других на гнездовье отмечалась краснобрюхая горихвостка — до 4700 м, а из растительноядных — альпийский вьюрок — до 5000 м. На Тянь-Шане эти виды гнездятся до высоты 4400 м. Для высокогорий Памира и Тянь-Шаня весьма характерны горный гусь, огарь, улар, скалистый голубь, клушица, альпийская галка, стенолаз, большая чечевица, пустынный снегирь.

В период миграций птицы поднимаются еще выше. Альпинисты встречали на Эвересте альпийских галок на 8100 м. Значительная часть видов птиц совершает перелеты над Гималаями на высотах до 6000 м, а бородачей-ягнятников, гималайских грифов и горных гусей наблюдали на высотах более 7500 м.

Предел проникновения млекопитающих в горы — около 6000 м. Выше других поднимаются горные копытные (яки, козлы и бараны), а следом за ними — снежные барсы (ирбисы). На ледниках Центрального Тянь-Шаня на высотах 4000—4500 м мы нередко находили рога архаров. Группы этих животных часто встречались на высоте 4200 м на склонах гор, вплотную подступавших к боковым моренам ледника Коенды в массиве Ак-Шийрак. На Центральном Кавказе туры попадались на некоторых хребтах и массивах на высотах 3600—3700 м (Эльбрус, Суган, Казбек). Горные козлы на Памире в летнее время местами взбираются до 5500 м.

В поисках кормов копытные животные (снежные бараны, горные козлы, туры, горалы, серны), а вслед за ними и хищники (снежные барсы и волки) часто пересекают ледники, являющиеся наиболее удобными, хотя и небезопасными путями в горах. Кроме того, для многих животных ледники служат местами отдыха, а в жаркое время суток они там спасаются от назойливых кровососущих насекомых.

Правда, на ледниках животных подстерегают различные опасности: трещины, снежные обвалы. В лавинных конусах нередко обнаруживали массовые скопления трупов животных. Например, в Альпах известен случай, когда лавиной засыпало сразу 70 серн, а на Кавказе в отдельные годы от лавин погибало до 300 туров. На срединной морене ледника Давыдова на Тянь-Шане мы обнаружили целое кладбище архаров. Эта морена начинается от скального массива, со всех сторон окруженного льдом. Естественно, чтобы попасть сюда, животные должны были пересекать ледник. О вероятности таких передвижений животных красноречиво свидетельствуют оставленные ими многочисленные следы на снегу. Случаи массовой гибели диких животных на ледниках опровергают широко распространенное мнение, будто бы инстинкт предохраняет их от опасностей.

В книге советского эколога Р. И. Злотина «Жизнь в высокогорьях» [1975] убедительно показано, что по соседству с горными ледниками не прекращается биение жизни, а ее формы отличаются немалым разнообразием. В условиях высокогорного холодного и короткого лета животные выработали целый ряд приспособлений, включая густую опушенность и темную пигментацию покровов тела. Это ослабляет пагубное воздействие коротковолновой ультрафиолетовой радиации, но не препятствует поглощению длинноволновой инфракрасной. К проявлениям адаптации относятся также уменьшение размеров тела, сокращение цикла размножения и т. д. Плодовитость организмов с подъемом в горы уменьшается, поэтому там колебания численности менее выражены, чем на равнинах.

Существование животных в экстремальных обстановках ледниковых районов во многом зависит от структуры растительного покрова и особенностей рельефа. Даже на крутых скалах по бортам трогов на Шпицбергене находятся крупные колонии люриков, чистиков, больших полярных и трехпалых чаек, а также других морских птиц. Обширные птичьи базары тянутся по скалам вдоль морского побережья, прерываясь лишь в местах вывода ледниковых языков.

Любопытно отметить, что при общей протяженности береговой линии крупных островов архипелага Шпицберген в 4400 км не менее 790 км приходится на долю фронтов ледников, обрывающихся прямо в море. Прилегающие акватории, как правило, отличаются интенсивным развитием жизни. В начале лета здесь часто можно увидеть белых медведей, купающихся среди айсбергов. В начале июля 1982 г., когда внутренние части Билле-фьорда были еще скованы льдом, нам удалось наблюдать, что поверхность льда была пробита сотнями лунок, что указывало на необычное обилие нерп.

Проблема жизни в приледниковой среде имеет и более широкий аспект. Следует упомянуть, что еще в начале нынешнего столетия польский исследователь В. Лозиньский для обозначения приледниковых районов ввел понятие о перигляциальной зоне. До настоящего времени оно не имеет четкого определения, поскольку существует много типов приледниковых обстановок. Нередко критерием для выделения перигляциальных зон служит наличие реликтовых криогенных форм рельефа. Если рассматриваются условия развития ландшафтов или биотических сообществ, это понятие используется в более широком смысле, как окружающая ледники зона, на которой в результате взаимодействия природных компонентов формируются геосистемы и экосистемы.

Исследования перигляциала проводятся преимущественно в связи с проблемами геоморфологии, палеогеографии и стратиграфии рыхлых отложений. Гораздо менее изучены условия формирования ландшафтов и экосистем, хотя именно они играют существенную и нередко ведущую роль в определении ресурсного потенциала и состояния природной среды в приледниковых районах.

Во многих палеогеографических источниках высказывается мнение о характерном для перигляциала очень холодном и сухом климате, при котором возможно проявление криогенных процессов и формирование криогенных форм рельефа. Вместе с тем многочисленные свидетельства существования достаточно термофильных организмов и их сообществ вблизи границы ледниковых языков противоречат указанной точке зрения. Наблюдения в перигляциальных зонах Кавказа, Тянь-Шаня, Восточного Памира, гор Восточной Якутии и Шпицбергена свидетельствуют о большом разнообразии экологических условий, возникающих в этой зоне,— от аридных до гумидных. По сравнению с увлажнением условия теплообеспеченности варьируют не столь значительно, но могут быть также довольно контрастными.

Выше уже отмечалось, что в непосредственной близости от ледников, на высотах, превышающих зону экологического оптимума, встречаются различные древеснокустарниковые формации. Так, на Центральном Кавказе леса и субальпийские формации рододендрона проникают по долинам и склонам в глубь гор, выше концов ледников. Альпийские разнотравные лужайки, образованные многими видами цветковых растений и специфическим комплексом гетеротрофных организмов, во Внутреннем Тянь-Шане распространены выше границ альпийского пояса и даже в нивальном поясе. Лиственничная тайга в приледниковых районах Восточной Якутии по долинам рек поднимается выше лесного пояса. Тундровые экосистемы с богатой биотой характерны для многих районов Шпицбергена. Все эти факты инверсий в высотном размещении экосистем указывают, что в перигляциальных зонах могут существовать условия, способствующие проникновению вверх относительно более термофильных организмов и биотических сообществ, типичных для нижних высотных поясов.

Обращает внимание и тот факт, что при быстрых подвижках ледников, когда они опускаются гораздо ниже нивального пояса, образование новой («молодой») перигляциальной зоны не сопровождается заметной трансформацией структуры и функционирования коренных экосистем, существовавших в данной местности.

По мнению Р. И. Злотина, при анализе высокогорных экосистем важную роль играет возраст поверхности, на которой формируются биотические сообщества. Многие черты незрелости, обычно свойственные экосистемам на молодых поверхностях, отнюдь не служат подтверждением особой суровости климата в перигляциальной зоне. В тех же условиях, но на более древних поверхностях, формируются более зрелые экосистемы с длительным периодом субаэрального развития.

Современные перигляциальные зоны в плейстоцене неоднократно перекрывались льдами и сформировались в их нынешнем виде в голоцене, т. е. абсолютный возраст поверхностей в этих зонах сравнительно молод. Короткий период сезонной активности биоты наряду с молодым возрастом поверхностей ограничивают средообразующие потенции биоты. По этим же причинам экосистемы весьма часто отличаются относительно простой внутренней организацией и пестрой мозаичностью пространственного размещения.

Наступание ледников при отсутствии резких климатических изменений не приводит к трансформации природной среды в перигляциальной зоне. Там сохраняются рефугиумы с мало измененной биотой, которая при отступании ледников вновь заселяет освободившиеся территории.

Ледники и человек

Последняя крупная эпоха в развитии оледенения Земли — позднекайнозойская — совпала со становлением и развитием человека. Есть основания предполагать, что ледниковые процессы существенно ускорили его эволюцию. Вероятно, ухудшение климата стимулировало такие важные события, как овладение огнем, изготовление одежды и постройка жилищ, защищавших от стужи и влаги.

Освоение горных стран началось еще на заре каменного века. Межгорные котловины субтропического пояса с их благодатным климатом и обильными пищевыми ресурсами издавна привлекали человека. Он находил в горах подходящий материал для изготовления орудий. Так, в центральных областях Кавказского перешейка, в Осетии, Джавахетии и Армении, где распространены вулканогенные породы, многочисленные мастерские по выработке орудий из андезитов, базальтов, обсидианов существовали еще в нижнем и среднем палеолите — ашеле и мустье. Таковы мастерские в Сатани, Джрабере, Фонтане в Араратской долине, у северных подножий Мокрых гор в Джавахетии и др. К западу и востоку от зоны лавовых пород орудия изготовляли из кремния, кремнистых сланцев, известняков и других осадочных пород, а также из ледниковых валунов.

Следы пребывания ашельских и мустьерских людей в полосе средних и высоких гор из-за сильной эрозии плохо сохранились. Например, скудные ранне- и среднепалеолитические находки на Центральном Кавказе имеются только в нескольких пунктах, на южном макросклоне — до высот 1600—2100 м, на северном — не более 1000 м. Эти различия в масштабах проникновения древних людей в глубь гор, несомненно, объяснялись гляциологическим фактором. На северном макросклоне, особенно в его центральной части, плейстоценовые оледенения проявлялись наиболее мощно: ледниковые языки прорывались через ущелья скалистого хребта и местами выходили на предгорные равнины. Во время оледенений сильно понижались высотные растительные пояса и резко уменьшалась площадь территорий, пригодных для жизни человека.

Горно-ледниковый барьер Большого Кавказа был непреодолим для древнего человека, и это обстоятельство предопределяло различия каменных индустрий Северного Кавказа и Закавказья. Ледники, покрывавшие вершины вулканических нагорий и приподнятые части хребтов Малого Кавказа, тоже служили барьерами в расселении людей каменного века.

По-видимому, только в позднем палеолите, когда мобильные группы охотников стали промышлять в горах нестадных животных, состоялось настоящее знакомство человека с горными ледниками. Во всяком случае, поблизости от ледников, несомненно, обитали такие специфические животные, как пещерный медведь или пещерный лев, фигурирующие в списках охотничьих трофеев, обнаруженных на стоянках позднего палеолита. Представления о природе горно-ледниковых областей значительно расширилось в бронзовом и железном веках в связи с развитием отгонного скотоводства. Тем не менее широкое освоение высокогорных пастбищ на Кавказе произошло совсем недавно, в течение последних столетий, и этот процесс сопровождался значительным истреблением лесов. Лишь в немногих долинах северного макросклона Большого Кавказа концы ледников непосредственно заходят в лесной пояс (яркий пример — ледник Караугом). На южном макросклоне, где леса лучше сохранились, это наблюдается гораздо чаще.

В связи с выпасом скота в горно-ледниковых районах возникли первые сезонные поселения. Люди постепенно перестали страшиться ледников и часто хижины и загоны для скота ставили на камнях под защитой моренных гряд. Тропы, соединяющие разбросанные в горах селения, часто проходят вдоль краев ледниковых языков и иногда даже пересекают ледники. В современных условиях растущего хозяйственного и рекреационного освоения высокогорий расширяются контакты человека с ледниками, хотя последние по вполне понятным причинам остаются в числе немногих незаселенных местностей нашей планеты.

Пребывание человека в горах нередко сопряжено с риском, особенно в случаях проявления стихийных нивально-гляциальных процессов. Анализ динамики и прогнозирование их находятся в числе первоочередных задач научного поиска в гляциологии. Не менее актуальны проблемы практического использования ресурсов снега и льда. Особенно высоко оценивается способность ледников сохранять влагу в твердом состоянии в течение очень долгого времени.

Только в горных ледниках СССР заключено около 2500 км^3 воды. Эти запасы расходуются очень медленно, причем максимальный возраст льда в горах не превышает 1000 лет. Годовой ледниковый сток только в нашей стране составляет 25—30 км^3 воды, или 1% от водных запасов в ледниках. Ежегодное таяние ледников обеспечивает влагой многие аридные районы земного шара и объясняет существование подлинных чудес природы — полноводных рек, пересекающих раскаленные от зноя пустыни. Высоко в горах от ледников начинаются такие крупные реки, как Амударья, Сырдарья, Ганг, Инд, Брахмапутра, Хуанхе, Янцзыцзян и др. Талые ледниковые воды, являясь наиболее существенным элементом водного баланса засушливых предгорных равнин в Евразии и Америке, вносят значительный вклад в развитие их экономики, особенно гидроэнергетики и сельского хозяйства.

Для рационального использования водных ресурсов горно-ледниковых областей необходимы учет ледников и выяснение закономерностей режима рек, питающихся талыми ледниковыми водами. Дело в том, что по режиму эти реки существенно отличаются от равнинных. Прежде всего в горных районах выпадает больше осадков и преимущественно в виде снега. Расходы же на испарение сравнительно невелики, и в итоге показатели стока на единицу поверхности в горах значительно выше, чем на равнинах. Модуль годового стока с горно-ледниковых бассейнов обычно в 5—6 раз выше его средней величины по территории страны.

Паводки на горных реках с ледниковым питанием следуют за периодами увеличения абляции, т. е. в летние месяцы, когда потребность в воде в засушливых районах особенно возрастает. Кроме того, ледники — важные регуляторы стока в его многолетнем ходе. В годы, когда в горах выпадает много осадков, сток с ледников уменьшается, так как масса свежевыпавшего снега обладает высокой отражающей способностью и таяние соответственно замедляется. Напротив, в малоснежные годы, когда потребность в водоснабжении на окружающих равнинах возрастает, сток с ледников увеличивается. В самой общей форме можно констатировать, что ледники реагируют на климатические изменения в направлении, благоприятном для хозяйственной деятельности человека.

В настоящее время ученые многих стран пришли к выводу о важности создания международного каталога ледников. В Советском Союзе такой каталог уже составлен. В его 108 выпусках содержатся разнообразные сведения по морфологии и режиму отдельных ледников и групп ледников любого речного бассейна или района оледенения в целом. Кроме того, по инициативе видного советского гляциолога В. М. Котлякова в нашей стране в 1984 г. был составлен «Атлас снежно-ледовых ресурсов мира», где всесторонне освещена роль ледников как источников воды.

Работы по учету ледников имеют большое значение, поскольку уже сейчас во многих районах следует активно воздействовать на водно-ледниковый баланс и режим жидкого стока с ледников, чтобы получить дополнительное количество воды. К настоящему времени принципиально выяснены пути искусственной трансформации водно-ледникового баланса за счет усиления таяния льда с использованием солнечной и антропогеновой энергии. Кроме перераспределения запасов льда, в перспективе можно осуществлять направленную концентрацию метелевого и лавинного снега.

Усилить таяние ледников можно, зачернив их разными порошкообразными материалами, которые увеличивают поглощение солнечной радиации, а следовательно, и сток с ледников. Этот метод применялся еще в далеком прошлом. В долинах Памира издавна местные жители, чтобы ускорить весеннее снеготаяние, посыпали поля золой и землей. На эту мысль натолкнула человека сама природа. В разных горных странах люди обращали внимание, что вулканические извержения, сопровождающиеся выбросом значительного количества пепла, вызывают сильное таяние ледников. К аналогичному эффекту приводят и сильные пыльные бури.

Искусственное зачернение поверхности ледников, предпринятое по инициативе академика Г. А. Авсюка, фактически дает несравненно больший эффект. Чисто теоретически можно предположить, что дополнительное стаивание льда должно быстро восстановиться в многоснежные годы, и режим ледников, таким образом, придет в соответствие с климатическими условиями. Однако для внедрения этого метода еще требуются многолетние исследования на ледниках и обоснованные представления о возможных физико-географических последствиях.

Советский гляциоклиматолог А. Н. Кренке предпринял количественную оценку реальных ресурсов и интенсивности массообмена в ледниковых системах на территории СССР. Был определен потенциальный объем воды, который можно дополнительно израсходовать при искусственном воздействии на режим ледников путем зачернения их поверхности. Расчеты показали, что в Средней Азии, где проблемы регулирования местных ресурсов воды стоят наиболее остро, сток ледников можно изменить не более чем на 6 км^3. Конечно, этого количества недостаточно для решения крупных региональных водно-балансовых проблем, но в отдельные годы использование ледников для орошения хлопковых полей, безусловно, способно дать немалый эффект.

Существуют и другие технические проекты усиления водоотдачи ледников. Прежде всего это — увеличение таяния за счет механической очистки ледниковых языков от моренного чехла. Известно, что сплошной слой поверхностной морены снижает таяние примерно вдвое. Если учесть площадь ледников, забронированных камнями, которая только в Средней Азии составляет около 1700 км^2, получается, что в результате снятия моренного чехла в этом районе в принципе можно «выжать» из ледников еще около 5 км^3 воды в год.

Более реально использование внутриледниковых вод в качестве местных источников водоснабжения. Для этого сейчас разрабатываются геофизические методы поисков воды в ледниках и буровые методы ее добычи. При этом решается и вопрос транспортировки воды и ее откачки из внутриледниковых полостей. Уникальный опыт такого рода накоплен гляциологами при водоснабжении советского рудника Пирамида на Шпицбергене.

Если обычно при использовании ледниковых вод для хозяйственных целей принимается в расчет талая ледниковая составляющая речного стока, доминирующая в летние месяцы, то в полярных районах, наоборот, значительная нехватка воды ощущается в холодное время года. В поселке Пирамида водозабор производится из озера Голубого, но воды в нем не хватает. Поэтому важным источником становится ледник Бертиль. Летом вода забирается с его поверхности, а зимой — из внутренних водоносных горизонтов. Специальные исследования позволили установить, что вода поступает по естественному туннелю в теле ледника, и основная часть зимнего стока связана с водоотдачей из подледникового талика, который каждое лето пополняет свой запас воды. Этот поток перехватывается внутриледниковым штреком, откуда вода подается непосредственно в бойлерную поселка через трубопровод длиной 1 км.

Рассматривая ледники как источники влаги, не следует упускать из виду такое важное обстоятельство, как чистоту ледникового льда. Минерализация его очень мала, а нередко даже меньше, чем атмосферных осадков. Геохимические анализы проб льда, отобранных на кавказских ледниках Марух, Гергети, Халде и др., показали, что в среднем минерализация льда не превышает 15 мг/л, тогда как нормальная минерализация речных вод на один-два порядка выше. Полученные для ледникового льда величины оказались даже меньше минерализации осадков в высокогорных районах Кавказа (20 мг/л). Как ни удивительно, но ледники обладают способностью самоочищаться. Деминерализация льда происходит в результате фазовых переходов и миграции рассолов в направлении температурного градиента.

Интенсивность и механизмы этих процессов раскрыты еще далеко не полно, а ледниковый лед в некоторых странах приобретает товарную стоимость. Например, в Японию, где проблема чистой воды стоит особенно остро, ежегодно доставляется из Гренландии 15—20 т льда. Не исключено, что некоторые ледники могут быть в недалеком будущем растащены по кускам. Во всяком случае, в стадии технических разработок находятся проекты транспортировки айсбергов из полярных районов к побережьям страдающих от засухи областей Австралии, Южной Америки и Азии.

Рассматривая качество ледниковых вод, нельзя упускать из виду и тот факт, что они практически лишены тепловых загрязнений: вытекающая из-под ледников вода всегда имеет температуру около 0° С.

Важный аспект регулирования ледникового стока — прогнозирование и защита населенных пунктов в горах от прорывов ледниково-подпрудных озер. Эти озера, ванны которых целиком или частично выработаны ледниковым льдом, являются характерной особенностью ледниковых ландшафтов. Выделяются озера на поверхности ледников, внутриледниковые и озера в речных долинах, подпруженные ледниками.

Главная особенность гидрологического режима рассматриваемых озер состоит в периодических прорывах их вод, которые, судя по исследованиям в горах Тянь-Шаня, Памира, Аляски, в Альпах, Норвегии, Исландии, Британской Колумбии и других районах, происходят раз в один-два года. Сам механизм прорыва был рассмотрен на примере озера Мерцбахера на Тянь-Шане. Расчет и прогноз паводков, сопровождающих прорывы ледниково-подпрудных озер, относятся к важным практическим задачам гляциологов. Первый опыт такого расчета выполнен в нашей стране для пульсирующего ледника Колка на Северном Кавказе.

Для предотвращения катастрофических последствий ледниковых паводков в наиболее населенных районах предполагается строительство плотин, отводных каналов и даже туннелей в горах. С прорывами ледниково-подпрудных и моренных озер связано возникновение грозных селевых потоков. В селеопасной зоне расположена столица Казахской ССР — Алма-Ата. Только в 1921 г. сель выплеснул на город около 3 млн. м^3 камней и грязи. Для защиты Алма-Аты в долинах горных рек возведены могучие плотины, проводятся профилактические спуски воды из наиболее опасных озер и другие инженерно-технические мероприятия. Под защитой плотины находится всемирно известный спортивный комплекс Медео.

Нередко стихия льда соседствует с огненной стихией. Наглядный пример такого соседства — ледниковые шапки Исландии. В некоторых местах крупнейшей шапки — Ватнайёкудля — возвышаются вулканические вершины, увенчанные ослепительно белым снегом. В ледяной пустыне крутые иссиня-черные склоны вулканов выделяются особенно резко. Подножия вулканов иногда окаймлены подковообразными озерами, возникшими в результате таяния льда.

Но большинство вулканов Ватнайёкудля полностью или частично перекрыты льдом. Вершины этих громадных ледниковых куполов нередко поднимаются до 2000 м над уровнем моря и почти постоянно скрыты в густой пелене облаков. Во время подледниковых извержений под влиянием выделяющегося тепла масса льда вокруг вулканического очага начинает таять. При этом из ледниковых трещин сильно выделяются водяной пар и ядовитые газы. Бурные потоки талых вод по многочисленным туннелям прорываются к краю ледника и устремляются к океану, вызывая катастрофические паводки на реках. Такой паводок в Исландии называют «йекудльхлёуп» (в переводе — поток, ринувшийся от края ледника).

Приближение йекудльхлёупа иногда удается установить за несколько дней по быстрому повышению уровня воды в реках. Поток может переносить до 50 тыс. м^3/с воды, что сопоставимо с расходом воды в устье крупнейшей реки мира Амазонки. Под напором огромного количества воды от края Ватнайёкудля иногда отрываются глыбы льда высотой до 20—30 м, которые переносятся на большие расстояния. Нередко они пересекают всю прибрежную низменность и уносятся в океан в виде айсбергов.

Самый активный центр подледниковых извержений — Гримсвётн — находится в западной части Ватнайёкудля. Кальдера этого вулкана выражена в рельефе ледниковой поверхности в виде овального углубления площадью 35 км^2 и глубиной более 500 м. Извержения здесь происходят примерно раз в 7—10 лет и сопровождаются обильными излияниями лавы. В периоды между извержениями впадина заполняется талыми водами, образующимися в результате деятельности подледниковых сольфатар, зимой озеро замерзает, а летом на прозрачной глади вод плавают льдины.

Другая ледниковая шапка — Мирдальсйёкудль на юге Исландии — приобрела известность благодаря многократным извержениям подледникового вулкана Катла. В книге известного исландского гляциолога С. Тоураринссона «Тысячелетняя борьба со льдом и снегом» отмечается, что во время извержения вулкана в 1918 г. максимальный расход воды в 3 раза превышал расход воды в устье Амазонки. После прохождения паводка на прилегающей к леднику обширной прибрежной равнине, которую люди осваивали в течение многих сотен лет, не осталось никаких признаков жизни. Не менее мощное извержение Катлы в 1955 г. вновь опустошило эту местность.

Конечно, упомянутые ледниковые катастрофы не исчерпывают списка этих грозных явлений природы, с которыми сталкивалось человечество. Приведенные примеры иллюстрируют лишь масштабы бедствия.

Теперь кратко остановимся еще на одной проблеме. Ледниковые воды, как мы уже отмечали, обладают наибольшим содержанием взвеси по сравнению с другими водными источниками горных рек. Например, в реках, вытекающих из-под ледников Средней Азии, по подсчетам гидролога О. П. Щегловой, мутность исчисляется десятками килограммов на кубический литр воды, а в периоды схода гляциальных селей — сотнями килограммов. Высокий уровень взвешенных наносов сохраняется в реках и на значительном удалении от концов ледников.

С проблемой ледниковой муки в этом регионе вплотную столкнулись лишь в конце 50-х годов нашего столетия, когда для освоения земельных фондов потребовалось создание значительных регулирующих емкостей — водохранилищ. Эти водохранилища стали очень быстро заиливаться.

Беспрепятственный перенос продуктов ледниковой эрозии к чашам водохранилищ происходит из-за малого размера взвеси, в которой преобладают частицы менее 0,01 мм, по весу составляющие в среднем 30—45% взвешенных наносов.

В Нурекском водохранилище на реке Вахш в пределах его верхних 20 км наносы с размером частиц менее 0,35 мм являются главным источником формирования так называемых мутьевых, или плотностных, придонных потоков. Плотность потоков примерно в 1,5 раза превышает плотность вышележащей воды, а их образование объясняется поступлением в водохранилище в теплое время года холодных, сильно насыщенных взвесью ледниковых вод. Именно эти мутьевые потоки определяют режим заиления Нурекского гидроузла. Средний на 20-километровом участке слой образованных этими потоками отложений составляет около 7 м в год, а максимальные его величины достигают 22 м. Основной вынос мелкозема, конечно, дают крупные долинные ледники, а не многочисленные мелкие ледниковые тела. Поступление взвесей в водохранилища колеблется от года к году, что определяет режим заиления и соответственно график эксплуатации водохранилищ: сроки промывки верхних бьефов, съемки мутности, промерные работы. О масштабах проблем, связанных с заилением, можно судить по следующим цифрам: только в бассейнах Сырдарьи и Амударьи эксплуатируется, строится и проектируется несколько десятков водохранилищ емкостью свыше 50 км^3.

Одной из пассивных форм борьбы с заилением является создание больших «мертвых» объемов водохранилищ. При этом по мере заиления мертвого объема нормальная эксплуатация водохранилищ становится невозможной, и регулирующую роль должна выполнять новая расположенная выше емкость.

Выше мы рассматривали лишь аспекты прикладной гляциогидрологии. Но этим не исчерпывается практическая значимость гляциологии. Ледники являются не только компонентами гидросферы, но и занимают вполне определенное место в литосфере. Недаром многие классики естествознания справедливо рассматривали ледники как особый тип осадочных горных пород, что и определило методологический подход к изучению всех природных льдов. По мнению академика А. Н. Заварицкого, у геологов не возникает никаких сомнений в том. что ледниковый лед является настоящей горной породой. Об этом говорится и в фундаментальном труде П. А. Шумского «Основы структурного ледоведения».

Расширенная трактовка места гляциологии в системе наук о Земле согласуется с представлениями выдающегося советского естествоиспытателя академика В. И. Вернадского о криосфере Земли. Учет специфического положения ледников на контакте гидросферы, атмосферы и литосферы открывает новые перспективы научного поиска в гляциологии и отвечает современным задачам глубоких междисциплинарных исследований. Одновременно возрастает практическая ориентация гляциологических работ.

Здесь прежде всего следует иметь в виду, что ледники нередко занимают большие площади и являются важным элементом высокогорных ландшафтов, определяющим ход многих природных процессов. Отсюда ясно, что динамика ледниковых процессов и тем более их катастрофическое развитие существенно влияют на общую оценку окружающей среды. В этом плане возрастающее хозяйственное и рекреационное освоение гор ставит перед гляциологами принципиально новые задачи.

Гражданское, дорожное и промышленное строительство ведется на днищах трогов, выполненных ледниковыми отложениями. Соответственно при закладке фундамента здания, прокладке дорожного полотна или возведении мостов необходимо располагать конкретными характеристиками состава и строения поверхностных толщ, а это невозможно без познания закономерностей процессов моренонакопления. На первый взгляд, как будто формальные литологические показатели разнотипных морен для проектировщиков приобретают особую значимость, определяя стоимость строительства.

В случае необходимости гляциолог дает экспертную оценку устойчивости грунтов, особенно при наличии ледяных ядер в моренных субстратах, консультирует при поисках ценного строительного сырья. Например, грузинские гляциологи приняли участие в определении запасов мрамора в горно-ледниковых районах. Напомним также, что в ледниковых отложениях часто присутствуют рудные минералы, коренные источники которых скрыты под ледниками или приурочены к их скальному обрамлению. В связи с этим иногда возникает необходимость горнопроходческих работ в ледниках и даже под ними.

Важное значение имеют сведения о динамике ледников. Первые искусственные туннели строились главным образом для проведения научных исследований внутри ледников. В известном туннеле в леднике на горе Юнгфрау в Швейцарии, проложенном в 1951 г., до сих пор продолжаются систематические исследования физико-механических свойств льда и изучается термический режим ледникового тела. Непосредственное хозяйственное использование ледников связано с экспериментальными туннелями, проложенными в малоподвижных частях Гренландского ледникового покрова, которые использовались как гаражи для автомобильного транспорта, складские и даже отапливаемые жилые помещения. Один из туннелей достигал 330 м при ширине 5,4 м.

Признавая возможность эксплуатации ледниковых туннелей, следует все же заметить, что со временем происходят пластические деформации ледяных стенок и отслаивание льда. Наиболее долговечны туннели, заложенные в наименее подвижных периферических частях холодных ледников.

В последние годы возрос интерес и к возможности сооружения карьеров в ледниках для разработки месторождений полезных ископаемых открытым способом. Так, в Центральном Тянь-Шане обнаружено месторождение полиметаллов, частично перекрытое ледниками. На первый взгляд казалось, что наиболее рентабельным было бы удаление ледникового чехла. Однако для практической реализации такого предложения нужно не только определить мощность и скорость движения льда, но и оценить весь объем возможных последствий. Кроме того, сейчас еще нет однозначного инженерного решения проблемы. Напомним о неудачном опыте устранения части ледника Морено в Аргентине. Даже сбрасывание на ледник 500-килограммовых бомб не дало ожидаемого эффекта: пластичный лед довольно быстро залечивал свои раны.

Осевые части горных массивов и хребтов, где концентрируются ледники, таят в себе разнообразные минеральные богатства. Подступ к ним во многом связан с познанием закономерностей распределения ледников и ледниковых отложений. В этом плане большую помощь оказывают современные геофизические методы, помогающие оценить мощность льда и рыхлых отложений. В принципе на такой основе сейчас составляются карты подледникового рельефа горных районов. Такие карты могут реально помочь при разведке и разработке месторождений полезных ископаемых.

В каждой горной стране имеются определенные высотные рубежи, связанные с рентабельностью эксплуатации минеральных богатств. Однако в связи с ростом потребностей в минеральном сырье эти рубежи поднимаются вверх, все ближе к ледникам. И уже теперь в некоторых местностях можно увидеть ледники в окружении буровых вышек. Понятно, что вовлечение ледников в хозяйственную деятельность человека неизбежно, однако, как говорил известный советский гляциолог М. В. Тронов, ледники дарят людям красоту. Ежегодно целые армии туристов и альпинистов отправляются в горы, чтобы окунуться в чарующий мир снега и льда. И перед человечеством стоит благородная задача сохранить для будущих поколений нетронутыми лучшие уголки этого мира.

Заключение

Итак, мы познакомились с горными ледниками — традиционным и очень важным объектом гляциологии. В этой книге нам хотелось показать, что при изучении жизнедеятельности ледников важно учитывать комплекс природных процессов, меняющихся во времени и пространстве. Конечно, уникальное положение ледников на контакте нескольких геосфер предопределяло разные подходы к анализу оледенения. Для гидролога ледник — это прежде всего важное звено в системе водного баланса, регулятор стока и потенциальный ресурс пресной воды, для геолога — специфическая горная порода, для геоморфолога — компонент экзогенной морфоскульптуры, для ландшафтоведа — один из факторов мозаичности горных ландшафтов и т. д.

Бесспорно, каждая из этих позиций вполне оправдана и способствует пополнению информации о ледниках, причем порой открываются совершенно необычные стороны их функционирования. Задача гляциолога, на наш взгляд, состоит в том, чтобы объединить все эти подходы и оценки, ранжировать их и наметить главные направления научного поиска. Такая ориентация гляциологических исследований была в традициях отечественной географической школы, представителями которой являлись В. В. Докучаев, В. И. Вернадский, А. А. Григорьев, С. В. Калесник и др.

Комплексный подход к изучению оледенения позволяет применить богатый арсенал современных аналитических методов. Лишь при таком подходе удается подойти к глубокому пониманию процессов возникновения и существования ледников в неразрывной связи с их природным окружением. До сих пор многие стороны поведения ледников остаются неясными и даже загадочными. Например, неизвестно, при каких изменениях климата растаявшие ледники могут вновь возрождаться. До конца не раскрыт и сам механизм связи оледенения с атмосферой. Из поля зрения исследователей ускользал конкретный анализ взаимодействия оледенения с литосферой. Поэтому пока так трудно определенно ответить на вопрос: грозит ли человечеству очередное разрастание ледников? Более того, невозможно дать обоснованный прогноз поведения ледников даже на ближайшее десятилетие.

В этой связи заметим, что гляциологические прогнозы часто составляются с учетом известной гипотезы «парникового эффекта», отстаиваемой советским климатологом М. И. Будыко. Эта гипотеза предполагает повышение глобальных температур воздуха в связи с растущим поступлением в атмосферу углекислого газа в результате сжигания нефти, угля и других видов минерального топлива. Однако в последние годы стало очевидным, что, хотя атмосферный резервуар как будто пополнился углекислотой, тенденция к повышению температур прекратилась. Более того, теперь мы располагаем информацией о начавшемся ухудшении климатических условий. Это сопровождается и начавшимся наступлением ледников в некоторых горных районах. Так, на Центральном Кавказе стали наступать ледники Безенги, Шаурту, Кулак, прекратилось отступание ледников Халде, Адиши и т. д. Такие же тенденции климата выявились при изучении темпов прироста древесины тянь-шаньской ели и туркестанской арчи на верхней границе леса на Центральном Тянь-Шане. За последние 600 лет была выявлена система ритмов прироста годовых колец деревьев, причем самый молодой период, характеризующийся уменьшением ширины колец, точно совпал с метеорологическими данными об ухудшении климата в 1910—1916 гг. К этому же времени относится последняя волна активизации тянь-шаньских ледников, оставивших четкие конечные морены. После 1916 г. происходило общее улучшение климата, сопровождавшееся сокращением размеров ледников. На дендрограммах, обработанных гляциологом О. Н. Соломиной, этому периоду отвечают наиболее крупные годовые кольца древесины. Наибольшее потепление приходилось на середину 70-х годов, и, если ориентироваться на ритмы предыдущих 600 лет, с очередным похолоданием человечество столкнется очень скоро — в 20—30 годах XXI столетия. К этому времени ледники снова далеко продвинутся вниз по долинам.

Прогноз, основанный на конкретном анализе гляциоклиматических индикаторов в горах, подтверждается соответствующими сдвигами биосферы и в отдаленных от ледников областях. Произошли изменения в маршрутах миграций птиц и рыб, в сроках вызревания урожаев сельскохозяйственных культур, в динамике границы леса в высоких широтах и т. д. В этой связи представляется возможным объяснить неожиданные засухи, наводнения, заморозки в 70-х годах. По мнению авторитетных климатологов, смены тенденций в развитии климата вызывают перестройку всей системы атмосферной циркуляции и активизируют стихийные бедствия.

Приведенный нами набросок гляциоклиматического прогноза не совпадает с предсказаниями изменения климата и поведения ледников на базе «парникового эффекта». Предстоящие исследования, несомненно, позволят выявить истину, однако при любом сценарии человечеству еще долго придется принимать во внимание наличие ледников в горах, и соответственно сохраняется актуальность глубокого проникновения в многообразные ледниковые процессы и явления. Без этого нельзя осуществить управление нивально-гляциальными процессами.

Литература

Авсюк Г. А. Ледники плоских вершин. — Тр. Ин-та географии АН СССР, 1950, вып. 45, с. 15-44.

Агассис Л. Геологические очерки. СПб., 1867. 353 с.

Агаханянц О. Е. Основные проблемы физической географии Памира. Душанбе: Изд-во АН ТаджССР. Ч. 1, 1965. 240 с.; Ч. 2, 1966. 245 с.

Баков Е. К. Закономерности движения и динамики ледников Центрального Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1983. 157 с.

Бондарев Л. Г. Очерки по оледенению массива Ак-Шийрак. Фрунзе: Изд-во АН КиргССР. 1963. 203 с.

Бондарев Л. Г. Ледники и тектоника. Л.: Наука, 1975. 132 с.

Будыко М. И. Изменения климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 280 с.

Геоморфология Грузии / Под ред. Л. И. Маруашвили и др. Тбилиси: Мецниереба, 1971. 610 с.

Голубев Г. Н. Гидрология ледников. Л.: Наука, 1975. 132 с.

Дайсон Дж. Л. В мире льда. Л.: Гидрометеоиздат, 1966. 232 с.

Долгушин Л. Д., Осипова Г. Б. Пульсирующие ледники. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 192 с.

Евтеев С. А. Геологическая деятельность ледникового покрова Восточной Антарктиды. М.: Наука, 1964. 120 с.

Забиров Р. Д. Оледенение Памира. М.: Географгиз, 1955.

Зимы нашей планеты / Под ред. Б. Джона. М.: Мир, 1982. 333 с.

Злотин Р. И. Жизнь в высокогорьях. М.: Мысль, 1975. 240 с.

Зотиков И. А. Теплофизика ледниковых покровов. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.

Калесник С. В. Очерки гляциологии. М.: Географгиз, 1963. 551 с.

Каплин П. А. Фиордовые побережья Советского Союза. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 188 с.

Каталог ледников СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1967—1977.

Ковалев П. В. Современное и древнее оледенение Большого Кавказа.— В кн.: Материалы Кавказской экспедиции. Харьков: Изд-во Харьк. ун-та, 1967, т. 8, с. 3—101.

Колебания ледников и процессы моренонакопления на Центральном Кавказе. М.: Наука, 1984. 216 с.

Котляков В. М. Снежный покров Земли и ледники. Л.: Гидрометеоиздат, 1968. 479 с.

Котляков В. М. Горы, льды и гипотезы. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 167 с.

Кренке А. Н. Массообмен в ледниковых системах на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.

Кропоткин П. А. Исследования о ледниковом периоде. СПб., 1876. (Зап. РГО по общ. географии; Т. 7. Вып. 1).

Лаврушин Ю. А. Четвертичные отложения Шпицбергена. М.: Наука, 1969. 182 с.

Лаврушин Ю. А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М.: Наука, 1976. 237 с.

Ладюри Ле Руа. История климата с 1000 года. Л.: Гидрометеоиздат, 1971. 279 с.

Ледник Джанкуат (Центральный Кавказ) / Под ред. Г. Н. Голубева. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 184 с.

Максимов Е. В. Проблемы оледенения Земли и ритмы в природе. Л.: Наука, 1972. 296 с.

Материалы гляциологических исследований. М., 1963—1985, т. 1-52.

Насимович А. А. Жизнь животных в горах на больших высотах.— Бюл. МОИП. Отд. биол., 1964, т. 69, № 5.

Ог Э. Геология. М., 1914. Т. 1. Геологические явления. 466 с.

Озера Тянь-Шаня и их история / Под ред. А. В. Шнитникова. Л.: Наука, 1980. 231 с.

Патерсон У. Физика ледников. М.: Мир, 1984. 472 с.

Подозерский К. И. Ледники Кавказского хребта. Тифлис, 1911. 200 с. (Зап. Кавк. отд-ния РГО; Кн. 29. Вып. 1).

Попов А. И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967.

Промерзание земной поверхности и оледенение хребта Сунтар-Хаята / Н. А. Граве, М. К. Гаврилова, Г. Ф. Гравис и др. М.: Наука, 1964. 144 с.

Оледенение Земли Франца-Иосифа / М. Г. Гросвальд, А. Н. Кренке, О. Н. Виноградов и др. М.: Наука, 1973. 352 с.

Оледенение Шпицбергена (Свальбарда) / Л. С. Троицкий, Е. М. Зингер, В. С. Корякин и др. М.: Наука, 1975. 276 с.

Пуннинг Я.-М. К., Раукас А. В. Методы датирования четвертичных образований в целях палеогеографических реконструкций. М.: ВИНИТИ, 1980. 152 с. (Итоги науки и техники. Геоморфология; Т. 7).

Райс Р. Дж. Основы геоморфологии. М.: Прогресс, 1980. 574 с. Руководство по изучению новейших отложений / Под ред. П. А. Каплина. М.: Изд-во МГУ, 1976. 311 с.

Серебрянный Л. Р. Древнее оледенение и жизнь. М.: Наука, 1980. 127 с.

Серебрянный Л. Р. Лабораторный анализ в геоморфологии и четвертичной палеогеографии. М.: ВИНИТИ, 1980. 152 с. (Итоги науки и техники. Геоморфология; Т. 6).

Сидоров Л. Ф. Природа Памира в четвертичное время. Л.: Наука, 1979. 146 с.

Тиндаль Д. Альпийские ледники. М., 1866. 346 с.

Тронов М. В. Факторы оледенения и развития ледников. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1972. 235 с.

Тушинский Г. К. Ледники, снежники, лавины Советского Союза. М.: Географгиз, 1963. 311 с.

Флинт Р. Ледники и палеогеография плейстоцена. М.: Изд-во иностр. лит., 1963. 576 с.

Четвертичный период в США. Т. 1 / Под ред. Г. Райта и Д. Фрея. М.: Мир, 1968. 696 с.

Шнитников А. В. Изменчивость общей увлажненности материков Северного полушария. Л.; М.: Изд-во АН СССР, 1957. 337 с.

Шнитников А. В. Иссык-Куль: природа, охрана и перспективы использования озера. Фрунзе: Илим, 1979. 87 с.

Шумский П. А. Основы структурного ледоведения. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 492 с.

Щукин И. С. Общая геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1960. Т. 1. 616 с.

Ahlmann Н. W. Glacier variations and climatic fluctuations. N. Y., 1935.

Beschel R. Dating rock surfaces by lichen growth and its application to glaciology and physiography (lichenometry).— In: Geology of the Arctic. Toronto: Univ. press, 1961, vol. 2, p. 1044—1062.

Charles worth J. K. The Quaternary era with special reference to its glaciation. L.: Arnold, 1957. Vol. 1. 592 p.; Vol. 2. 593 p.

Embleton C., King С. A. M. Glacial and periglacial geomorphology. L.: Arnold, 1968. 608 p.

Glacial geomorphology / Ed. D. R. Coates. Binghampton: State Univ. of N. Y, 1974. 398 p.

Hastenrath S. L. The glaciation of the Ecuadorian Andes. Rotterdam: Balkema, 1981. 200 p.

Klebelsberg R. von. Handbuch der Gletscherkunde und Glazialgeologie. Wien, 1948—1949. Bd. 1, 2. 1028 S.

Late Quaternary environments of the Soviet Union. Minneapolis: Univ. Minn. press, 1984.

Late Quaternary environments of the United States. Minneapolis: Univ. Minn. Press, 1984.

Lliboutry L. Nieves у glaciares de Chile: Fundamentos de glaciologia. Santiago de Chile: Ed. Univ. Chile. 1956. 472 p.

Lliboutry L. Traite de glaciologie. P.: Mason, 1965. Т. 1, 2. 614 p.

Merzbacher G. Vorlaufiger Bericht uber eine in den Jahren 1902 und 1903 ausgefuhrte Forschungsreise in den zentralen Tian-Shan.— Petermanns geogr. Mitt., 1904, Erganzungsh., N 149, S. 1—100.

Penck A., Bruckner E. Die Alpen im Eiszeitalter. Leipzig, 1901—1909. Bd. 1, 2. 1199 S.

Post A., Lachapelle E. R. Glacier ice. Seattle; London: Univ. Wash, press, 1971. 110 p.

Research methods in Pleistocene geomorphology: Proc. 2nd Guelph symp. on geomorphol., 1971 / Ed. E. Yatsu, A. Falconer. Norwich: Geoabstr. Ltd, 1972. 285 p.

Sugden D. E., John B. S. Glaciers and landscape. L.: Arnold, 1976. 376 p.

Thorarinsson S. The thousand years struggle against ice and fire. Reykjavik: Mus. of Natur. Hist., Dep. of Geol. and Geogr., 1956. 52 p. (Miscellaneous Pap.; N 14).

Till: A symposium / Ed. R. P. Goldthwait. Ohio Stale Univ. press, 1971. 402 p.

Примечания

1

Кропоткин П. А. Записки революционера. М.: Мысль, 1966, с. 225—226.

2

Температура таяния льда зависит от давления, и у ложа ледника она может быть немного ниже 0° С.

3

См.: Неймайр М. История Земли. СПб., 1896, т, 1, с. 623.

4

Русанов В. А. Опись берегов и внутренних частей Новой Земли от полуострова Адмиралтейства до Крестовой губы и от последней до Незнамого залива.— Материалы по исследованию Новой Земли. СПб., 1910/1911, ч. 1/2, с. 72.

Content

Л. Р. Серебрянный, А. В. Орлов
Ледники в горах

Введение

Из истории изучения горных ледников

Какие бывают ледники

Режим ледников

Как двигаются ледники

Бунтующие ледники

Этот разнообразный мир ледников

Камни на ледниках

Мореносодержащий лед

Роль ледников в разрушении гор

Следы былых ледников

Количественные оценки экзарации

Страницы ледниковой истории гор

Ледники и жизнь

Ледники и человек

Заключение

Литература

Примечания