Формы горно-леднекового рельефа. Ледниковые цирки- кары и ледниковые долины – троги.

Разрушение горных пород под действием снега в полярных и высокогорных областях называется нивацией (nivis — снег). Необходимое условие при этом — колебание температуры воздуха около 0°С и поступление воды от тающего снега.

Ледники горных стран характеризуются большим морфологическим разнообразием, обусловленным разнообразием горного рельефа и условиями питания ледников. И.С. Щукин выделяет следующие типы горных ледников:

• фирновые и снежные пятна — линзообразные накопления неподвижного снега и фирна в неглубоких понижениях пологих склонов;

• ледники ступенеобразных поверхностей у подножия крутых теневых склонов, питающиеся лавинами, сходящими с этих склонов;

• висячие ледники — небольшие ледники, залегающие на крутых склонах без заметного ограждения по краям возвышениями коренного склона;

• каровые ледники — занимающие сравнительно небольшие, кресловидные понижения с крутыми задней и боковыми стенками;

• калъдерные ледники, занимающие понижения кальдер;

• ледники вулканических конусов — покрывают вершины вулканов (ледниковые шапки Эльбруса и Казбека на Кавказе и др.);

• ледники плоских вершин — встречаются на высоко приподнятых денудационных поверхностях;

• переметные ледники — стекают в противоположных направлениях, но имеют единую область питания, располагающуюся

в седловине хребта;

• возрожденные (регенерированные) ледники — образуются в тех случаях, когда на пути ледника встречается высокий крутой уступ. Целостность ледяного потока в этом случае нарушается, от него откалываются глыбы, падающие к подножию уступа. Если глыбы не успевают растаять, они спаиваются и образуют новый ледник на более низком гипсометрическом уровне;

• норвежский тип ледников (ледяные шапки) — переходный от горных ледников к покровным. Ледники этого типа приурочены к платообразным вершинным поверхностям, где образуют выпуклые шапки. Лед в таких шапках растекается во все стороны и, достигнув края плато, спускается с него отдельными языками;

• долинные ледники, занимают горные долины. При слиянии нескольких долинных ледников образуются древовидные и дендритовые ледники.

И.С. Щукин выделяет еще ледники так называемого туркестанского типа, которые не имеют областей питания, а зарождаются в долинах за счет снега, приносимого лавинами. Сетчатый и предгорный тип оледенения были рассмотрены выше.

В горах образование ледников начинается со стадии снежника или фирнового пятна. В понижении рельефа на участке склона,располагающегося чуть выше снеговой границы, накопившийся за зиму снег не успевает растаять за лето. На следующий год здесь накапливается новая порция снега и т.д. Накапливающийся снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Наличие устойчивого скопления льда обусловливает интенсивное развитие

морозного выветривания горных пород как на дне понижения, занятого льдом, так и на его границе со стенками понижения. Талые воды, образующиеся при таянии льда в дневное время летом, обеспечивают вынос продуктов выветривания. В результате дно понижения углубляется, задняя и боковые его стенки становятся круче (ледник как бы вгрызается в собственное ложе), и с течением времени на месте бывшего слабо выраженного в рельефе склона понижения образуется чашеобразное углубление с крутыми, часто отвесными стенками и пологовогнутым дном. Такая креслоподобная форма рельефа называется каром. Ледник вступает в новую стадию развития — стадию карового ледника.

Постепенно кар разрастается за счет отступания стенок под действием

морозного выветривания, гравитационных склоновых процессов и ледника,

который выносит обломочный материал, поступающий со склонов кара. Разрастаясь, соседние кары могут слиться и образовать более крупную и сложную форму рельефа — ледниковый цирк. Таким образом, кары и цирки являются результатом разрушительной работы ледника и склоновых

процессов.

Наиболее благоприятны для карового расчленения подветренные склоны большой крутизны северной экспозиции. Более резко выраженные кары возникают и сохраняются в скальных породах. В менее устойчивых породах они теряют морфологическую выраженность и по внешнему облику напоминают водосборные воронки. Кары и цирки обычно служат основными источниками питания долинных ледников. При частичном слиянии соседних

цирков в рельефе могут сохраниться отдельные скалистые гребни и пики — карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни — наиболее характерные формы рельефа гор, охваченных современным оледенением. Такой рельеф получил название альпийского. Так как развитие горного оледенения зависит от положения снеговой границы, альпийский рельеф может встречаться в горах различной высоты.

Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к "съеданию" горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей фирновых бассейнов цирков и образованию эквиплена — рода педиплена, высотное положение которого определяется высотой снеговой границы в пределах той или иной горной страны. Идеальный пример развития гляциального горного рельефа и

образования эквиплена показан на рис. ПО.

Фирновый бассейн — область питания ледника, лежащая выше снеговой

границы

В плейстоцене снеговая граница неоднократно изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенений, так и в результате тектонических движений. Поэтому в горах на разных уровнях создавались серии цирков, образовавшие несколько ярусов, — каровые лестницы. В настоящее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях развития: наиболее высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низкие (и старые), потерявшие резкость морфологических

очертаний, — небольшими озерами или лугами.

Следующая стадия развития горного оледенения — образование долинного ледника. По мере накопления льда его масса уже не умещается в каре (цирке), и лед начинает медленно спускаться вниз по склону. В качестве трассы стока лед обычно использует какую-либо эрозионную форму. Долинные ледники характеризуются своеобразным комплексом форм нано-, микро- и мезоформ рельефа их поверхности. В долинных ледниках четко различаются области питания и абляции. Как следует из сказанного выше,

областями питания долинных ледников являются кары или цирки.

Поверхность ледника в областях питания имеет вогнутую форму вследствие питания краевых частей не только за счет твердых атмосферных осадков, но и за счет лавин, сходящих с окружающих кар крутых склонов. Выпадение осадков в твердом виде даже летом приводит к тому, что в области питания лед всегда прикрыт сверху снегом или фирном. Гидрографическая сеть в

области питания ледника, возникающая летом при таянии снега и фирна, относится к радиальному центростремительному типу.

Вогнутая поверхность ледника в области его питания находит отражение в рисовке горизонталей на топокартах: с поверхности ледника на окружающие его скалы горизонтали переходят плавно и выпуклостью обращены к задней стенке кара или цирка.

На мощных фирновых и снежных полях областей питания ледников низких широт встречаются оригинальные формы, названные "снегами кающихся". Под влиянием инсоляции снежная или фирновая масса приобретает вид многочисленных стоящих бок о бок наклонных конических фигур, издали напоминающих толпу коленопреклоненных человеческих фигур в белом. Высота их может достигать 5—6 м.

Вследствие движения карового ледника вниз по склону в его тыловой части

образуется трещина, параллельная верхнему краю ледника — бергшрунд. В

трещину поступает большая часть обломочного материала, скатывающегося с крутых склонов кара. За счет этого материала образуются донная и внутренняя морены.

Область абляции характеризуется выпуклой поверхностью, так как таяние

ледника на границе его с окружающими склонами происходит быстрее, чем в осевой части. Это отражается в рисунке гидрографической сети (напоминающей центробежный тип) и рисунке горизонталей: при переходе их со склонов на поверхность ледника образуется резкий перелом, выпуклостью они направлены к концу ледника. Отмеченные закономерности в рисунке горизонталей позволяют по топокартам определить границу фирновой линии1,(Фирновая линия — нижняя граница фирнового покрова ледника.)границу областей питания и абляции ледника, которая соответствует положению климатической снеговой границы.

Для поверхности ледника в области абляции характерен комплекс микро- и мезоформ рельефа. Прежде всего это различные по величине и ориентировке трещины: поперечные, образующиеся на крутых участках ложа ледника, вызывающих ледопады; диагональные, связанные с разной скоростью движения краевых и центральной частей ледника; радиальные,

наблюдающиеся на расширенных концах ледника из-за его растекания.

На поверхности ледника в области абляции широко развиты боковые и срединные морены, а концы ледников могут быть покрыты сплошным чехлом морены. Наличие на поверхности ледника обломков разной величины может привести к образованию так называемых ледниковых столов (крупный обломок, задерживая таяние льда под ним, оказывается поднятым над окружающей поверхностью на ледяной ножке) и ледниковых стаканчиков (мелкие обломки способствуют более быстрому таянию льда под ними, поэтому они как бы вдавливаются в лед).

Долинные ледники оказывают существенное воздействие на ложе и борта понижений, по которым они движутся. Эрозионные долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают корытообразную форму, поэтому их называют трогами1.( От нем. trog — буквально корыто) Подобно карам и циркам, троги — характерный элемент альпийского рельефа экзарационного происхождения (см. рис. ПО). Кроме

корытообразного профиля для трогов характерны и другие морфологические

черты, отличающие их от обычных (эрозионных) речных долин.

Для троговых долин свойственны большая спрямленность, сглаженность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфичные формы рельефа — бараньи лбы. Они имеют асимметричный продольный профиль: их склоны, обращенные в сторону ледника (проксимальные), более пологие, чем противоположные — дистальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледниковые царапины, шрамы.

Продольный профиль троговых долин часто неровный, для него характерно чередование пологих и крутых, а иногда даже участков, имеющих обратное падение. Поперечные скалистые пороги (или ступени) троговых долин называются ригелями (от нем. riegel — преграда). Образование ригелей связано с неравномерностью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется различным литологическим составом и степенью трещиноватости пород ложа ледника.

В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные перегибы на склонах — плени трогов — это наклоненные к долине,более или менее выровненные площадки, иногда прикрытые мореной. Площадка заканчивается бороздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки.

Существуют разные точки зрения на происхождение плеч трога: одни считают, что это остатки склонов речных долин, ниже которых (плеч) они были углублены и получили большую крутизну в результате экзарационной работы ледника, другие — что это остатки днищ более древних трогов, по мнению третьих, плечи трога — это результат интенсивных нивальных процессов, происходящих на контакте льда со склонами долины и обусловливающих подрезание и отступание склонов, расположенных выше поверхности ледника.

Нет единой точки зрения относительно образования и троговых долин. Участие ледника в формировании троговой долины не подлежит сомнению, однако его роль в этом процессе трактуется неоднозначно. Одни исследователи признают за ледником способность к интенсивному глубинному врезанию и образованию самостоятельных выработанных форм, другие считают, что ледники могут только шлифовать и сглаживать мелкие неровности своего ложа и, следовательно, способны лишь несколько

видоизменить те формы, которые были созданы другими процессами

(в частности реками). Наблюдаемый характер сочленения троговых долин друг с другом свидетельствует в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных системах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости

вой ступенью. Образование устьевой ступени, т.е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исходить из способности ледника проводить интенсивную экзарационную работу: более мощный ледник главной долины углубил свое ложе сильнее, чем маломощные ледники боковых долин. Таким же образом можно объяснить наличие уступа в верховьях трога, где в период более сильного оледенения происходило слияние ряда ледяных потоков. Однако существуют и другие точки зрения на образование висячих долин и уступов в верховьях трогов.

Характерная черта троговых долин — холмисто-западинный рельеф их днищ, возникновение которого обусловлено неравномерным отложением основной морены, а также наличием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трога часто наблюдаются так называемые террасы оседания, представляющие собой сохранившиеся в рельефе боковые морены ледников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, протягивающиеся вдоль склонов трогов так же, как и их плечи, по внешнему облику напоминают речные террасы и являются разновидностями

псевдотеррас.

Все элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо выражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-подольда) трогах или в долинах, склоны которых сложены из пород, медленно подвергающихся выветриванию и воздействию плоскостного смыва. В горах, сложенных легко разрушающимися породами (например, глинистыми сланцами), троги очень быстро теряют свою морфологическую выраженность. Сильно меняют

форму поперечного профиля трогов конусы осыпей, а также конусы выносов временных водотоков и лавин, образующиеся у подножия их крутых склонов. Эти гравитационные процессы могут придать корытообразный профиль и тем речным долинам, которые не подвергались воздействию ледника.

Несомый ледником материал откладывается (аккумулируется) там, где преобладает абляция. У активных (наступающих) ледников за счет донной, срединной, боковой и внутренних морен образуется конечная морена. Она имеет вид гряды, повторяющей в плане очертания края ледника. При интенсивном таянии и отступании ледника образуется несколько конечных морен, маркирующих ту или иную задержку в отступании края ледника. При этом обнажается дно трога, покрытое донной мореной, на которую

проецируется абляционная морена, образующаяся из боковой, срединной и

внутренней морен при таянии ледника. Возникает холмисто-западинный рельеф основной морены. Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после их временного отступания. Ледник, наступая на отложенную им ранее конечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя. При значительном давлении ледник может оторвать выступающие блоки коренных пород, залегающих под мореной, и нагромоздить их вместе с деформируемым

моренным материалом. В результате образуются высокие (десятки метров) валы, в вертикальном разрезе которых можно наблюдать складчатость, перемятость отложений. Такие нарушения называются гляциодислокациями.

Конечно-моренные гряды часто служат естественными плотинами, выше которых (если край ледника несколько отступил) располагаются озера с резкими колебаниями уровня, обусловленными интенсивностью таяния снега и льда или ливневыми дождями в верхней части долины. Если поступающая вода не успевает фильтроваться через конечно-моренную гряду, уровень озера начинает повышаться. При прорыве плотины и размыве слагающего ее рыхлого обломочного материала возникает сель. Сели подобного типа — очень частое явление в горах. Такой сель возник 15 июня 1973 г. в верховьях р. Малая Алмаатинка, когда озеро у края ледника Туюксу прорвало конечно-моренную гряду. Сель двинулся на Алма-Ату. Мощность селя была очень велика. Только благодаря возведенной в 1968 г. селезащитной плотине в урочище Медео сель был задержан и город не пострадал.

В эпоху плейстоценовых оледенений, вызванных похолоданием климата, интенсивность горного оледенения сильно возрастала.

Некоторые долинные ледники выходили за пределы гор, концы их расширялись, они принимали булавовидный облик. В результате осцилляции края ледника образовывалась система конечно-моренных гряд, понижения перед которыми после таяния ледника в некоторых случаях оказались заняты озерами. Так возникли Цюрихское, Фирвальдштетское и другие озера на северном склоне Альп, озера Гарда, Комо, Маджиоре у южного склона. При таянии ледника возникают водные потоки, которые также выполняют определенную геоморфологическую работу. Эти потоки названы флювиогляциальнымы (От лат. fluvius — река, поток и glacies — лед.). Они наблюдаются на поверхности ледника, внутри или под ледником, несут много обломочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым текут.

При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, проецируются на донную морену. Отложения водно-ледникового материала и конечной морены могут занимать большие пространства, особенно при покровном оледенении. За счет стока талых ледниковых вод горных ледников образуются флювиогляцыалъные террасы, которые (если их прослеживать вверх по долине) сочленяются с определенными, соответствующими им по возрасту,

стадиальными конечными моренами. Отложения террас образуются за счет размыва и переотложения морен.

В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой границы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс альтипланации (От лат. altus — высокий: piano — выравнивание.) — вершинного нивального выравнивания.

Совокупность действия нивации, солифлюкции и гравитационных процессов при определенных тектонических условиях обусловливает выравнивание вершин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас. Нагорные террасы — площадки размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадкам свойствен слабый наклон, они

покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом, а образуются на склонах, сложенных твердыми породами. В условиях интенсивного тектонического поднятия такие поверхности могут, вероятно, и не сформироваться. Однако во многих случаях и в очень высокогорных районах (т.е. испытывающих значительное поднятие) абсолютная высота большинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные процессы и процессы выветривания ставят предел росту горных вершин,

который называют верхним уровнем денудации, или уровнем вершин.

Предельный рост гор в высоту, т.е. положение верхнего уровня денудации, зависит от следующих факторов: 1) скорости тектонического поднятия, 2) климата, определяющего "набор" и интенсивность денудационных процессов, 3) стойкости слагающих горных пород.