Природные льды и снег

Природные льды и снег тесно связаны с природными условиями различных районов Земли - суровой Арктикой и Антарктикой, высокими горами и равнинами обширных континентов, где резко континентальный климат становится причиной превращения подземных вод в лед вечной мерзлоты.

Значение льда и снега в географической оболочке столь велико, а их пространственное распределение на Земле так своеобразно, что географы выделяют особую оболочку второго порядка, которую называют криосферой. Криосфера - прерывистая оболочка в зоне теплового взаимодействия атмосферы, гидросферы и литосферы, для которой типичен лед или возможность его существования. Таким образом, это оболочка с отрицательной температурой. Причина возникновения криосферы - шарообразность Земли и наклон земной оси к эклиптике. В результате возникает систематический дефицит тепла в полярных и приполярных зонах. Это охлаждение ведет к многолетнему, многовековому и сезонному промерзанию земной коры и образованию при благоприятных условиях наземных льдов (ледников). Так возникает мерзлая зона земной коры и наземное оледенение полярных и высокогорных районов как зональное географическое явление.

Снег

На некотором расстоянии от полюсов криосфера уже не имеет сплошного распространения и удерживается лишь в высокогорьях, образуя там ледники. Все многообразие типов льдообразования и снегонакопления можно подразделить на три основные группы: 1) льдообразование в земной коре, связанное с замерзанием в ней воды; 2) льдообразование, вызванное сезонным и многолетним замерзанием поверхностных вод морей, озер и рек; 3) образование зимнего снежного покрова (сезонное накопление) и многолетнее накопление снега, приводящее к постепенному его уплотнению, фирнизации и превращению в глетчерный, т. е. ледниковый, лед.

Криологию делят на две отрасли: гляциологию (учение о наземных, наводных льдах и снеге) и криолитологию (учение о подземных льдах).

В криосфере выделяется и самостоятельная оболочка третьего порядка - хионосфера, или снежная сфера (слой атмосферы с положительным балансом снегонакопления). При соприкосновении с земной поверхностью в хионосфере происходят накопление снега и формирование ледников. Однако льдообразование в земной коре и в условиях водоемов (морей, озер и рек) позволяет выделить в пределах криосферы еще две оболочки также третьего порядка - криолитосферу и криогидросферу.

Общий объем льда на Земле более 20 млн. куб. км, что составляет 2,2 % всей массы воды на нашей планете. Ледники (материковые льды) распространены в высоких широтах, в Арктике, главным образом в Гренландии, на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, в Антарктиде, а также в высокогорных районах Тянь-Шаня, Памира, на Кордильерах, в Андах, Альпах и др. Современные материковые льды занимают примерно 10 % суши, т. е. около 16 млн. кв. км. Их объем таков, что ими можно покрыть всю поверхность суши слоем в 120 м-толщиной. Морские льды распространены на обширных водных пространствах - до 150 - 160 млн. кв. км, однако их средний годовой объем заметно уступает материковым льдам.

Взломанный и всторошенный припайный лед

Еще в 1871 г. известный русский климатолог А. И. Воейков показал, насколько значительна роль снежного покрова при формировании климата и погоды. Он заложил основы нового научного направления в географии - снеговедения, которое следует рассматривать как важный раздел гляциологии. Собственно гляциологические исследования горных ледников начались еще в XVIII в. в горах Европы. В XIX в. они заметно оживились, особенно в Альпах (Ж. Агассис, Ф. Форель, Д. Тиндаль и др.). Особое место в гляциологии принадлежит П. А. Кропоткину, который создал теорию древнего покровного оледенения Европы. Развитию гляциологических идей в России и затем в СССР мы обязаны К. И. Подозерскому, Б. В. и М. В. Троновым, Н. Н. Пальгову (их исследования проводились в горах Кавказа и Алтая), а также В. Ю. Визе, П. А. Шумскому, М. М. Ермолаеву и др. (советская Арктика). Идеи В. И. Вернадского о зоне охлаждения земной коры и о классификации природных льдов - крупный вклад в развитие криологии как самостоятельной науки. Работы же С. В. Калесника об эволюции ледников и П. А. Шумского об энергии оледенения легли в основу современных представлений о динамике ледниковых процессов. Г. К. Тушинский создал и развил учение о снежных лавинах, их происхождении и динамике, Н. Н. Зубов - основоположник учения о морских льдах, а Г. Д. Рихтер - о снеге и снежном покрове.

Льдообразование в земной коре, т. е. в горных породах, а также на поверхности водоемов, называется конжеляционным льдообразованием, т. е. обусловленным замерзанием воды. Образование же сезонного снежного покрова и глетчерного льда возникает благодаря осадочным процессам, т. е. выпадению снега с последующим его преобразованием.

Горно-долинный ледник на Памире

Дальнейшее (современное) развитие учения о ледниках и других наземных природных льдах связано с именами К. Ф. Войтковского, М. Г. Гросвальда, Л. Д. Долгушина, А. П. Капицы, В. М. Котлякова, А. Н. Кренке, Л. С. Троицкого и др. Основоположник учения о подземных льдах и мерзлой зоне земной коры, названного мерзлотоведением, - М. И. Сумгин. Мерзлотоведение возникло и развивалось в дореволюционной России и главным образом позже в СССР (М. И. Сумгин, Н. А. Цытович, Н. И. Толстихии, В. Ф. Тумель, В. А. Кудрявцев, С. С. Вялов, Б. Н. Достовалов, Б. А. Савельев, П. И. Мельников и др.). В наше время у нас и за рубежом мерзлотоведением занимаются большие коллективы ученых. Снежник в горах Памиро-Алая

Замкнутая вершина троговой долины. Справа - селевые конусы выноса, слева - обвально-осыпные и лавинные шлейфы

Снежник в горах Памиро-Алтая

Подземные льды, заключенные в литосфере (область вечной мерзлоты), занимают также около 10 % площади суши; при этом 10,8 млн. кв. км приходится на Советский Союз, что составляет около 48 % его территории.

А теперь остановимся на характеристике льдообразования в каждой из трех оболочек, составляющих криосферу.

Хионосфера. Процесс льдообразования совершается в основном за счет снега атмосферы. Образование кристаллов льда в виде инея и изморози - в хионосфере - сопутствующее, второстепенное явление.

Снег, который накапливается на поверхности Земли, - высокопористая, рыхлая масса, состоящая из ледяных кристаллов - снежинок. Снежная масса, накопившаяся на Земле, попадает по сравнению с атмосферой в новые изменившиеся условия и подвергается преобразованию, или, как выражаются гляциологи, метаморфизации.

Происходит уплотнение снега под влиянием собственного веса, возникновение прослоев изморози и инея как результата сублимации (т. е. непосредственного нарастания кристаллов льда на поверхности снежного покрова из влажного воздуха), подтаивание при оттепелях, просачивание воды в снежную массу, вторичное замерзание этой воды. Все это вместе взятое, а также смены температур воздуха и снега влияет на преобразование снега и превращение его в фирн -зернистую уплотненную массу. Позже, в результате перекристаллизации под давлением, фирновый лед превращается в массивный ледниковый, или глетчерный, лед.

Свойство ледников двигаться объясняется пластическими свойствами льда.

Обычно они "текут" из областей питания, где происходит накопление льда и его преобразование, к областям абляции (т. е. к тем местам, где происходит таяние и испарение льда). Скорость их движения различна. Так, некоторые горные ледники двигаются со скоростью до нескольких сот метров в год, а шельфовые ледники - до 1,0 - 1,5 км в год.

Гляциологи различают два основных типа ледников: 1) горные, или ледники стока, - лед движется от областей питания под действием силы тяжести вниз по горным долинам; 2) покровные, или ледники растекания, - лед растекается от центра к периферии. Покровные ледники образуются на равнинах, но и низкогорный рельеф может быть погребен под мощной ледяной толщей. Толщина, или мощность, ледников разнообразна - от нескольких десятков метров у горно-долинных (ледников стока) до 3 - 4 км у покровных, например в Антарктиде.

Своеобразный тип ледников - так называемые шельфовые ледники. Их образование связано со сползанием ледников с суши в море. Такие ледники либо оказываются на плаву, либо (если они достаточно мощны, а море неглубоко) садятся на дно. От сползающих в море ледников откалываются крупные массивы - айсберги, которые затем уносятся течением в открытое море. Самые типичные и крупные шельфовые ледники - у берегов Антарктиды. Ледники в Арктическом бассейне значительно меньше. Шельфовые ледники обычно имеют плоскую поверхность и крутой фронтальный обрыв. Высота его в Антарктиде достигает 200 и более метров. Толщина шельфовых ледников увеличивается за счет ежегодного выпадания и преобразования снега на их поверхности.

Под влиянием ветра, мете левого переноса происходит перемещение снега, возникают характерные образования типа дюн и барханов, валов, заструг и т. д. Обилие снега и сильные постоянные ветры обеспечивают перенос и скопление больших масс снега у оснований склонов и береговых уступов. Именно в таких местах остаются "летовать" снежники Заполярья. Иногда такие снежники становятся началом образования ледников.

Снежная лавина, перегородившая автомобильную дорогу

Снег, несущийся с ветром, особенно в высоких широтах и высокогорье, при сильных морозах, когда мелкие снежные частицы очень тверды, оказывает механическое воздействие на скалы, останцы плотных пород, крупные глыбы, шлифуя и обтачивая их. При этом создаются характерные (останцовые) формы типа так называемых кигиляхов, грибов и т. д.!!!

Особое место в учении о снеге занимают снежные лавины в горах. Они сходят периодически с верхних участков горных склонов, когда там накапливаются огромные массы снега, перемещаются с очень большой скоростью, что часто приводит к катастрофическим последствиям. Снежные лавины сметают на своем пути любые препятствия, будь то лесная растительность, скопления камней или искусственные сооружения. Они производят гигантскую геологическую работу, вынося за считанные минуты огромные массы каменного и другого материала к подножию склонов и вырабатывая глубокие эрозионные борозды на склонах, называемые лавинными лотками.

Снежная лавина в горах Кавказа

Криогенные области Земли

Система прибрежных валов-баров подчеркивается концентрацией льдин-стамух. Карское побережье

Криогидросфера - сфера льдообразования в морях, озерах и на реках. Морской лед образуется при понижении температуры воды от -0,3 до -2,2° в зависимости от степени ее солености; естественно, чем выше соленость воды, тем ниже температура ее замерзания. Образование морского льда начинается с появления ледяных кристаллов, смерзающихся в так называемое ледяное сало (блинчатый лед). Далее блинчатый лед смерзается. Так формируются целые обширные поля морского льда. Недалеко от берегов в полярных морях морской лед неподвижен в течение зимы, а иногда и летом. Это припай. Летом припай разрушается во время штормов и уносится в открытое море. На всем остальном пространстве полярных морей ледяные поля непрерывно дрейфуют под влиянием ветров и течений.

Припайный лед у берегов Кольского полуострова

Этот многолетний, формирующийся в открытом полярном бассейне морской лед называется пак. Летом пак несколько подтаивает сверху, но зимой снова сверху же нарастает за счет снегопадов и замерзания талой воды. Паковый лед тает лишь в том случае, если в результате длительного дрейфа выносится в более низкие широты. Так как с суши в полярные моря, как правило, спускаются ледники, образующие айсберги, паку обычно сопутствуют айсберговые льды, дрейфующие вместе с ним. Постоянные неравномерные подвижки морских льдов, особенно в теплое время, приводят к образованию трещин, расчленению ледяных полей и их торошению. Толщина ледяного припая может достигать 1,5-2 м, а толщина паковых льдов в открытом море доходит до 4-5 м. Не только полярные моря ледовиты. Известно, что и в Черном и Каспийском морях зимой образуется припайный лед, впрочем сохраняющийся сравнительно недолго.

Скопление битой ледяной склянки на пляже. Побережье Восточно-Сибирского моря

Расчлененные трещинами ледяные поля в море

Торосы озерного льда на Байкале

Ученые-мерзлотоведы на многолетней наледи Момской впадины в Якутской АССР

В тихую погоду замерзание озер начинается у берегов, образуется припай, развитие которого приводит к образованию сплошного ледяного покрова. Это статический тип льдообразования. Если замерзание озера происходит при ветре, то он взламывает забереги и припай и переносит льдины по озеру. Перемешивание, вызываемое ветром, создает условия для образования льда не только у поверхности, но и на большей глубине. В конце концов льдины припая и внутриводный лед смерзаются в прочный ледяной покров. Такой тип льдообразования называется динамическим.

Выделяются две основные категории, или два способа образования подземных льдов: 1) непосредственное замерзание воды в горных породах; 2) образование льда на земной поверхности - снежного, глетчерного или в водоемах (в море, озере, реке) с последующим погребением его минеральными осадками.

Озера умеренных широт, как правило, замерзают. Осенью и зимой температура пресной озерной воды становится ниже 4° (температуры наибольшей плотности), отчего вода с более низкой температурой остается у поверхности и при достижении 0° замерзает. Такое распределение температур в озерах называется обратной стратификацией и является причиной льдообразования.

Речной лед также образуется как в высоких, так и в средних и низких широтах. В отличие от озер реки имеют течение. Если в озерах перемешивание воды происходит в основном из-за тепловой конвекции, то в реках перемешивание и тепловое и главным образом механическое. Это происходит в результате того, что масса воды несется течением, способствующим возникновению восходящих и нисходящих токов и отражению речных струй от берегов и дна, а также под влиянием ветра. По той же причине температура речной воды практически одинакова по всей глубине реки. Замерзание реки таким образом происходит не только с поверхности, но и во всей массе речной воды. Конечно, при большой глубине реки процесс замерзания усложняется из-за поступления тепла из нижних толщ прогретой за лето реки. Причем тепло продолжает поступать всю зиму. Это ограничивает толщину льда на реках и препятствует их промерзанию до дна.

Криолитосфера - это зона, где криосфера проникает в пределы литосферы; она называется также зоной устойчивого охлаждения Земли. Криолитосфера достаточно обширна, она охватывает просторы Арктики и Субарктики, а также более южные районы с континентальным климатом в северном полушарии и целиком Антарктиду. Высокогорья повсеместно на Земле относятся к зоне устойчивого охлаждения, т. е. входят в криолитосферу. Примерно 20 % суши Земли (около 30 млн. кв. км) охвачено крио литосферой, около 30 % приходится на зону только сезонного (зимнего) промерзания.

Особенно характерно для зоны устойчивого охлаждения льдообразование в земной коре, т. е. возникновение подземного льда. Подземный лед развивается в тесном и сложном взаимодействии с вмещающими горными породами. Тесная взаимосвязь подземного льдообразования с горными породами - это то, что отличает криолитосферные процессы от наземного осадочного (снежного) и льдообразования в водоемах, связь которых с земной поверхностью не столь непосредственна, а с земными недрами тем более.

Полигонально-жильный лед, заключающий изолированные грунтовые блоки, сложенные торфяно-иловатыми озерно-речными отложениями

Особенно важна первая категория, т. е. замерзание воды в породах; вторая категория имеет подчиненное значение, погребенные наземные льды составляют ничтожный процент от всей их массы. Что касается замерзания воды в горных породах, то наблюдаются три его типа: 1) без перемещений в породе; 2) текучей и находящейся под гидростатическим или гидродинамическим напором; 3) с перемещением к фронту промерзания.

Ледовый панцирь, обнажившийся после летнего шторма на пляже в устьевой части реки

В зависимости от состава (гранит, песок, глина и т. д.) промерзающей породы, количества и категории замерзающей воды (свободной или молекулярно связанной), механических напряжений в породе и образования в связи с этим трещин, а также от температурных условий промерзания формируются подземные льды следующих генетических типов: 1) полигонально-жильный; 2) инъекционный; 3) сегрегационный; 4) лед-цемент; 5) трещинный.

Валиковые полигоны на поверхности речной террасы

Полигонально-валиковые сетчатые поверхности на поймах и торфяных болотах выглядят весьма эффектно. Кажется, что они созданы руками человека.

Байджарахи-конусы, образованные в результате вытаивания полигонально-жильных льдов

Впадины внутри полигонов, превращенные в мелководные озерки

Жилы льда, образующие полигональную решетку, имеют обычно клинообразную, а иногда и столбообразную или довольно неправильную форму в поперечном разрезе и сопрягаются под разными, но чаще всего прямыми углами. По вертикали ледяные жилы имеют от 2-3 до 50 м и более, ширина их бывает от нескольких сантиметров до 8-10 м. Длина отдельных сторон в полигональной решетке -от нескольких до 40-50 м.

Различают ледяные жилы эпигенетические, т. е. образовавшиеся после накопления осадков (вмещающей породы), и сингенетические, образование которых происходило одновременно с накоплением вмещающих осадков. Эпигенетические ледяные жилы имеют небольшую вертикальную протяженность - до 3-5 м, а сингенетические могут достигать нескольких десятков метров.

Полигонально-жильный лед образуется вследствие проникновения поверхностной свободной воды в морозобойные трещины. В результате многократного полигонального растрескивания вечномерзлых пород возникают решетки полигональных ледяных жил - полигонально-жильный лед. Этот лед - одно из самых распространенных ледяных образований, ледяная горная порода, формирующаяся в верхней части вечномерзлых толщ.

Морозобойные трещины, в которых образуется жильный лед, возникают в результате напряжений, вызванных сильным зимним охлаждением верхних горизонтов пород, когда эти напряжения превышают прочность породы на разрыв. Весной и летом в трещины попадает вода, которая замерзает. В следующую зиму при сильном охлаждении происходит новое растрескивание, причем разрывы снова проходят по льду, так как лед в сравнении с мерзлой породой оказывается более слабым на разрыв. И так из года в год. Из-за повторения цикла растрескивания льда, затекания новой порции воды в трещины и ее замерзания образуется масса тонких вертикальных, так называемых элементарных, ледяных жилок, впаянных друг в друга. Таким образом, происходит разрастание каждой ледяной жилы и всей системы жил в единую ледяную решетку. При разрастании ледяных жил происходит смятие вмещающих пород по бокам и их частичное выжимание вверх. В результате выжимания вмещающих пород на поверхность по краям полигональной решетки на этой поверхности образуются небольшие земляные валики, а середина полигонов оказывается пониженной и часто заболачивается. Нередко в таких понижениях скапливается так много воды, что внутриполигональные западины превращаются в мелководные озерки. Это происходит главным образом после весенних половодий и весеннего снеготаяния. Подобная картина особенно характерна для пойменных речных террас и периодически затапливаемых приморских низин, так называемых лайд, в Субарктике и Арктике, на континентах Евразия и Северная Америка.

Полигонально-жильный лед образуется в различных органогенных, глинистых, песчаных, галечниковых отложениях, но особенно широко он распространен в торфяно-иловатых отложениях речных пойм и на торфяных болотах в условиях Субарктики и Арктики.

Байджарахи-бугры образуются от вытаивания полигонально-жильных льдов

Ископаемые пластовые льды на Центральном Ямале, образовавшиеся в результате криогенного инъекционного процесса

Крупные выпуклые ледяные бургы вспучивания называют гидролакколитами. Гидролакколиты и родственные им грунтовые наледи возникают обычно близ земной поверхности. В рельефе они проявляются в виде бугров пучения, как сезонных, однолетних, так и многолетних. В Якутии такие бугры многолетнего пучения называются булгунняха-ми (народное якутское название). Но крупные ледяные тела подобного происхождения возникают нередко на большой глубине при промерзании водоносных горизонтов. В этом случае они имеют пластовую форму, а их горизонтальная протяженность может достигать многих сотен метров.

Сосна, расщепленная силой льда

Инъекционный лед образует накопления в виде крупных линз, гнезд, пластов в мерзлых песках, галечниках и других крупнозернистых горных породах, а также на контакте водоупорных пластов и вышележащих водопроницаемых пород. Мощность (толщина) таких образований достигает 1 - 2 м и более - до 10 - 15 м.

Образование инъекционных льдов представляется следующим образом. Промерзание земной коры чаще всего бывает неравномерным из-за неоднородности условий на земной поверхности (растительность, снежный покров, рельеф и т. д.), а также из-за неоднородности лито логической, т. е. разнообразия пород - глина, песок и т. д. Неравномерное промерзание толщи горных пород с поверхности вызывает гидростатический или гидродинамический напор в разных местах грунтового потока так называемых свободных, или гравитационных, вод: его поперечное сечение уменьшается. Под напором, возникающим сразу во многих местах, гравитационный поток движется в сторону наименьшего сопротивления, и вода скапливается в больших количествах в пустотах или рыхлых участках грунта. В тех случаях, когда напор превышает прочность породы на разрыв, вода прорывается через трещины на земную поверхность и, намерзая здесь, образует наледь.

Чем прочнее мерзлая кровля над водоносным слоем и чем слабее соседние боковые горизонты грунтов, тем площе оказывается ледяное тело - грунтовая наледь, пластовая ледяная залежь.

Если же мерзлая кровля, сдавливающая водоносный горизонт, не очень прочна, а соседние горизонты с трудом поддаются расщеплению под напором воды, то образуется выпуклый, крутобокий гидролакколит. Выпуклые ледяные тела обычно возникают тогда, когда водоносный горизонт, промерзая во многих местах насквозь до вечной мерзлоты, оказывается разделенным на многочисленные замкнутые системы - очаги пучения. Тогда в пределах каждой замкнутой системы при промерзании развивается сильное напряжение и возникает громадное давление. Это приводит к выпячиванию кровли, а нередко и к ее прорыву и излиянию остатков воды наружу.

Крупносетчатая криогенная текстура многолетнемерзлых пород

Процесс сегрегационного льдообразования сложен и еще не изучен до конца. Однако уже сейчас он может быть сведен к трем основным видам, предопределяющим самый характер криогенных текстур: слоистые, сетчатые и базально-призматические. Слоистые текстуры отличаются взаимно параллельным расположением ледяных шлиров, сетчатые - взаимно перпендикулярным их расположением, базально-призматические - явным преобладанием льда над грунтом, когда мелкие призмы из грунта как бы "плавают" во льду.

Сегрегационный лед образуется вследствие миграции так называемой рыхло-связанной воды. Она находится в тонкозернистых породах (глинах, суглинках, супесях). Рыхлосвязанная вода образует очень тонкие пленки, которые удерживаются вокруг мелких грунтовых частиц молекулярными (адсорбционными) силами. При сильном охлаждении породы сверху в ней возникает температурный градиент, и начинается перемещение пленочной воды в сторону охлаждения, к месту, где установилась отрицательная температура и где происходит кристаллизация воды в лед. Утоныпение водной пленки близ зоны кристаллизации создает неустойчивое равновесие молекулярных сил в этой зоне. Однако равновесие стремится перейти в устойчивое путем перемещения (миграции) связанной воды от более толстых пленок