12.2. Разрушительная (экзарационная) деятельность ледников
12.3. Транспортная и аккумулятивная деятельность ледников
12.4. Водно-ледниковые отложения
В современную эпоху 11 % суши, или 17 млн км2, занято ледниками и ледниковыми покровами, объемом около 30 млн км3. Из них 98 % приходится на материковые покровы, 2 % — на шельфовые и 0,1 % — на горные, и это не считая морских льдов, айсбергов и снежного покрова, а также подземных льдов, широко распространенных на земном шаре. 18–20 тыс. лет назад огромная территория в Северном полушарии была занята сплошным покровом льда, мощность которого превышала 3 км. Крупнейшими ледниковыми покровами на суше являются Антарктический (около 15 млн км2) и Гренландский (около 1,8 млн км2). Все остальные ледники, развитые преимущественно в горах, обладают незначительным объемом.
Для образования ледников необходим снежный покров, который не успевал бы полностью растаять в летний период. Следовательно, уменьшаются контрасты температур между снежной зимой и прохладным летом.
Превращение снега в лед. Снег выпадает в форме красивых, тонких, обычно гексагональных легких кристаллов, которые образуют рыхлый покров на поверхности Земли. Кристаллы снега образуются при конденсации водяного пара. Свежий снег обладает высокой пористостью и большой поверхностью соприкосновения с воздухом, что способствует испарению и сухой возгонке, так называемой сублимации, при которой выделяется тепло (рис. 12.1). Снежинки начинают уплотняться и, подтаивая за счет высвобождающегося тепла, начинают изменять свою форму, превращаясь в округлые зерна. Подобное состояние снега называется фирном. Дальнейшее уплотнение фирновых зерен ведет к их трансформации в фирновый лед, еще содержащий поры, а позднее уже в глетчерный лед, не имеющий пор, обладающий голубоватым цветом и менее плотный, чем речной лед. Чтобы образовался 1 м3 льда, необходимо 10–11 м3 снега, а чтобы снеговой покров длительно сохранялся, нужно сочетание низких температур воздуха с обильными снегопадами.
Рис. 12.1. Превращение снега в лед: 1 — снежинка; 2 — под воздействием
сублимации (возгонки) выделяется тепло и снежинка оплавляется;
3 — оплавленные комочки образуют фирн;
4 — фирновые зерна соединяются, сплавляются вместе, превращаясь в лед
Так как с увеличением высоты температура воздуха понижается на 0,5–0,6 °С на каждые сто метров, то в горных областях есть уровень — снеговая линия, выше которой снег уже не тает. В разных районах земного шара снеговая линия находится на разных высотах: от 0 в Антарктиде до 6 км в горах в низких широтах, причем в горных районах на положение снеговой линии оказывает влияние экспозиция склонов. На южных она выше, чем на северных.
Льды образуются как на суше, так и в реках, озерах и морях. Речной лед более плотный, чем глетчерный, а максимальная плотность чистой воды достигается при температуре +3,98 °С, при этом плотность охлаждающейся воды на поверхности увеличивается и она опускается вниз, способствуя перемешиванию воды, пока вся масса воды не приобретет максимальную плотность. При температуре около 0 °С вода начинает превращаться в лед, и при этом объем увеличивается. При колебаниях температуры объем льда увеличивается или уменьшается, причем в первом случае, например в озерах, лед выталкивается на берег, образуя валы из обломков пород.
Соленая вода в морях замерзает при температуре от –2 до –4 °С, что зависит от солености. В Северном Ледовитом океане мощность льда не превышает 3–4 м, увеличиваясь у берегов до 10–15 м, т. к. лед намерзает за счет брызг от волн. Смерзшиеся льдины образуют неровную поверхность пакового льда. В прибрежных районах образуется донный лед.
Образование морского, как, впрочем, и любого другого льда на водной поверхности происходит в том случае, если параметры состояния воды становятся отличными от их равновесных значений. Степень отклонения некоторого объема воды от положения равновесия соответствует движущей силе кристаллизации, зависящей от переохлаждения, под которым понимается разность температур равновесия и реальной. Следует отметить, что эта разность при спокойном состоянии воды может достигать десятков градусов. В реальных условиях значительного переохлаждения не наблюдается, т. к. возникают условия для объединения молекул воды в структурную фазу льда, а кристаллизация происходит только в отдельных точках, так называемых центрах кристаллизации, в которых образуются зародыши льда, способствующие возникновению новых центров кристаллизации, и происходит как бы цепная реакция. Этот процесс в переохлажденной воде происходит очень быстро. Чтобы зародыш льда не распался, его размер должен быть больше некоторого критического. В образовании льда большую роль играет соленость воды. Соль оттесняется к периферии кристаллов льда, и они оказываются окруженными более соленой водой, а кристалл льда получается практически пресным.
В морях всегда большие объемы вод подготовлены к замерзанию, и поэтому начавшаяся кристаллизация распространяется очень быстро на значительные площади, которые покрываются так называемым ледяным «салом», состоящим из кристалликов льда, перемешивающихся волнами. Эти кристаллики растут, встречаются с другими и образуют ледяной покров, в котором между кристаллами льда может сохраняться соленая вода — рассол.
Образовавшийся лед все время находится под действием различных напряжений, возникающих под влиянием ветра, течений, колебаний уровня моря и др. Лед может деформироваться — изгибаться, ломаться с формированием торосов, так хорошо известных всем полярникам в Арктическом бассейне.
По форме ледники подразделяются на горно-долинные и покровные. Наиболее крупные материковые ледяные покровы находятся в Антарктиде и Гренландии, а более мелкие известны в Исландии, на Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, Северной Земле и островах Канадского Арктического архипелага. Горно-долинные ледники развиты почти во всех крупных горных системах: в Кордильерах, Андах, на Памире, в Гималаях, на Кавказе, в Альпах и др., где в высокогорье располагаются понижения — цирки с ледяными шапками, из которых лед спускается в долины. Иногда еще выделяют промежуточный тип ледников, которые в горах обладают долинной формой, а выходя на равнину, превращаются в покровный ледник, сливаясь в единый ледниковый щит незначительной мощности.
Горно-долинный тип ледников. В любом горно-долинном леднике различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока и 3) разгрузки (рис. 12.2). Горные ледники питаются за счет снега, выпадающего в высокогорье и постепенно переходящего в фирн, а затем и в лед. Естественно, что областью накопления льда являются понижения между скальными пиками, напоминающие чаши и называемые карами. Сливаясь между собой, кары образуют более обширные ледниковые цирки, из которых лед устремляется в горные долины, по которым может перемещаться на десятки километров.
Рис. 12.2. Схема строения горного ледника. 1 — область аккумуляции;
2 — область движения; 3 — область разгрузки. Морены: 4 — конечная;
5 — срединная; 6 — донная; 7 — ригель; 8 — снег; 9 — кривассы (трещины)
В том месте, где ледник выходит из кара или цирка, всегда существует перегиб склона, а в леднике возникает подгорная трещина. Область стока ледника всегда характеризуется обилием трещин, т. к.
в горной местности существуют резкие перепады высот рельефа, уступы, обрывы и т. д., т. е. быстро изменяется градиент склона. Область разгрузки представляет собой окончание ледника, где он тает и уменьшается в мощности и объеме.
Горно-долинные ледники подразделяются на простые и сложные (рис. 12.3). Последние характеризуются питанием из целого ряда ледниковых цирков и наличием языков льда, сливающихся в один крупный долинный ледник. Такие ледники характерны для многих горных систем типа Кавказа, Альп, Памира. Ледник Федченко на Памире, обладающий длиной 71,7 км и мощностью до 1000 м в своей средней части, принимает в себя около 20 относительно небольших ледников, которые его подпитывают, и картина в плане напоминает дерево. Поэтому такие сложные ледники называются древовидными.
Рис. 12.3. Сложный ледник в Альпах. Хорошо видны срединные морены
Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы, и языки льда спускаются по обе стороны горного хребта, нося название переметных ледников, напоминающих положение переметной сумы на лошади. Существуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углублении (рис. 12.4).
Рис. 12.4. Цирки, наполненные льдом. Западная ветвь ледника
Большой Алеч (Швейцарские Альпы)
Иногда ледник выходит из кара, но не достигает днища главной долины, оставаясь как бы висеть на склоне. Такие ледники называются висячими. С концов висячих ледников часто обрушиваются большие глыбы льда (рис. 12.4 а).
Рис. 12.4 а. Обвал ледника Колка в Кармадонском ущелье Северной Осетии.
Конечная часть оползняобвала, состоящая из глыб льда (фото М. Ю. Никитина)
В Средней Азии существует особый тип горно-долинных ледников, питающихся не за счет каровых фирновых полей и ледников, а за счет большого количества снега, поступающего на поверхность ледника
с лавинами, сходящими со склонов ледниковой долины. Подобные ледники называются туркестанскими.
Лед — хрупкое вещество. Если по нему ударить молотком, он разобьется. Тем не менее ледники движутся, и это означает, что на глубинах 50 м и более, там, где трещин уже нет и давление велико, лед обладает пластичностью и способен медленно течь, т. к. атомы в кристаллической решетке льда способны смещаться относительно друг друга, а лед испытывает пластическую деформацию. Собственно говоря, лед течет точно так же, как и горные породы под большим давлением и высокой температурой на глубинах в несколько километров. В этом отношении лед не отличается от горных пород. В силу различной твердости разных слоев льда в леднике возникает расслоенность, и отдельные слои могут скользить друг по другу с разной скоростью (рис. 12.5). Особенно часто отслаивается верхний наиболее хрупкий слой ледника, образуя на крутых склонах мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.
Рис. 12.5. Продольный разрез части горного ледника: 1 — зона хрупкого льда;
2 — зона пластичного льда; 3 — зона вмороженных в лед валунов;
4 — кривая скоростей движения льда; 5 — зерна льда, движущиеся вместе;
6 — верхние зерна опережают нижние; 7 — верхние зерна еще сильнее опережают нижние;
8 — направление движения льда
Скорость движения ледников различна и отличается в разные периоды года, составляя от 0,1–0,5 м/сутки, как, например, на Кавказе или в Альпах, до нескольких метров в сутки на крупных ледниках Памира, Каракорума и Гималаев, а в Гренландии есть ледники, скорость перемещения которых в узких горных долинах составляет 30 м/сутки. Существуют пульсирующие ледники, которые как бы внезапно приобретают аномально большие скорости движения. Так, например, необычным «норовом» славится ледник Медвежий на Памире. В апреле 1963 г. скорость его движения внезапно возросла в 100 раз и превысила 150 м/сутки, и он за короткое время продвинулся вперед почти на 7 км. Так же необычно быстро двигался в феврале 1937 г. ледник Блэк Рэпидз на Аляске в 210 км к югу от г. Фэрбенкс. 23 февраля его скорость достигла 220 футов/сутки (около 75 м/сутки), и так он двигался примерно шесть месяцев. Затем скорость его перемещения внезапно упала и он начал отступать. Сейчас известны сотни пульсирующих ледников во всем мире.
Причина аномально быстрых движений ледников обычно заключена в обильном поступлении снега в области аккумуляции, превратившись в лед, масса испытывает большое давление, не успевая протиснуться сквозь узкое сечение долины. В эти моменты скорость движения ледника возрастает, и она будет сохраняться, пока не сбросится как бы лишняя масса льда. При этом происходят разогрев льда с выделением воды в процессе внутреннего таяния и образование водно-глинистой смазки на ложе и сколах.
20 сентября 2002 г. в Северной Осетии в долине р. Геналдон внезапно возник мощный водно-ледово-каменный сель, ринувшийся вниз по долине и погубивший более 100 человек. Причина его заключалась, по-видимому, в том, что в леднике и под ним накопилось очень много воды, которая и стала «триггером» подвижки, а обвалы льда и горных пород в тыловой части ледника вызвали огромную перегрузку, и ледник сорвался со своего ложа. Так пульсирующий ледник Колка в очередной раз стал виновником катастрофы, которые до этого происходили в 1835, 1902 и 1969 гг.
В горно-долинных ледниках скорость движения льда в плане и в поперечном разрезе различается в разных местах сечения ледника. У бортов и днища ледника скорости минимальны ввиду трения о коренные породы, а в середине и в центральной части в плане скорости перемещения будут больше. Так как движение ледника неравномерно в поперечном сечении, он растрескивается и трещины располагаются перпендикулярно оси максимального по скорости течения ледника, загибаясь к его краям. Трещинообразованию способствует и расслоенность ледника, о чем уже говорилось выше. Талые воды, текущие как по поверхности, так и под днищем горно-долинных ледников, разрабатывают неровности и трещины, нередко превращая их в ледяные туннели или глубокие канавы. Кроме того, эти водные потоки переносят большое количество разрушенного ледником обломочного материала с коренных склонов долины.
Покровные материковые ледники, обладая изометричной формой в плане и линзовидной формой в поперечном разрезе, имеют максимальную мощность, доходящую до нескольких километров в центральной части купола, откуда лед под давлением и в результате изменения градиента давления движется по радиусам к своим краям. При этом следует иметь в виду, что в основании горно-долинных ледников температура обычно высокая и близка к точке плавления льда («ледники с теплым основанием»). Поэтому льды скользят по субстрату с минимальным трением по пленке из талой воды, как конькобежец движется по льду с пленочкой воды под лезвием конька. В высоких широтах температура может быть настолько низкой как в самой толще льда, так и в его основании, что лед «примерзает» к субстрату («ледники с холодным основанием») и движение ледника осуществляется за счет скольжения его внутренних неоднородных слоев. Жизнь ледника зависит в основном от температуры льда, которая оказывает влияние на скорость деформации внутренних зон ледника.
На станции Бэрд в Антарктиде в 1966–1968 гг. пробурена скважина, достигшая на глубине 2,164 км пород основания ледника, температура которого была всего лишь –1,6 °С, тогда как выше, на глубине 0,8 км, она составляла –28,8 °С. Несмотря на общую очень низкую температуру на поверхности антарктического покрова, в районе станции «Восток» радиолокацией было обнаружено подледное озеро шириной до 75 км и длиной более 200 км при глубине до 0,5 км. Температура льда в основании покрова на глубине 3,75 км равна температуре его плавления и составляет всего –2 °С, при давлении у ложа 300 атм. Талая вода должна выдавливаться туда, где мощность ледника меньше, и в отдельных углублениях она может скапливаться в виде подледных озер. Скважина на станции «Восток» была остановлена на глубине 3623 м при общей толщине ледника 3750 м. Когда уже резко изменилась структура льда и его крупные кристаллы указывали на то, что он намерз снизу, бурение остановили из-за опасности нарушения возможной микробиоты пресного подледного водоема.
Открытие подледного озера в Антарктиде при огромной мощности ледникового щита (более 4 км) имеет большое значение для поисков жизни на ледяных спутниках Юпитера, например на Европе. Возможно, и под ее ледяным панцирем тоже есть озера с пресной водой, а в них какая-нибудь биота.
Поверхность ледников, не покрытых снегом, всегда изрезана трещинами, которых особенно много там, где тело ледника испытывает изгиб вверх и в нем развивается напряжение растяжения. Возникающие при этом трещины располагаются веерообразно, расширяются кверху и суживаются книзу. А по краям долинного ледника всегда закономерно расположена система трещин — гривас, изогнутых в сторону верховьев ледника, что связано с его течением (рис. 12.6). Если снег с поверхности ледника стаял, то ручьи, текущие по ней днем, в жаркое время суток, вырабатывают небольшие углубления, разделенные гребнями. Такая поверхность называется сераки. Попавшие на ледник крупные камни предохраняют лед от таяния, и тогда на нем возникают ледяные «грибы». Пыль, скопившаяся на поверхности ледника, ускоряет его таяние, образуя углубления — ледяные «стаканы».
Рис. 12.6. Система трещин — гривас на конце горного ледника
(рисунок и фото)
Материковые покровные ледники. В настоящее время существуют два крупных покровных ледника. Один в Антарктиде и второй —
в Гренландии.
Антарктический покровный ледник — крупнейший на земном шаре, занимающий около 14 млн км2, или 9 % территории суши. В Антарктиде сосредоточены 91 % всех наземных льдов и 45 % водных запасов континентов. Объем льда составляет 25 млн км3, а максимальная мощность покрова — более 4 км при средней 2 км (рис. 12.7).
Рис. 12.7. Антарктида. Космический снимок. Хорошо виден паковый лед
Под гигантской тяжестью ледникового покрова большие пространства Антарктического материка, кстати, самого высокого на планете (средняя высота 2350 м), особенно в западной его части, располагаются ниже уровня океана. По краям континента ледники спускаются к океану, образуя огромные шельфовые ледяные поля (ледники Росса, Ронне Фильхнера) и выводные ледники. Края антарктических ледников за последние 100 лет непрерывно пульсировали, наступали, отступали, от них откалывались огромные айсберги. В ноябре 2001 г. от ледника на острове Пайн в Западной Антарктиде оторвался столовый айсберг размером 42 х 17 км. Зафиксированы айсберги длиной более 150 км.
Наблюдения за многолетним ходом снегонакопления показали, что оно крайне неравномерно. С 1880 по 1960 г. скорость снежного питания покрова сначала увеличивалась на 15 % (до 30-х гг. ХХ в.), а затем снизилась на 20 %. Средняя величина накопления снега в Антарктиде составила 15 г/см2 в год, что дает почти 2100 км3 снега в год в пределах всей площади ледяного покрова. Антарктический ледник пополняется только за счет атмосферных осадков, которые оцениваются примерно в 2500 км3
в год. В то же время убыль массы ледника складывается из испарения и конденсации влаги, выноса снега ветром (20 ± 10 км3), жидкого стока в виде таяния поверхности и основания ледника (50 ± 20 км3), откалывания айсбергов (~2600 км3) и донного таяния шельфовых ледников (320 км3), таяния снега (10 ± 5 км3). Таким образом, в настоящее время наблюдается отрицательный водно-ледниковый баланс в Антарктиде, в то же время масса льда растет, хотя в краевых зонах ледники отступают. Увеличение массы льда в центральных частях покрова еще долго не будет влиять на его краевые части.
Возникновение ледникового антарктического покрова относится к позднему олигоцену, т. е. около 30 млн лет тому назад, когда Австралия и Южная Америка, продрейфовав к северу, открыли проливы. Именно тогда образовалось циркумантарктическое течение. Поэтому такой интерес представляют скважины, пробуренные в антарктическом льду. Отбирая из них керн, исследователи получили возможность изучить изотопный состав льда и состав пузырьков воздуха, заключенных в нем, что позволяет анализировать прежний состав атмосферы.
На станции «Восток» мощность льда 3,7 км, а скважина прошла на глубину 2,755 км и в 1996 г. до 3,523 км. Определение палеотемператур из керна льда по соотношению стабильных изотопов позволило охарактеризовать голоцен (10 тыс. лет), вюрм (валдайское оледенение) (10–20 тыс. лет назад), рисс-вюрмское (микулинское) межледниковье (120–140 тыс. лет назад), рисское (днепровское) оледенение (140–220 тыс. лет назад), межледниковье (220–320 тыс. лет назад) и миндельское (окское) оледенение (320–420 тыс. лет назад). На сегодняшний день это уникальная, единственная в мире скважина, в которой охвачены изотопными данными все три или четыре главные ледниковые эпохи.
Химические компоненты воды — кислород и водород — содержат как обычные «легкие» изотопы 16О и Н, так и тяжелые 18О и 2Н или дейтерий (D). Их соотношение определяется испарением и конденсацией, которые в свою очередь зависят от температуры. Так и состав изотопов выпавшего снега определяется температурным режимом.
В Восточной Антарктиде установлено, что понижение относительного содержания 18О на 1 ‰ (единицу на тысячу) в стандартной морской воде равно похолоданию на 1,5° С. Если содержание D уменьшается на 6‰ — на 1 °С. Изменения изотопного содержания 18О и D соответствуют изменениям температуры. В последнюю вюрмскую (валдайскую) ледниковую эпоху температура в Антарктиде была на 6 °С ниже, чем в голоцене (последние 10 тыс. лет). Эти данные подкрепляются изучением содержания во льдах долгоживущего радиоактивного изотопа 10Ве, образующегося только в космической обстановке, содержание которого увеличивается в ледниковые эпохи, но так как поступление 10Ве из космоса всегда постоянно, то его концентрация во льдах обратно пропорциональна объему выпавшего снега. Следовательно, в ледниковые эпохи в Антарктиде наблюдалось не только общее похолодание, но и уменьшение количества выпавшего снега. Это может показаться парадоксом, но это действительно так, и только во время потепления климата количество осадков возрастает.
Таким образом, современные методы изучения керна льда при бурении скважин в ледяных покровах способны рассказать многое о палеотемпературах, содержании парниковых газов СО2 и СН4, вклад которых в изменение климата Антарктиды за последние несколько сотен тысяч лет может достигать 40–60 %. Большое значение в ледниковые эпохи имела разница температуры атмосферы между низкими и высокими широтами, а также увеличение запыленности атмосферы в ледниковые эпохи, что связывается с общей аридизацией климата, осушением огромных территорий шельфов из-за понижения уровня моря. Вот о чем может рассказать столбик, или керн, льда, полученный с большой глубины в Антарктическом ледяном покрове.
Гренландский покровный ледник, второй по величине на Земле в современную эпоху, занимает площадь 2,2 млн км2 при максимальной мощности льда 3400 м и средней — 1500 м. В длину ледник протянулся на 2600 км, имея наибольшую ширину почти 1000 км (рис. 12.8). Почти везде ледник, обладающий неровной, волнистой поверхностью и залегающий в виде линзы, на побережье ограничен горами и зоной, свободной ото льда, до 100 и даже 160 км. Лед, утыкаясь в горы, ищет выхода по долинам, образуя выводные ледники, отдельные из которых достигают океана, и тогда от их краев откалываются айсберги. Оценки свидетельствуют о ежегодном рождении 10–15 тыс. больших айсбергов (рис. 12.9), а ледники Гренландии сейчас тают с катастрофической скоростью. Так, ледник Сермак Куджак за 12 месяцев сократился на 12 км2.
Рис. 12.8. Ледниковый покров Гренландии: I — план;
II — профиль по линии АВ (из кн. И. Марцинека)
Рис. 12.9. Морфолого-динамическая классификация ледниковых покровов:
1 — наземный; 2 — «морской»; 3 — плавучий
Крупный покров плавучего льда существует в Арктике, занимая большую часть Северного Ледовитого океана. В последние десятилетия, по данным спутниковых наблюдений, он сокращается на 3 % за 10 лет. Однако лед не только уменьшается по площади, он сокращается и в мощности. Результаты акустического зондирования с подводных лодок показали, что в глубоководной части Ледовитого океана за 10 лет мощность льда уменьшилась с 3,1 до 1,8 м. За 40 последних лет арктические плавучие льды потеряли 40 % своего объема. Если процесс будет идти с такой же скоростью, то в ближайшие 80–100 лет плавучий лед исчезнет, уровень океана поднимется на 6–7 м и огромное пространство Ледовитого океана превратится в накопитель тепла, в то время как сейчас льды его отражают. Это может повлечь за собой коренные изменения климата Земли.
12.2. Разрушительная (экзарационная) деятельность ледников
Термин экзарация используется для обозначения эродирующей деятельности ледника, которая появляется благодаря огромному давлению, движению льда, а также воздействию на ложе ледника включенных в лед валунов, обломков, гравия и песка. Именно эта «прослойка» на контакте льда и горных пород благодаря давлению оказывает на последние абразивное действие, срезая выступы, истирая и полируя их, действуя как огромный лист наждачной бумаги. Благодаря такому абразивному действию V-образные речные горные долины, по которым начинает двигаться ледник, постепенно приобретают корытообразную U-образную форму трога. Если в долине встречаются выступы более твердых пород — ригели, ледник переваливает через них, а перед ними или после них днище трога углубляется и образуются ванны выпахивания (рис. 12.10).
В верхних частях горно-долинных ледников образуются, как уже говорилось выше, чашеобразные кары и более крупные цирки (рис. 12.11).
Рис. 12.10. Формирование ригелей (уступов) в днище троговой долины.
I — скальное днище долины до оледенения с участками повышенной трещиноватости.
II — днище долины в момент оледенения (движение ледника — черная стрелка).
Трещиноватые зоны сильнее разрушаются ледниковой экзарацией
Рис. 12.11. Экзарационные формы рельефа: 1 — трог, 2 — ригель,
3 — кары, 4 — цирки, 5 — висячие долины
Ледники крупных долин в горных областях часто принимают в себя более мелкие ледники из боковых долин, днище которых располагается намного выше коренного днища главной троговой долины. После таяния ледников образуются «висячие троги», хорошо прослеживаемые, например, в ледниковых долинах Северного Кавказа, Баксана- Чегема, Уруха, Терека и др.
Впаянные в основание ледника разнообразные по величине камни благодаря огромному давлению оставляют на подстилающих горных породах борозды и царапины — ледниковые шрамы, которые фиксируют своей ориентировкой направление движения ледника. Скальные выступы пород сглаживаются и полируются абразивным действием льда, возникают так называемые бараньи лбы, обладающие асимметричной формой. Длинный, отполированный и со шрамами «лоб» располагается навстречу движению ледника, а крутой, обрывистый склон находится с другой стороны. Скопление бараньих лбов образует форму рельефа, называемую курчавыми скалами. Впервые связал все эти формы рельефа с действием ледников швейцарский ученый Л. Агассис в 1837 г., наблюдая их в Альпах.
Ледник способен захватывать крупные обломки горных пород, нередко покрытые ледниковыми шрамами, и разносить их на большие расстояния — эрратические (не местные) валуны. Так, в Подмосковье широко распространены валуны кристаллических пород из Карелии, с Балтийского щита — выступа фундамента Восточно-Европейской платформы. Нередко также валуны несут на себе несколько поверхностей полировки с царапинами. Большие глыбы коренных пород могут попадать в основание покровного ледника за счет откалывания от субстрата примороженных ледником крупных кусков породы под напором двигающегося ледника.
Покровные ледники, обладая большой экзарационной силой, выпахивают в своем ложе глубокие и протяженные ложбины и рвы — ложбины выпахивания. Более 90 % озер в северных широтах земного шара своим возникновением обязаны именно таким процессам, связанным с последними оледенениями. В Карелии существуют сотни озер такого происхождения, ориентированные преимущественно в меридиональном направлении. Протяженные борозды выпахивания установлены и на дне Баренцева моря, ныне они заполнены четвертичными морскими осадками. В позднем плейстоцене во времена вюрмских (валдайских) оледенений ледники покрывали все западные шельфовые моря Северного Ледовитого океана, т. к. уровень океана был намного ниже. Из района Скандинавии и Кольского полуострова ледники перемещались и на север, формируя ложбины выпахивания.
Мощная напорная сила медленно перемещающегося ледника, как нож бульдозера, способна вызвать дислокацию горных пород, сминая их в складки, разрывая на крупные глыбы — отторженцы, способные перемещаться на многие десятки километров. Гляциодислокации — довольно распространенное явление в областях древних оледенений.
12.3. Транспортная и аккумулятивная деятельность ледников
При своем движении ледник захватывает и переносит различный материал, начиная от тонкого песка и кончая крупными глыбами весом в десятки тонн. Попадают они в тело ледника различными способами.
В горно-долинных ледниках обломки пород скатываются со склонов ледниковых каров, цирков или трогов в результате выветривания, обвалов и оползней и, попадая на лед, перемещаются вместе с ним, проникая в трещины, погружаясь в лед за счет протаивания последнего. Особенно много обломочного материала скапливается в местах контакта ледника с бортом долины. Кроме того, в днище ледника также включены многочисленные обломки, попавшие туда в результате экзарационной деятельности. Материал любого размера, включенный в лед или переносимый льдом и впоследствии отложенный, называется мореной (рис. 12.12).
Рис. 12.12. Схема образования донной морены.
Нижняя часть льда пластична с температурой, близкой к 0 °С.
Вода, проникая по трещинам, замерзая, откалывает глыбы пород,
которые вовлекаются в движение льда.
1 — направление движения льда, 2 — вода в трещинах пород ложа ледника
Выделяются морены движущиеся и отложенные. В горно-долинных ледниках существует ряд разновидностей морен в связи с их положением в теле ледника (рис. 12.13). Боковые морены располагаются в краевых частях ледника, срединные — в их середине, причем как на поверхности, так и внутри ледника. Последние образуются при слиянии двух ледников, когда две боковые морены сливаются в одну, расположенную по оси ледника (рис. 12.14). Донная морена выстилает ложе ледника.
Рис. 12.13. Схема питания и строения горного ледника. 1 — кары; 2 — цирки;
3 — области питания ледника; 4 — ледниковая корытообразная долина — трог.
Морены: 5 — срединная, 6 — боковая, 7 — донная
Рис. 12.14. Система срединных морен на леднике Барнард в горах Св. Ильи
В ледниках покровного материкового типа развиты преимущественно донные морены, т. к. лед перекрывает мощной толщей все выступы рельефа.
Отложенные морены образуются либо после отступания ледника, либо в моменты его стационарного положения, когда скорость наступания равняется скорости таяния, или абляции. В последнем случае как в горных, так и в равнинных покровных ледниках формируется конечная морена, или конечно-моренный вал. Различный обломочный материал, включенный в лед, вытаивает из него у края ледника. Но так как ледник движется вперед, он приносит с собой все новые и новые порции обломочного материала, которые постепенно и нагромождаются у его стоящего на одном месте края, если скорость таяния равна скорости наступания (рис. 12.15). В формировании конечно-моренных, или терминальных, гряд не исключено и напорное действие ледника, подобно действию бульдозера. Обломки могут выжиматься из льда, выдавливаться из него. На Русской равнине хорошо известна Клинско-Дмитровская гряда ранневалдайского (ранневюрмского) оледенения высотой 100–150 м. Моренный пояс последнего оледенения прослеживается в широтном направлении через Западную Сибирь. Известен он и в Восточной Сибири, располагаясь южнее плато Путорана и прослеживаясь до устья р. Оленек.
Рис. 12.15. Формирование конечной морены
Если в горных ледниках конечные морены всегда имеют дугообразную форму, располагаясь выпуклой стороной вниз по долине, то на равнинах конечные морены повторяют изгибы краев ледникового покрова, часто лопастями приникающего к древним речным долинам.
Донная, или, как ее иногда называют, основная морена образуется в основании ледника, когда при его движении происходят отрыв и перемалывание, раздробление как твердых, так и рыхлых коренных пород ложа ледника. Обычно донная морена состоит из обломков, валунов, гравия, песка и глины, представляя собой весьма разнообразный материал. Подобные донные морены покрывают большие пространства, формируясь при отступании ледниковых покровов, и могут быть весьма плотными за счет высокого давления ледника. Как правило, талыми водами мелкий материал впоследствии вымывается и на поверхности преобладают скопления крупного валунного материала. Уплотненные древние морены получили название тиллитов (англ. till — отложения, англ. moraine — форма рельефа). Плохая сортированность донных морен, да и не только донных, особенно в разрезах древних отложений, позволяет их путать с отложениями селевых потоков. Донные морены образуют обычно слабо холмистый рельеф, на фоне которого нередки отдельные овальные в плане возвышенности высотой до 30 м, длиной до нескольких километров и шириной в сотни метров. По форме они напоминают половинку дыни или яйца и называются друмлинами. Образуются они за каким-либо выступом коренных горных пород, когда ледник переваливает через него, за ним образуется недостаток массы льда или даже полость, и там скапливаются донные моренные отложения, часто слоистые. Друмлины нередко образуют целые поля, например в Финляндии, где они длинной осью вытянуты по направлению движения ледника, так же как и ложбины выпахивания, занятые озерами.
12.4. Водно-ледниковые отложения
Крупные материковые покровы льда при своем таянии поставляют огромную массу воды. Целые реки текут по поверхности краевой части ледника, внутри него и подо льдом, вырабатывая в нем туннели. Сток воды может быть плоскостным или линейным (сосредоточенным), а объем талой воды огромным. Естественно, эта быстродвижущаяся вода производит большую работу, как аккумулятивную, так и эрозионную. Под ледяным покровом могут располагаться большие озера, как это сейчас наблюдается в Антарктиде. Объем талых вод сильно изменяется в зависимости от сезона, а также от «холодного» или «теплого» типа ледника.
Благодаря постоянному выносу талых вод формируются ложбины стока, образующие своеобразный рельеф чередования ложбин с широкими днищами и крутыми склонами. Обломочный, главным образом песчаный материал, влекомый этими потоками, распространяется на больших пространствах, образуя зандровые равнины (исланд. sandar и датский sandur — песчаная равнина) за внешним краем конечно-моренных валов (рис. 12.16). Такие зандровые поля сейчас известны перед некоторыми ледниками в Исландии и на Аляске и чрезвычайно широко были распространены перед фронтом покровных ледников в четвертичный период на Русской равнине, в Прибалтике, в Северной Германии и Польше. Создавались зандровые равнины многочисленными ручьями и речками, постоянно меняющими свои русла. Вблизи края ледника материал откладывался более грубый, а тонкий песок уносился дальше всего. Зандры известны и в ископаемом состоянии, например в Сахаре, где они связаны с раннепалеозойским (ордовикским) оледенением.
Рис. 12.16. Перигляциальная область покровного ледника: 1 — ледник;
2 — приледниковые озера; 3 — камы; 4 — друмлины; 5 — оз;
6 — конечно-моренный вал; 7 — зандровая равнина; 8 — донная морена
Озы представляют собой протяженные извилистые гряды или валы высотой 20–30 м, сложенные слоистым песчано-галечным или песчано-гравийным материалом. Образовались они вследствие переноса водными потоками на поверхности или внутри ледника песчано-гравийного материала. Когда ледник растаял, этот материал оказался спроектирован на поверхность суши в виде вала, а не в форме «корыта», какую он имел в реке, текущей по льду. Озы всегда ориентированы по направлению стока воды с ледника, а следовательно, указывают нам на его движение.
Камы — это холмы изометричной формы, высотой 10–20 м, редко больше, сложенные из чередующихся слоев разнозернистого песка, глин, редко с отдельными гальками и валунами. Эти отложения формировались в озерных котловинах, расположенных на поверхности ледника, и после таяния последнего оказались, как и озы, спроектированными на поверхность коренных пород.
Озерно-ледниковые, тонкослоистые (ленточные) отложения, состоящие из многократно чередующихся глинистых и песчанистых слоев, образовались в приледниковых озерах. Когда таяние более бурное, например летом, в озеро сносится относительно грубый материал, а зимой в условиях ослабленного водотока накапливаются глины. Количество слоев в ленточных озерных отложениях (варвы) говорит о времени формирования озера. Все упомянутые выше отложения, связанные с действием талых ледниковых вод, иначе называются флювиогляциальными, что указывает на их водно-ледниковое происхождение.
Плавучие льды, или айсберги, разносятся течениями на большие расстояния от кромки ледников. Один из айсбергов погубил печально знаменитый пароход «Титаник». На плавучих льдах находилось много обломочного материала, который по мере их таяния откладывался на океанском дне. В шельфовых ледниках, занимающих большие пространства, как, например, ледник Росса в Антарктиде, площадью больше 800 тыс. км2 и мощностью до 200 м, благодаря волнению вод с краев откалываются столовые айсберги с отвесными уступами. Длина таких айсбергов может превышать 100 км, и они десятилетиями плавают в океанах, постепенно раскалываясь и подтаивая, представляя большую опасность для судоходства.
Откалываясь от края шельфовых ледников, айсберги провоцируют накопление на дне мощных оплывающих валунно-глинистых отложений, формирующих мореноподобные толщи.
12.5. Оледенения в истории Земли
Изучая современные ледники в горах и на материках, установив особенности их строения, механизм передвижения, разрушительную и аккумулятивную работу, можно выявить наличие оледенений в геологической истории Земли, использовав знаменитое выражение Ч. Ляйеля: «Настоящее — ключ к прошлому».
18–20 тыс. лет назад облик поверхности Земли в Северном полушарии был совсем иным, чем в наши дни. Огромные пространства Северной Америки, Европы, Гренландии, Северного Ледовитого океана были заняты гигантскими ледяными покровами с максимальной мощностью в их центре до 3 км, а общий объем льда превышал 100 млн км3. Это было последнее крупное оледенение, продвинувшееся на Русской равнине почти до широты Москвы, а в Северной Америке — южнее Великих озер. С тех пор ледники стали отступать, и сейчас лед последнего оледенения сохранился только в Гренландии и на ряде островов Канадской Арктики. В последние 10 тыс. лет, называемые голоценом, окончательный распад ледниковых шапок и их быстрое таяние произошли около 8 тыс. лет назад, когда климат был теплее современного. Этот период соответствовал «климатическому оптимуму». Где-то между 8 тыс. и 5 тыс. лет назад климат стал еще теплее, а в Африке более влажным. Но между 5 тыс. и 3500 годами назад произошло сильное похолодание и местами возникли новые ледники, что позволило выделить даже «малый ледниковый период». Именно к нему относятся ныне существующие ледники на Кавказе, в Альпах, на Памире, в Скалистых горах Северной Америки и др.
Все эти события произошли с момента окончания максимального продвижения ледников за последние 18 тыс. лет. Но в четвертичном периоде, начиная примерно с 2 млн лет тому назад, достоверно выделяется не менее четырех ледниковых, или криогенных, эпох, следы которых обнаружены в Евразии и Северной Америке. В начале ХХ в. немецкими геологами А. Пенком и Э. Брюкнером в Альпах были обоснованы четыре крупных оледенения: гюнц (поздний плиоцен), миндель (ранний плейстоцен), рисс (средний плейстоцен) и вюрм (поздний плейстоцен) с двумя стадиями наступания ледников либо с двумя самостоятельными оледенениями. Впоследствии, когда выделялись следы древних оледенений в других местах, им хотя и давали местные названия, но всегда сопоставляли их с Альпами. Трудами многих российских геологов на Русской равнине установлены следы не менее четырех оледенений, в самом общем виде сопоставимых с альпийскими. Такая же картина и в Северной Америке. Изучение керна океанских осадков и льда из Антарктического покрова на предмет соотношения содержания легкого — 16О и тяжелого — 18О изотопов кислорода, как показателя изменений климата и температуры воды в океанах, позволило выделить те же самые холодные климатические интервалы в тех же самых возрастных границах, что и в Альпах или на Русской равнине. Тем самым были доказаны глобальность климатических изменений за четвертичный период и примерная синхронность оледенений в Северной Америке и Евразии. Однако океанская стратиграфия, т. е. изучение слоев океанских отложений, дает сейчас более точные данные, отличающиеся от классических континентальных, в которые пытаются «втиснуть» ставшие уже привычными представления.
На Русской равнине максимальное продвижение ледников устанавливается в раннюю стадию (днепровскую) среднечетвертичного оледенения или в донскую, языки которого спускались по долине Днепра до Днепропетровска, а по долине Дона южнее Воронежа. Вторая (московская) стадия оледенения среднего плейстоцена достигала районов южнее Минска и Москвы. Все остальные оледенения имели конечно-моренные гряды севернее (рис. 12.17). Установлены границы оледенений в Западной и Восточной Сибири, где, конечно же, лучше выражены следы последнего оледенения в виде протяженных извилистых конечно-моренных гряд и валов. Огромное количество льда отбирало воду из океана, уровень которого в позднем плейстоцене понизился от 100 до 140 м. Наличие гигантских ледяных покровов в Панарктическом регионе некоторые геологи ставят под сомнение, что заставляет искать новые фактические данные, подтверждающие либо опровергающие классическую схему.
Рис. 12.17. Схема границ распространения московского оледенения
(по И. Н. Чукленковой). 1–8 — варианты проведения границ (конечно-моренных гряд),
по данным разных авторов. 9 — граница распространения валдайского оледенения
Ледниковые покровы последнего оледенения вместе с Панарктическим ледником, по мнению М. Г. Гроссвальда, создали непреодолимое препятствие для рек, текущих в северном направлении, например для Северной Двины, Мезени, Печоры, Иртыша, Оби, Енисея и др. (рис. 12.18). Вследствие этого перед фронтом покровного ледника возникли огромные подпрудные приледниковые озера, которые искали пути для стока в южном направлении (рис. 12.19). И такие пути в виде хорошо сохранившегося грядово-ложбинного рельефа, ориентированного в субширотном направлении, были найдены во многих местах Западной Сибири, Приаралья и
Северного Прикаспия. Временами происходили катастрофические прорывы этих приледниковых озер, а также, возможно, озер из-под ледниковых покровов «теплого» типа. Широкие, плоскодонные ложбины стока, например в древней реке на месте современных Манычских озер в Предкавказье, пропускали до 1000 км3 в год воды. Этот расход сильно менялся по сезонам. Когда ледниковые покровы начали таять и отступать, многие ложбины стока талых ледниковых вод были унаследованы речными системами. Следует подчеркнуть тесную связь формирования, наступания и таяния ледниковых покровов с колебаниями уровня океана, который очень чутко реагировал на «отбор» и поступление в него воды за счет роста или таяния ледников.
Рис. 12.18. Максимальное распространение ледникового покрова 20 тыс. лет назад
(ранневалдайское оледенение). Стрелками показано движение льда.
Точки — приледниковые озера (по М. Г. Гроссвальду)
Рис. 12.19. Конечно-моренные пояса, направления движения льда
и ледниково-подпрудные озера европейской части СССР в эпоху последнего
оледенения (по Х. Арсланову, А. Лаврову и Л. Потапенко).
Ясно видно, что лед поступал со стороны Баренцева и Карского морей:
1 — границы оледенения, максимальная из стадий отступания;
2 — направления движения льда; 3 — подпрудные озера;
4 — каналы сброса талых вод (спиллвеи); 5 — пункты радиоуглеродного датирования
ледниковых (а) и озерных (б) отложений. Цифрами показаны древнеозерные уровни
Современные расчеты, произведенные И. Д. Даниловым, показывают, что в конце позднего плейстоцена, во время последнего максимального оледенения, площадь, занятая льдом в Северном полушарии, не превышала 6 млн км2, а объем льда — 7–8 млн км3, в то время как подземное оледенение (вечная мерзлота) охватывало площадь до 45 млн км2 при объеме более 1 млн км3 льда. В обоих полушариях объем плавучих льдов составлял 45–50 млн км3. Вполне естественно, что Великие четвертичные оледенения, какими бы они ни были по своим размерам, оставили намного больше следов, чем более древние. Тем не менее в истории Земли установлено несколько довольно продолжительных эпох, во время которых отмечались похолодание и развитие ледников (рис. 12.20). Признаки, по которым реконструировались ледники, близки между собой. Это развитие тиллитов (древних уплотненных и метаморфизованных морен, тиллоидов (образований, напоминающих морены), эрратических валунов с типичной ледниковой штриховкой, бараньих лбов и курчавых скал, ленточных глин и других явно ледниковых или водно-ледниковых (флювиогляциальных) отложений.
Рис. 12.20. Основные криогенные (ледниковые) эпохи в истории Земли (черные)
Следы наиболее древнего оледенения зафиксированы в отложениях раннего протерозоя в Канаде, на Балтийском щите (2,5–2 млрд лет), причем обращает на себя внимание длительность интервала 400 млн лет, в пределах которого обнаруживаются предположительно ледниковые отложения. Более молодая ледниковая эпоха фиксируется в слоях позднего рифея и венда (0,9–0,63 млрд лет) на Русской плите, в Канаде, США, Шотландии и Норвегии, на Северном Урале и в других регионах. Трудно выделить области распространения ледников и реконструировать их морфологию и объем.
В раннем палеозое (ордовик-силур) в интервале 0,46–0,42 млрд лет установлены следы оледенения в Западной Африке, в Сахаре, возможно, в Аргентине, Бразилии, Юго-Западной Африке, Западной Европе, Северной Америке.
Отложения явно ледникового генезиса относятся к временному интервалу 0,35–0,23 млрд лет, что отвечает каменноугольному и пермскому времени позднего палеозоя. Это было время существования огромного суперматерика Пангеи II, когда Южная и Северная Америки, Африка и Евразия, Антарктида, Австралия и Индостан были спаяны вместе, а между Евразией и Гондваной (южные материки) существовал океан Тетис. Области распространения ледников в это время не нуждаются в комментариях. По-видимому, существовал в высоких широтах крупный ледниковый покров или ряд покровов, радиально растекавшихся от центра. Великое позднепалеозойское оледенение достаточно хорошо изучено и документировано.
И, наконец, кайнозойский криогенный период (38 млн лет — ныне), длящийся намного больше, чем хорошо изученные Великие четвертичные оледенения. Начало этого периода относится к интервалу
38–25 млн лет назад, т. е. к позднему олигоцену, когда возникли первые ледники в Антарктиде, прежде всего в Трансантарктических горах и горах Гамбурцева. Всеобщий ледниковый покров сформировался в раннем миоцене (25–20 млн лет назад). В среднем миоцене (15 млн лет назад), по-видимому, сформировался Гренландский ледник, а общее похолодание и резкое ухудшение климатической обстановки четко фиксируются с рубежа 700 тыс. лет. Возможно, этим временем определяется начало четвертичного ледникового периода, а его последним крупным событием было оледенение, начавшееся около 25 тыс. лет назад и последний раз достигшее максимума 18 тыс. лет назад, после чего началась быстрая деградация ледникового покрова, отступавшего со скоростью до 5 км в год.
12.6. Причины возникновения оледенений
Выше уже говорилось о том, что в геологической истории Земли, по крайней мере с раннего протерозоя, неоднократно проявлялись холодные эпохи, во время которых возникали обширные ледниковые покровы, чаще всего в пределах ряда материков или их частей. Однако наличие ледникового покрова является только одной из составляющих «ледникового периода», в который входят и мерзлые породы верхней части земной коры, а также огромные массивы плавучих морских льдов. Причины изменения климата в глобальном масштабе, как и причины появления покровных ледников на больших пространствах материков, все еще остаются предметом оживленных дискуссий, хотя поле для маневров сужается, т. к. сейчас достаточно широко стали применяться математические модели, которым свойственны определенные рамки, выйти за которые не позволяют фактические данные.
Пожалуй, наибольшим признанием в настоящее время пользуется астрономическая теория палеоклимата, возникшая около 150 лет тому назад, когда стало известно о циклических изменениях элементов орбиты Земли.
Наиболее убедительно эта теория была обоснована югославским ученым М. Миланковичем, впервые рассчитавшим изменения солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы за последние 600 тыс. лет. В русском переводе его книга «Математическая климатология и астрономическая теория колебаний климата» вышла в 1939 г. В ней решающее значение для изменений климата придается циклическим изменениям основных параметров орбиты Земли: 1) эксцентриситет «е» с периодом в 100 тыс. лет; 2) наклон плоскости экватора Земли к плоскости эклиптики (плоскости орбиты Земли) «Е» с периодичностью примерно 41 тыс. лет и 3) период предварения равноденствий, или период процессии, т. е. изменения расстояния Земли от Солнца, который не остается постоянным. В перигелии Земля ближе всего к Солнцу, а в афелии — дальше всего от Солнца. Период процессии равен примерно 23 тыс. лет.
Понятно, что, находясь в афелии, Земля имеет наибольшее удаление от Солнца, поэтому в Северном полушарии лето будет длительным, но прохладным, т. к. Земля будет обращена к Солнцу Северным полушарием. Через полупериод цикла процессии, т. е. через 11 500 лет к Солнцу будет обращено уже Южное полушарие, а в Северном лето будет жарким, но коротким, тогда как зима будет холодной и продолжительной. Подобные различия в климате будут тем резче, чем больше эксцентриситет «е» орбиты Земли. Широтное распределение солнечной радиации на Земле сильнее всего зависит от наклона земной оси по отношению к плоскости эклиптики, т. е. от угла «Е». Наиболее значимые относительные изменения радиации или инсоляции будут происходить в высоких широтах. Если угол наклона «Е» уменьшается, то это в высоких широтах может привести, по М. Миланковичу, к уменьшению солнечной радиации и, следовательно, к увеличению площади ледников или к их возникновению. Для этого процесса, как полагал М. Миланкович, необходимо длительное и прохладное лето, в течение которого не успевал растаять снег, накопившийся мягкой, но короткой зимой.
На мощность, или величину, солнечной радиации влияет эксцентриситет орбиты Земли, но не наклон оси вращения Земли к эклиптике и не прецессия земной оси. В последних двух случаях среднегодовое количество солнечной радиации, поступающей на Землю, остается постоянным. Однако происходит ее перераспределение по сезонам или широтам. И только изменение эксцентриситета влечет за собой изменение среднегодового количества солнечной радиации, т. к. при орбите, близкой к круговой, расстояние (среднее) от Земли до Солнца наибольшее, а следовательно, солнечная радиация минимальна. Если величина «е» увеличивается, т. е. орбита Земли становится более узкой и поэтому среднее расстояние от Земли до Солнца уменьшается, то солнечная радиация возрастает. М. Миланкович построил инсоляционные (радиационные) диаграммы, на которых показал изменение солнечной радиации во времени для различных географических широт.
Впоследствии были установлены некоторые разночтения этой кривой с кривыми, полученными по изотопно-кислородным данным при изучении донных осадков океанов. Но в целом гипотеза М. Миланковича довольно аргументированно объясняет возникновение великих четвертичных оледенений.
В то же время выявляется еще целый ряд факторов, как экзогенных, так и эндогенных, которые могут вызывать климатические изменения, вместе с изменениями орбитальных параметров Земли, наклона ее оси, темпов дегазации планеты. Значительные колебания глобальной температуры приземного слоя атмосферы могут вызываться изменением содержания СО2 и различных аэрозолей в воздухе. Только удвоение СО2 по отношению к современному (0,03 %) способно повысить температуру воздуха на 3 °С из-за парникового эффекта, открытого в 1824 г. французским математиком Ж. Фурье, который, пропуская на поверхность Земли коротковолновую солнечную радиацию, нагревающую поверхность Земли, одновременно задерживает тепло, отраженное от земной поверхности, тем самым нагревая приземный слой воздуха. Расчеты не дают ясного ответа на вопрос, на сколько надо уменьшить содержание СО2 в атмосфере, чтобы наступило сильное похолодание. Изучение содержания СО2 в керне льда из глубоких скважин в Антарктиде показало, что во время максимума валдайского позднеплейстоценового оледенения оно было на 25 % ниже, чем в голоцене, т. е. в последние 10 тыс. лет. За последние 100 лет средняя температура на земном шаре возросла на 0,6–0,8 °С. Наблюдается четкая корреляция между ростом содержания СО2, СН4 и других парниковых газов и температурой (рис. 12.21). Виноваты ли в этом техногенные процессы, пока остается не очень ясным, хотя почти все исследователи склоняются к такой зависимости. Повышение температуры привело к очень быстрой и повсеместной деградации ледников. Например, самый крупный ледник, в Африке на горе Кения, уменьшился на 92 %, а на горе Килиманджаро — на 82 %; в Гималаях ледники резко сокращаются, так же как в Альпах, на Кавказе, где за последние 100 лет ледники уменьшились на 50 %. В Гренландии истончается ледяной щит.
Рис. 12.21. Изменения некоторых параметров приземной атмосферы.
1 — температура; 2 — содержание углекислого газа; 3 — содержание метана.
По разным источникам
На Большом Кавказе за последние 150 лет ледники сильно уменьшились как в длину, так и по мощности (рис. 12.22, 12.23).
Рис. 12.22. Вулкан Эльбрус. Ледник Терскол. Хорошо виден след от положения
ледника 150 лет назад (фото Н. В. Короновского)
Рис. 12.23. Деградация ледника Большой Азау у подножия
Эльбруса, Большой Кавказ.
Рисунки Г. А. Абиха, сделанные с одной точки:
а — 21 октября 1849 г.; б — 1873 г.
Несомненно, на климатические изменения влияет и океан, огромные массы воды которого, циркулируя, переносят как холод, так и тепло. Всего лишь в 3-метровом слое воды в океанах содержится запас тепла, равный теплу всей атмосферы. Океаны, как тепловые машины, перекачивают тепло туда, где его не достает. Особенно важно термическое состояние глубоких уровней океанских вод, когда тяжелые придонные воды охлаждаются до температуры ниже 5–8 °С, что совпадает с периодами похолоданий климата, тогда как образование очень соленых и теплых придонных вод отвечает теплым климатическим периодам. Это состояние резко отличается от современной океанской циркуляции. Собственно эвстатические колебания уровня воды в океане влияют на распределение течений, так же как и перемещение литосферных плит. Однако сами по себе эти явления не могут вызвать глобальных изменений климата. Для этого необходимы более весомые причины — астрономические, на которые могут влиять: усиливать или, наоборот, ослаблять их — перечисленные выше факторы, в том числе эпохи энергичного горообразования, когда большие районы поверхности земного шара поднимались выше снеговой линии и формировались горно-долинные ледники.
В заключение следует отметить, что проблема возникновения покровных оледенений находится в ряду многих проблем глобального изменения климата, которые в наши дни приобрели особое значение в связи с быстрым техногенным изменением, и не в лучшую сторону, природной среды, в том числе геологической.