1 Фирновый бассейн — область питания ледника, лежащая выше снеговой границы.

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

6275 Рис. Но. Последовательные стадии развития гляциального горного рельефа и образование эквиплена

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 (рис. 111, б). 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.

Рис. 111. Продольный (а) и поперечные (б, в) профили долинного ледника: б — в области питания; в — в области абляции; / — задняя стенка кара; 2 — бергш-рунд; 3 — фирновая линия; 4 — ледопады; 5 — конечная морена; 6 — коренные породы; 7 — внутренняя и донная морены; 8 — ригели

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.

Рис. 112. Определение высоты снеговой линии по методу Гесса (по И. С. Щукину)

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 (рис. 111, в). 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, границу областей питания и абляции ледника, которая соответствует положению климатической снеговой гра­ницы (рис. 112).

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 (рис. 113, А); диагональные, связанные с разной скоростью движения краевых и центральной частей ледника; радиальные (рис. 113, Б), 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) (рис. 114) 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

Фирновая линия — нижняя граница фирнового покрова ледника.

долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают коры­тообразную форму, поэтому их называют трогами¹. 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.

От нем. trog — буквально корыто.

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 (см. рис. 111).

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 (рис. 115).

Рис. 115. Поперечный профиль трога: Д — дно долины; П — плечи трога

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

Рис. 116. Висячая боковая долина трога и устьевая ступень (по В. Девису)

горных пород), то в трогах боко­вые долины обычно являются "висячими". Они открываются в главную долину высоко над ее уровнем, на склонах долины. Бо­ковые долины часто также яв­ляются трогами (рис. 116). Кру­той уступ, отделяющий главную долину от боковой, с которого приток низвергается водопадом или каскадом, называется устье-

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-подо льда) 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-запа-динный 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 (рис. 117).

При таянии ледника возникают водные потоки, которые так­же выполняют определенную геоморфологическую работу. Эти потоки названы флювиогляциальными¹. 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 флювиогляцыальные террасы, которые (если их прослеживать вверх по долине) сочле-

От лат. fluvius — река, поток и glacies — лед.

няются 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 альтипланации¹ — 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 (рис. 118). 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.

Рельеф областей покровных плейстоценовых оледенений

Покровные ледники, в отличие от горных, занимают целые острова и континенты. Из-за большой мощности (в Гренландии более 3 км и в Антарктиде 4 км) на их распространение и харак­тер поверхности подледниковый рельеф в центральных частях покровов не оказывает существенного влияния. Поверхность по­кровных ледников, как правило, плоско-выпуклая, в виде щита (рис. 119). Покровные ледники распространены в арктическом и антарктическом климатических поясах, где снеговая граница опус­кается до уровня моря или находится немного выше его. Движение покровных ледников происходит радиально, за счет растекания льда

От лат. alius — высокий: piano — выравнивание.

Рис. 118. Схема образования нагорных террас (по С.Г. Бону и И.И. Краснову): а — морозное выветривание (размер стрелок указывает на различную интенсивность процесса); б — солифлюкционный перенос рыхлых продуктов выветривания; в — направление отступания уступов нагорных террас; г — последовательные стадии отступания нагорной террасы; д — последовательные стадии снижения площадок нагорных террас под воздействием морозного выветривания