Ледниковые процессы и формы рельефа 

Ледниковые процессы и формы рельефа обусловлены деятельностью льда и оледенений. Оледенение возникает, когда территория оказывается в пределах хионосферы – слое тропосферы с положительным балансом твердых атмосферных осадков. Нижней границей хиооносферы является снеговая граница. Выше нее снег может сохраняться на горизонтальных площадках в течение всего года. Высота снеговой линии в экваториальном поясе составляет 5500 м, на Щпицбергене – 600 м, а вблизи полюсов – на уровне моря.

Лед образуется в результате метаморфизации снега. Снег в результате многократного замерзания и оттаивания и давления становится крупнозернистым и спрессовывается в фирн. В процессе дальнейшего уплотнения и вытеснения пузырьков воздуха фирн трансформируется в глетчерный кристаллический лед. Ледники – это устойчивые во времени накопления льда на земной поверхности.Лед в леднике обладает свойством пластичности и способен течь. Скорость движения ледника колеблется от нескольких сантиметров до нескольких десятков  метров в сутки.Питание ледника осуществляется за счет твердых атмосферных осадков, обрушения снега со склонов и конденсации воздушных паров.

По условиям баланса льда ледник делится на зону абляции и зону аккумуляции. Абляция – это расход льда путем таяния и испарения. Она приводит к уменьшению мощности краевой части ледника. Этот процес зависит от температуры воздуха. Колебание температуры воздуха обусловливает колебание абляции и колебание края ледника. Незначительные изменения положения края ледника называются осцилляциями. Различают два основных типа ледников: горные и покровные.

Горные ледники занимают отрицательные формы рельефа в горных странах. Движение льда в них происходит под действием силы тяжести вниз по склону. Покровные ледники распространены главным образом в Антарктиде, Гренландии и архипелаге Шпицберген. Они занимают площадь приблизительно в 14.4 млн км² и имеют объем порядка 27 – 30 км³. Из них 85% приходится на покров Антарктиды и 12% - на покров Гренландии.

Движения льда происходит тремя способами. Первый способ – путем сползания под давлением вышележащих слоев фирна и льда или путем послойно-пластического течения. Второй способ – это донное скольжения льда по подстилающим коренным породам. При этом ледник эродирует ложе. Третий способ – путем скалывания по плоскостям. Оно подобно образованию взбросов и надвигов в горных породах.

Ледниковый покров составляют следующие зоны. В его центральной части выделяется ледяной купол с радиально растекающимся льдом.Поверхность льда у края купола поднимается круче и выполаживается по направлению к центру. В Антарктиде ледяной купол имеет мощность до 4250 м и целиком скрывает горные хребты. От купола ледникового покрова радиально вытекают выводные ледники, которые выносят лед по направлению к его краю. Выводные ледники текут по трогам со скалистыми бортами. Скорость течения составляет 300 – 1400 м/год. В Гренландии ледник Якобсона имеет скорость течения льда 10 км/год. При попадании в море выводные ледники отрываются от дна и образуют шельфовые ледники. Их концы обламываются и образуются огромные глыбы плавучего льда – айсберги. У края мощность льда сокращается и здесь выступают из подо льда одиночные скалы – нунатаки , а также отдельные участки каменистого ложа –«оазисы».

Рельеф области четвертичного оледенения

В течение четвертичного периода площадь покровного оледенения неоднократно значительно расширяась. Мощные оледенения покрывали северные части Европы, Азии и Северной Америки. Наболее крупное четвертичное оледенение покрывало более 40 млн км² ( примерно 30% площади суши), т. е. почти в 3 раза превышало площадь современного оледенения.

На территории Европы выделяют не менее четырех оледенений: наревское, березинское, припятское и поозерское.  Рельефообразующее значение имели только три последних оледенения. Процесс создания форм рельефа в оледенения определялся следующими факторами: мощностью ледниковых толщ (от 300 м до 3500 м), длительностью геологической деятельности (от нескольких десятков до сотен тысячелетий), данамикой ледниковых покровов, характером структуры ледникового ложа и др. Движение льда осуществлялось радиально.

В области питания происходит увеличение мощности льда. В области абляции мощность льда уменьшается, а его краевые части приспосабливаются к подледному рельефу. Наблюдаются осцилляции ледникового края. В соответствии со схемой динамики ледникового покрова в области древнематерикового оледенения устанавливается зональность геоморфологических процессов. Здесь выделяются область преобладающей ледниковой экзарации и область преобладающей ледниковой аккумуляции.

Область преобладающей ледниковой экзарации охватывает Фенноскандию. В этой области выделяется центральноледниковая зона с относительно слабой экзарационной деятельностью (севернее Ботнического залива) и зона интенсивной экзарации, расположенная на склоне ледникового щита – южная и юго-восточная части Финляндии, Карелия. По характеру динамики различаются три типа ледниковых покровов: активные, пассивные и мертвые.

Активные покровы материкового льда характеризуются хорошей непосредственной связью с источниками питания, быстрым движением ледниковых масс, экзарационным действием на на рельеф ледникового ложа, динамичностью потоков. Внизу таких ледников на контакте с ложем формируются  основные морены – плотные обломочные породы различного состава от глин до валунов. Конец покрова активного льда может наступать, когда приток льда преобладает над таянием; может находиться при динамическом равновесии, если приток льда равен таянию. Край движущегося ледника будет оставаться на одном и том же месте. В этом случае вдоль края ледянго покрова накапливается обломочный материал, формируя гряду или вал конечной морены. В условиях преобладания таяния над поступлением льда край ледника отступает и здесь формируются гряды конечных морен насыпного типа с линзами погребенного льда.

Мертвые льды. В тающем массиве льда на его поверхности в трещинах и на границе с коренными породами возникают в большом количестве потоки талых ледниковых вод. Они несут обломочный материал, насыщавший ледниковый покров. После таяния льда эти отложения формируют озовые гряды и камовые холмы – в результате их проектирования на поверхность; дельты – при отложении в устьях потоков при выходе из-под ледника и ледниковые озера и озерно-ледниковые равнины перед фронтом ледника.

Пассивные или слабоподвижные льды возникают по периферии ледниковых покровов в начале общего таяния (регрессии) оледенения. Такие льды характеризуются слабой связью с областью питания, пульсациями. Происходит массовое отложение обломков пород и формирование морен. При таянии слабоподвижных льдов на основные донные морены налегают абляционные морены (морены вытаивания внутренние и поверхностные). Абляционная морена и донная морена после отступания льдов формируют холмистые,волнистые и плоские моренные равнины. В процессе вытаивания полей и линз мертвого льда создается гляциокарстовый рельеф – камовые холмы,озовые ряды, котловины, западины, террасы.