Лед в природе

Лед образуется повсюду, где замерзает вода,— в озерах, морях, реках, в грунте или в атмосфере. Мы привыкли видеть его в форме снега, который состоит из ажурных гексагональных кристаллов, очень изящных и красивых, но лед встречается и в различных других формах, например в виде кристаллов инея и игольчатых, ветвистых и похожих на перья масс, что оседают на оконных стеклах. В водоемах лед образует либо неправильные сростки крупных столбчатых (игольчатых) кристаллов, либо твердые массы, состоящие из вытянутых гексагональных кристаллов, длинные оси которых перпендикулярны поверхности воды.

Озерный лед. Водоем со спокойной водой, например озеро или внутреннее море, обычно не замерзает до тех пор, пока вся толща воды не охладится до температуры, близкой к точке замерзания. Пресная вода имеет максимальную плотность при температуре 4°С, и когда вода у поверхности водоема остывает до этой температуры, она опускается, а на ее место снизу поступает более теплая вода. Эта циркуляция в вертикальном направлении продолжается, пока вся масса воды не приобретет максимальную плотность. Теперь, хотя температура на поверхности озера продолжает понижаться и приближается к точке замерзания (0°С), эта более холодная вода остается наверху, и в конце концов из нее образуется корка льда. Следовательно, озера со средними глубинами полностью покрываются льдом только после того, как температура воздуха долгое время будет ниже 0°С. Глубокие озера, например Великие озера, не замерзают целиком даже в самые холодные зимы, так как зима слишком коротка для того, чтобы вода в озере охладилась на всю глубину до достаточно низкой температуры.
Если мелководье протягивается на некоторое расстояние от берега, лед примерзает ко дну, соединяясь с замерзшей водой, которая находится в осадках на дне озера, и тогда лед, покрывающий озеро, припаивается к промерзшим берегам. При колебаниях температуры лед расширяется и сжимается. Когда происходит сжатие, лед растрескивается и трещины заполняются водой, которая тоже замерзает и расширяется. Если температура немного повышается, лед расширяется и в результате возникают горизонтальные силы, которые действуют в направлении береговой линии и заставляют осадки и обломки надвигаться на берег. После того как лед растает, этот обломочный материал выглядит как стенка из песка, гравия и более крупных обломков, повторяющая очертания береговой линии. Сотни ледниковых озер в верхней части долины Миссисипи обрамлены озерными валами, которые сформировались именно таким образом. Они отличаются от пляжей и баров тем, что сложены несортированным материалом и что крутые их склоны обращены к озеру.
Морской лед. Морская вода не замерзает до тех пор, пока ее температура не понизится до -2 — -4°С в зависимости от солености. В высоких широтах температура всей морской воды близка к точке замерзания, но слой льда мощностью 2-3 м, образующийся на поверхности моря, защищает находящуюся под ним воду от сильного холода полярных зим. Там, где в приполярных районах лед формируется вдоль берегов, его мощность часто превышает 15 м. Такие массы льда образуются не в результате непосредственного замерзания океанской воды, а благодаря тому, что в лед превращается снег, возникающий из водяных брызг, которые летят от волн во время штормов и засыпают прибрежный лед. Такой лед играет важную роль в эрозии берегов. Зимой он защищает берег от разрушительного действия волн, а во время ледохода служит как бы плотом, на котором обломочный материал может выноситься в море.
Отламываясь, морской лед плавает в виде крупных пластин, которые называют плавучими льдинами. Эти льдины могут сбиваться вместе, образуя ледяные торосы (паковый лед), которые имеют очень неровную поверхность и возвышаются над водой из-за того, что льдины наползают друг на друга. Вдоль берегов полуострова Лабрадор и во многих заливах полярных морей лед формируется на морском дне, и тогда говорят о грунтовом, или донном, льде.
Речной лед. Когда вода в реке замерзает, она оказывает разрушающее действие на борта и дно русла подобно тому, как это происходит при замерзании грунтовых вод. Мелкие частицы, гравий и валуны вмерзают в лед и перемещаются вниз по течению, подплывая вместе с толстыми льдинами к берегам реки или останавливаясь из-за ледяных заторов, перегораживающих долину. Если в сужении долины накапливается много льда, то вода подпруживается и в результате река откладывает осадки. Когда вода в конце концов прорывает такой затор, объем потока значительно увеличивается и сопровождающее этот процесс увеличение скорости течения намного повышает транспортирующую способность реки. Так подпруживаются у порогов реки Канады и Сибири, текущие на север. Когда лед взламывается, он тает сначала в южных верховьях этих рек, которые выносят льдины к северу, туда, где лед еще не растаял. Возникающие ледяные заторы вызывают разливы рек и участвуют в процессах эрозии и аккумуляции.
Замерзшие грунтовые воды. Во всех почвах имеются поры, и почти все твердые породы вблизи поверхности нарушены бесчисленными трещинами, в которых содержится вода. Расширение этой воды при замерзании имеет большое значение для дезинтеграции пород. К процессам, вызывающим дезинтеграцию, относятся морозное расклинивание и морозное вспучивание, которые приводят к формированию разнообразных форм рельефа, таких, как осыпи, узорчатый грунт и некоторые типы каменных глетчеров.
В полярных и высокогорных областях под действием мороза разрушается огромное количество пород. Морозное расклинивание, как известно, поднимает крупные глыбы (до 8 м в диаметре) более чем на 4 м по вертикали. Там, где имеются суточные колебания температуры, з результате замерзания воды и таяния льда от скал, валунов или более мелких обломков откалываются куски породы. У подножия крутых скал образующийся обломочный материал накапливается § виде осыпей. На крутых склонах эти осыпи могут перемещаться вниз под действием морозного расклинивания, образуя каменные потоки, или каменные глетчеры. Такое перемещение масс под влиянием силы тяжести уже рассматривалось в этой книге, но мы хотим здесь обратить внимание на то, что действие мороза ускоряет движение материала вниз по склону, а зачастую может вызвать его начало.
Замерзшая в почве вода образует ледяной цемент, который связывает частицы между собой и препятствует просачиванию воды во время весеннего таяния снега. На склонах холмов и гор такая поверхность мерзлого грунта может стать плоскостью скольжения, по которой насыщенные водой массы обломочного материала могут перемещаться либо медленно, либо быстро. В тех земледельческих районах, где почва представлена валунной глиной, во время ежегодного промерзания валуны выталкиваются вверх, ближе к поверхности, под действием сил, возникающих вследствие расширения водонасыщенной глины при замерзании. Когда весной действие мороза прекращается, частицы почвы и мелкие обломки пород оседают, а более крупным валунам мешают оседать глинистые частицы и галька, которые падают в полости, прежде занятые валунами. Со временем большинство валунов может оказаться на поверхности или вблизи нее. В некоторых районах фермеры, убирая эти валуны со своих полей, используют их для строительства каменных изгородей.
Многолетняя мерзлота. В областях, расположенных поблизости от ледяных шапок или материковых ледников и в некоторых высокогорных областях, почвы и коренные породы наполнены никогда не тающим льдом. Это явление называют многолетней (вечной) мерзлотой.
Помимо того что лед цементирует частицы породы и таким образом целиком заполняет поровое пространство, увеличиваются размеры и количество его кристаллов и образуются жилы, клинья, массы льда неправильной формы и протяженные линзовидные прослои относительно чистого льда, которые могут достигать больших размеров. Особенно благоприятные условия для формирования крупных линз чистого льда существуют на слабо дренируемых площадях, которые подстилаются глинами, очень тонкими алевритами или торфом.
Лед в почве быстро реагирует на изменение температуры. При замерзании объем почвенного слоя увеличивается отчасти вследствие расширения внутрипо-ровой (интерстиционной) воды, а отчасти в результате формирования в нем масс чистого льда. Мощность слоя алевритов может увеличиться таким образом больше чем вдвое.
В районах развития многолетней мерзлоты образуются характерные структуры грунта, в том числе торфяные и каменные круги и многоугольники, каменные гирлянды и каменные полосы. Подобные структуры, возникшие под действием мороза, можно наблюдать на многих горных вершинах, хотя настоящей многолетней мерзлоты там нет.
Кольцевые структуры могут сформироваться под действием горизонтальных сил, возникающих при замерзании воды, как в случае торфяных кругов, или в результате сжатия, вызванного промерзанием грунта в холодное время года, как в случае каменных кругов. Торфяные круги лучше всего развиваются на лишенных растительности почвах, но могут возникнуть и на участках с растительным покровом; в этих местах вспучивание почвы и горизонтальное давление, связанные с замерзанием и оттаиванием, разрывают почвенный слой и раздвигают его, и там, где произошло отделение, остаются зияющие трещины. Каменные круги формируются из трещин усадки, которые образуются по мере того, как промерзшая земля охлаждается. Весенние талые воды стекают в эти трещины усадки и выносят с собой тонкозернистый материал, оставляя грубые обломки на поверхности или вблизи нее. В результате возникает полигональная схема расположения обломков, образующаяся под действием замерзания или многолетней мерзлоты.
На склонах, где есть раздробленные массы породы, движение структурного грунта приводит к тому, что изометричные каменные круги вытягиваются, превращаясь в эллипсы или петли, которые называют каменными гирляндами. Когда такие гирлянды или петли попадают на более крутые склоны, они продолжают удлиняться и таким образом принимают вид каменных полос. Они представляют собой параллельные каменные гребни, которые могут прослеживаться на сотни метров, пока не утратят связности и не разрушатся.
Сейчас остатки древних каменных кругов и полос можно обнаружить на поверхности земли далеко от современной границы многолетней мерзлоты, даже на
юге провинции Новая Шотландия, в Новой Англии и шт. Пенсильвания. Другие характерные для вечной мерзлоты структуры встречаются у границ ледниковых отложений в шт. Висконсин и в других штатах, где были ледники. Все эти структуры сформировались, вероятно, когда субарктический климат распространялся на более южные районы, чем в настоящее время.
Глубина многолетней мерзлоты изменяется от места к месту даже в областях с очень холодным климатом. В северном полушарии вдоль южной границы многолетнемерзлых пород располагается обширная зона шириной до 800 км, где многолетняя мерзлота развита в отдельных участках и существует спорадически. На Аляске мощность многолетнемерзлых пород изменяется от нуля близ озер, больших родников и горячих источников до 300 м и более. Максимальная глубина постоянного промерзания пород превышает 600 м.

Снег. Когда водяной пар конденсируется непосредственно в твердое состояние, образуются кристаллы снега. Эти симметричные кристаллы возникают чаще всего, когда нет ветра и воздух очень холодный. Обычно снежные кристаллы слипаются в хлопья, которые падают на землю.
Зимой снег, как правило, покрывает значительную часть земной поверхности, а на высоких вершинах или высокогорных плато встречается даже в экваториальной зоне.
У свежевыпавшего сухого снега очень низкая плотность и, следовательно, высокая пористость. Эти свойства, вместе с очень неправильной формой снежных, хлопьев, обеспечивают чрезвычайно большую площадь поверхности, что позволяет снегу легко обмениваться влагой с атмосферой посредством испарения и сублимации. Влагообмен бывает наибольшим там, где снежные кристаллы и хлопья соприкасаются, и поэтому форма снежных хлопьев постепенно меняется, и они превращаются в округлые, почти сферические зерна. Такой зернистый снег называют фирном (термин немецкого происхождения) или невё (термин, употребляемый во Франции).
В районах, где среднегодовая температура близка к точке замерзания воды, снег не тает в любое время года и, следовательно, накапливается, образуя массу так называемых вечных снегов. Нижняя граница, до которой они опускаются, называется снеговой линией. Снеговая линия обычно в разных местах располагается на разной высоте; ее положение зависит от рельефа местности, характера ветров, вариаций средних температур и количества выпадающего снега.
Там, где в холодное время года снега выпадает больше, чем может растаять весной и летом, формируются снежные поля. Внутри такого поля снег с глубиной постепенно превращается в лед, и снежное поле становится ледяным полем. Превращение снега в фирн, а фирна в лед происходит очень медленно; этот процесс обусловлен рядом причин, которые приводят к тому, что более крупные зерна растут за счет более мелких. Хотя фирновый снег состоит из округлых зерен льда, между ними все еще имеются значительные пространства, вследствие чего общая плотность фирна меньше плотности льда. По мере роста крупных кристаллов фирновый лед уплотняется, и пористость с увеличением плотности уменьшается. В конце концов твердая масса зернистых кристаллов льда преобретает отчетливую сцепленную структуру. При постоянном давлении накапливающегося сверху снега и фирна эти кристаллы продолжают расти и меняют ориентировку. По мере того ка к толщина ледяного поля увеличивается, подвижность молекул, как и при перекристаллизации минералов, переходит в подвижность собственно массы льда, и ледяное поле становится ледником.

Ледники

В то время как между снежным и ледяным полем из-за постепенного характера изменений нет четкой границы, ледяное поле резко отличается от ледника. Механизм течения, макроморфология движущегося льда и связанные с ледниками особенности эрозии и отложения
осадков позволяют нам отличать ледники. от простых аккумуляций снега и льда. Из всего сказанного напрашивается вывод о том, что ледники развиваются из ледяных полей посредством непрерывного добавления снега. С другой стороны, если климат изменится так, что снег будет таять быстрее, чем накапливаться, то ледник снова превратится в статичное ледяное поле и в конце концов может совсем исчезнуть.
Движение ледников. Ледники движутся под влиянием силы тяжести вследствие того. что внутри них происходит перекристаллизация льда, путем скольжения по плоскостям внутри самого ледника и посредством скольжения по поверхности земли. Скорость течения льда является функцией нескольких факторов, в том числе градиента склона, по которому он движется, мощности льда и местных температурных условий. К этому можно добавить степень сглаженности поверхности, по которой движется ледник, количество воды во льду (и той, что выпадает на ледник в виде дождя, и той, что образуется при таянии льда) и, наконец, количество обломочного материала во льду.
Ледник, засоренный валунами, песком и тонкообломочным рыхлым материалом, движется медленнее, чем чистый прозрачный лед.
Ледниковый поток можно разделить по вертикали на две части. Верхняя часть мощностью от 30 до 60 м является хрупкой и течет благодаря тому, что раскалывается по трещинам на глыбы разного размера, перемещающиеся по льду, залегающему глубже. В этой зоне встречаются глубокие трещины, расселины, которые открываются и закрываются по мере продвижения льда. На глубине, где ледник становится пластичным, эти трещины исчезают. В нижней части ледника преобладает пластическое течение. Давление здесь достаточно велико для того, чтобы залечить трещины, и течение происходит путем перекристаллизации и срыва и проскальзывания одних частей ледника относительно других.
Хотя ледники перемещаются медленнее рек, в них, как и в реках, отдельные участки могут двигаться с разной скоростью. Трение ледника о борта и дно долины замедляет движение, и, следовательно, самая большая скорость течения наблюдается в центре ледника.
Ледники возникают там, где зимой выпадает больше снега, чем тает летом. Такие области типичны для высоких широт и высокогорья, они называются зонами аккумуляции снега и льда. По мере своего течения ледник выходит из этой зоны, двигаясь либо к более низким широтам, либо вниз. Здесь снега выпадает меньше, чем успевает растаять за лето. Это - зона разгрузки, где ледник тает и где происходит отложение основного количества обломочного материала. В зоне разгрузки ледник может существовать, пока скорость вытекания льда в эту зону превышает скорость его таяния.
Когда фронт льда продвигается вперед, говорят, что ледник наступает. Это происходит, если скорость питания ледника больше скорости таяния. Следовательно, ледник будет наступать до тех пор, пока не достигнет области, где температура воздуха достаточна для того, чтобы лед таял. И наоборот, в некоторых местах температура может увеличиться настолько, что скорость таяния будет больше скорости питания ледника, вытекающего в зону разгрузки, и тогда ледник будет отступать. Отступание ледника маркируется отодвиганием его фронтальной части.
Колебания положения нижней границы ледника могут быть очень велики; при этом проявляются и ежегодные, и долговременные изменения. В Швейцарии отмечалось устойчивое продвижение ледников в течение всего Средневековья; оно достигло максимума примерно в 1820 г. Затем последовало постепенное отступание льда, продолжавшееся вплоть до 1840 г., когда ледники снова начали на-
ступать. С 1860 г. большинство ледников заметно отступает. Скорость продвижения ледников может достигать сотен метров в год, но в большинстве случаев они перемещаются гораздо медленнее. Отступание нижнего конца ледника может происходить с той же скоростью, хотя иногда скорость отступания может достигать и 1 км/год.
Несмотря на то что нижний конец ледника может продвигаться вперед или, наоборот, отступать, лед продолжает свое движение вниз по склону. Скорость движения внутри льда зависит от времени года и от того, в каком районе земного шара находятся ледники. Альпийские ледники перемещаются на 30-100 см в сутки: летом некоторые из них могут двигаться с чрезвычайно большой скоростью - до 10 м в сутки. Необычно высокие скорости отмечаются для языков льда, спускающихся в фиорды вдоль побережья Гренландии, где за сутки лед может продвинуться почти на 30 м. Однако здесь же во внутренних районах на некотором расстоянии от узких фиордов материковый лед движется со скоростью нескольких миллиметров в сутки. Рельеф поверхности ледников. Верхняя поверхность ледника обычно бывает неровной и бугристой, с характерными особенностями, которые обусловлены течением и таянием льда.
У верхнего конца горного ледника, где лед отрывается от неподвижного фирнового поля, образуется большая трещина
(или серия открытых трещин), носящая название бергшрунд (подгорная трещина). Фирн и лед, образующие верхний край бергшрунда, находятся выше. чем оторвавшийся по нему участок лъда. Движущийся ледник смещается и в вертикальном, и в горизонтальном направлении. Такое движение оказывается максимальным в летние месяцы и почти приостанавливается зимой.
Там, где ледник течет по неровной поверхности коренных пород, градиент склона может увеличиться, в результате чего на поверхности ледника возникают растягивающие напряжения, и под их действием образуются трещины. На поверхности они обычно ориентированы под прямым углом к длинной оси ледника. Хотя в момент формирования эти трещины почти вертикальны, неравномерное течение льда искривляет их так, что в центральной части ледника они приобретают наклон в сторону верховьев ледника и могут изги-баться ниже по течению. Такие трещины шире всего в центре ледника, а к его граям и с глубиной постепенно сужаются. На большинстве ледников развиты как
краевые, так и поперечные трещины. Краевые трещины направлены вверх по долине под углом приблизительно 45° к направлению течения ледника. Они возникают благодаря тому, что центральная часть ледника движется быстрее, чем края, и растягивает верхнюю хрупкую зону.
Поверхность ледника открыта солнечному теплу и теплым ветрам, и в результате их воздействия на ней - за счет таяния и испарения льда - образуются неровности. Этот процесс называется абляцией, а неровности на поверхности ледника, возникающие в результате абляции, носят название сераков. Грубообломочный материал на поверхности ледника защищает лед от солнечных лучей, так что местами полосы таких обломков лежат на ледяных стенках, которые могут возвышаться над поверхностью ледника метров на тридцать. Точно так же защищают лед и плоские глыбы породы, и, по мере того как поверхность льда вокруг них понижается вследствие абляции, эти глыбы остаются лежать на колоннах и постаментах. Небольшие кучи пыли или обломков пород лучше, чем лед, поглощают солнечное тепло и так сильно нагреваются, что лежащий под ними лед тает. Эти кучи оседают, и на поверхности льда образуются впадины, или пылевые углубления (ледниковые стаканы).
Абляция может уменьшать мощность ледника на несколько сантиметров в день и таким образом в теплое время года за считанные недели давать заметный эффект. В теплые дни на поверхности ледника стоят лужи и текут бесчисленные ручейки, которые, сливаясь, образуют небольшие речки, сбегающие в трещины. Вода уносит с поверхности ледника алеврит, песок и более крупные обломки, которые разрушают стенки трещин, превращая их в вертикальные колодцы. Типы ледников. По мере того как лед увеличивается в объеме и в виде ледника вытекает из зоны аккумуляции, он приобретает различные формы, возникающие в значительной степени под влиянием поверхности, по которой ледник течет. В зависимости от внешней формы все ледники можно разделить на три группы: 1) горные, альпийские, или долинные, ледники; 2) сливающиеся ледники, или ледники предгорий, которые представляют собой соединившиеся долинные ледники, вторгшиеся в область предгорий; 3) покровные, или материковые, ледники (называемые также ледниковыми щитами или покровами), которые занимают обширные площади.
Горные, или долинные, ледники — это ледниковые потоки, которые спускаются с высоких вершин и встречаются на склонах высоких гор почти на любой широте. Они питаются за счет снежных полей на склонах гор и в областях питания, расположенных выше снеговой линии, и представляют собой твердый ледяной сток через долины, которые прежде были выработаны реками. Часто бывает трудно провести четкую границу между собственно ледником и питающим его снежным или ледяным полем, поскольку такое поле постепенно переходит в ледник. Горный ледник может образоваться в результате слияния .более мелких языков льда, каждый из которых получает питание из собственного снежного поля. Очевидно, что в снежном или ледяном поле тоже происходит какое-то движение, так как избыток снега или льда разгружается из него в ледник.
Вообще форма горных ледников повторяет форму долин, а их размеры определяются величиной снежного поля, количеством атмосферных осадков и температурой воздуха. Не во всех горах, возвышающихся над снеговой линией, есть ледники, поскольку рельеф многих изолированных пиков неблагоприятен для накопления снега.
Ледники предгорий получили название по своему положению у подножия гор. Они встречаются на пологих склонах у основания гор, где спускающиеся по долинам ледники выходят из узких пространств, ограниченных бортами долин, и вследствие этого растекаются в стороны и вперед, образуя широкий плоский шлейф, или ледниковый язык. Там, где соединяется несколько таких языков, формируется предгорный ледник. Такие ледники обнаружены только в приполярных районах, где есть высокие горы и долины, выходящие на равнины с небольшой высотой над уровнем моря.
Материковые ледники представляют собой огромные ледяные щиты, которые покрывают большие площади суши и которые включают в себя и снежные и ледяные поля, и ледники - все вместе. Они распространяются во всех направлениях независимо от высоты рельефа. От долинных материковые ледники отличаются тем, что их не ограничивают борта долины.
Материковый ледник имеет относительно ровную поверхность, полого наклоненную в направлении течения. В настоящее время материковые ледники покрывают две обширные площади суши - остров Гренландию и континент Антарктиду, и это позволяет составить представление о масштабах, до которых может разрастись ледниковый покров.
Гренландия занимает немногим более 2 млн. км2, из которых около 80% покрыто обширным материковым ледником.Центральное, похожее на купол ледовое плато достигает 3000 м в высоту, что соответствует мощности льда в этом районе. Только гористый край острова свободен ото льда, но даже здесь большая часть долин заполнена ледниками, которые протягиваются от огромной массы льда, расположенной во внутренней части острова, вниз, к морю.
Антарктида занимает площадь около 15 млн. км2 - больше, чем США и Мексика вместе взятые,-и почти вся покрыта льдом. Этот ледниковый щит в семь с лишним раз больше Гренландского, поверхность у него не такая ровная, как у Гренландского, поскольку он во многих местах прерывается горными цепями и группами вершин. Мощность Антарктического ледникового щита меняется от нескольких сотен метров около гор или у его края до 4000 м и более в центральной части щита. Антарктический ледниковый покров благодаря огромному объему является самым крупным на Земле резервуаром пресной воды.
Во многих местах ледниковый покров соединяется с шельфовым льдом, который формируется там, где крупные ледники, вытекающие из внутренней части материка, выталкивают свой лед в море. Часто лед попадает в глубокую воду и всплывает. Шельфовый ледник Росса, на котором расположена станция Литтл-Америка, занимает половину моря Росса. Его обращенная к морю поверхность представляет собой ледяной уступ, высота которого постоянно равна почти 60 м. Здесь крупные глыбы льда откалываются и уплывают в море в виде гигантских айсбергов; некоторые из них достигают более 100 км в поперечнике.

Ледниковая эрозия и осадконакопление

Оледенение изменяет поверхность суши в результате как эрозии, так и аккумуляции, создавая своеобразные формы рельефа и типы осадков. Действие ледников уникально вследствие огромного объема льда, который движется по долинам или поверх орографических элементов, благодаря высокой вязкости льда, что помогает ему эродировать и переносить частицы фактически любого размера, не сортируя их, и из-за динамичного характера краев ледника, где отложение материала определяется соотношением между поступающим и тающим льдом.
Ледниковая эрозия. Ледниковая эрозия происходит в основном тремя способами: 1) путем удаления рыхлого материала, образовавшегося на месте в результате выветривания; 2) путем коррозии-разрушения и выпахивания коренных пород с помощью обломков, либо вмерзших в дно ледника, либо влекомых ледником по ложу; 3) путем выпахивания, когда ледник отрывает ограниченные трещинами глыбы коренных пород и переносит их вместе со льдом.
По тому, как отполированы и исштрихованы валуны и гальки, оставшиеся в долине, по которой прошел ледник, видно, что лед был способен крепко держать обломки. Такие же штриховка и полировка обнаруживаются на дне и бортах ледниковых долин.
Большая часть материала, который формируется в результате такой ледниковой абразии, является чрезвычайно тонкозернистой и выносится потоками, возникающими при таянии льда, в виде тонкой горной муки.
Выпахивание коренных пород особенно эффективно там, где борта или дно долины неровные, или там, где изменяется крутизна долины.
Эрозионные формы рельефа. Фактически все типы ледников вызывают заметные изменения ландшафта, но самые живописные формы рельефа образуются под действием горных ледников. Большинство горных ледников не выпахивало своих собственных долин, а двигалось по тем, которые уже были выработаны текучими водами. Возникнув в каком-нибудь районе, ледники немедленно начинают изменять его ландшафт. Результаты эрозии под действием долинных ледников настолько характерны и так сильно отличаются от результатов воздействия других градационных агентов, что ледниковую долину легко узнать, даже если ледник, который ее сформировал, исчез совсем.
В долинах, которые в течение долгого времени были заняты ледниками, вместо форм, образующихся при обычном атмосферном выветривании и речной эрозии, возникают формы рельефа, высеченные льдом. Молодая речная долина в поперечном сечении, как правило, имеет V - образную форму, но когда по такой долине проходит ледник, ее борта и дно подвергаются эрозии, и в результате формируется U-образная долина с плоским дном.
Поскольку лед - твердое вещество и не гак подвижен, как вода, он не может легко огибать крутые излучины, выработанные рекой, существовавшей до ледника. В результате ледник стремится срезать небольшие выступы и в конце концов размолоть их, исштриховывая долину и оставляя усеченные отроги, которые называют также ограниченными отрогами.
У верхних концов ледниковых долин на горных склонах благодаря выпахивающему действию ледника образуются похожие на амфитеатры впадины, окруженные крутыми скалами. Они называются ледниковыми цирками и представляют собой одну из наиболее ясно выраженных особенностей оледенения. Так как ледниковые цирки постепенно расширяются, углубляются и разрастаются вверх, цирки, расположенные на разных склонах горного хребта или горы, могут в конце концов соединиться. Пространство между такими цирками становится все уже, и здесь в конце концов остаются острые зазубренные гребни и пирамидальные вершины, такие, как, например, гора Маттерхорн в Швейцарских Альпах.
Для дна ледниковой долины характерны куполовидные выступы, которые имеют гладкий склон с той стороны, откуда двигался ледник, и шероховатый или зазубренный склон с противоположной стороны, что обусловлено ледниковым выпахиванием. Такие структуры называют бараньими лбами.
В нормальной речной системе притоки впадают в главную долину на одном уровне с главной рекой. Если такая речная сеть заполняется ледниками, то главная долина вследствие большего объема льда будет углубляться быстрее, чем боковые долины. Когда ледники отступят, окажется, что притоки располагаются выше главного русла. На многих горных реках разница в высоте долин измеряется сотнями метров, а иногда превышает 1000 м. Долины, разгружающиеся гипсометрически выше главного русла, называются висячими долинами, и реки из них низвергаются в главную долину каскадами или в виде водопадов, как, например, в случае знаменитого Йосемитского водопада.
Формы рельефа, образующиеся в районах материкового оледенения, подробно описаны в ряде работ; они не представляют такого живописного зрелища, как те, что сформировались под действием горных ледников. Ледниковое выпахивание происходит лишь на участках развития крутопадающих или сильно трещиноватых пород или на холмах, через которые переползает ледник. В тех местах, где движение льда происходит параллельно древней гидросети, долины могут выпахиваться и углубляться, а там, где лед перемещается поперек речной сети, ледниковые осадки накапливаются в долинах, сглаживая таким образом рельеф.
Из всех особенностей материкового оледенения самой распространенной является ледниковое выпахивание, действие которого направлено на формирование низменностей, очищенных от почвы и рыхлого материала, образовавшегося на поверхности коренных пород в результате выветривания. Это удаление почвенного слоя сразу с площадей в тысячи квадратных километров является важным событием в процессе эрозии и аккумуляции материала.
Накопление ледниковых отложений. Материал, эродируемый и транспортируемый ледником, должен в конце концов отложиться либо у краев ледника, либо за его пределами, если происходит дальнейший перенос материала с помощью ветра и воды. Груды обломков, откладываемые непосредственно льдом, называются ледниковыми (гляциальными) отложениями, а материал, который откладывается ледниковыми потоками, носит название флювиогляциальных осадков.
Термин ледниковые отложения (ледниковые наносы) обычно применяют для описания всех отложений, которые переносятся и откладываются ледником. Такие отложения могут быть неслоистыми, и в этом случае их называют моренной, или валунной, глиной, или слоистыми. Отсутствие слоистости указывает на то, что материал был отложен непосредственно льдом и не испытал воздействия текущей воды. Неслоистые отложения образуют специфические формы рельефа, которые зависят от соотношения между льдом в леднике и осадком. Слоистость ледниковых отложений свидетельствует о влиянии воды, которая текла по льду, внутри его, под ним или у краев ледника. В зависимости от соотношения между льдом и текущей водой слоистые отложения в свою очередь образуют характерные формы рельефа.
Неслоистые ледниковые отложения. Крупные валуны, переносимые ледниками, называются эрратическими. Они откладываются непосредственно из глетчерного льда, и обычно их обнаруживают в сотнях километров от коренных пород, из которых они образовались. Один из самых крупных эрратических валунов, известных в США, - это гранитный валун размером 27 х 12 х 9м у города Мадисон в шт. Нью-Гэмпшир. Эрратические валуны располагаются в таких местах, куда никакие агенты транспортировки, кроме ледников, не могли их доставить.
Переносимый ледником материал называется мореной. Морены можно разделить на донную (основную) морену, которая откладывается под наступающим льдом и во время таяния ледника, конечную морену, которая откладывается там, где количество тающего льда равно количеству льда, поступающего вследствие течения ледника, боковую морену, которая образуется по краям долинного ледника и параллельна его границам, срединную морену, которая возникает, когда объединяются две боковые морены сливающихся ледников. Донная морена представляет собой наиболее важные и шире всего распространенные отложения покровных материковых ледников. Она образует чехол изменчивой мощности, для которого характерны многочисленные крупные и мелкие впадины, занятые топями, болотами и озерами, без сколько-нибудь заметной связи между водотоками и более возвышенными участками рельефа. В некоторых областях развития донной морены встречаются гладкие овальные холмы, сложенные валунной глиной, которые в горизонтальном сечении имеют форму линз. Их длинные оси параллельны направлению движения льда. Такие холмы носят название друмлинов, высота их обычно достигает 10-50 м, ширина - 100 м, а длина - 1000 м. Механизм формирования друмлинов пока неясен, но расположение этих холмов указывает на то, что условия, благоприятные для их образования, существовали только во время наступания ледников.
Конечная, боковая и срединная морены встречаются в виде гребней, выделяющихся в рельефе; они формируются в период таяния ледников. Конечная морена как ледниковое образование накапливается во время таяния конца ледника. Когда фронт льда относительно неподвижен, т.е. когда скорость таяния равна скорости течения ледника, этот материал может отложиться в виде высокого вала, параллельного границе льда. Конечные морены позволяют нам установить максимальное продвижение ледника и выделить стадии, в течение которых фронт ледника находился на одном месте.
Боковая морена растет за счет обломков, накапливающихся по краям долинного ледника. Когда лед тает, боковые морены остаются в виде валов или террас по краям горных долин с крутыми склонами. В большинстве ледниковых долин боковые морены выражены лучше конечной и донной морен.
Если уклон долины не слишком велик, то послеледниковые потоки оставляют большую часть материала там, где ледник его отложил; в таких местах боковые и конечная морены соединяются и образуют непрерывный вал, или дамбу, поперек долины. В отгороженных этими валами впадинах возникают озера, которые постепенно заполняются осадками и превращаются в болота или луга. Луга занимают плоские днища многих ледниковых долин, подчеркивая U-образный характер ледниковой долины и создавая идеально ровные площадки, похожие на газоны.

Слоистые ледниковые осадки. Вода, которая образуется из тающего льда у края ледника, течет через конечную морену одним или несколькими потоками, а не в виде непрерывного слоя воды. Вода уносит тонкообломочный материал - песок, алеврит и горную муку-от границы льда и откладывает его в форме полого наклоненного аллювиального конуса, который называют зандровой равниной. Самый тяжелый материал, такой, как галька, гравий и грубый песок, откладывается возле конечной морены. Затем осаждаются более мелкий песок и алеврит.
Горная мука настолько тонка, что река продолжает нести ее, и обычно горной муки в воде содержится так много, что она окрашивает ледниковую реку в молочно-белый или серый цвет. Благодаря действию текущей воды эти осадки сортируются и откладываются в виде слоев, поэтому их легко отличить от морены.
На зандровых равнинах в результате таяния крупных масс льда, оставшихся здесь при отступании главного ледника, часто возникают небольшие бессточные впадины. Эти впадины называются ледниковыми котловинами, а те области развития зандров, где таких котловин много, носят название западинных зандровых равнин.
В тех местах, где потоки воды текут по ледниковому щиту, внутри его или под ним, текущая вода действует как агент, сортирующий осадки и формирующий их слоистость. После того как лед растает, остаются извилистые валы, сложенные неправильно слоистым песком и гравием. Эти валы, которые называются озами, могут протягиваться на многие километры в длину, а ширина их обычно достигает лишь 15-20 м.
Там, где у конца ледника талые воды текли по поверхности льда или внутри его, гравий и песок накапливаются в виде конусообразных холмов, которые называются камами. Камы образуются, вероятно, вдоль поясов развития конечных морен и могут располагаться в виде гряд, по морфологии напоминая гряды конечной морены.
И озы, и камы формировались, когда существовавший прежде покровный ледник отступал или стоял на месте, и если когда-нибудь материковые ледники будут наступать, то они, вероятно, уничтожат эти особенности рельефа.