Ледник производит денудационную, транспортирующую и аккумулятивную работы. Разрушение горных пород ледником называется экзарацией. Различают экзарацию абразивную и экзарацию отщепления. Абразивная экзарация—разрушение горных пород вследствие трения льда и вмерзших в него обломков о подстилающие породы. В результате образуются тонкие продукты истирания — ледниковая мука, а на породе создаются полированные поверхности и ледниковая штриховка. Отщепление обломков происходит под действием горизонтально направленного давления льда на выступы коренного ложа. При этом могут отламываться и крупные обломки породы.
Большое геоморфологическое значение имеет косвенное воздействие ледника на горные породы. Ледник создает местный климат, условия которого благоприятствуют морозному выветриванию. Продукты морозного выветривания сваливаются на поверхность ледника и вместе с продуктами собственно экзарации транспортируются им. В ходе транспортировки возникают следующие динамические формы рельефа.
- На контакте ледника и коренного ложа накапливается большая масса обломочного материала, состоящая из продуктов экзарации — валунов, щебня, мелкозема. Это донная морена ледника (рис. 77).
- На поверхности ледника формируется главным образе из продуктов физического выветривания склонов поверхностная морена. Поскольку обломки со склонов сваливаются прежде всего на боковой край ледника, здесь образуются гряды, получившие название боковых морен. Когда ледник принимает какой-либо приток, из боковых морен главного ледника и его притока вдоль осевой линии формируется гряда — срединная морена.
Обломки пород могут проваливаться в многочисленные трещины, а также проникать внутрь ледника при протаивании и погребении обломков под новыми массами льда. Этот вид транспортируемого ледниками материала называется внутренней мореной.
Несомый ледником материал аккумулируется там, где преобладает абляция. Материал боковых, срединных, внутренних и донной морен накапливается у края ледника в виде гряды, повторяющей в плане очертания края. Гряда обычно изогнута в виде подковы и называется конечной мореной. При интенсивном таянии и отступании ледника образуется несколько конечных морен. Каждая из них маркирует ту или иную задержку в отступании края ледника.
Рис. 77. Типы морен горных ледников (А — в поперечном сечении, Б — в плане):
а—боковая морена; б—срединная; в—внутренняя; д— донная; с — конечная
При интенсивном отступании ледника обнажается из-под ледникового покрова и дно трога. В результате таяния из-подо льда обнажается донная морена, на нее проектируются боковая, срединная и внутренняя морены. Возникает мощный покров обломочных отложений, получивший название основной морены.
Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после временного отступания. Ледник наступает на отложенную ранее конечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя (рис. 78). При сильном давлении ледник может оторвать выступающие блоки коренных пород, залегающих под мореной, и также 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 гляциальных отложений называются гляциодислокациями.
К выработанным формам рельефа, обусловленным деятельностью горных ледников, как уже указывалось, относятся кары и троги. В результате разрастания и слияния каров образуются более крупные углубления—ледниковые цирки. Они обычно служат основными источниками питания долинных ледников. При частичном слиянии соседних цирков в рельефе могут сохраниться отдельные скалистые гребни и пики—карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни — наиболее характерные формы высокогорного рельефа, получившего название альпийского.
Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к «съеданию» горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей фирновых бассейнов цирков и образованию эквиплена—рода педиплена, высотное положение которого определяется высотой снеговой границы в пределах той или иной горной страны.
Рис. 78. Образование напорных морен: А — образование конечной морены при отступании края ледника от положения 1 до положения 2, Б — образование напорной морены при движении края ледника от положения 1 к положению 2 (по Д. Г. Панову)
Идеализированный пример развития гляциального горного рельефа показан на рис. 79.
В связи с тем, что в плейстоцене снеговая граница неоднократно изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенении, так и в результате тектонических движений, в горах на разных уровнях создавались серии цирков, расположенных в несколько ярусов, — каровые лестницы. В настоящее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях развития: наиболее высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низкие (и старые), потерявшие резкость морфологических очертаний, — небольшими озерами или лугами.
Характерным элементом высокогорного рельефа являются также ледниковые долины, или троги. Троги кроме своего корытообразного профиля характеризуются еще некоторыми морфологическими чертами, отличающими их от обычных (эрозионных) речных долин. Для троговых долин характерны большая спрямленность, сглаженность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфичные формы рельефа — бараньи лбы. Бараньи лбы имеют асимметричный продольный профиль: их склоны, обращенные и сторону ледника (проксимальные), более пологи, чем противоположные —дистальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледниковые царапины, шрамы.
Продольный профиль троговых долин часто неровный, состоит из чередования пологих и крутых, а иногда даже имеющих обратное падение участков. Поперечные скалистые пороги (или ступени) троговых долин называются ригелями. Образование ригелей связано с неравномерностью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется различным литологическим составом и степенью трещиноватости пород.
В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные перегибы на склонах, получившие название плечей трогов. Плечо трога—это наклоненная к долине, более или менее выровненная площадка, иногда прикрытая мореной. Заканчивается площадка бороздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки (рис. 80).
Существуют разные точки зрения о происхождении плечей трогов. Согласно одной из них, плечи трога—это остатки склонов речных долин, ниже которых (плечей) они были углублены и получили большую крутизну в результате экзарационной работы ледника. По другой точке зрения плечи трога не что иное, как остатки днищ более древних трогов. Согласно третьему мнению, 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 самих троговых долин. Если участие ледника в формировании троговой долины не подлежит сомнению, то роль его в этом процессе еще но совсем ясна. 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, возможно, в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных долинах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости горных пород), то в трогах боковые долины обычно являются «висячими». Они открываются в главную высоко над ее уровнем, на склонах долины. Боковые долины часто также являются трогами (рис. 81). Крутой уступ, отделяющий главную долину от боковой, с которого река притока низвергается водопадом или каскадом, называется устьевой ступенью.
Рис. 80. Поперечный профиль ледниковой долины (трога): Т—дно трога; П—плечи трога
Образование устьевой ступени, т. е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исходить из способности ледника проводить интенсивную экзарацион-ную 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 (см. рис. 79). Существуют, впрочем, и другие точки зрения на образование висячих долин и уступов в верховьях трогов.
Характерной чертой троговых долин является холмисто-западинный рельеф их днищ, возникновение которого обусловлено неравномерным отложением основной морены, а также наличием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трогов конечно-моренным образованиям соответствуют так называемые террасы, оседания,представляющие собой сохранившиеся в рельефе боковые морены ледников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, тянущиеся вдоль склонов трогов, так же, как и их плечи, по внешнему облику напоминают речные террасы, хотя, как нам теперь известно, реки в их формировании никакого участия не принимали.
Все описанные элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо выражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-под 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 профиля трогов конусы осыпей, а также конусы выносов временных водотоков и лавин, образующиеся у подножья их крутых склонов.
В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой границы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс альтипланации —вершинного нивального выравнивания. Совокупность действия нивации и гравитационных процессов обусловливает при определенных тектонических условиях выравнивание вершин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас (рис. 82). Последние представляют собой площадки размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадки характеризуются слабым наклоном, покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом. Образуются нагорные террасы 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) замечено, что абсолютная высота большинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные процессы и процессы выветривания ставят определенный предел росту горных вершин, который получил название верхнего уровня денудации или уровня вершин. Предельный рост гор в высоту, т. е. положение верхнего уровня денудации, зависит от ряда факторов; 1) скорости тектонического поднятия, 2) климата, определяющего «набор» и интенсивность денудационных процессов, и 3) стойкости слагающих горных пород.
При таянии ледника образуются потоки вод, которые также производят определенную геоморфологическую работу. Эти потоки получили название флювиогляциальных, они стекают по поверхности ледника, внутри его или под ледником, а также оттекают от края ледника, несут много обломочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым они текут.
При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, проектируются на донную морену, а впоследствии входят в состав основной морены. Отложения водно-ледникового материала у конечной морены могут занимать большие пространства, особенно при материковом оледенении. Вообще водно-ледниковые образования, достигают наиболее значительных масштабов при материковом (покровном) оледенении, и мы их рассмотрим более подробно в. следующем разделе этой главы. Здесь же отметим только, что сток талых ледниковых вод горных ледников способствовал образованию флювиогляциальных террас, которые (если их прослеживать вверх по долине) привязаны к определенным, соответствующим им по возрасту стадиальным конечным моренам. Аллювий террас— продукт размыва и переотложения материала морен.