Ледники — движущиеся массы льда, возникшие на суше в результате накопления и постепенного преобразования твердых атмосферных осадков.
Движение, обусловленное свойствами самого льда, отличает ледники от снежников и от мертвого льда (бывших ледников).
Факторы оледенения. Возникновение оледенения зависит от комплекса факторов, из которых первостепенное значение имеют климатические и орографические.
В полярных районах твердые осадки выпадают зимой и летом и, несмотря на малое количество, при низких температурах не успевают полностью растаять. В горах понижение температуры с высотой и одновременное увеличение (до некоторого предела) количества осадков создают условия для их накопления. Количество осадков в горах зависит не только от высоты их, но и от положения гор по отношению к господствующим воздушным течениям, от удаленности от Океана.
Влияние Океана сказывается также в некотором понижении летних температур, способствующем возникновению ледников. Континентальный климат менее благоприятен для возникновения ледников, чем климат океанский.
Влияние орографии на оледенение связано с взаимным расположением хребтов, с экспозицией склонов, с их крутизной и наличием или отсутствием площадок, удобных для накопления снега.
Хребты, расположенные на пути влажных масс воздуха и поэтому задерживающие влагу, оказываются в более благоприятных условиях для развития оледенения, чем внутренние части горных систем, получающие воздух, уже в значительной степени осушенный. На крутых склонах снег не может удерживаться, и поэтому ледник при прочих благоприятных, для его возникновения условиях не образуется.
Огромное влияние на развитие ледника, возникшего при соответствующих климатических условиях, оказывает снижение температуры в результате большого альбедо (до 90%) поверхности самого ледника. Имеет значение и то, что над ледником воздух беден водяными парами и пылью и плохо удерживает тепло, отраженное поверхностью ледника. Ледник продолжает существовать и саморазвиваться при изменившихся и уже неблагоприятных для его возникновения климатических условиях, в которых, исчезнув, он, возможно, и не восстановился бы.
Снеговая граница. Твердые атмосферные осадки могут накапливаться длительное время только в том случае, если средний годовой приход их больше среднего годового расхода (баланс положительный). Баланс твердых осадков определяется соотношением количества осадков и температурой. На всех широтах в свободной атмосфере, на разной высоте над уровнем Океана существует такое соотношение атмосферных осадков и температуры, при котором баланс твердых осадков оказывается положительным и, следовательно, они могут накапливаться на незатененной горизонтальной поверхности. Граница, выше которой возможно накопление снега, — нижняя линия нулевого баланса твердых осадков. Выше этой линии количество осадков увеличивается до некоторого предела, а затем (вследствие сухости воздуха) убывает. Одновременно понижается температура и, следовательно, уменьшается расход влаги, и там, где баланс твердых осадков снова становится нулевым, находится верхняя линия нулевого баланса твердых осадков. Таким образом, накопление снега на незатененной горизонтальной поверхности возможно в некотором слое, заключенном между нижней и верхней границами нулевого баланса твердых осадков, в так называемой хионосфере (снежной сфере). Нижняя граница хионосферы в соответствии с климатическими условиями спускается в полярных районах до уровня Океана, в. тропических поднимается особенно высоко, в экваториальных снова несколько опускается.
В тех местах, где земная поверхность попадает в хионосферу (полярные области, высокие горы), на ней могут возникать скопления снега и образовываться ледники. Нижняя граница хионосферы в этом случае становится видимой, она превращается в снеговую границу. На положение снеговой границы влияет весь комплекс конкретных условий, связанных с характером поверхности, (формы рельефа, экспозиция склонов, их крутизна и т. д.). Поэтому в действительности снеговая граница не может совпадать с нижней границей хионосферы. С.В. Калесник предлагает называть снеговую границу, положение которой определяется метеорологическими условиями данного года, видимой снеговой границей, а среднюю снеговую границу, определяемую на основании многолетних данных, — климатической снеговой границей (рис. 98).

Возникновение глетчерного льда. Под действием солнечных лучей и адвекции теплого воздуха снег тает и снова замерзает, постепенно из рыхлого он превращается в крупнозернистый, уплотненный — фирн (плотность 0,6 г/см3).
Фирну свойственна слоистость, вызванная чередованием процессов» таяния и замерзания, и постепенное увеличение размеров зерен от поверхности к основанию толщи. Толща фирна в полярных странах может достигать 100 м, в горах она значительно меньше.
Под тяжестью накапливающегося сверху снега фирн уплотняется, поры в нем исчезают, отдельные зерна сливаются и фирновый снег превращается сначала в белесоватый (от присутствия пузырьков воздуха), затем, в более плотный, прозрачный, голубоватый глетчерный (ледниковый) лед (плотность 0,92 г/см3).
В области накопления снега и образования ледника — в фирновом бассейне — можно проследить (в вертикальном разрезе) постепенный переход от рыхлой снежной массы к плотному глетчерному льду.
Превращение снега в лед сравнительно редко происходит в течение нескольких лет, обычно на этот процесс требуются два-три десятилетия, а в полярных странах еще более длительное время (в центральных районах Антарктиды — до 1000 лет).
Питание ледника. Основной источник питания ледника — твердые атмосферные осадки, выпадающие в области его питания. Существенное значение в питании ледника имеют осадки, возникающие в результате конденсации влаги на поверхности. Последняя происходит при вторжениях относительно теплого и влажного воздуха. Известны случаи, когда изморозь, образовавшаяся на предметах, находившихся на леднике, достигала 1,5 м, а накопления ее на крутых склонах обрушивались на ледник под собственной тяжестью и, увлекая снег, образовывали лавины. Вершины многих гор покрыты снеговыми шапками изморози. Некоторые ученые считают возможным возникновение из изморози небольших ледников.
В питании ледников принимает участие метелевый снег — снег, перевеваемый ветром. Ветер создает большие скопления снега, не успевающие растаять за теплое время года. В результате с подветренной стороны хребтов, в ветровой тени, в отдельных горных массивах возникают «климатически не оправданные» ледники.
Многие ледники питаются за счет снега лавин. Лавины (снежные обвалы) — массы снега, низвергающиеся со склонов гор. Они характерны для склонов крутизной более 15° и особенно для склонов крутизной около 25—30° при мощности снежного покрова не менее 40—50 см. Возникновение лавин возможно: 1) при перегрузке склонов снегом во время снегопадов и метелей, 2) при проникновении в оттепель под толщу снега воды, облегчающей скольжение снежной массы по склону, и 3) при возникновении горизонта разрыхления в толще снега. В последнем случае лавины могут возникать совершенно неожиданно. Для их предсказания необходимо изучение эволюции снежной толщи.
Объем отдельных лавин достигает 2*10в6 куб. м, сила удара лавины — 60—100 т/м2. Лавины представляют собой большую опасность для населенных пунктов, дорог, технических сооружений. Опасна не только сама лавина, но и возникающая перед ней воздушная волна.
Движение ледника. При определенных условиях (при соответствующих давлении и температуре) лед обладает пластичностью, и поэтому ледник может течь. Пластичность льда возрастает с ростом давления и температуры, соответственно возрастает и скорость движения ледника. Мощность льда, при которой возникает его движение, различна на склонах разной крутизны. На пологих склонах (1°) медленное течение становится возможным при мощности льда 60—65 м, тогда как на склонах, крутизна которых не менее 45°, возникает движение слоя льда мощностью всего 1,5—2 м. На плоской подстилающей поверхности движение льда вызвано уклоном поверхности самого ледника.
Обычно ледник движется очень медленно. В таблице 29 приведена скорость движения крупных ледников.

Скорость движения ледника не остается постоянной: она подвержена изменениям и во времени, и в пространстве. Так как пластичность льда зависит от температуры, ледник движется летом быстрее, чем зимой. У дна и у склонов ледникового ложа под влиянием трения скорость движения ледника замедляется. На поверхности ледника она наибольшая в осевой его части. Линия наибольшей скорости на поверхности ледника (стрежень) смещается в зависимости от изгибов ледника в сторону «подмываемого» берега. На поверхности ледника может быть несколько зон наибольшей скорости, что связано со слиянием ледников» при котором каждый из слившихся ледников сохраняет свою индивидуальность.
Как следствие различий в скорости движения в связи с несовершенной пластичностью льда в леднике возникают разрывы. По плоскостям разрывов происходят смещения (скольжения) пластов льда относительно друг друга. При наличии резких уступов подстилающей поверхности в леднике образуются поперечные трещины и разломы, могут возникнуть ледопады. Образование трещин в теле ледника вызывается также разной скоростью движения его срединной и краевых частей (боковые трещины), растеканием ледника при резком изменении ширины ложа (продольные трещины).
Благодаря замечательной способности кусков льда смерзаться при соприкосновении (способности режеляции) трещины на леднике постепенно исчезают, как только перестает действовать вызвавшая их причина.
Части ледника. В леднике выделяются две части: область питания (фирновая) с положительным балансом снега и область стока (язык ледника) с отрицательным балансом. В фирновом бассейне происходят накопление снега и его фирнизация, в области стока лед расходуется. Существование области стока возможно только благодаря накоплению осадков в области питания и движению ледника. Расход в области стока осуществляется путем абляции (таяния и испарения) и механическим путем (отрыв конца ледника, обвалы, сползание его в море и т. п.). Лед может таять снизу под влиянием теплового излучения подстилающей поверхности. Температура таяния льда с повышением давления понижается (0,0073° на 1 ат), поэтому таяние в леднике может происходить при отрицательной температуре.
Граница между областью питания (фирновой областью) и областью стока (языком) ледника называется фирновой. Это уровень нулевого баланса твердых осадков, как выпавших на ледник, так и перемещенных на него с соседних участков (лавины и метелевый перенос). Фирновая линия может находиться значительно ниже (на 250—1650 м) средней многолетней (климатической) снеговой границы и может быть выше снеговой границы. Это объясняется прежде всего охлаждающим влиянием самого ледника (поверхность ледника имеет более низкую температуру, чем бесснежная поверхность), а также процессами поступления снега на ледник и его удаления с ледника (лавины, влияние ветра).
Положение нижнего края ледника определяется соотношением прихода и расхода вещества в нем. Так как это соотношение постоянно изменяется, край ледника смещается, ледник «наступает» и «отступает». Haступание ледника отражает его рост, отступание — его сокращение. Изменения границ ледника свидетельствуют о тесной связи с климатом и часто носят колебательный характер. Ежегодные колебания края ледника составляют обычно несколько метров или несколько десятков метров, но в отдельных случаях достигают сотен метров (ледник Тихоокеанский на Аляске в 1911—1912 гг. отступил на 2092 м).
Деятельность ледника. Ледник совершает большую работу, разрушая, транспортируя и переоткладывая горные породы.
Разрушающее действие движущегося ледника называют ледниковой эрозией или экзарацией (выпахиванием). Движущийся ледник, обладая пластичностью, не в состоянии сам создавать глубоких понижений, но он может обрабатывать и углублять унаследованные понижения рельефа, например речные долины. Ледник истирает, шлифует и выкрашивает породы. Сильное разрушающее воздействие на поверхность, по которой движется ледник, оказывают вмерзшие в него обломки горных пород. Интенсивному разрушению подвергаются прежде всего выступы пород, встречающиеся на пути ледника. Так как экзарация зависит от мощности льда и от скорости движения, узкие долины углубляются сильнее, чем широкие. Углубление и обработка речных долин ледником в горах приводит к возникновению ледниковых долин с характерным поперечным и продольным профилем — трогов.
Ледник переносит продукты разрушения горных пород, разгружая поверхность от материала, скапливающегося в результате выветривания. Обломочный материал разных размеров попадает на поверхность ледника, проникает внутрь его, вмерзает в дно и в бока, образуя морену. Отложенная отступившим или стаявшим ледником морена создает своеобразные аккумулятивные формы рельефа.
Морфологические типы оледенения. Ледники можно разделить по форме и по характеру движения на две большие группы: покровные (материковые) и горные.
Покровные (материковые) ледники покрывают поверхность суши независимо от ее рельефа, причем последний почти не отражается на характере поверхности ледника. Они имеют специфическую форму ледяных куполов или щитов. Движение льда в покровных ледниках направлено от центра к периферии под влиянием уклона его поверхности. В центре ледника расположена область питания. Расход вещества ледника осуществляется главным образом в результате обламывания его концов, часто спускающихся в море и образующих айсберги. Покровные (материковые) ледники занимают 98,5% площади современного оледенения. Их значение в географической оболочке и в настоящее время, и в прошлом больше, чем горных ледников.
Горные ледники отличаются от покровных значительно меньшими размерами и большим разнообразием формы. Форма горных ледников предопределяется рельефом места их возникновения. Движение их обусловлено уклоном подстилающей поверхности и направлено в одну сторону — от истоков к концу ледникового языка. Развитие горных ледников начинается с появления так называемых малых форм оледенения. К ним относятся навеянные ледники, возникающие в ветровой тени в результате переноса снега ветром, и ледники подножий склонов, образующиеся при падении лавин и состоящие из слившихся лавинных конусов (рис. 99).
Небольшие леднички, формирующиеся в карах и называемые каровыми, представляют собой наиболее простой тип горных ледников. При переполнении кара льдом из него спускается ледниковый язык — висячий ледник, от которого могут отламываться и падать вниз по склону куски льда.

Наиболее распространенный тип горных ледников — долинные ледники занимают речные долины. В верховьях находится область питания ледника, от которой вниз по долине опускаются ледяные потоки. Долинные ледники делятся на несколько подтипов. Простой долинный ледник (альпийский) состоит из одного потока. При интенсивном оледенении возникают целые древовидные системы долинных ледников — древовидные (гималайские) ледники. В главный ледник, расположенный в долине между двумя хребтами, впадают с обеих сторон сложные долинные ледники. К древовидным относятся крупнейшие долинные ледники мира: Сиачен (Каракорум) — длина 75 км, Федченко (Памир) — 71,2 км. Иныльчек (Хан-Тенгри) — 65 км, Хиспар и Биафо (Каракорум) — по 60 км.
Особый тип горных ледников представляют собой ледники плоских вершин. Они лежат на сравнительно плоской поверхности и имеют караваеподобную форму. Ледники вулканических конусов образуют ледяную шапку, от которой по радиусам растекаются мощные языки льда.
При обильном питании мощные горные ледники сползают на предгорные равнины и, сливаясь, образуют обширные движущиеся ледяные поля — предгорные ледники (Аляскинский тип, или тип Маляспина). Результатом обильного питания и роста горных ледников является сетчатое оледенение (Шпицбергенский тип). Ледники, переполняя занятые ими долины, перетекают через более низкие части хребтов и сливаются. Над образовавшимся обширным ледником выступают только наиболее высокие участки хребтов, образуя цепочки «островов». Два последних типа ледников занимают промежуточное место между покровным и горным типом оледенения.
Современное оледенение и его значение. Современные ледники занимают около 10% всей площади суши, т. е. более 15,5 млн. км2. Объем льда всех ледников, по данным С.В. Калесника, достигает почти 27 млн. км3. Наибольшая площадь оледенения (около 99%) приходится на полярные широты. Причем площадь оледенения Антарктиды составляет 13,2 млн. км2. Если бы весь лед распределить по поверхности суши равномерно, она покрылась бы слоем толщиной 182 м. При таянии этого льда уровень Мирового океана поднялся бы на 66,3 м.
В прошлом различные территории земной поверхности, как равнинные, так и горные, неоднократно подвергались оледенениям. В эпоху максимального оледенения (в плейстоцене) ледники покрывали более 45 млн. кв. км поверхности (30% площади современной суши).
Одни ученые рассматривают современное оледенение как остаток последней ледниковой эпохи, другие считают, что древнее оледенение закончилось полным исчезновением ледников и современные ледники — результат самостоятельного оледенения.
Многие факты доказывают сокращение современного оледенения. Приведет ли это сокращение к полному исчезновению оледенения, или оно представляет собой лишь временное явление, связанное с периодическими изменениями климата, определенно сказать пока нельзя. О вековых колебаниях размеров ледников свидетельствуют остатки построек, относящиеся к V в. н. э. Их обнаружили при отступлении ледников в Альпах, на Западном Кавказе, в Исландии, Гренландии. Известно, что в XVI—XVII вв. горные ледники наступали. Следы положения краев горных ледников хорошо фиксируют изменения их размеров с периодами, близкими к 29—45 годам. Ритмичный характер изменений размеров ледников согласуется с другими данными, доказывающими периодические изменения климата и отражение этих изменений на всех компонентах географической оболочки.
Изучение материалов по радиационному и тепловому режиму (М.И. Будыко) привело к выводу о том, что низкие летние температуры в полярных областях — результат существования ледяного покрова. При современных климатических условиях этот покров не мог бы возникнуть, а исчезнув, не восстановился бы. Ho, раз возникнув, он сам поддерживает свое существование, снижая температуру воздуха.
Охлаждающее влияние полярных льдов является причиной резко выраженной термической зональности. Полное таяние ледяного покрова в полярных областях вызвало бы повышение температуры не только в высоких, но и в умеренных широтах и привело бы к исчезновению резко выраженной температурной зональности, столь характерной для современного термического режима Земли.