ЛЕДНИКИ, «естественные массы льда, образовавшиеся в результате скопления и уплотнения твердых атмосферных осадков в тех районах земного шара, где на протяжении ряда лет общая сумма выпавшего снега превышает количество растаявшего» (Калесник).
Вещество ледников. Л. образуются из скоплений снежных масс и состоят, как и последние, из кристаллов. Образование снежных кристаллов может происходить непосредственно, путем сгущения водяных паров или путем замерзания воды. Размеры кристаллов зависят от температуры их образования и увеличиваются вместе с повышением температуры. В кристаллографическом отношении кристаллы льда (снега) относятся к гексагональнойсистеме. Они имеют четыре оси симметрии. Три оси симметрии, лежащие в одной плоскости, образуют друг с другом углы в 60°, главная — четвертая — ось перпендикулярна к указанной плоскости. Главная ось бывает сильно вытянутой или укороченной. В первом случае кристаллы вытянутые, шестоватые или игольчатые, во втором — они имеют вид пластин (снежинки). При движении льда кристаллы теряют свою правильную форму и приобретают вид зерен. Уд. вес. льда — 0,917. Спайность отсутствует. Твердость увеличивается с понижением температуры. В Гренландии при темп. —15° твердость льда равна 2—3, при темп. —30° твердость его равна 3—4 и при темп. —40° — 4. При нормальном давлении (1 атм.) лед тает при 0°, но при увеличении давления (в нижней толще ледника) темп. плавления понижается на 0, 0072° при повышении давления на 1 атм. и лед тает при отрицательных температурах. Два куска льда, приложенные друг к другу, смерзаются. Это явление называют режеляцией. В Гренландии смерзание наблюдалось даже при температуре —50° и образовывало глыбы льда, достаточно прочные для сооружения ледяных мостов через трещины. Лед обладает пластичностью. Пластичность выражена лишь в плоскости оптической оси и резко уменьшается вместе с понижением температуры. Температура Л. в различных климатических условиях различна. Ниже глубины проникновения сезонных и суточных колебаний температуры Л. умеренных и низких широт (горные) имеют температуру, равную темп. плавления льда, т. е. близкую к 0° (ледники умеренного типа, по Альману); Л. арктических широт (Гренландия), ниже глубины проникновения сезонных и суточных колебаний температуры, имеют постоянные отрицательные температуры (на высоте ок. 3.000 м в Гренландии — до глубины в 33,2 м), дальше вглубь температура медленно поднимается до точки плавления льда.
Причины образования. Л. являются продуктом климата. Необходимое условие для их образования: количество осадков, выпадающих в твердом виде, должно быть таково, чтобы таяние и испарение не могли их полностью уничтожить. Наиболее благоприятствует образованию Л. морской климат высоких широт, т. к. он характеризуется большим количеством осадков, преобладанием зимних (т. е. снежных) осадков и низкими летними температурами, способствующими сравнительно слабому таянию и испарению. Континентальный климат не благоприятствует оледенению. В горах климатические условия становятся благоприятнее для образования Л. с увеличением высоты (до известного предела), т. к. возрастает сумма осадков, процент снежных осадков и понижается температура лета. На известной высоте выпадает в год столько снега, сколько его может растаять и испариться. Этот уровень, или граница, характеризующаяся состоянием равновесия прибыли и убыли снега, носит название снеговой границы или линии. Выше снеговой границы прибыль снежных осадков превышает их убыль, ниже — убыль осадков превышает прибыль снежных осадков. Высота снеговой границы меняется в горах в зависимости от сочетания многочисленных факторов: количества осадков, их распределения по временам года, температур (особенно летних), экспозиции, характера рельефа и т. д. Различают снеговые границы: климатическую (или теоретическую), определение к-рой дано выше, сезонную, положение к-рой меняется с временами года, и орографическую, лежащую ниже климатической, которая образуется вследствие благоприятных орографических условий скопления снега (широкие котловины, пологие склоны) и его сохранения от таяния (северная и сев.-восточная экспозиция склонов, затененность). Высота климатической снеговой границы над уровнем моря определяется в то время года, когда сезонная граница принимает наивысшее положение, — в конце августа — начале сентября.
Питание и движение. Слежавшийся и уплотненный снег образует зернистую массу—фирн. Фирн представляет промежуточный этап преобразования снега в лед. Фирн в горах примыкает к верхним окончаниям Л. и обычно заполняет расширения между склонами — фирновые мульды, из к-рых берут начало Л. У ледниковых покровов Антарктики, Гренландии и др. фирновые области образуют обширные пространства, занимающие срединные и относительно повышенные части ледникового покрова. В средней части Гренландского ледникового покрова из всего его поперечника, измеряемого в 1.100 км, 915 км приходятся на поперечник фирновой области. Часто считают, что размер фирновой области в горных районах (Альпы) находится в определенном соотношении (3 : 1) к размеру ледникового языка. Изучение ледников Тянь-шаня показало однако, что эти соотношения сильно колеблются у различных ледников. — Фирновый бассейн (или область) примыкает к ледниковому языку. Переход фирна в лед — постепенный. Промежуточное положение между ними занимает фирновый лед. Границу между фирновой областью и ледниковым языком называют фирновой границей. Последнее понятие обыкновенно считают синонимом снеговой границы. Фирновая линия отделяет область накопления вещества Л. (фирновая область) от области расхода вещества Л. (ледниковый язык). Накопление вещества Л. происходит путем выпадения снега, образования изморози, обвалов снега или лавин. Ледники, питающиеся снежными лавинами, особенно распространены в горах Средней Азии (Тянь-шань, Памир) и называются поэтому Л. туркестанского типа. Движение фирна приводит к его отрыву от задней (верхней) стенки долины. Образуется краевая трещина, или бергшрунд (Bergschrund). Движение происходит наиболее заметно в ледниковом языке, поперечное сечение которого меньше, а уклон больше, чем у фирновой области. Согласно одним взглядам, Л. движутся как пластические, согласно другим взглядам — как твердые (хрупкие) тела. Согласно первой точке зрения, можно различать пластические движения двоякого характера: мезопластические (взаимное перемещение отдельных зерен-кристаллов льда) и микропластические (взаимное перемещение молекул внутри каждого зерна-кристалла, приводящее к изменению формы кристаллов). Первая форма пластического движения имеет большое значение. Чтобы объяснить скорость движения, равную 30 м в год, взаимным перемещением отдельных зерен, достаточно принять, что один полный оборот зерна совершается в течение 10 лет, т. о. происходит поворот зерна на 0° 6' в день; для глаза это заметно не будет (Гамберг). Пластическому движению льда способствует вода, находящаяся в теле Л.; тонкие водяные пленки образуются вокруг зерен льда за счет воды, содержащей в растворе соли (NaCl) и потому замерзающей при низких температурах; вода в тончайших волосяных промежутках между зернами вообще долго не замерзает. Согласно одному из взглядов, происходит то распадение льда на зерна (под влиянием тяжести), то вновь смерзание зерен, и в целом движение Л. напоминает движение пластического тела (теория режеляции). В последнее время много внимания уделяют теории непластического движения льда, разработанной Филиппом: «Каждый ледник, безразлично какого размера, в каком районе, стационарный ли, наступающий или охваченный отступанием, разделен целым рядом плоскостей скольжения, которые приспособлены к ложу ледника, встречаются на известных, видимо, закономерных промежутках друг от друга и по которым происходит скольжение частей ледника, расположенных друг над другом». В вертикальных
Рис. 1. Поперечная трещина на леднике Шторштрём. Гренландия. обрывах льда эти плоскости скольжения выражены в виде чередующихся слоев (полос) прозрачного голубого льда, лишенного пузырьков воздуха, и слоев, белых от большого содержания воздушных пузырьков. Полосы имеют вогнутое залегание («ложкообразное») и параллельны ложу долинных ледников. Эту теорию, рассматривающую Л. как систему взаимно перемещающихся твердых чешуй, особенно часто применяют к арктическим ледниковым щитам. Поскольку пластичность льда уменьшается с понижением его температуры, естественно считать, что именно у арктических Л. преобладающая форма движения — непластическая.
Скорость движения. В Гренландии долинные Л. имеют скорость движения до 20 м в сутки; самый материковый покров движется значительно медленнее. Долинные Л. Альп имеют скорость движения не более 0,5 м в сутки. Л. Гималаев движутся быстрее. Долинные Л. движутся скорее в осевой части и у поверхности, чем у краев, и ближе к основанию.
Изменение размеров. Внешним выражением процессов движения и таяния является изменение положения концов долинных ледников. Л. называют наступающими, если замечено продвижение конца Л. вниз по долине. Наступание происходит, когда движение льда настолько быстро, что с избытком восполняет 
Рис. 2. Слоистость фирна в центральной части Гренландского ледяного щита.убыль конца Л. под влиянием таяния. Если движение слишком медленно для восполнения указанной убыли льда, происходит втягивание конца Л. вверх по долине, неточно называемое отступанием конца Л. Третий случай — стационарное положение конца Л. отражает временное равновесие убыли и прибыли льда у конца Л. Если движение в толще льда отсутствует совершенно, Л. называют мертвым. Такой Л. может только уменьшаться в размерах. Скорость движения льда, определяющая состояние конца Л. в данных условиях рельефа, принимаемых постоянными, пропорциональна количеству выпадающих осадков. Поэтому наступают Л., находящиеся (на данном отрезке времени) в благоприятных условиях питания. — В течение даже последних десятилетий Л. испытали значительные изменения в размерах. В середине 19 в. большинство Л. было больше, чем в наст. время (стадии 20-х и 50-х гг. 19 в.). На Кавказе за 50 лет ледник Лекзыр в Сванетии сократился на 1.230 м (10% длины), а некоторые ледники Богосского хребта (Дагестан) сократились на 65% своего размера. Некоторые Л. сейчас наступают: на Памире ледник Нотгемейншафт продвинулся за 5 лет (1928—33) на 375 м (О мощных оледенениях предшествующих геологических эпох см. Четвертичный период).
Главнейшие типы Л. Существует много попыток классификации Л. Самое простое деление различает три их типа: 1) альпийский (преимущественно долинный) с фирновой мульдой; 2) норвежский, имеющий большую слитную область питания, от к-рой книзу растекаются ледниковые языки, и 3) материковый, или гренландский. В действительности, разнообразие форм Л. настолько велико, что требует дальнейшего их расчленения. На склонах гор располагаются небольшие висячие ледники. Л. в нишеобразных углублениях склонов (карах) называют каровыми, Л. долин — долинными (иногда — неточно — альпийскими), причем выделяют сложные, разветвленные долинные Л. — так наз. древовидные или дендритовые (Памир, Тянь-шань). Если вершины гор плоски (сырты в Тянь-шане), на них располагаются плоские, расплывчатые Л. плоских вершин. На вулканических конусах от центрального пятна фирна отходят радиусами книзу Л. вулканических конусов (Эльбрус, вулканы Камчатки). Если вершины гор массивны, плоские скопления фирна принимают характер шапок, из к-рых каждая питает по нескольку Л. (норвежский тип). Отдельные Л., спускающиеся к подошво гор, расплываясь, могут давать широкую предгорную лопасть льда — ледники подножия (Аляска, Новая Земля). Ледяной покров сильно расчлененной горной страны (Шпицберген, см.), отражающий неровности рельефа, образует шпицбергенский тип оледенения. Когда рельеф менее расчленен, но все же чувствуется сквозь покрывающий его лед, говорят о плоскогорном типе оледенения (нек-рые части Антарктики). Покровы льда, хотя и небольшие, но маскирующие неровности основания, на к-ром они лежат, называют островными ледниковыми покровами (Исландия, Сев. Земля). Наконец, наиболее крупными скоплениями льда на земной поверхности являются материковые ледниковые покровы (Антарктика, Гренландия). Долинные Л., спускаясь в море, могут продолжаться в виде пловучих ледяных языков (Антарктика). Ряд пловучих языков, спаянных снежными осадками, образует шельфовые Л. или ледяные барьеры (барьер Росса в море Росса в Антарктике площадью в 400.000 км²). Лед встречается в больших массах и в погребенном состоянии, образуя каменный, или ископаемый лед. Последний широко развит в Вост. Сибири: на Ново-Сибирских о-вах (до 70 м мощности), между Леной и Колымой, по Индигирке и Вилюю. На поверхности каждого Л. можно видеть много неровностей. Поперечный профиль долинных Л. чаще выпуклый; по краям часто видны ложбины таяния (абляционные ложбины). На поверхности Л. много трещин, особенно там, где ложе его неровное. Трещины могут разбивать тело Л. на отдельные беспорядочные глыбы, или сераки. Валуны, попавшие тем или иным путем на поверхность Л., предохраняют находящийся под ними лед от таяния; образуются ледниковые столы, состоящие из валуна, покоящегося на ледяном основании.
Деятельность ледников. Л. преобразуют рельеф: 1) отлагая переносимые ими обломки горных пород (ледниковая аккумуляция) и 2) разрушая поверхность пород, по к-рым они движутся (ледниковая эрозия, или экзарация). Обломки горных пород, как включенные в тело Л. и движущиеся вместе с ним, так и отложенные уже Л., носят название морены (рис. 3). 
Рис. 3. Схема, показывающая расположение движущихся морен (в поперечном разрезе) альпийского ледника: F — донная морена; I — внутренние морены; М — срединные морены; Т — поперечные морены; L — боковые морены.Различают морену движущуюся и отложенную. Движущаяся морена распределена в различных частях ледниковой толщи; в зависимости от этого различают поверхностную и внутреннюю морену. Поверхностная морена состоит из отдельных обломков горных пород или образует б. или м. сплошной чехол на поверхности Л. Она встречается на горных Л. и, в редких случаях, на краевой части материковых Л. Особенно славятся поверхностной мореной ледники Тянь-шаня, Памира и Аляски. Ледник — Гармо на Зап. Памире, при длине в 29 км, на протяжении 9 км вверх от конца совершенно засыпан мореной. На Аляске большой Л. подножия — Маляспина — покрыт таким толстым слоем поверхностной морены, что на нем растет еловый лес. Поверхностная морена состоит из обломков, скатившихся на Л. со склонов гор и принесенных самим Л. (и его притоками) при его движении вниз по долине. Поверхностная морена, если она не образует сплошного чехла, выражена обычно в виде змеевидно вытянутых продольных гряд — боковых и срединных морен. Боковые морены образуются из обломков, скатившихся со склонов долины и оторванных при трении края Л. о борта долины. Срединные морены образуются или путем соединения бобковых при слиянии двух Л. или при обтекании Л. скалистого острова, пронзающего толщу льда и возвышающегося над его поверхностью (такназ. нунатак). Внутренняя морена образуется путем трения Л. о свое ложе и погружения в толщу льда поверхностной морены. Внутренняя морена распределена во льду полосами, подчиняясь общей системе полосчатости льда. При таянии льда она образует основную, или донную морену (отложенную). К разновидностям отложенных морен принадлежат также береговые морены, представляющие результат отложения боковых морен. Береговые морены образуют валы, сопровождающие с боков долинные Л. Наиболее изучаемая разновидность отложенной морены — это конечная морена. Нагромождается она из обломков, принесенных к краю Л. Поэтому конечные морены служат для определения положения края Л. в различные периоды его истории. Напорная конечная морена состоит из смятых и раздробленных Л. коренных пород, выходивших вблизи самого края ледника. Морена, отложенная в виде беспорядочной группы холмов, образует холмисто-моренный рельеф. Такой рельеф особенно характерен для областей древнего оледенения равнин. Моренные отложения называют еще глацигенными, понимая под последними отложения, образованные работой самого льда. От них отличают глациальные отложения, оставленные агентами, косвенно связанными с Л. Наиболее распространены глациальные отложения ледниковых вод — озерных (глациально-озерные) и текучих (флювиогляциальные). Глациально-озерные отложения образуют чрезвычайно характерные тонкослоистые илы — продукт оседания в озерах ледниковой мути — ленточные глины. Слоистость ленточных глин годичная. Флювиоглациальные отложения — чаще всего галечные пески, залегающие ровными широкими полями (зандровые поля) или длинными правильными грядами (озы, см.). — Формы ледниковой эрозии: ледниковая полировка, курчавые скалы, бараньи лбы. Горные Л. преобразуют эрозионной работой речные долины в ледниковые, или троги (см.) (корытообразные долины). Отличительные черты трога: широкое закругленное дно, крутые внизу склоны, образующие выше резкий перегиб над дном долины и делающиеся затем пологими (плечи трога). Ледниковой эрозии придают в последнее время сравнительно небольшое значение в формировании рельефа. Она не образует долин заново, а лишь преобразует речные долины. Механизм ледниковой эрозии состоит гл. обр. в откалывании глыб коренной породы. Поэтому сильнее поддаются деятельности эрозии трещиноватые породы, даже если они очень тверды.
Распространение Л. Площадь всех современных Л. на земной поверхности — 16 млн. км², что составляет 11% площади всей суши. Объем современных льдов — 20,9 млн. км³. Таяние' этих льдов подняло бы уровень мирового океана на 50 м. Самые большие скопления льда образуют ледниковые покровы — Антарктический (13,5 млн. км²) и Гренландский (1,8 млн. км²). Мощность Гренландского ледникового покрова достигает 1.900 м, а высота его ледниковой поверхности — 3.150 м. В более низких широтах Л. имеются лишь в горах. Их высотное положение определяется высотой снеговой линии. Снеговая линия повышается при движении к тропикам и достигает наиболее высокого положения над ними, после чего несколько понижается над экватором. Такое положение снеговой линии объясняют сухостью климата тропических поясов и влажностью климата экваториального пояса. Высота снеговой линии: Шпицберген — 300—600 м, Гренландия — 1.300—1.400 м (в среднем), Норвегия — 700—1.900 м (повышается внутрь гор), Альпы — 2.700—3.000 м, Мексика (Орисаба, Попокатепетль) — 4.500 м, Каракорум — 5.800 м; в Андах Юж. Америки (между 17° и 27° ю. ш.) снеговая граница поднимается до 6.100 м. Последние три цифры характеризуют высоту снеговой линии в тропиках. На потухших вулканах Центр. Африки, расположенных на экваторе (Кения, Килиманджаро, Элгон), высота снеговой линии — 4.500—4.800 м. Площадь оледенения отдельных горных районов: Аляска — 51.200 км² (площадь отдельных Л. подножия достигает здесь 4.000 км², как Маляспина; долинные Л. имеют до 90 км длины); Шпицберген — 56.000 км²; Альпы — 3.850 км² (Алечский Л., самый длинный в Альпах, — 26,8 км); Норвегия — 5.000 км² (в том числе в группе Иостедаль — 1.000 км²); Каракорум — 10.250 км² (ледник Сиахен — 73 км длины).
Ледники СССР. В арктической зоне СССР имеется много небольших ледниковых щитов: на островах архипелага Франца Иосифа, на северном острове Новой Земли, на островах архипелага Сев. Земли и архипелага Де-Лонга. Площадь оледенения на архипелаге Франца Иосифа (общая) — 17.300 км² (7 ледниковых щитов мощностью в 200—250 м). Площадь ледникового щита Новой Земли — 26.000 км² (мощность — 250—300 л), Сев. Земли (общая) — 15.181 км². Богаты Л. горные районы СССР (Кавказ, Памир, Тянь-шань, Джунгарский Ала-тау, Сев. Урал, Саур, Алтай, Зап. и Вост. Саяны, Хараулахский, Верхоянский, Анадырский хребты, хребет Черского, вулканы Камчатки). — Кавказ. Снеговая линия поднимается от западной к вост. части хребта от 2.650 м до 3.700—3.800 м, она повышается также к осевой части хребта. Площадь оледенения — 1.970 км². Насчитывается 278 ледников 1-го разряда и 1.112 Л. 2-го разряда. Самый большой ледник — Дых-су (Балкария), длиной 15,3 км; ледник Караугом имеет 14,9 км длины. Небольшое оледенение есть в Закавказьи — на Алагезе (5, 8 км²).
Горы Ср. Азии имеют самую большую в СССР площадь древнего оледенения, достигающую 11.000 км². Снеговая линия поднимается от с.-з. отрогов Тянь-шаня и Джунгарского Алатау (3.000—3.300 м) к ю.-в. Памиру, где лежит выше 5.200 м. Памир и Тянь-шань имеют самые большие в мире Л. низких широт, принадлежащие к типу древовидных: ледник Иныльчек (Тянь-шань, группа Хан-Тенгри) — 80 км, ледник Федченко (Памир гребет Академии наук) — 77 км. Такого порядка Л. есть еще в соседнем Каракоруме (см. выше). Ледники Памира и Тянь-шаня имеют огромное значение для хозяйственной жизни Ср. Азии, т. к. питают все б. или м. значительные ее реки, в том числе Аму-дарью и Сыр-дарью. Площадь оледенения Саура — 35 км² (в пределах СССР). — Урал имеет небольшое оледенение в сев. части (61—68° с. ш.). Ледники обнаружены в районе горы Сабли, горы Народной и горы Хаймы. . Общая площадь оледенения не более 3 км².
В районе горы Сабли всего 7 висячих Л.; самый большой — ледник Гофмана — достигает 1 км длины. В районе горы Народной — 8 ледников того же типа. На горе Хайме — 1 ледник. — Алтай. Снеговая линия поднимается с С.-З. к Ю.-В. (к монгольской границе) от 2.300 до 3.500 м (хребет Чихачева). 
Рис. 4. Деталь ледника Алибек. Кавказ.Площадь оледенения — 454 км². Зарегистрирован 561 Л. (в пределах СССР). Самые крупные Л. спускаются с Катунского хребта: ледник Менсу — 10 км, ледник Берельский — 8 км. — Саяны. Известно три небольших Л. в Зап. Саяне. В Вост. Саяне есть небольшие Л. в группе Мунку-Сардык. Площадь оледенения — 3 км². Высота снеговой линии — 2.936 м. О ледниках 
Рис. 5. Ледник Федченко. Памир. Срединные морены.Хараулахского, Верхоянского, Анадырского хребтов и хребта Черского точных данных нет. Возможно, что три первые хребта имеют собственно не Л., а небольшие фирновые скопления. — Камчатка. Высота снеговой линии 1.500—1.700 м. Имеют Л. вершины сопок (вулканов): Шивелюч, Мутновских, Авачинской, Коряцкой, Арик, Жупановской, группа Ключевских сопок (самый длинный Л. на Камчатке — ок. 6 км). Площадь оледенения Западного хребта неизвестна.
Лит.: Калесник С. В., Ледники, их роль и значение в жизни земли, Л., 1935, [дана лит.]; его же, Горные ледниковые районы СССР, [Л., 1937]; Hess Н., Die Gletscher, Braunschweig, 1904; его же, Das Bis der Erde, в кн.: Handbuch der Geophysik, hrsg. v. B. Gutenberg, Bd VII, Lfg 1, Lpz. — B., 1933; Hobbs W. H., Characteristics of existing glaciers, N. Y., 1911.