В ледниковые эпохи большие покровы льда неоднократно распространялись на континентальные окраины Антарктиды, Евразии и Америки.
На сегодняшний день ледники все еще покрывают более 10,9 % суши. Свыше 85,3% современного оледенения земной поверхности расположено в Антарктиде, примерно 12,1% — в Гренландии. Остальная часть современных ледников включает меньшие по размерам льды высокоширотных горных районов и высокогорий материков. Многие ледниковые покровы оканчиваются в морях и океанах. Там, где глубина моря примерно сопоставима с мощностью льда, край ледников может всплывать, поскольку лед по удельному весу легче воды вследствие содержания в нем пузырьков воздуха. Следует отметить, что обычно можно проследить прямую связь подводных ледниковых форм с ледниковыми образованиями на прилегающих берегах, а также с современными выводными ледниками Антарктиды, арктической Канады, Гренландии, Исландии, Шпицбергена, Новой Земли. Без сомнения, краевые зоны современных ледниковых щитов могут дать некоторые представления об условиях, существовавших на периферии древних материковых оледенений.
Несколько слов о типах современных ледников. По мере того как лед увеличивается в объеме и в виде ледника выдвигается 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:
- горные альпийские, или долинные, ледники;
- сливающиеся ледники, или ледники предгорий, которые представляют собой соединившиеся долинные ледники, вторгшиеся в область предгорий;
- покровные, или материковые, ледники (называемые также ледниковыми покровами), которые занимают обширные площади.
Материковые ледники представляют собой огромные ледниковые покровы, которые покрывают большие площади суши и включают в себя и снежные, и ледяные поля, и ледники — всё вместе. Они распространяются во всех направлениях независимо от высоты рельефа. От долинных материковые ледники отличаются, в частности, тем, что их не ограничивают борта долины.
Самый крупный остров в океане — Гренландия — занимает чуть более 2 млн. кв. км, из которых около 80% покрыты обширным материковым ледником. Центральное, похожее на купол ледниковое плато достигает 3000 м в высоту, что соответствует мощности льда в этом районе. Только гористый край острова свободен ото льда, по даже здесь большая часть долин заполнена ледниками. На склонах Гренландского ледникового щита особое развитие имеют фьордовые ледники, подобные леднику Якобсона, обладающие очень большими (1—10 км/год) скоростями движения. Обычно максимальные скорости течения фьордовых ледников отмечаются в их центральных частях. Увеличение скорости течения льда отмечается при увеличении уклонов продольного и уменьшении поперечного сечения. В вертикальном профиле скорость увеличивается от ложа к поверхности ледников. Существующая на окраине ледникового покрова Гренландии гляциологическая обстановка не является универсальной для областей современного оледенения. Она, например, заметно отличается от условий в пределах Антарктического ледникового покрова.
Антарктида занимает площадь около 14 млн. кв. км и почти вся покрыта льдом. Этот ледниковый покров в 7 раз больше Гренландского покрова. Поверхность его не такая ровная, как у Гренландского, поскольку он во многих местах прерывается горными цепями и группами обнаженных вершин. Мощность Антарктического ледникового покрова меняется от нескольких сот метров около гор или у его края до 4 тыс. м и более в центральной части континента. Антарктический ледниковый покров благодаря огромному объему — самый крупный на Земле резервуар пресной воды.
В Антарктиде ледниковый купол целиком скрывает крупные горные хребты. Ледниковый покров Антарктиды, распадающийся на Восточно-Антарктический и Западно-Антарктический ледниковые щиты, представляет собой сплошную область питания. Скорость движения антарктического льда закономерно нарастает от центральной области к периферии. На склонах антарктических ледниковых щитов в широких (20—30 км) депрессиях ложа выделяются выводные ледники, скорость течения которых — от 300 до 1800 м/год. Они начинаются в глубине ледяного континента, а закапчиваются на морском дне подвижными шельфовыми ледниками мощностью от 40 до 200 м (у плавучего края). У выводных ледников скорость движения возрастает в краевой зоне, как было показано П. А. Шумским (1967) и И. А. Зотиковым (1966). Тепловой эффект движения льда настолько значителен, что обеспечивает донное таяние и сток талых вод в океан. Высота надводной части шельфового льда и айсбергов обычно изменяется от 20 до 60 м. Как полагают Р. Флинт (1963), В. Буйницкий (1973), А. П. Лисицын (1974), всплывание ледников происходит в случае, если 75—90% их массы погружено в воду. Видимо, критическая глубина отрыва крупных ледников от поверхности дна желобов может составлять сотни метров. Между выводными антарктическими ледниками, обладающими свойствами долинных ледников, обособляются малоподвижные (скорость движения — 20—100 м/год) льды, скрывающие скалистые хребты и возвышенности.
Особое внимание привлекает оледенение Аляски, которое питается влагой с Тихого океана. Оно является примером наибольшего по размерам и интенсивности горного оледенения. Ледники покрывают горные хребты и спускаются лопастями к заливу Аляска. Для развития ледников здесь наиболее благоприятное сочетание орографических и климатических условий. К северо-западу от залива Якутаг слияние многих ледников создает на прибрежной равнине большую ледяную плиту — ледник Маласпина — площадью 2,2 тыс. кв. км. Ледник заполняет понижение, дно которого лежит на 300 м ниже уровня моря.
Во многих местах Антарктический, Гренландский и другие ледниковые покровы соединяются с шельфовым льдом, который формируется там, где крупные ледники, вытекающие из внутренней части материка, выталкивают лед в море. Часто лед попадает в глубокую воду и всплывает. Шельфовый ледник Росса 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 имеют более 100 км в поперечнике.
Вообще шельфовый ледник является своеобразным типом ледникового покрова, который особенно распространен в Антарктиде. По существу это плавучая часть материкового льда. Все шельфовые ледники характеризуются незначительным уклоном поверхности. У внутреннего края, обращенного к суше, мощность шельфовых ледников, например тех, которые характерны для Западной Антарктиды (ледники Росса и Фильхнера), может быть более 1 км, но у открытого моря она постепенно уменьшается до 200 м. В Арктике шельфовый лед развит ограниченно, в основном у северных берегов острова Элсмир. От этого шельфового ледника время от времени откалываются столовые айсберги, получившие название «плавучие ледяные острова».
В морях Северного Ледовитого и Южного океанов в современной обстановке, и особенно во время оледенений, в большом количестве формировались плавучие льды. Сейчас в этих океанах они покрывают обширные акватории и быстро разносятся, что способствует переносу и отложению ледникового материала иногда за тысячи километров от края ближайшего ледника. Среди плавучих льдов заслуживают нашего внимания айсберги и паковые льды. Айсберги представляют собой материковый лед, который в океан выносят ледники. В южном полушарии айсберга наиболее распространены. Они откалываются главным образом от шельфовых ледников морей Росса и Уэдделла. Антарктические айсберги обычно имеют плоскую форму и значительные размеры. Их площадь может достигать многих квадратных километров. Такие айсберга поднимаются над уровнем моря более чем на 35 м.
В океанах северного полушария айсберги отличаются небольшими размерами и сложной формой. Они возвышаются над водой более чем на 60 м, а толщина подводной части может составлять 250 м. В результате выветривания и таяния северные айсберга быстро разрушаются. Характерной их чертой является содержание большого количества эрратического материала. Большинство айсбергов поступает в арктические моря из долинных ледников Гренландии, а также с архипелагов Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля. Максимальное количество айсбергов встречается в Северо-Западной Атлантике, на акватории которой они дрейфуют в южном направлении до Большой Ньюфаундлендской банки. Следует отметить, что в отличие от Южного океана в Центральном Арктическом бассейне значительная часть объема льда приходится не на айсберги, а на многолетние (паковые) льды. Однако в топографии арктического ледяного покрова и процессах осадконакопления в бассейне материковый лед играет очень важную роль и поэтому вызывает большой интерес у исследователей.
Айсберги Полярного бассейна были наиболее обстоятельно изучены в послевоенные годы летчиками СССР, США и Канады. В результате аэрофотосъемки и радарных наблюдений обнаружено более 80 ледяных островов, общая площадь которых оценивается в 2—3 тыс. кв. км. Это примерно 1% от общей площади арктического ледникового покрова. Самые крупные айсберги американские ученые обозначили как Т-1, Т-2, Т-3. Последний ледяной остров, обнаруженный в 1946 г., использовался как дрейфующая научная станция с 1952 по 1977 г. При начале исследований мощность айсберга достигала 60 м, а параметры составляли 8X14 км. С 1962 по 1964 г. Т-3 по крайней мере 20 раз пересек собственную трассу в бассейне Центральной Арктики.
Как уже отмечалось, обширные акватории Арктики и Антарктики покрыты многолетним, или паковым, льдом, сформировавшимся в результате замерзания поверхности океана. Находясь в постоянном движении, морские льды Арктического бассейна нередко распространяются и на часть акватории окраинных морей и выходят в моря Северной Атлантики. Основную массу морских льдов Южного океана образует сезонный лед. Сравнительно часто паковый лед содержит обломки горных пород, которые обычно включаются в лед в процессе формирования его в прибрежной зоне. В прибрежных мелководных районах осадки чаще вмерзают в лед со дна. Значительное количество тонкозернистых осадков включается в лед в начале зимы, когда образование льда совпадает с периодом штормов. В результате штормов глина и алеврит переходят во взвесь и в составе замерзающей воды вовлекаются во вновь формирующийся морской лед. Затем такой лед с осадочными прослоями разносится постоянными течениями в открытую часть океана. Во время летнего таяния и разрушения льдов большая часть осадков сгружается недалеко от их источников. Однако имеются аэрофотоснимки, показывающие почти черный паковый лед с большим количеством мобилизованных штормами осадков в Центральной Арктике.