Ледни'к вися'чий, горный ледник, лежащий в слабо выраженных впадинах на крутых склонах гор и оканчивающийся высоко на склоне основной долины (отсюда название висячий). Вместе с генетически близкими каровыми ледниками Л. в. — наиболее распространённые горные ледники. Часто образуют ледяные обвалы.

Ледни'к доли'нный, ледник, стекающий по долине горной реки, которая определяет форму ледника, характер и направление его движения. Л. д. делятся на 2 морфологически различные части: верхнюю — область питания, или фирновый бассейн, в которой аккумуляция вещества берёт перевес над абляцией, и нижнюю, в которой абляция преобладает над аккумуляцией. Область питания охватывает обычно ледниковый цирк (чашеобразное расширение верховья долины), а иногда также и прилегающие к цирку плоские поверхности, широкие седловины гребня и относительно пологие склоны. Область абляции Л. д. называется также ледниковым языком. В зависимости от того, какую часть долины занимает ледник, Л. д. делят на цирковые (каровые), альпийские, спускающиеся за пределы цирка по одной долине, сложные, или полисинтетические (образующиеся при слиянии 2 или нескольких ледниковых языков с самостоятельными областями питания), и древовидные, или дендритовые (образующиеся при слиянии большого числа ледников боковых ущелий с ледником главной долины). Л. д. без фирновых бассейнов, питающиеся лавинами и ледяными обвалами со склонов, называются ледниками туркестанского типа, а Л. д., стекающие с фирнового поля на перевале на обе стороны горного хребта, — перемётными ледниками.

  Существуют также переходные формы между горными ледниками и ледниковыми покровами: ледники сетчатые, или шпицбергенского типа, заполняющие сеть сквозных ледниковых долин с ледниковыми куполами над перевалами; предгорные, или аляскинского типа, имеющие раздельные области питания и стока и общую ледяную лопасть, расположенную в предгорной равнине или на дне широкой долины. Л. д. среди ледниковых покровов называются выводными ледниками.

  П. А. Шумский.

Ледни'к ка'ровый, горный ледник, лежащий в чашеобразном углублении склона (каре), созданном или расширенном деятельностью снега и льда. Язык ледника короток и кончается близко к уровню снеговой границы; в устье кара он обычно окаймлен валом конечной морены. Л. к. является одним из распространённых видов горных ледников.

Ледни'к ше'льфовый, плавучий или частично опирающийся на дно ледник, текущий от берега в море, в виде утончающейся к краю плиты, заканчивающейся обрывом. Представляет собой продолжение наземных ледниковых покровов; реже образуется путём накопления снега на морском льду и путём цементирования снегом и льдом скоплений айсбергов. Распространены почти исключительно в Антарктике. Общая площадь Л. ш. 1460 тыс. км², объём около 0,6 млн. км³, толщина от 200—1300 м у материкового до 50—400 м у морского края. Область питания охватывает обычно всю верхнюю поверхность и прибрежную часть нижней поверхности, где идёт намерзание льда; в краевой зоне снизу происходит его таяние (до 1 м в год); большая часть расхода осуществляется путём откалывания айсбергов (объёмом иногда в тыс. км³). Растущая к краю скорость движения Л. ш. колеблется от 300—800 до 1800 и более м в год (крупнейший Л. ш. — ледник Росса).

  Лит.: Шумский П. А., Оледенение Антарктиды, в сборнике: Основные итоги изучения Антарктики за 10 лет, М., 1967; Атлас Антарктики, т. 2, Л., 1969.

Ледники', движущиеся естественные скопления льда атмосферного происхождения на земной поверхности. Образуются из твёрдых атмосферных осадков там, где в течение года их отлагается больше, чем стаивает и испаряется; соответственно состоят из области питания и области абляции, разделённых границей питания (линией на леднике, на которой приход льда в течение года равен расходу). В холодных районах область абляции может быть представлена только краевым обрывом, от которого откалываются айсберги (антарктический ледниковый покров) или ледяные лавины (висячие Л.). Размеры, форма и строение Л. обусловлены формой вмещающего ложа, соотношением между приходом и расходом льда через внешнюю поверхность и его медленным движением под действием силы тяжести.

  Распространение, размеры и морфология. В пределах тропических и умеренных широт Л. существуют в высоких горах, а в достаточно влажных полярных областях — также на низменностях и мелководных морях (см. Ледник шельфовый). Морфологически Л. делятся на три типа: наземные ледниковые покровы, шельфовые Л. и горные Л. В наземных покровах лёд растекается от ледоразделов к периферии независимо от рельефа дна; в шельфовых Л. — от берега к морю, в виде плавучих или частично опирающихся на дно плит; в горных Л. лёд стекает вниз по долинам или склонам. Форма горных Л. разнообразна и зависит от подстилающего рельефа. Среди горных Л. различают: висячие (залегающие на крутых высоких склонах гор), каровые (расположенные в углублениях — карах привершинной части гор), ледники долинные (простые, сложные и дендритовые), сетчатые, предгорные и др. Л. простираются на расстояние от сотни метров до 5600´2900 км и имеют толщину от 10—20 м до нескольких км (измеренная толщина антарктического ледникового покрова достигает 4,3 км). Самый крупный горный Л. — ледник Беринга на Аляске имеет длину 170 км, а в СССР — ледник Федченко на Памире — 77 км. Общая площадь современного Л. около 16,1 млн. км² (11% площади суши), общий объём — порядка 30 млн. км³. Соответственно 89,6% и 98% приходится на материковые ледниковые покровы, 9,1% и около 2% — на шельфовые Л., 1,3% и около 0,1% — на горные Л. Площадь Л. в СССР составляет 71665 км², в том числе:

  Аккумулируя громадное количество чистой пресной воды, Л. оказывают существенное влияние на многие стороны хозяйственной деятельности человека. Особенно велика роль Л. в засушливых областях, например в Средней Азии, где значительная доля питания рек принадлежит ледниковым водам. Чтобы научно подойти к проблеме рационального использования и восполнения водных ресурсов) заключённых в Л., необходимо знать условия накопления и расхода вещества Л., характер и режим поверхностных и внутренних процессов.

  Режим поверхностных процессов. Распределение прихода и расхода льда па поверхности Л. меняется во временя в зависимости от состояния атмосферы и представляет функцию альбедо, высоты, наклона, кривизны данного участка поверхности Л. и его ориентации относительно солнца и ветра. Расчёт скорости питания и абляции, по данным о состоянии атмосферы и поверхности, составляет задачу гляциометеорологии, общую для всех видов снежно-ледяного покрова.

  Превращение снега в фирн и лёд в области питания происходит путём оседания под давлением накапливающихся сверху слоев с рекристаллизацией и путём частичного таяния и замерзания просачивающейся в поры воды. В зависимости от доли участия этих процессов на поверхности Л. выделяют зоны льдообразования, распространение которых обусловлено соотношением количества атмосферных осадков и летнего таяния (см. рис.). Внутри материковых покровов и высоко в горах, где таяния нет, расположена рекристаллизационная, или снежная, зона; фирн превращается в лёд на большой глубине, и температура фирна на глубине затухания годовых температурных колебаний равна средней годовой температуре воздуха (на мировом полюсе холода в центре Антарктиды глубина залегания льда более 100 м, средняя температура —61°С и абсолютный минимум порядка —90°С). Ниже находится холодная инфильтрационная, или фирновая, зона, где вся талая вода замерзает в порах фирна, не превращая его в лёд и не прогревая всю толщу до точки таяния. Ещё ниже имеет место дифференциация зон льдообразования: в сухих холодных районах распространена зона ледяного питания, где снежный покров, пропитываясь водой, ежегодно превращается в слой льда (наложенный лёд), и температура подстилающего льда остаётся отрицательной, а в сравнительно тёплых и влажных районах нижняя часть области питания принадлежит к тёплой инфильтрационной, или фирновой, зоне, в которой талая вода просачивается сквозь фирновую толщу, прогревая её до температуры таяния, и стекает с ледника по трещинам, внутри и подледниковым каналам. Благодаря разному механизму проникновения тёплой и холодной волн тёплая фирновая зона распространяется в районы со средней температурой воздуха до —8°С; где ниже, в области абляции, температура льда отрицательна. Под фирновой толщей плотность льда меняется за счёт сжатия воздушных включений пренебрежимо мало, резко возрастая лишь в донном слое от примеси морены.