ЛЕДНИКИ

Режим поверхностных процессов. Распределение
прихода и расхода льда на поверхности Л. меняется во времени 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 гляциометеороло- г и и, 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 рекристаллизацией н а я, или снежная, зона; фирн превращается
в лёд на большой глубине, и темп-pa фирна на глубине затухания годовых
температурных колебаний равна ср. годовой темп-ре воздуха (на мировом полюсе
холода в центре Антарктиды глубина залегания льда более 100 м, ср. темп-pa
-61 °С и абс. минимум порядка -90 °С). Ниже находится х о- лодная инфильтрацион-
н а я, 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 темп-ра подстилающего
льда остаётся отрицательной, а в сравнительно тёплых и влажных районах
нижняя часть области питания принадлежит к тёплой инфильт- рационной, или
фирновой, зоне, в к-рой талая вода просачивается сквозь фирновую толщу,
прогревая её до темп-ры 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.

Режим внутренних процессов. Под действием
силы тяжести в Л. возникает поле напряжения, вызывающего деформацию льда.
Под медленно меняющейся нагрузкой поликристаллический лёд деформируется
как макроскопически изотропная нелинейно-вязкая жидкость с гиперболической
зависимостью установившейся скорости ползучести от девиа- тора напряжения
(разности между напряжением и давлением) и экспоненциальной зависимостью
от абс. темп-ры (Т). Течение сопровождается рекристаллизацией, после к-рой
скорость на порядок возрастает. Под достаточно высоким напряжением в верх,
слое возникают трещины растяжения, а в глубине - сколы. При темп-ре, близкой
к темп-ре таяния, движение по плоскостям надвигов сопровождается таянием
и повторным замерзанием с образованием ленточной текстуры. В тех же условиях
лёд скользит по дну в результате таяния под повышенным давлением перед
выступами дна и замерзания выдавливаемой воды за ними, а также вследствие
ускоренного обтекания льдом выступов дна благодаря концентрации напряжений.
При этом происходит выпахивание дна удерживаемыми льдом обломками горных
пород (см. Экзарация).

Взаимосвязанные поля напряжения,
скорости и темп-ры Л. описываются системой из 18 дифференц. ур-ний с частными
производными, к-рая включает: ур-ния, выражающие законы сохранения ,массы
(ур-ние неразрывности), сохранения энергии (ур-ние теплопроводности - теплопереноса
- тепловыделения при деформировании) и сохранения количества движения (ввиду
малой скорости сводящиеся к ур-ниям равновесия сил); ур-ния связи между
скоростью течения, напряжением и темп рой (реологические); ур-ния совместности
компонент тензора скорости деформации, выражающие условия интегрируемости
вихревого поля скорости льда. Поля напряжения, скорости и темп-ры Л. определяются
краевыми условиями на их внеш. поверхностях. Верхняя и подводная поверхности
находятся под гидростатич. давлением (.атмосферы или воды) и свободны от
каеа- тельных напряжений, а нижняя поверхность наземных ледников испытывает,
кроме того, касательные напряжения, обусловленные трением о дно. Темп-ра
верхнего слоя на уровне затухания годовых колебаний зависит от ср. темп-ры
воздуха и зоны льдообразования. Подводная поверхность имеет темп-ру таяния,
а темп-pa на дне обусловлена соотношением притока геотермич. тепла и его
оттока внутрь ледника, т. е. темп-рным градиентом, а также движением льда.
Если приток тепла превышает отток, то на дне происходит таяние и скольжение
льда под действием касательного напряжения, причём теплота донного трения
также затрачивается на таяние.

В случае однородного изотермического
(тающего) льда поля напряжения и скорости описываются системой эллиптических
ур-ний, а изменения их во времени вызываются только изменениями краевых
условий. Аналитическое решение получено лишь для плоского течения в вязком
(ньютоновском) приближении, приводящем к бигармоническим ур-ниям для компонент
девиатора напряжения и скорости деформации. Для трёхмерных ледников, тонких
по сравнению с горизонтальными размерами и без крупных неровностей дна,
удовлетворительное приближённое решение получается при пренебрежении нормальными
компонентами напряжения, крые в таких условиях на 1-2 порядка меньше касательных.

Наблюдения и расчёты дают поля скорости
Л. с особыми точками (максимумами и минимумами) и линиями (стрежнями и
ледоразделами) на внеш. -поверхности, к-рые тесно связаны с морфологией,
поскольку скорость на верхней поверхности пропорциональна её наклону и
толщине льда не менее чем в 3-5-й степени. С глубиной скорость соответственно
уменьшается, причём, чем ближе к дну, тем быстрее. Т. о., в Л. происходит
как бы скольжение друг по другу тонких слоев льда, приблизительно параллельных
дну, растягивающихся в продольном направлении и утоньшающих- ся в области
питания и одновременно сжимающихся в продольном направлении и утолщающихся
в области абляции. Эта деформация сопровождается поперечным сжатием или
растяжением от изменений ширины в горных Л. и растяжением при радиальном
растекании ледниковых покровов. Линии тока входят внутрь Л. в области питания,
выходят из Л. в области абляции и параллельны поверхности на границе питания.

В холодных Л. на дне скорость равна
нулю, а основная деформация сдвига имеет место в относительно более тёплом
придонном слое, где выделяется теплота деформирования, тогда как жёсткий
верхний лёд движется, почти не деформируясь. Значительное влияние на температурное
поле оказывает перенос холода льдом., опускающимся внутрь Л. в области
питания и движущимся в более тёплые нижние части Л., вследствие чего там
темп-pa сначала понижается с глубиной, а затем повышается в придонных слоях
от внутр. тепловыделения и геотермич. тепла. В изотермич. Л. вся теплота
деформирования затрачивается на внутр. таяние льда. Чем выше напряжение
сдвига, тем больше скорость скольжения по дну, так что скользящие друг
по другу тонкие слои льда в изотермич. Л. не параллельны дну, а как бы
срезаны им. Часть линий тока кончается на дне и внутри Л., где происходит
донное и внутр. таяние.

В стационарном состоянии линии тока
совпадают с траекториями частиц льда, что даёт возможность вычислить соответствующее
этому состоянию поле возраста льда (положение изохронных поверхностей и
годовых слоев льда). В плане линии тока отклоняются от линий наклона поверхности
(в горных Л. до 45°) в направлении, противоположном стрежню под действием
вращающего момента, создаваемого торможением со стороны медленнее движущихся
боковых масс льда. Максимальная скорость у горных Л. обычно составляет
от нескольких м\год у малых Л. до нескольких сотен м у крупных; 1,9 км/год
у шельфовых и до 7,3-13,8 км/год у нек-рых выводных Л. зап. края гренландского
ледникового покрова.

Колебания. В стационарном состоянии
Л. положение его поверхности не меняется, т. к. сумма скоростей движения
поверхности по нормали к ней самой за счёт питания или абляции и за счёт
движения льда равна нулю. Однако это условие никогда не выдерживается прежде
всего из-за чередований погоды и сезонов года, так что в лучшем случае
возможно лишь квазистационарное состояние с возвращением к исходному положению
после годового цикла изменений. В нестационарном состоянии Л. внеш. граница
питания не совпадает с кинематич. границей, на к-рой вектор скорости параллелен
поверхности, и нормальная к поверхности компонента скорости равна нулю.
Положение кинематич. границы питания значительно более устойчиво, чем внешней,
она перемещается медленно, поэтому представляет собой одновременно структурную
границу между областью параллельного поверхности залегания годовых слоев
вверху и областью обнажения внутр. структур и морен внизу. В процессе колебаний
Л. происходят изменения величины скорости, а также медленные изменения
конфигурации поля скорости - направления линий тока и положения особых
точек и линий.

Природа колебаний Л. определяется
следующими их физич. особенностями: неавтономностью, диссипативностью и
апериодичностью (отсутствием восстанавливающих сил и сопротивлением возмущающим
силам только со стороны квазивязкой диссипации), активностью (наличием
внутр. источников гравитационной энергии), нелинейностью кинематических
связей и граничных условий, неоднородностью во времени из-за нестационарности
связей. Подобные физические системы могут подвергаться колебаниям двух
типов: вынужденным колебаниям и релаксационным автоколебаниям. Первые представляют
собой преобразования колебаний внеш. нагрузки, т. е. скорости питания или
абляции, вызываемых случайными и гармоническими (обусловленными астрономическими
причинами) колебаниями состояний атмосферы, а вторые являются процессами
периодической релаксации, вызываемыми нестационарностью связей - изменениями
силы трения о дно и дроблением льда. Вынужденным колебаниям постоянно подвергаются
все Л., тогда как самовозбуждение колебаний свойственно лишь нек-рым Л.,
как активным нелинейным системам. При вынужденных колебаниях положительное
или отрицательное ускорение получает поток массы между Л. и внеш. средой,
а между частотами и фазами колебаний внеш. потока и скорости льда имеется
связь. При автоколебаниях происходит независимое от внеш. влияний ускорение
движения льда, а между частотами и фазами колебаний внеш. и внутр. потоков
массы связь отсутствует. Характеристики движения при этом прерывны во времени
из-за периодического разрыва части связей и последующего медленного их
восстановления с цикличностью от 10 до 100 лет. К такому типу принадлежат
ки- нематич. волны, к-рые могут вызывать быстрые наступания концов Л. до
10- 20 км со скоростью до сотен метров в сутки.

Подобные наступания известны в Альпах,
на Кавказе, Тянь-Шане, Памире, в Каракоруме, на Камчатке, Шпицбергене,
в Исландии, Северной и Южной Америке, Новой Зеландии и др. районах земного
шара. На терр. СССР установлено более 70 случаев быстрых наступа- ний Л.
В 1963 в результате катастрофич. наступания Л. Медвежьего в верховье р.
Ванч на Памире он продвинулся вниз по долине на 1,6 км. Наступание сопровождалось
образованием подпруд- ного озера и разрушением посёлка геологов. Подвижка
этого же Л. произошла в 1973; благодаря принятым мерам катастрофич. последствий
удалось избежать. В 1969 ледник Колка в Северной Осетии, имеющий длину
3 км, спустился на 4,6 км, перекрыв буровые скважины для извлечения минеральных
вод (предшествующие катастрофич. наступания Л. Колка в 1835 и 1902 были
близки к ледяным обвалам).

При вынужденных колебаниях Л. локальная
реакция напряжения и скорости на изменения внеш. нагрузки мгновенна и устойчива,
т. е. направлена в сторону восстановления равновесия. Но этот процесс требует
для своего завершения более или менее длительного времени, у материковых
ледниковых покровов, по-видимому, порядка тысяч лет. Вынужденные колебания
Л. имеют сложный частотный спектр, часть к-рого соответствует периодам
значительно короче времени переходных процессов. Поэтому вынужденные колебания
Л. всё время идут в неустановившемся переходном режиме, асинхронно: одновременно
часть Л. отступает, другая часть наступает, а третья находится в квазистационарном
состоянии. Лишь в течение достаточно длительного времени выделяются периоды
преобладания наступаний или отступаний.

В 20 в. до кон. 40-х гг. преобладало
сокращение Л., к-рое затем местами сменилось наступанием. В геол. прошлом
наиболее крупные колебания Л. приводили к чередованиям ледниковых и межледниковых
эпох, ледниковых и без- лёдных периодов, причём большую роль играли и обратные
связи - влияние снежно-ледяного покрова на климат. См. Антропогеновая система
(период).

Лит.: Шуйский П. А., Основы структурного
ледоведения, М., 1955; К а л е с- н и к С. В., Общая гляциология, Л., 1939;
его же, Очерки гляциологии, М., 1963; Котляков В. М., Снежный покров Земли
и ледники, Л., 1968; Ш у м с к и и П. А., Динамическая гляциология, М.,
1969; Патерсон У. С. Б., Физика ледников, пер. с англ., М., 1972; Budd
W. F. and R a d о k U., Glaciers and other large ice masses, "Reports on
progress in physics", 1971, v. 34, № 1. П.А.Шумский.

1. Оледенение горного массива Эльбрус.
Общая область питания с короткими, радн- ально расходящимися ледниками
(Кавказ). 2. Ледник Федченко. Долинный тип оледенения (Памир). 3. Ледник
Безымянный. Долинный тип оледенения (хребет Акшинрак, Тянь-Шань). 4. Каровый
ледник в верховьях р. Баксан. Внизу - конец долинного ледника (Кавказ).
5. Сетчатое оледенение. Северный остров Новой Земли. 6. Барьер Росса (Антарктида).
7. Ледник Де-Геера (Гренландия).

Зоны льдообразования и строение поверхностного
слоя стационарного ледника(1 - в сухих холодных районах, 2 - в сравнительно
тёплых влажных районах).

Зоны льдообразования: I - рекристаллизационная;
II - холодная инфильтрационная; ПIл - ледяного питания; IIIф - тёплая инфильтрационная;
IV - зона абляции. Границы: а - питания, б - фирновая, в - изотермы 0°
на глубине затухания годовых температурных колебаний. Строение поверхностного
слоя: А -- снег, рекристаллизационные фирн и лёд; В - инфильтрационный
фирн и лёд; С. - наложенный лёд; Сз - глубинный лёд. Границы слоев *; 1,
2, Зв - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания в конце лета.
За - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 36 - наибольшая
высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура.

* Толщина слоев на схеме дана приближённо;
масштаб по вертикали в зонах I - IV различен.

А Б В Г Д Е Ё Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Ъ Ы Ь Э Ю Я