Льодовики

Льодовики , рухомі природні скупчення льоду атмосферного походження на земній поверхні. Утворюються з твердих атмосферних опадів там, де протягом року їх відкладається більше, ніж тане і випаровується; відповідно полягають з області живлення і області абляції, розділених кордоном живлення (лінією на льодовику, на якій прихід льоду протягом року дорівнює витраті). У холодних районах область абляції може бути представлена лише краєвим обривом, від якого відколюються айсберги (антарктичний льодовиковий покрив) або крижана лавина (висячі Л.). Розміри, форма і будова Л. обумовлені формою вміщаючого ложа, співвідношенням між приходом і витратою льоду через зовнішню поверхню і його повільним рухом під дією сили тяжіння.

  Поширення, розміри і морфологія. В межах тропічних і помірних широт Л. існують в високих горах, а в досить вологих полярних областях — також на низовинах і мілководих морях (див. Льодовик шельфовий ) . Морфологічно Л. діляться на трьох типів: наземні льодовикові покриви, шельфові Л. і гірські Л. У наземних покривах лід розтікається від ледоразделов до периферії незалежно від рельєфу дна; у шельфових Л. — від берега до моря, у вигляді плавучих або таких, що частково спираються на дно плит; у гірських Л. лід стікає вниз по долинах або схилах. Форма гірських Л. всіляка і залежить від підстилаючого рельєфу. Серед гірських Л. розрізняють: висячі (що залягають на крутих високих схилах гір), каровиє (розташовані в поглибленнях — карі прівершинной частини гір), льодовики долинні (прості, складні і дендрітовиє), сітчасті, предгірні і ін. Л. тягнуться на відстань від сотні метрів до 5600´2900 км. і мають товщину від 10—20 м-коду до декількох км. (виміряна товщина антарктичного льодовикового покриву досягає 4,3 км. ) . найкрупніший гірський Л. — льодовик Берінга на Алясці має довжину 170 км., а в СРСР — льодовик Федченко на Памірі — 77 км. Загальна площа сучасного Л. близько 16,1 млн. км ² (11% площ суші), загальний об'єм — порядка 30 млн. км ³ . Відповідно 89,6% і 98% доводиться на материкові льодовикові покриви, 9,1% і близько 2% — на шельфові Л., 1,3% і близько 0,1% — на гірські Л Л. Площадь. у СРСР складає 71665 км ² , у тому числі:

  Акумулюючи величезну кількість чистої прісної води, Л. роблять істотний вплив на багато сторін господарської діяльності людини. Особливо велика роль Л. у посушливих областях, наприклад в Середній Азії, де значна доля живлення річок належить льодовиковим водам. Щоб науково підійти до проблеми раціонального використання і заповнення водних ресурсів) увязнених в Л., необхідно знати умови накопичення і витрати речовини Л., характер і режим поверхневих і внутрішніх процесів.

  Режим поверхневих процесів. Розподіл приходу і витрати льоду па поверхні Л. міняється у временя залежно від стану атмосфери і представляє функцію альбедо, висоти, нахилу, кривизни даного ділянки поверхні Л. і його орієнтації відносно сонця і вітру. Розрахунок швидкості живлення і абляції, за даними про стан атмосфери і поверхні, складає завдання гляциометеорологиі, загальну для всіх видів снігово-крижаного покриву.

  Перетворення снігу на фірн і лід в області живлення відбувається шляхом осідання шарів, що під тиском накопичуються зверху, з рекристалізацією і шляхом часткового танення і замерзання води, що просочується в пори. У залежності від долі участі цих процесів на поверхні Л. виділяють зони льдообразованія, поширення яких обумовлене співвідношенням кількості атмосферних опадів і літнього танення (см. рис .). Усередині материкових покривів і високо в горах, де танення немає, розташована рекристалізація, або снігова, зона; фірн перетворюється на лід на великій глибині, і температура фірна на глибині загасання річних температурних коливань рівна середньою річною температурі повітря (на світовому полюсі холоду в центрі Антарктиди глибина залягання льоду більше 100 м-код, середня температура —61°С і абсолютний мінімум порядку —90°С). Нижче знаходиться холодна інфільтраційна, або фірновая, зона, де вся тала вода замерзає в порах фірна, не перетворюючи його на лід і не прогріваючи всю товщу до точки танення. Ще нижче має місце диференціація зон льдообразованія: у сухих холодних районах поширена зона крижаного живлення, де сніговий покрив, просочуючись водою, щорік перетворюється на шар льоду (накладений лід), і температура підстилаючого льоду залишається негативною, а в порівняно теплих і вологих районах нижня частина області живлення належить до теплої інфільтраційної, або фірнової, зоні, в якій тала вода просочується крізь фірновую товщу, прогріваючи її до температури танення, і стікає з льодовика по тріщинах, усередині і підльодовиковим каналам. Завдяки різному механізму проникнення теплої і холодною хвиль тепла фірновая зона поширюється в райони з середньою температурою повітря до —8°С; де нижче, в області абляції, температура льоду негативна. Під фірнової товщею щільність льоду міняється за рахунок стискування повітряних включень нехтує мало, різко зростаючи лише в донному шарі від домішки морени.

  Режим внутрішніх процесів. Під дією сили тяжіння в Л. виникає поле напруги зухвалого деформацію льоду. Під повільно змінним навантаженням полікристалічний лід деформується як макроскопічно ізотропна нелінійно-в'язка рідина з гіперболічною залежністю сталої швидкості повзучості від девіатора напруги (різниці між напругою і тиском) і експоненціальною залежністю від абсолютної температури (Т). Течія супроводиться рекристалізацією, після якої швидкість на порядок зростає. Під досить високою напругою в верх. шарі виникають тріщини розтягування, а в глибині — ськоли. При температурі, близькій до температури танення, рух по плоскості надвігов супроводиться таненням і повторним замерзанням з утворенням стрічкової текстури. У тих же умовах лід ковзає по дну в результаті танення під підвищеним тиском перед виступами дна і замерзання видавлюваної води за ними, а також унаслідок прискореного обтікання льодом виступів дна завдяки концентрації напрузі. При цьому відбувається виорювання дна утримуваними льодом уламками гірських порід (див. Екзарація ) .

  Взаємозв'язані поля напруги, швидкості і температури Л. описуються системою з 18 диференціальних рівнянь з приватними похідними, яка включає: рівняння, що виражають закони збереження маси (рівняння нерозривності), збереження енергії (рівняння теплопровідності — теплопереноса — тепловиділення при деформації) і збереження кількості руху (зважаючи на малу швидкість що зводяться до рівнянь рівноваги сил); рівняння зв'язку між швидкістю течії, напругою і температурою (реології); рівняння спільності компонент тензора швидкості деформації, що виражають умови інтегрованості вихрового поля швидкості льоду. Поля напруги, швидкості і температури Л. визначаються краєвими умовами на їх зовнішніх поверхнях. Верхня і підводна поверхні знаходяться під гідростатичним тиском (атмосфери або води) і вільні від дотичної напруги, а нижня поверхня наземних льодовиків випробовує, крім того, дотичну напругу, обумовлену тертям об дно. Температура верхнього шару на рівні загасання річних коливань залежить від середньої температури повітря і зони льдообразованія. Підводна поверхня має температуру танення, а температура на дні обумовлена співвідношенням припливу геотермічного тепла і його відтоку всередину льодовика, тобто температурним градієнтом, а також рухом льоду. Якщо приплив тепла перевищує відтік, то на дні відбувається танення і ковзання льоду під дією дотичної напруги, причому теплота донного тертя також витрачається на танення.

  В разі однорідного ізотермічного (що тане) льоду поля напруги і швидкості описуються системою еліптичних рівнянь, а зміни їх в часі викликаються лише змінами краєвих умов. Аналітичне рішення отримане лише для плоскої течії у в'язкому (ньютонівському) наближенні, що приводить до бігармонічних рівнянь для компонент девіатора напруги і швидкості деформації. Для тривимірних льодовиків, тонких в порівнянні з горизонтальними розмірами і без крупних нерівностей дна, задовільне наближене рішення виходить при зневазі нормальними компонентамі напруги які в таких умовах на 1—2 порядки менше дотичних.

  Спостереження і розрахунки дають поля швидкості Л. з особливими крапками (максимумами і мінімумами) і лініями (стрижнями і ледоразделамі) на зовнішній поверхні, які тісно пов'язані з морфологією, оскільки швидкість на верхній поверхні пропорційна її нахилу і товщині льоду не менше чим в 3—5-ій мірі. З глибиною швидкість відповідно зменшується, причому, чим ближче до дна, тим швидше. Т. о., в Л. відбувається як би ковзання один по одному тонких шарів льоду, приблизно паралельних дну, таких, що розтягуються в подовжньому напрямі і утоньшающихся в області живлення і що одночасно стискуються в подовжньому напрямі і товщають в області абляції. Ця деформація супроводиться поперечним стискуванням або розтягуванням від змін ширини в гірських Л. і розтягуванням при радіальному розтіканні льодовикових покривів. Лінії струму входять всередину Л. у області живлення, виходять з Л. в області абляції і паралельні поверхні на кордоні живлення.

  В холодних Л. на дні швидкість дорівнює нулю, а основна деформація зрушення має місце у відносно теплішому придонному шарі, де виділяється теплота деформації, тоді як жорсткий верхній лід рухається, майже не деформуючись. Значний вплив на температурне поле надає перенесення холоду льодом, Л, що опускається всередину. в області живлення і рухомим в тепліші нижні частини Л., унаслідок чого там температура спочатку знижується з глибиною, а потім підвищується в придонних шарах від внутрішнього тепловиділення і геотермічного тепла. У ізотермічних Л. вся теплота деформації витрачається на внутрішнє танення льоду. Чим вище напруга зрушення, тим більше швидкість ковзання по дну, так що тонкі шари льоду, що ковзають один по одному, в ізотермічних Л. не паралельні дну, а як би зрізані ним. Частина ліній струму кінчається на дні і усередині Л., де відбувається донне і внутрішнє танення.

  В стаціонарному стані лінії струму збігаються з траєкторіями часток льоду, що дає можливість обчислити відповідне цьому стану поле віку льоду (положення ізохронних поверхонь і річних шарів льоду). У плані лінії струму відхиляються від ліній нахилу поверхні (у гірських Л. до 45°) в напрямі, протилежному до стрижня під дією того, що обертає моменту, що створюється гальмуванням з боку повільніше за рухомі бічні маси льоду. Максимальна швидкість в гірських Л. зазвичай складає від декількох м-код/рік в малих Л. до декількох сотень м-коду у великих; 1,9 км./рік в шельфових і до 7,3—13,8 км./рік в деяких вивідних Л. західного краю гренландського льодовикового покриву.

  Коливання. В стаціонарному стані Л. положення його поверхні не міняється, оскільки сума швидкостей руху поверхні по нормалі до неї самої за рахунок живлення або абляції і за рахунок руху льоду дорівнює нулю. Проте ця умова ніколи не витримується перш за все із-за чергувань погоди і сезонів року, так що в кращому разі можливо лише квазістаціонарний стан з поверненням до вихідного положення після річного циклу змін. У нестаціонарному стані Л. зовнішній кордон живлення не збігається з кінематичним кордоном, на якому вектор швидкості паралельний поверхні, і нормальна до поверхні компонента швидкості дорівнює нулю. Положення кінематичного кордону живлення значно стійкіше, ніж зовнішньою, вона переміщається повільно, тому є одночасно структурним кордоном між областю паралельного поверхні залягання річних шарів вгорі і областю оголення внутрішніх структур і морен внизу. В процесі коливань Л. відбуваються зміни величини швидкості, а також повільні зміни конфігурації поля швидкості — напрями ліній струму і положення особливих крапок і ліній.

  Природа коливань Л. визначається наступними їх фізичними особливостями: неавтономністю, діссипатівностью і аперіодичністю (відсутністю поновлюючих сил і опором обурюючим силам лише з боку квазів'язкої дисипації), активністю (наявністю внутрішніх джерел гравітаційної енергії) нелінійністю кінематичних зв'язків і граничних умов, неоднорідністю в часі із-за нестаціонарної зв'язків. Подібні фізичні системи можуть піддаватися коливанням двох типів: вимушеним коливанням і релаксаційним автоколиванням. Перші є перетвореннями коливань зовнішнього навантаження, тобто швидкості живлення або абляції, що викликаються випадковими і гармонійними (обумовленими астрономічними причинами) коливаннями станів атмосфери, а другі є процесами періодичної релаксації, що викликаються нестаціонарною зв'язків — змінами сили тертя об дно і дробленням льоду. Вимушеним коливанням постійно піддаються всі Л., тоді як самозбудження коливань властиве лише деяким Л., як активним нелінійним системам. При вимушених коливаннях позитивне або негативне прискорення отримує потік маси між Л. і зовнішнім середовищем, а між частотами і фазами коливань зовнішнього потоку і швидкості льоду є зв'язок. При автоколиваннях відбувається незалежне від зовнішніх впливів прискорення руху льоду, а між частотами і фазами коливань зовнішніх і внутрішніх потоків маси зв'язок відсутній. Характеристики руху при цьому переривчасті в часі із-за періодичного розриву частини зв'язків і подальшого повільного їх відновлення з циклічністю від 10 до 100 років, До такого типа належать кінематичні хвилі, які можуть викликати швидкі настання кінців Л. до 10—20 км. з швидкістю до сотень метрів в добу.

  Подібні настання відомі в Альпах, на Кавказі, Тянь-шані, Памірі, в Каракорумі, на Камчатці, Шпіцбергені, в Ісландії, Північній і Південній Америці, Новій Зеландії і ін. районах земної кулі. На території СРСР встановлено більше 70 випадків швидких настань Л. У 1963 в результаті катастрофічного настання Л. Медвежьего у верхів'ї р. Ванч на Памірі він просунувся вниз по долині на 1,6 км. Настання супроводилося утворенням подпрудного озера і руйнуванням селища геологів. Переміщення цього ж Л. сталася в 1973; завдяки прийнятим заходам катастрофічних наслідків удалося уникнути. У 1969 льодовик Кілочка в Північній Осетії, що має довжину 3 км., спустився на 4,6 км., перекривши бурові свердловини для витягання мінеральних вод (попередні катастрофічні настання Л. Колка в 1835 і 1902 були близькі до крижаних обвалів).

  При вимушених коливаннях Л. локальна реакція напруги і швидкості на зміни зовнішнього навантаження миттєва і стійка, тобто направлена у бік відновлення рівноваги. Але цей процес вимагає для свого завершення більш менш довгого часу, в материкових льодовикових покривів, мабуть, порядка тисячі років. Вимушені коливання Л. мають складний частотний спектр, частина якого відповідає періодам значно коротше за час перехідних процесів. Тому вимушені коливання Л. весь час йдуть в несталому перехідному режимі, асихронно: одночасно частина Л. відступає, інша частина настає, а третя знаходиться в квазістаціонарному стані. Лише протягом достатній довгого часу виділяються періоди переважання настань або відступань.

  В 20 ст до кінця 40-х рр. переважало скорочення Л., яке потім місцями змінилося настанням. У геологічному минулому найбільш крупні коливання Л. приводили до чергувань льодовикових і міжльодовикових епох, льодовикових і безледних періодів, причому велику роль грали і зворотні зв'язки — вплив снігово-крижаного покриву на клімат. Див. Антропогеновая система (період) .

  Літ.: Шумський П. А., Основи структурного ледоведенія, М., 1955; Калесник С. Ст, Загальна гляциология, Л., 1939; його ж, Нариси гляциологиі, М., 1963; Котляков Ст М., Сніговий покрив Землі і льодовики. Л., 1968; Шумський П. А., Динамічна гляциология, М., 1969; Патерсон В. С. Би., Фізика льодовиків, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1972; Budd W. F. and Radok U., Glaciers and other large ice masses, «Reports on progress in physics», 1971, v. 34 № 1.

  П. А. Шумський.

Бар'єр Роса (Антарктида).

Сітчасте заледеніння. Північний острів Нової Землі.

Льодовик Безіменний. Долинний тип заледеніння (хребет Акшийрак, Тянь-шань).

льодовик Каровий у верхів'ях р. Баксан. Внизу — кінець долинного льодовика (Кавказ).

Зони льдообразованія і будова поверхневого шару стаціонарного льодовика (у сухих холодних районах). Зони льдообразованія: I — рекристалізація; II — холодна інфільтраційна; Iiiл — крижаного живлення; Iiiф — тепла інфільтраційна; IV — зона абляції. Кордони: а — живлення, би — фірновая, в — ізотерми 0° на глибині загасання річних температурних коливань. Будова поверхневого шару: А — сніг, рекристалізації фірн і лід; У — інфільтраційний фірн і лід; C1 — накладений лід; С2 — глибинний лід. Кордони шарів (Товщина шарів на схемі дана приблизно; масштаб по вертикалі в зонах I — IV різний): 1, 2, 3в — трьох останніх років накопичення (пунктиром — танення) в кінці літа. 3а — найбільша висота поверхні снігу останнього роки, 3б — найбільша висота поверхні накладеного льоду останнього року. Т — температура.

Льодовик Федченко. Долинний тип заледеніння (Памір).

Льодовик Де-Гєєра (Гренландія).

Зони льдообразованія і будова поверхневого шару стаціонарного льодовика (у порівняно теплих вологих районах). Зони льдообразованія: I — рекристалізація; II — холодна інфільтраційна; Iiiл — крижаного живлення; Iiiф — тепла інфільтраційна; IV — зона абляції. Кордони: а — живлення, би — фірновая, в — ізотерми 0° на глибині загасання річних температурних коливань. Будова поверхневого шару: А — сніг, рекристалізації фірн і лід; У — інфільтраційний фірн і лід; C1- накладений лід; С2 — глибинний лід. Кордони шарів (Товщина шарів на схемі дана приблизно; масштаб по вертикалі в зонах I — IV різний): 1, 2, 3в — трьох останніх років накопичення (пунктиром — танення) в кінці літа. 3а — найбільша висота поверхні снігу останнього року, 3б — найбільша висота поверхні накладеного льоду останнього року. Т — температура.

Заледеніння гірського масиву Ельбрус. Загальна область живлення з короткими льодовиками, що радіально розходяться (Кавказ).