Страница: 5/12
Скорость движения льда в леднике изменяется по продольному и поперечному профилям, изменяется она и с глубиной. В идеальном леднике скорость движения от нуля в его истоках к границе питания увеличивается до максимума, а к концу ледника снова сходит на нет. В реальных ледниках картина много сложнее. Там, где уклон поверхности ледника увеличивается, увеличивается и скорость движения льда; там, где канал стока расширяется, скорость движения льда уменьшается, а там, где он сужается, скорость увеличивается. Линия максимальных скоростей движения льда обычно проходит посередине ледника, а на поворотах смещается к внешней стороне излучины. Поперек ледника от осевой линии к краям поверхностные скорости движения льда постепенно уменьшаются, что связано с трением ледника о ложе и борта долины. Эпюра скоростей может быть то более, то менее крутой, но ее общая форма при глыбовом скольжении близка к трапеции, а при вязкопластическом течении — к параболе. По вертикали от поверхности до ложа скорости движения льда изменяются в зависимости от соотношения типов движения: при движении вязкопластического типа, обусловленном деформациями ледяной толщи, скорость изменяется от максимума на поверхности до нуля на ложе. При глыбовом скольжении поверхностная и придонная скорости практически одинаковы.
Скорости движения льда в ледниках изменяются также во времени. Летом скорости движения льда выше, чем зимой, днем выше, чем ночью. Это связано главным образом с тем, что в теплое время года и суток в леднике и особенно у его ложа скапливается вода, играющая роль смазки. Эта разница может достигать 25% и более. Изменяются скорости движения ледников и от года к году. Так, скорость движения льда на одном и том же поперечном профиле ледника Фер-нагтфернер в Эцтальских Альпах в 1889 г. была 17 м, в 1899 г. — 250 м, в 1901 г. — 50 м в год. Есть много и других примеров. В общем виде можно сказать, что при увеличении массы ледника и особенно его толщины скорости движения льда увеличиваются. Увеличивается скорость движения ледника или его части при переходе от вязкопластического течения к глыбовому скольжению (подвижки ледников). Скорости движения ледников могут резко возрастать при слиянии разобщенных ранее ледниковых потоков и резко падать, когда от главного ствола ледника отчленяются его притоки. Первое происходит, когда условия оледенения улучшаются, второе — когда оледенение деградирует.
Рассмотрение теорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этой книги не входит. Желающие могут ознакомиться с ними по монографиям П. А. Шумского «Динамическая гляциология» [1969] и У. С. Б. Патерсона «Физика ледников» [1984].
ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА
Районированием ледников и снежно-ледниковых образований занимались многие исследователи (X. Альман, Г. А. Ав-сюк, И. В. Бут, А. Н. Кренке, В. М. Котляков, Г. К. Тушинский, Л. Ллибу-три). X. Альман впервые разделил ледники на умеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою очередь — на высокополярные и субполярные. Ледники разных типов характеризовали их широтное положение. Более подробно районирование ледников по их температурному режиму было выполнено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников. Каждый из них характерен для определенного географического региона: сухой полярный, где таяние отсутствует (ледники Антарктиды, Гренландии и горные ледники на высотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущих ледников); влажный холодный (верхние части ледников на арктических островах и в Патагонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки, Новой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, Центральной Азии, Сибири, Канадского Арктического архипелага) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по климатическим условиям существования ледников выделил 8 типов и перечислил районы их распространения. В процессе дальнейших исследований
выяснилось, что в одном географическом районе могут встречаться ледники разных типов и, кроме того, существование ледников и особенности их режима в огромной степени зависят от циркуляции атмосферы — от положения того или иного горного района относительно путей движения циклонов, приносящих атмосферные осадки, а эти пути в свою очередь определяются барическим полем атмосферы Земли.
Первая работа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и современным распределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту [1963]. Он разделил все ледниковые области по источникам питания осадками на три группы: тихоокеанскую, атлантическую и индийскую. К тихоокеанской группе он отнес североамериканскую и камчатскую области оледенения; к атлантической группе — Исландию, острова Арктики (Шпицберген, Землю Франца-Иосифа, Новую Землю, Северную Землю), Скандинавию, Альпы, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай; к индийской группе — южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания и средним многолетним характеристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке [1963] выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, различающиеся режимом оледенения и направленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено, что основные районы оледенения Земли находятся в пределах зон частой повторяемости циклонов, а источниками влаги служит тот или иной океан. В. М. Котляков [1969] произвел ледниковое районирование земного шара, исходя из двух основных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и макрорельефа земной поверхности.
Реферат опубликован: 28/06/2006