Ледники

Определение "Ледники" в Большой Советской Энциклопедии

Барьер Росса (Антарктида)

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 Ледники). Размеры, форма и строение Ледники обусловлены формой вмещающего ложа, соотношением между приходом и расходом льда через внешнюю поверхность и его медленным движением под действием силы тяжести.

Зоны льдообразования и строение поверхностного слоя стационарного ледника (в сухих холодных районах)

Распространение, размеры и морфология. В пределах тропических и умеренных широт Ледники существуют в высоких горах, а в достаточно влажных полярных областях - также на низменностях и мелководных морях (см. Ледник шельфовый). Морфологически Ледники делятся на три типа: наземные ледниковые покровы, шельфовые Ледники и горные Ледники В наземных покровах лёд растекается от ледоразделов к периферии независимо от рельефа дна; в шельфовых Ледники - от берега к морю, в виде плавучих или частично опирающихся на дно плит; в горных Ледники лёд стекает вниз по долинам или склонам. Форма горных Ледники разнообразна и зависит от подстилающего рельефа. Среди горных Ледники 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. Ледники 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 Ледники - ледник Беринга на Аляске имеет длину 170 км, а в СССР - ледник Федченко на Памире - 77 км. Общая площадь современного Ледники 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 Ледники, 1,3% и около 0,1% - на горные Ледники Площадь Ледники в СССР составляет 71665 км², в том числе:

Район	км2	Район	км2
Земля Франца-Иосифа о. Виктория Новая Земля о. Ушакова Северная Земля о-ва Де-Лонга Урал Таймыр Зоны льдообразования и строение поверхностного слоя стационарного ледника (в тёплых влажных районах) Хребты Верхоянский, Черского и Колымское нагорье	13735 11 22423 325 12472 79 29 40 Каровый ледник 223	Корякское нагорье Камчатка Хребет Кодар (Становое нагорье) Восточный Саян Алтай Джунгарский Алатау Тянь-Шань Памир Большой Кавказ Ледник Безымянный Малый Кавказ	205 866 19 30 св. 800 1120 8622 8400 1430 3

Ледник Де-Геера (Гренландия)

  Аккумулируя громадное количество чистой пресной воды, Ледники оказывают существенное влияние на многие стороны хозяйственной деятельности человека. Особенно велика роль Ледники 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 Ледники, необходимо знать условия накопления и расхода вещества Ледники, характер и режим поверхностных и внутренних процессов.

Ледник Федченко

Режим поверхностных процессов. Распределение прихода и расхода льда па поверхности Ледники меняется во временя в зависимости от состояния атмосферы и представляет функцию альбедо, высоты, наклона, кривизны данного участка поверхности Ледники 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.

Оледенение горного массива Эльбрус

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 Ледники 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.

Сетчатое оледенение

Режим внутренних процессов. Под действием силы тяжести в Ледники 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 девиатора напряжения (разности между напряжением и давлением) и экспоненциальной зависимостью от абсолютной температуры (Т). Течение сопровождается рекристаллизацией, после которой скорость на порядок возрастает. Под достаточно высоким напряжением в верх. слое возникают трещины растяжения, а в глубине - сколы. При температуре, близкой к температуре 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 напряжении. При этом происходит выпахивание дна удерживаемыми льдом обломками горных пород (см. Экзарация).

  Взаимосвязанные поля напряжения, скорости и температуры Ледники описываются системой из 18 дифференциальных уравнений с частными производными, которая включает: уравнения, выражающие законы сохранения массы (уравнение неразрывности), сохранения энергии (уравнение теплопроводности - теплопереноса - тепловыделения при деформировании) и сохранения количества движения (ввиду малой скорости сводящиеся к уравнениям равновесия сил); уравнения связи между скоростью течения, напряжением и температурой (реологические); уравнения совместности компонент тензора скорости деформации, выражающие условия интегрируемости вихревого поля скорости льда. Поля напряжения, скорости и температуры Ледники определяются краевыми условиями на их внешних поверхностях. Верхняя и подводная поверхности находятся под гидростатическим давлением (атмосферы или воды) и свободны от касательных напряжений, а нижняя поверхность наземных ледников испытывает, кроме того, касательные напряжения, обусловленные трением о дно. Температура верхнего слоя на уровне затухания годовых колебаний зависит от средней температуры воздуха и зоны льдообразования. Подводная поверхность имеет температуру таяния, а температура на дне обусловлена соотношением притока геотермического тепла и его оттока внутрь ледника, т. е. температурным 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 уравнений, а изменения их во времени вызываются только изменениями краевых условий. Аналитическое решение получено лишь для плоского течения в вязком (ньютоновском) приближении, приводящем к бигармоническим уравнениям 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, которые в таких условиях на 1-2 порядка меньше касательных.

Наблюдения и расчёты дают поля скорости Ледники с особыми точками (максимумами и минимумами) и линиями (стрежнями и ледоразделами) на внешней поверхности, которые 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 Ледники происходит как бы скольжение друг по другу тонких слоев льда, приблизительно параллельных дну, растягивающихся в продольном направлении и утоньшающихся 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 Ледники и растяжением при радиальном растекании ледниковых покровов. Линии тока входят внутрь Ледники в области питания, выходят из Ледники в области абляции и параллельны поверхности на границе питания.

В холодных Ледники 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 Ледники в области питания и движущимся в более тёплые нижние части Ледники, вследствие чего там температура сначала понижается с глубиной, а затем повышается в придонных слоях от внутреннего тепловыделения и геотермического тепла. В изотермических Ледники вся теплота деформирования затрачивается на внутреннее таяние льда. Чем выше напряжение сдвига, тем больше скорость скольжения по дну, так что скользящие друг по другу тонкие слои льда в изотермических Ледники не параллельны дну, а как бы срезаны им. Часть линий тока кончается на дне и внутри Ледники, где происходит донное и внутреннее 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 Ледники до 45°) в направлении, противоположном стрежню под действием вращающего момента, создаваемого торможением со стороны медленнее движущихся боковых масс льда. Максимальная скорость у горных Ледники обычно составляет от нескольких м/год у малых Ледники до нескольких сотен м у крупных; 1,9 км/год у шельфовых и до 7,3-13,8 км/год у некоторых выводных Ледники западного края гренландского ледникового покрова.

Колебания. В стационарном состоянии Ледники 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 Ледники внешняя граница питания не совпадает с кинематической границей, на которой вектор скорости параллелен поверхности, и нормальная к поверхности компонента скорости равна нулю. Положение кинематической 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 внутренних структур и морен внизу. В процессе колебаний Ледники происходят изменения величины скорости, а также медленные изменения конфигурации поля скорости - направления линий тока и положения особых точек и линий.

Природа колебаний Ледники определяется следующими их физическими особенностями: неавтономностью, диссипативностью и апериодичностью (отсутствием восстанавливающих сил и сопротивлением возмущающим силам только со стороны квазивязкой диссипации), активностью (наличием внутренних 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 внешней 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 Ледники, тогда как самовозбуждение колебаний свойственно лишь некоторым Ледники, как активным нелинейным системам. При вынужденных колебаниях положительное или отрицательное ускорение получает поток массы между Ледники и внешней средой, а между частотами и фазами колебаний внешнего потока и скорости льда имеется связь. При автоколебаниях происходит независимое от внешних влияний ускорение движения льда, а между частотами и фазами колебаний внешних и внутренних 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 кинематические волны, которые могут вызывать быстрые наступания концов Ледники 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 территории СССР установлено более 70 случаев быстрых наступаний Ледники В 1963 в результате катастрофического наступания Ледники Медвежьего в верховье р. Ванч на Памире он продвинулся вниз по долине на 1,6 км. Наступание сопровождалось образованием подпрудного озера и разрушением посёлка геологов. Подвижка этого же Ледники произошла в 1973; благодаря принятым мерам катастрофических 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 катастрофические наступания Ледники Колка в 1835 и 1902 были близки к ледяным обвалам).

При вынужденных колебаниях Ледники локальная реакция напряжения и скорости на изменения внешней 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 Ледники имеют сложный частотный спектр, часть которого соответствует периодам значительно короче времени переходных процессов. Поэтому вынужденные колебания Ледники всё время идут в неустановившемся переходном режиме, асинхронно: одновременно часть Ледники 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 конца 40-х гг. преобладало сокращение Ледники, которое затем местами сменилось наступанием. В геологическом прошлом наиболее крупные колебания Ледники приводили к чередованиям ледниковых и межледниковых эпох, ледниковых и безлёдных периодов, причём большую роль играли и обратные связи - влияние снежно-ледяного покрова на климат. См. Антропогеновая система (период).
 

  Лит.: Шумский П. А., Основы структурного ледоведения, М., 1955; Калесник С. В., Общая гляциология, Ледники, 1939; его же, Очерки гляциологии, М., 1963; Котляков В. М., Снежный покров Земли и ледники. Ледники, 1968; Шумский П. А., Динамическая гляциология, М., 1969; Патерсон У. С. Б., Физика ледников, пер. с англ., 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. Шумский.

Барьер Росса (Антарктида).


Сетчатое оледенение. Северный остров Новой Земли.


Ледник Безымянный. Долинный тип оледенения (хребет Акшийрак, Тянь-Шань).


Каровый ледник в верховьях р. Баксан. Внизу - конец долинного ледника (Кавказ).

I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C₁ - наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. " href="/a_pictures/09/16/231086468.jpg">C₁ - наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. "http://iodine.atomistry.com/">I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C₁ - наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. " src="a_pictures/09/16/th_231086468.jpg">
Зоны льдообразования и строение поверхностного слоя стационарного ледника (в сухих холодных районах). Зоны льдообразования: I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C₁ - наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура.


Ледник Федченко. Долинный тип оледенения (Памир).


Ледник Де-Геера (Гренландия).

I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C^1- наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. " href="/a_pictures/09/16/250811485.jpg">C^1- наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. "http://iodine.atomistry.com/">I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C^1- наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура. " src="a_pictures/09/16/th_250811485.jpg">
Зоны льдообразования и строение поверхностного слоя стационарного ледника (в сравнительно тёплых влажных районах). Зоны льдообразования: I - рекристаллизационная; II - холодная инфильтрационная; IIIл - 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; C^1- наложенный лёд; С2 - глубинный лёд. Границы слоев (Толщина слоев на схеме дана приближённо; масштаб по вертикали в зонах I - IV различен): 1, 2, 3в - трёх последних лет накопления (пунктиром - стаивания) в конце лета. 3а - наибольшая высота поверхности снега последнего года, 3б - наибольшая высота поверхности наложенного льда последнего года. Т - температура.