Что (кто) такое ЛЕДНИКИ - определение

скопления льда, которые медленно движутся по земной поверхности. В некоторых случаях движение льда прекращается, и образуется мертвый лед. Многие ледники продвигаются на некоторое расстояние в океаны или крупные озера, а затем образуют фронт отёла, где происходит откол айсбергов. Выделяют четыре основных типа ледников: материковые ледниковые покровы, ледниковые шапки, долинные ледники (альпийские) и предгорные ледники (ледники подножий).

Наиболее известны покровные ледники, которые могут целиком перекрывать плато и горные хребты. Крупнейшим является Антарктический ледниковый покров площадью более 13 млн. км2, занимающий почти весь материк. Другой покровный ледник находится в Гренландии, где он перекрывает даже горы и плато. Общая площадь этого острова 2,23 млн. км2, из них ок. 1,68 млн. км2 покрыто льдом. В этой оценке учтена площадь не только самого ледникового покрова, но и многочисленных выводных ледников.

Термин "ледниковая шапка" иногда употребляется для обозначения небольшого покровного ледника, но правильнее так называть относительно небольшую массу льда, покрывающую высокое плато или горный хребет, от которой в разных направлениях отходят долинные ледники. Наглядным примером ледниковой шапки является т.н. Колумбийское фирновое плато, расположенное в Канаде на границе провинций Альберта и Британская Колумбия (52?30. с.ш.). Его площадь превышает 466 км2, и от него к востоку, югу и западу отходят крупные долинные ледники. Один из них - ледник Атабаска - легкодоступен, так как его нижний конец удален всего на 15 км от автомагистрали Банф - Джаспер, и летом туристы могут кататься на вездеходе по всему леднику. Ледниковые шапки встречаются на Аляске севернее горы Св. Ильи и восточнее Рассел-фьорда.

Долинные, или альпийские, ледники начинаются от покровных ледников, ледниковых шапок и фирновых полей. Подавляющее большинство современных долинных ледников берет начало в фирновых бассейнах и занимает троговые долины, в формировании которых могла принимать участие и доледниковая эрозия. В определенных климатических условиях долинные ледники широко распространены во многих горных районах земного шара: в Андах, Альпах, на Аляске, в Скалистых и Скандинавских горах, Гималаях и других горах Центральной Азии, в Новой Зеландии. Даже в Африке - в Уганде и Танзании - имеется ряд таких ледников. У многих долинных ледников есть ледники-притоки. Так, у ледника Барнард на Аляске их по крайней мере восемь.

Другие разновидности горных ледников - каровые и висячие - в большинстве случаев представляют собой реликты более обширного оледенения. Они встречаются главным образом в верховьях трогов, но иногда расположены прямо на склонах гор и не связаны с нижележащими долинами, причем размеры многих чуть больше питающих их снежников. Такие ледники распространены в Калифорнии, Каскадных горах (шт. Вашингтон), а в национальном парке Глейшер (шт. Монтана) их около полусотни. Все 15 ледников шт. Колорадо относятся к каровым или висячим, а наиболее крупный из них каровый ледник Арапахо в округе Боулдер целиком занимает выработанный им кар. Протяженность ледника всего 1,2 км (а некогда он имел длину ок. 8 км), примерно такая же ширина, а максимальная мощность оценивается в 90 м.

Предгорные ледники располагаются у подножий крутых горных склонов в широких долинах или на равнинах. Такой ледник может образоваться из-за распластывания долинного ледника (пример - ледник Колумбия на Аляске), но чаще - в результате слияния у подножья горы двух или нескольких спускающихся по долинам ледников. Гранд-Плато и Маласпина на Аляске - классические примеры ледников такого типа. Предгорные ледники встречаются и на северо-восточном побережье Гренландии.

Характеристики современных ледников. Ледники очень сильно различаются по размерам и форме. Считается, что ледниковый покров занимает ок. 75% площади Гренландии и почти всю Антарктиду. Площадь ледниковых шапок колеблется от нескольких до многих тысяч квадратных километров (например, площадь ледниковой шапки Пенни на Баффиновой Земле в Канаде достигает 60 тыс. км2). Самый крупный долинный ледник в Северной Америке - западная ветвь ледника Хаббард на Аляске длиной 116 км, тогда как сотни висячих и каровых ледников имеют протяженность менее 1,5 км. Площади ледников подножий колеблются от 1-2 км2 до 4,4 тыс. км2 (ледник Маласпина, спускающийся в залив Якутат на Аляске). Считают, что ледники покрывают 10% всей площади суши Земли, но, вероятно, эта цифра слишком занижена.

Самая большая мощность ледников - 4330 м - установлена близ станции Бэрд (Антарктида). В центральной Гренландии толщина льда достигает 3200 м. Судя по сопряженному рельефу, можно предположить, что толщина некоторых ледниковых шапок и долинных ледников намного более 300 м, а у других измеряется всего десятками метров.

Скорость движения ледников обычно очень мала - примерно несколько метров в год, но и здесь также имеются значительные колебания. После ряда лет с обильными снегопадами в 1937 конец ледника Блэк-Рапидс на Аляске в течение 150 дней двигался со скоростью 32 м в сутки. Однако столь быстрое движение не характерно для ледников. Напротив, ледник Таку на Аляске на протяжении 52 лет продвигался со средней скоростью 106 м/год. Многие небольшие каровые и висячие ледники движутся еще медленнее (например, упоминавшийся выше ледник Арапахо ежегодно продвигается лишь на 6,3 м).

Лед в теле долинного ледника движется неравномерно - быстрее всего на поверхности и в осевой части и гораздо медленнее по бокам и у ложа, по-видимому, из-за увеличения трения и большой насыщенности обломочным материалом в придонных и прибортовых частях ледника.

Все крупные ледники испещрены многочисленными трещинами, в том числе открытыми. Их размеры зависят от параметров самого ледника. Встречаются трещины глубиной до 60 м и длиной в десятки метров. Они могут быть как продольными, т.е. параллельными направлению движения, так и поперечными, идущими вкрест этому направлению. Поперечные трещины гораздо более многочисленны. Реже встречаются радиальные трещины, обнаруженные в распластывающихся предгорных ледниках, и краевые трещины, приуроченные к концам долинных ледников. Продольные, радиальные и краевые трещины, по-видимому, образовались вследствие напряжений, возникающих в результате трения или растекания льда. Поперечные трещины - вероятно, результат движения льда по неровному ложу. Особый тип трещин - бергшрунд - типичен для каров, приуроченных к верховьям долинных ледников. Это крупные трещины, возникающие при выходе ледника из фирнового бассейна.

Если ледники спускаются в крупные озера или моря, по трещинам происходит отёл айсбергов. Трещины также способствуют таянию и испарению ледникового льда и играют важную роль в формировании камов, котловин и других форм рельефа в краевых зонах крупных ледников.

Лед покровных ледников и ледниковых шапок обычно чистый, крупнокристаллический, голубого цвета. Это справедливо также для крупных долинных ледников, за исключением их концов, обычно содержащих слои, насыщенные обломками пород и чередующиеся с пластами чистого льда. Такая стратификация связана с тем, что зимой, поверх накопившихся летом пыли и обломков, свалившихся на лед с бортов долины, ложится снег.

На бортах многих долинных ледников встречаются боковые морены - вытянутые гряды неправильной формы, сложенные песком, гравием и валунами. Под воздействием эрозионных процессов и склонового смыва летом и лавин зимой на ледник с крутых бортов долины поступает большое количество разного обломочного материала, и из этих камней и мелкозема формируется морена. На крупных долинных ледниках, принимающих ледники-притоки, образуется срединная морена, движущаяся близ осевой части ледника. Эти вытянутые узкие гряды, сложенные обломочным материалом, раньше были боковыми моренами ледников-притоков. На леднике Коронейшн на Баффиновой Земле имеется не менее семи срединных морен.

Зимой поверхность ледников относительно ровная, так как снег нивелирует все неровности, но летом они существенно разнообразят рельеф. Кроме описанных выше трещин и морен, долинные ледники часто бывают глубоко расчленены потоками талых ледниковых вод. Сильные ветры, несущие ледяные кристаллы, разрушают и бороздят поверхность ледяных шапок и покровных ледников. Если крупные валуны защищают нижележащий лед от таяния, в то время как вокруг лед уже растаял, образуются ледяные грибы (или пьедесталы). Такие формы, увенчанные крупными глыбами и камнями, иногда достигают в высоту нескольких метров.

Предгорные ледники отличаются неровным и своеобразным характером поверхности. Их притоки могут откладывать беспорядочную смесь из боковых, срединных и конечных морен, среди которых встречаются глыбы мертвого льда. В местах вытаивания крупных ледяных глыб возникают глубокие западины неправильной формы, многие из которых заняты озерами. На мощной морене ледника Маласпина, перекрывающей глыбу мертвого льда толщиной 300 м, вырос лес. Несколько лет назад в пределах этого массива лед снова пришел в движение, в результате чего начали смещаться участки леса.

В обнажениях по краям ледников часто видны крупные зоны скалывания, где одни блоки льда надвинуты на другие. Эти зоны представляют собой надвиги, причем различают несколько способов их образования. Во-первых, если один из участков придонного слоя ледника перенасыщен обломочным материалом, то его движение прекращается, а вновь поступающий лед надвигается на него. Во-вторых, верхние и внутренние слои долинного ледника надвигаются на придонные и боковые, поскольку движутся быстрее. Помимо того, при слиянии двух ледников один может двигаться быстрее другого, и тогда тоже происходит надвиг. На леднике Бодуэна на севере Гренландии и на многих ледниках Шпицбергена имеются впечатляющие обнажения надвигов.

У концов или краев многих ледников часто наблюдаются туннели, прорезанные подледниковыми и внутриледниковыми потоками талых вод (иногда с участием дождевых вод), которые устремляются по туннелям в сезон абляции. Когда уровень воды спадает, туннели становятся доступными для исследований и представляют уникальную возможность для изучения внутреннего строения ледников. Значительные по размерам туннели выработаны в ледниках Менденхол на Аляске, Асулкан в Британской Колумбии (Канада) и Ронском (Швейцария).

Образование ледников. Ледники существуют всюду, где темпы аккумуляции снега значительно превышают темпы абляции (таяния и испарения). Ключ к пониманию механизма формирования ледников дает изучение высокогорных снежников. Свежевыпавший снег состоит из тонких таблитчатых гексагональных кристаллов, многие из которых имеют изящную кружевную или решетчатую форму. Пушистые снежинки, которые падают на многолетние снежники, в результате таяния и вторичного замерзания превращаются в зернистые кристаллы ледяной породы, называемой фирном. Эти зерна в диаметре могут достигать 3 мм и более. Слой фирна имеет сходство со смерзшимся гравием. Со временем по мере накопления снега и фирна нижние слои последнего уплотняются и трансформируются в твердый кристаллический лед. Постепенно мощность льда увеличивается до тех пор, пока лед не приходит в движение и не образуется ледник. Скорость такого преобразования снега в ледник зависит главным образом от того, насколько темпы аккумуляции снега превышают темпы его абляции.

Движение ледников, наблюдаемое в природе, заметно отличается от течения жидких или вязких веществ (например, смолы). В действительности это скорее похоже на текучесть металлов или горных пород по многочисленным крохотным плоскостям скольжения вдоль плоскостей кристаллической решетки или по спайности (плоскостям кливажа), параллельной основанию гексагональных кристаллов льда (см. также КРИСТАЛЛЫ И КРИСТАЛЛОГРАФИЯ; МИНЕРАЛЫ И МИНЕРАЛОГИЯ). Причины движения ледников до конца не установлены. На этот счет было выдвинуто много теорий, но ни одна из них не принята гляциологами как единственно верная, и, вероятно, существует несколько взаимосвязанных причин. Сила тяжести является важным фактором, но отнюдь не единственным. В противном случае ледники быстрее двигались бы зимой, когда они несут дополнительную нагрузку в виде снега. Однако на самом деле они быстрее движутся летом. Таяние и повторное замерзание кристаллов льда в леднике, возможно, тоже способствуют движению благодаря силам расширения, возникающим в результате этих процессов. Талые воды, попадая глубоко в трещины и замерзая там, расширяются, что может ускорить движение ледника летом. Кроме того, талые воды у ложа и бортов ледника уменьшают трение и таким образом способствуют движению.

Независимо от причин, приводящих ледники в движение, его характер и результаты имеют некоторые интересные последствия. Во многих моренах встречаются хорошо отполированные только с одной стороны ледниковые валуны, причем на полированной поверхности иногда видна глубокая штриховка, ориентированная только в одном направлении. Все это свидетельствует о том, что, когда ледник двигался по скальному ложу, валуны были крепко зажаты в одном положении. Случается, что валуны переносятся ледниками вверх по склону. Вдоль восточного уступа Скалистых гор в пров. Альберта (Канада) есть валуны, перенесенные более чем на 1000 км к западу и в настоящее время находящиеся на 1250 м выше места отрыва. Были ли приморожены к ложу придонные слои ледника, двигавшегося к западу и вверх к подножью Скалистых гор, пока не ясно. Более вероятно, что происходило повторное скалывание, осложненное надвигами. По мнению большинства гляциологов, в фронтальной зоне поверхность ледника всегда имеет уклон по направлению движения льда. Если это действительно так, то в приведенном примере мощность ледникового покрова превышала 1250 м на протяжении 1100 км к востоку, когда его край достиг подножья Скалистых гор. Не исключено, что она достигала 3000 м.

Таяние и отступание ледников. Мощность ледников увеличивается благодаря аккумуляции снега и сокращается под влиянием нескольких процессов, которые гляциологи объединяют общим термином "абляция". Сюда входят таяние, испарение, возгонка (сублимация) и дефляция (ветровая эрозия) льда, а также отёл айсбергов. И аккумуляция и абляция требуют весьма определенных климатических условий. Обильные снегопады зимой и холодное облачное лето способствуют разрастанию ледников, тогда как малоснежная зима и теплое лето с обилием солнечных дней оказывают противоположный эффект.

Если не считать отёл айсбергов, таяние - наиболее существенный компонент абляции. Отступание конца ледника происходит как в результате его таяния, так и, что более важно, общего уменьшения мощности льда. Таяние прибортовых частей долинных ледников под влиянием прямой солнечной радиации и тепла, излучаемого бортами долины, тоже вносит значительный вклад в деградацию ледника. Как это ни парадоксально, но и во время отступания ледники продолжают двигаться вперед. Так, ледник за год может продвинуться на 30 м и отступить на 60 м. В итоге длина ледника уменьшается, хотя он продолжает двигаться вперед. Аккумуляция и абляция почти никогда не находятся в полном равновесии, поэтому постоянно происходят колебания размеров ледников.

Отёл айсбергов - особый тип абляции. Летом можно наблюдать мелкие айсберги, мирно плавающие по горным озерам, расположенным у концов долинных ледников, и огромные айсберги, отколовшиеся от ледников Гренландии, Шпицбергена, Аляски и Антарктиды, - это зрелище внушает благоговейный страх. Ледник Колумбия на Аляске выходит в Тихий океан фронтом шириной 1,6 км и высотой 110 м. Он медленно сползает в океан. Под действием подъемной силы воды при наличии крупных трещин обламываются и уплывают огромные глыбы льда, не менее чем на две трети погруженные в воду. В Антарктиде край знаменитого шельфового ледника Росса граничит с океаном на протяжении 240 км, образуя уступ высотой 45 м. Здесь формируются огромные айсберги. В Гренландии выводные ледники тоже продуцируют множество очень крупных айсбергов, которые уносятся холодными течениями в Атлантический океан, где становятся угрозой для судов.

Плейстоценовый ледниковый период. Плейстоценовая эпоха четвертичного периода кайнозойской эры началась примерно 1 млн. лет назад. В начале этой эпохи начали разрастаться крупные ледники на Лабрадоре и в Квебеке (Лаврентийский ледниковый покров), в Гренландии, на Британских о-вах, в Скандинавии, Сибири, Патагонии и Антарктиде. По мнению некоторых гляциологов, большой центр оледенения находился также к западу от Гудзонова залива. Третий очаг оледенения, называемый Кордильерским, располагался в центре Британской Колумбии. Исландия была полностью перекрыта льдом. Альпы, Кавказ и горы Новой Зеландии тоже являлись важными центрами оледенения. Многочисленные долинные ледники формировались в горах Аляски, Каскадных горах (штаты Вашингтон и Орегон), в Сьерра-Неваде (шт. Калифорния) и в Скалистых горах Канады и США. Аналогичное горно-долинное оледенение распространялось в Андах и в высоких горах Центральной Азии. Покровный ледник, который начал формироваться на Лабрадоре, продвинулся затем на юг вплоть до штата Нью-Джерси - более чем на 2400 км от места своего зарождения, полностью перекрыв горы Новой Англии и штат Нью-Йорк. Разрастание ледников происходило также в Европе и Сибири, однако Британские о-ва никогда полностью не покрывались льдом. Неизвестна продолжительность первого плейстоценового оледенения. Вероятно, она составляла по крайней мере 50 тыс. лет, а может быть, и вдвое больше. Затем наступил длительный период, во время которого бльшая часть покрывавшейся ледниками суши освободилась от льдов.

В плейстоцене в Северной Америке, Европе и Северной Азии было еще три аналогичных оледенения. Самое последнее из них в Северной Америке и Европе происходило в течение последних 30 тыс. лет, где лед окончательно растаял ок. 10 тыс. лет назад. В общих чертах установлена синхронность четырех плейстоценовых оледенений Северной Америки и Европы.

См. также:

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 (См. Ледник долинный) (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:

--------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------

| Район | км² | Район | км² |

|-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------|

| Земля Франца-Иосифа | 13735 | Корякское нагорье | 205 |

| о. Виктория | 11 | Камчатка | 866 |

| Новая Земля | 22423 | Хребет Кодар (Становое | 19 |

| о. Ушакова | 325 | нагорье) | 30 |

| Северная Земля | 12472 | Восточный Саян | св. 800 |

| о-ва Де-Лонга | 79 | Алтай | 1120 |

| Урал | 29 | Джунгарский Алатау | 8622 |

| Таймыр | 40 | Тянь-Шань | 8400 |

| Хребты Верхоянский, | 223 | Памир | 1430 |

| Черского и Колымское | | Большой Кавказ | 3 |

| нагорье | | Малый Кавказ | |

--------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------

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.

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 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 Л. 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 Л. 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 Л. 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 Л. 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 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 температура сначала понижается с глубиной, а затем повышается в придонных слоях от внутреннего тепловыделения и геотермического тепла. В изотермических Л. 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 Л. не параллельны дну, а как бы срезаны им. Часть линий тока кончается на дне и внутри Л., 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 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 некоторых выводных Л. западного 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. 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 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 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 Л., тогда как самовозбуждение колебаний свойственно лишь некоторым Л., как активным нелинейным системам. При вынужденных колебаниях положительное или отрицательное ускорение получает поток массы между Л. 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 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 территории СССР установлено более 70 случаев быстрых наступаний Л. В 1963 в результате катастрофического наступания Л. 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 Л. 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 Л. Колка в 1835 и 1902 были близки к ледяным обвалам).

При вынужденных колебаниях Л. 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 Л. имеют сложный частотный спектр, часть которого 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 конца 40-х гг. преобладало сокращение Л., которое затем местами сменилось наступанием. В геологическом прошлом наиболее крупные колебания Л. 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, Л., 1939; его же, Очерки гляциологии, М., 1963; Котляков В. М., Снежный покров Земли и ледники. Л., 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.

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.

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; 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.

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

Сетчатое оледенение. Северный остров Новой Земли.

Барьер Росса (Антарктида).

Ледник Де-Геера (Гренландия).

Ледник Федченко. Долинный тип оледенения (Памир).

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

Оледенение горного массива Эльбрус. Общая область питания с короткими, радиально расходящимися ледниками (Кавказ).