Большая Советская Энциклопедия (ЛЕ)
Шрифт:
Лит.: Шумский П. А., Оледенение Антарктиды, в сборнике: Основные итоги изучения Антарктики за 10 лет, М., 1967; Атлас Антарктики, т. 2, Л., 1969.
Ледники
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 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.
| Район | км2 | Район | км2 |
| Земля Франца-Иосифа о. Виктория Новая Земля о. Ушакова Северная Земля о-ва Де-Лонга Урал Таймыр Хребты Верхоянский, Черского и Колымское нагорье | 13735 11 22423 325 12472 79 29 40 223 | Корякское нагорье Камчатка Хребет Кодар (Становое нагорье) Восточный Саян Алтай Джунгарский Алатау Тянь-Шань Памир Большой Кавказ Малый Кавказ | 205 866 19 30 св. 800 1120 8622 8400 1430 3 |
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
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.