Ниже приведены основные условия существования ледников, особенности их строения и движения.
Начнем с понятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледенения. чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы питания) приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Различают несколько разновидностей снеговой границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь. 1984]. Климатическая, или теоретическая, снеговая граница — это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков определяется средним состоянием метеорологических условий за много лет на горизонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не горизонтальна, и метеорологические условия от года к году сильно меняются, следовательно, реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-
кой. Поэтому введено понятие местная, или истинная, снеговая граница, занимающая наивысшее положение в конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можно усреднять за ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и на склонах различной экспозиции. На ледниках истинная снеговая граница — это наивысшее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или бывает выше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы говорим о снеговой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой линией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снеговая граница, либо совпадает с границей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях, когда различия в положении снеговой границы, границы питания и фирновой линии невелики, эти термины употребляются как синонимы.
К понятию климатической снеговой границы мы прибегаем в тех случаях, когда рассматриваются возможности возникновения и существования оледенения в различных широтных климатических поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и континентальным климатом, и в тех случаях, когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим условиям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и существуют лишь благодаря большой концентрации метелевого и лавинного снега в отрицательных формах рельефа. Но в то же время на них есть своя местная снеговая граница (фирновая линия — граница питания), отделяющая область аккумуляции от области абляции.
Высота снеговой границы зависит от многих факторов: от циркуляции атмосферы, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиационных условий и температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; от абсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.
Морской климат с обильными осадками зимой и прохладным летом благоприятствует оледенению, а сухой континентальный климат, наоборот, для оледенения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные территории, где, несмотря на малое количество осадков, круглый год держатся низкие температуры воздуха и таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующие изменения испытывает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница занимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уровень снеговой границы измеряется первыми сотнями метров. В средних широтах в условиях морского климата (например, на тихоокеанском побережье Северной Америки) она колеблется в пределах 500—1000 м над ур. м.; в субтропических и тропических широтах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой границы достигает огромных высот — 6000—6500 м над ур. м.
Изменение высоты снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридиональных профилях вдоль Южноамериканских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90—110° в. д. (б).
Колебания уровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучшении или ухудшении условий питания ледников. В первом случае уровень снеговой границы понижается, во втором — повышается. Следовательно, по изменению уровня снеговой границы можно судить об изменении климатических условий в районах оледенения.
ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ
Движение льда в ледниках — основной процесс переноса массы из области накопления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечивает само существование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в области аккумуляции постепенно увеличивается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абляции постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно изменяется и скорость движения льда: от истоков к границе питания она увеличивается, а от границы питания к концу ледника уменьшается. При этом векторы скорости относительно поверхности ледника в области аккумуляции наклонены вниз, а в области абляции — вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледниковых покровах и куполах, граница питания которых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем откола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре ледникового покрова до максимума у его края.
Движение льда в ледниках осуществляется двумя основными способами: путем вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и сколам. Соотношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении реальных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических деформаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных условиях могут двигаться только путем глыбового скольжения (пульсирующие ледники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников участвуют оба механизма.
При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образом толщиной льда, его температурой и наклоном поверхности ледника. Лед будет течь в направлении наклона поверхности и в том случае, если на ложе ледника будут встречаться неровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклоном поверхности и скоростью движения льда ледника существует закономерная связь: лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, и толст там, где наклон незначителен и движение льда замедлено. Это наблюдается как в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровности на поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости течения ледника не отражаются.
На скорость течения льда в ледниках большое влияние оказывает их температурное состояние, так как при более высоких температурах лед легче деформируется. Теплые ледники движутся быстрее холодных. Выделяющееся при движении ледника тепло также ускоряет движение.
Скорость движения льда в любом леднике складывается из горизонтальной и вертикальной составляющих. Уже говорилось, что векторы скорости в области аккумуляции направлены вниз относительно поверхности, а в области абляции — вверх, но углы наклона небольшие, так как горизонтальная составляющая скорости во много раз больше вертикальной. Величина вертикальной составляющей связана с величиной аккумуляции и абляции, поэтому в районах с обильными осадками и интенсивным таянием она больше, чем в районах с холодным сухим климатом. Горизонтальная составляющая скорости движения льда в ледниках на порядок, а иногда и на несколько порядков больше вертикальной составляющей. Поэтому, когда речь идет о смещении льда в горизонтальном направлении, обычно говорят просто «скорость движения», а не «горизонтальная составляющая скорости движения». Скорость движения льда в ледниках разных размеров и типов колеблется в очень широких пределах. Скорость движения в малых ледниках редко превышает несколько метров в год, в горно-долинных ледниках она колеблется от первых десятков до сотен метров в год. В выводных и шельфовых ледниках Антарктиды скорость движения льда достигает 300 — 1200 м в год. Самые большие скорости измерены в концевых частях выводных ледников Гренландии — до 10 км в год. При подвижках пульсирующих ледников лед может двигаться со скоростью сотен метров в сутки, проходя за несколько месяцев 8—10 км.
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.