Строение фирновых областей
Движение ледников
Формы ледовой тектоники
Строение льда и фирна
Ледники сложены в основном льдом
осадочно-метаморфического происхождения, образовавшимся из твердых
атмосферных осадков в результате последующего уплотнения и
перекристаллизации. Характерная особенность ледникового льда —
зернистость и полосчатость. Зернистость обусловлена процессами
рекристаллизации и режеляции; каждое зерно ледникового льда
представляет собой кристалл неправильной формы, тесно примыкающий к
другим кристаллам в ледяной толще таким образом, что выступы одного
кристалла плотно входят в углубления другого. Такой лед получил
название поликристаллического. Каждый кристалл льда представляет собой
стопку тончайших листочков, налегающих друг на друга в базисной
плоскости, перпендикулярной к направлению оптической оси кристалла.
Поэтому в направлении базисной плоскости кристаллы льда деформируются
гораздо легче (листочки льда скользят один относительно другого), чем в
любом другом направлении. В связи с этим в процессе движения ледника
кристаллы льда постепенно приобретают более или менее упорядоченную
структуру с расположением базисных плоскостей в направлении движения. В
том же направлении наблюдается сплющивание воздушных пузырьков.
Упорядочение ориентировки кристаллов редко
бывает полным, тем не менее оно приводит к улучшению условий движения
льда. Упорядочение структуры льда в процессе движения чаще всего
происходит там, где градиенты напряжений в ледниковой толще наибольшие
— на контакте лед—ложе и на плоскостях внутриледниковых разрывов и
сколов. Размеры кристаллов поликристаллического льда, слагающего
ледники, не остаются неизменными — со временем они укрупняются, а их
число уменьшается за счет процессов перекристаллизации и режеляции.
Размеры кристаллов увеличиваются с глубиной, с удалением от источников
питания и с уменьшением напряжений в ледниковой толще. Поэтому размеры
кристаллов мертвого льда крупнее, чем активного; на конце большого
ледника они крупнее, чем на небольших ледниках; у ложа и краев ледника
крупнее, чем у поверхности в осевой части ледника.
Главную роль в увеличении размеров
кристаллов в ледниках играет время, что позволяет по размерам
кристаллов приближенно судить о возрасте льда (разумеется, при прочих
равных условиях). В ледниках разных размеров и типов размеры кристаллов
колеблются от долей миллиметров до десятков сантиметров в поперечнике.
В придонных слоях омертвевшего конца ледника Медвежьего на Памире
кристаллы льда достигали 10—12 см в по-перечнике, на Земле
Франца-Иосифа находили кристаллы диаметром до 12 — 16 см и весом 500 —
700 г. Такого же размера кристаллы находили в Альпах, в Скалистых горах
Северной Америки, в Центральной Азии, в Гренландии. Но средний диаметр
кристаллов в большинстве ледников составляет меньше 5 см.
Строение фирновых
областей
Вследствие
прерывистости снегонакопления и колебаний метеорологических
условий в период формирования снежного покрова для областей питания
ледников характерна слоистость снежно-фирновой толщи. За время между
двумя снегопадами, следующими один за другим, поверхность снежного
покрова, образовавшаяся в результате первого снегопада, успевает
метаморфизоваться под влиянием солнечной радиации, ветра, смены
температуры воздуха или покрыться пылью к началу второго. В результате
между свежевыпавшим и старым снегом образуется более или менее четкая
граница раздела, особенно между зимними и летними слоями. Зимние слои
обычно сложены мелкозернистым снегом, особенно в районах с сильными
зимними ветрами, редко имеют прослойки льда, менее загрязнены
посторонними примесями, чем летние. В большинстве горно-ледниковых
районов годовые слои в снежно-фирновой толще достаточно надежно
выделяются по ряду признаков (структурных, степени загрязненности
примесями), а также с помощью пыльцевого анализа и другими методами. По
слоям можно восстановить историю условий снегонакопления за много лет и
проводить балансовые расчеты.
В центральных частях больших ледниковых
покровов, где нет таяния и источников загрязнения, выделение годичных
слоев сложнее. Приходится прибегать к детальным структурным
исследованиям разреза снежно-фирновой толщи. В частности, в качестве
маркирующего горизонта используется слой глубинной изморози,
образующийся в конце теплого периода, когда температурный градиент в
поверхностных слоях снега наибольший. Так, в районе Южного полюса
годовые слои удавалось различать по трехсантиметровому слою глубинной
изморози. Но при переходе фирна в лед многие стратиграфические признаки
стираются, и их приходится восстанавливать косвенными методами.
В настоящее время исследование внутреннего строения ледниковых покровов
производится с помощью бурения глубоких скважин и комплексного анализа
получаемых кернов льда изотопным и геохимическим методами. Анализ
изотопного и газового составов снега и льда позволяет восстановить
физико-географические условия в период формирования того или иного слоя
фирново-ледяной толщи. С помощью изотопной геохронологии можно
определить возраст льда, накопившегося за несколько тысяч лет, с
точностью до года, а с меньшей точностью — отложившегося за несколько
десятков тысяч лет.
Слоистое
строение фирновой толщи. КНР. Наньшань. Фото Л. Д. Долгушина.
В
верхних слоях фирново-ледяной толщи присутствуют радиоактивные изотопы,
образованные при ядерных испытаниях в атмосфере в 1953 — 1954,1955,1961
— 1963 и 1965 гг. Главные из них — 3Н, 90Sr и 137Сs. Слои с этими
изотопами служат своего рода реперами при анализе стратиграфического
разреза фирново-ледяной толщи [Котляков, Гордиенко. 1982].
Характерной особенностью строения
ледяной толщи в областях абляции ледников является полосчатость (ленточность) — чередование параллельных
полос льда белого и голу-бого цвета или мутного пористого с плотным и
прозрачным льдом. В том и другом случаях различия в цвете и
плотности связаны с различным содержанием пузырьков воздуха: в белых и
рыхлых полосах их больше, в полосах голубого и плотного льда — меньше.
Полосы различаются также по содержанию минеральных включений. Полосы
являются выходами на поверхность слоев льда, которые пронизывают всю
толщу ледника.
В связи с разной плотностью и
загрязненностью абляция белых и голубых полос происходит с разной
интенсивностью, в результате поверхность ледника становится ребристой.
Образующиеся таким образом на поверхности ледников борозды получили
название «огивы». Огивы могут
быть простыми и сложными, оконтуривать отдельные слои и целые их пачки.
В последнее время огивами чаще всего называют не всякое проявление на
поверхности ледников их полосчатого строения, а полосы и валы льда,
пересекающие ледниковые языки горных ледников ниже ледопадов, свя
занные с сезонной периодичностью поступления льда из фирновых областей
на ледниковые языки. Суммарная ширина пары полос (темной и светлой,
выпуклой и вогнутой) соответствует расстоянию годового смещения льда.
Таким образом, по числу огив и расстоянию между ними можно приближенно
определять горизонтальную составляющую скорости движения льда ниже
ледопадов.
По современным представлениям, слоистая текстура (сланцеватость) в
ледниковом льду образуется в процессе его течения.
Зоны наиболее сильного развития
сланцеватости приурочены к прибортовым и придонным частям ледников;
чаще всего плоскости сланцеватости оказываются параллельными
поверхности ледникового ложа. На ледниках выходы плоскостей
сланцеватости образуют дуги, выпуклые стороны которых обращены в
направлении движения льда. В нижних частях ледниковых языков
параллельное изгибание этих плоскостей приводит к образованию
своеобразных «вложенных ложкообразных структур»; для их крыльев
характерно падение, переходящее близ бортов почти в вертикальное, тогда
как осевые линии имеют пологий наклон, направленный к верховьям
ледников.
Ледники, образовавшиеся от слияния двух
или нескольких составляющих, часто имеют по нескольку независимых
систем вложенных дуг, каждая из которых соответствует своему притоку,
причем сланцеватость близ границы между такими системами ориентирована
продольно, т. е. параллельно бортам ледниковых долин» [Патерсон.
1984.С. 264]. Сланцеватость формируется при деформации неоднородностей,
изначально находившихся во льду. Это — осадочная слоистость, следы
трещин, ледяные жилы и линзы, прослойки морены и эоловой пыли. В
процессе деформации льда сланцеватость разного генезиса приобретает
одинаковую ориентировку.
Огивы
на долинном леднике.
Движение ледников.
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.
В движении большинства ледников участвуют оба механизма. При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется главным 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 пер вых 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.
Пульсирующий ледник Медвежий на Памире во время подвижки. Поверхность ледника разбита на многочисленные блоки. Фото Г. Б. Осиповой.
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
Фернагтфернер 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. Желающие могут ознакомиться с
теориями движения льда в ледниках по монографиям П. А. Шумского
«Динамическая гляциология» [1969] и У. С. Б. Патерсона «Физика
ледников» [1984].
Формы ледовой тектоники
В процессе движения льда в ледниках возникают напряжения как растяжения, так и сжатия, связанные с изменениями уклона ложа, сужением или расширением русла ледяного потока, изменениями условий на ложе, ускорением движения льда. Растягивающие напряжения, если они превышают сопротивление льда на разрыв, приводят к образованию трещин. Результатом сжимающих напряжений является замыкание трещин и образование во льду складок, аналогичных складкам в слоистых горных породах. Как трещины, так и складки могут быть самых различных форм и размеров. Ледниковые трещины простираются всегда перпендикулярно к направлению основного растягивающего напряжения. Так, в осевых частях долин-ных ледников трещины образуются под прямым углом к направлению движения льда, а у их краев — под углом около 45°. На поворотах долины трещин больше на выпуклой стороне излучины ледникового потока, так как скорость движения льда там больше.На участках, где уклон ложа резко увеличивается, образуются ледопады. На ледопадах ледник разбит поперечными, диагональными и продольными трещинами, и вся его поверхность превращается в хаос ледяных глыб. Ледопады по высоте могут достигать многих сотен метров и часто непроходимы. Трещины обычно образуются на одних и тех же местах, но трещинообразованию подвергаются все новые массы льда, поступающего сверху. После того как лед минует зону трещин, они замыкаются. Исключение представляют пульсирующие ледники, на которых трещины во время активной стадии пульсации покрывают всю поверхность ледников и там, где их до этого не было, что связано с резким увеличением скорости движения льда. Размеры трещин на ледниках средних широт достигают сотен метров в длину и 25 — 30 м в глубину при ширине от долей сантиметра до многих метров. На полярных ледниках трещины более глубокие — до 50 — 100 м. Соответственно увеличивается и ширина трещин. Приливно-отливные трещины в тыловых частях плавучих ледниковых языков и шельфовых ледников Антарктиды являются сквозными при толщине ледников в несколько сот метров.
Трещина растяжения на пульсирующем леднике Медвежьем во время подвижки. На заднам плане ледопад. Фото Л. Д. Долгушина.
Особый вид трещин представляют подгорные трещины (бергшрунды), окаймляющие верховья фирновых бассейнов горных ледников. В пульсирующих ледниках вдоль бортов долины образуются огромные продольные разрывы, ограничивающие быстро движущиеся срединные части ледников. В тыловых частях зоны ускоренного движения льда формируются ступенчатые сбросы, а в фронтальных частях — серии надвигов. Разрывы образуются также в придонных частях и внутри ледниковой толщи. Трещины представляют серьезное препятствие для продвижения по ледникам, а в фирновых областях и опасность, так как они часто бывают перекрыты снежными мостами и их трудно обнаружить. На ледниках широко распространены также складчатые тектонические структуры. В горных ледниках наиболее благоприятные условия для их образования создаются в придонных и прибортовых частях ледниковых потоков. Ярким примером складчатости в круп-ных сложных ледниках могут служить петли срединных морен, образовавшиеся в результате быстрых подвижек. Расстояние между такими петлями может достигать нескольких километров, и по нему можно приближенно определить период пульсации ледников, а по числу петель — число быстрых подвижек ледника или его притоков в прошлом.
Далее: Рельеф и морфологические типы
ледников ------ >
