3.13. Основы гидрологии ледников

3.13.1. Происхождение, распространение и типы ледников

Ледник — это скопление фирна и льда на суше, обладающее собственным движением, возникшее в результате длительного накопления и преобразования твердых атмосферных осадков при положительном балансе твердой фазы воды. Ледники участвуют в гидрологическом цикле, оказывают существенное влияние на тепловой баланс и климат планеты, температуру и со­леность вод океана, сток горных рек, «выпахивают» горные склоны и создают формы ледникового рельефа.

Площадь, занятая ледниками на планете составляет 16,25 млн км², или 10,9 % поверх­ности суши (см. табл. 3.1). Запасы воды во всех ледниках мира составляют 25,8 тыс. км³, или – 70,2% объема всех пресных вод на планете. Причем, на долю льдов Антарктиды и Гренландии приходится соответственно 23,3 и 2,4 млн км³ запасов воды, т.е. 90,3 и 9,2 % суммар­ных запасов воды в ледниках мира, что в сумме дает 99,5 % .

Напомним, что в тропосфере в среднем температура падает с высотой (см. раздел 1.3). Слой тропосферы, в котором имеются благоприятные условия для существования воды в твердой фазе, М.В. Ломоносов назвал «морозным слоем атмосферы». В 1939 г С.В. Колесник назвал этот слой «хионосфера», напрямую связав его с образованием ледников. Хионосфера обладает таким сочетанием тепла и влаги, при котором годовая норма твердых осадков, выпадающих на горизонтальную незатененную поверхность, превышает их убыль на таяние и испарение.

Если поверхность суши соприкасается с хионосферой или находится в ее пределах, то возникают благоприятные условия для образования ледников. Понятие «хионосфера», определяя возможные климатические условия возникновения ледников, имеет большое значение в теории оледенения.

Поскольку возможность существования хионосферы определяется сочетанием тепла и влаги, можно заключить, что верхней границей этого слоя в атмосфере является область, где еще возможно существование облаков и образование атмосферных осадков.

Хионосфера окружает земной шар непрерывной оболочкой мощностью до 10 км. В полярных широтах южного полушария хионосфера может опускаться до уровня моря. В жарких, а также в засушливых районах, где осадки, испаряясь, не достигают земли, ее нижняя граница поднимается высоко.

На огромных пространствах суши временный снежный покров ежегодно образуется в холодное время года и полностью или частично тает в теплое время. В каждый момент времени существует граница между поверхностью суши, покрытой снегом, и поверхностью, где снега нет. Эта граница называется сезонной снеговой линией. Осенью и зимой она перемещается на равнинах в сторону низких широт, а в горах – вниз по склонам; в теплый период года она движется в обратном направлении, – на равнинах в сторону высоких широт, а в горах – вверх по склонам.

Среднее многолетнее положение снеговой линии называется климатической снеговой линией. Выше ее в среднем может накапли­ваться снега больше, чем растаять или испариться. Иными словами, выше климатиче­ской снеговой линии наблюдается положительный баланс снега, ниже – отрицательный, а на самой линии – нулевой.

Очевидна прямая связь между климатической снеговой линией и хионосферой, однако эти понятия практически могут совпадать только для идеального случая «касания» нижней границы хионосферы некоторой идеальной горизонтальной незатененной площадки на земной поверхности (более подробно: М.В. Тронов. Ледники и климат, Л., 1966).

Самое низкое положение климатическая снеговая линия зани­мает в полярных районах, опускаясь в Антарктике до уровня моря, а наивысшее – в субтропиках (до 6500 м), где наблюдается самая высокая тем­пература воздуха и выпадает небольшое количество атмосферных осадков.

Выделяют три основные группы ледников: 1) материковые ледниковые покровы, 2) шельфовые, 3) горные.

89,6% площади и 98% объема приходится на материковые ледниковые покровы, соответственно 9,1% и около 2% – на шельфовые ледники, 1,3% и около 0,1% – на горные.

Рисунок 3.62. Выводной ледник от ледяного поля Хардинг, дающий начало небольшим откалывающимся айсбергам. Июль, 2007 г (залив Аляска, Тихий океан). Фото Д.А. Буракова.

К ледниковым покровам относятся ледники Антарктиды, Гренландии, арк­тических островов. Максимальная измеренная толщина антарктического ледникового покрова достигает 4.3 км.

Ледниковые покровы подразделяются на ледниковые ку­пола (выпуклые ледники мощностью до 1000 м); ледниковые щиты (крупные выпуклые ледники мощностью более 1000 м и площадью поверхности свыше 50 тыс. км²); выводные ледники, которые обычно заканчиваются в море, образуя плавучие ледниковые языки, дающие начало многочисленным небольшим айсбергам (рис. 3.62).

Шельфовые ледники – плавающие или частично опирающиеся на морское дно, являющиеся продолжением наземных ледниковых покровов. Они движутся с берега к морю и образуют наиболее крупные айсберги. Толщина шельфовых ледников от 200 –1300 м у материкового до 50 – 400 м у морского края. Область питания охватывает обычно всю верхнюю поверхность и прибрежную часть нижней поверхности, где идёт намерзание льда; в краевой зоне снизу происходит его таяние (до 1 м в год); большая часть расхода осуществляется путём откалывания айсбергов (объёмом иногда в тыс. км³). Растущая к краю скорость движения колеблется от 300 – 800 до 1800 и более м в год. Крупнейший шельфовый ледник – ледник Росса.

Горные ледники можно разделить на три подгруппы:

• ледники вершин, лежащие на горных вершинах и хребтах, в кратерах вулканов;

• склоновые ледники, занимающие депрессии (кары) на склонах горных хреб­тов;

• долинные ледники, располагающиеся в верхних и сред­них частях горных долин.

На каждом леднике можно выделить две области;

I. Верхняя область (по высоте) – область питания (аккуму

Крупные горные ледники находятся в Гималаях, на Памире, Каракоруме, Тянь-Шане, Кавказе, Алтае, в Альпах, на Аляске и т. д. Самый крупный горный ледник – ледник Беринга на Аляске (длина 203 км, площадь:5700 км²).

На каждом леднике можно выделить две области;

I. Верхняя область (по высоте) – область питания (аккумуляции), где идет преимущественно накопление снега, фирна и льда. В области питания накапливается снег, который не успевает целиком стаять за летний период. Здесь снег постепенно превращается в лед. Снег откладывается каждую зиму. Его толщина зависит от количества выпадающих осадков. В Антарктиде, например, годовой слой снега составляет всего 1-15 сантиметров, тогда как на восточном побережье Камчатки («полюс снежности» Евразии) накапливается 8-10 метров снега за год.

В России наибольшие площади покровное оледенение занимает на островах Новой Земле, Северной Земле и Земле Франца-Иосифа. Горные ледники в России расположены на Кавказе, Алтае, в Саянах, на Северном Урале, в гор ах Сибири и на Камчатке.

II. Нижняя область – область абляции (рас­хода), где лед, переме­стившийся из области питания на более низкие высоты (с более высокой температурой воздуха), тает; либо поступает в океан, образуя айсберги. Таким образом, область абляции ледника (лат. ablatio — снос, убыль) – часть ледника, где убыль льда превышает приход твердых осадков из атмосферы. Для долинных ледников областью абляции служит ледниковый язык (сравнительно узкая нижняя часть горного ледника, спускающаяся вниз по долине), для покровных ледников - краевые склоны или обрывы, от которых откалываются айсберги (рис. 3.63, 3.64, 3.65).

Рис.3.65. Крупный долинный ледник с притоками на Огненной Земле. _{www.krugosvet.ru/enc/Earth_sciences/geografiya/LEDNIKI.html (Фото из сайта)}

В области питания выпадающий на поверхность ледника и осыпающийся с приле­гающих склонов снег накапливается, постепенно уплотняясь под давлением вышележащих слоев.

Основным источником питания ледника слу­жат твердые атмосферные осадки. Существенно меньшее значение имеют дождевые жидкие осадки. Заметную, а иногда даже основную роль играют метелевый перенос (при­нос ветром снега на поверхность ледника со смежных горных скло­нов), и лавины, приносящие дополнительные объемы снега на ледник.

Превращение выпадающего снега сначала в фирн (зернистый лед, представляющий собой конгломерат бесфор­менных зерен льда крупностью 0,5—5 мм) и в последующем, – в глетчернй лёд, происходит:

• путём оседания под давлением накапливающихся сверху слоев с рекристаллизацией (процесс роста одних кристаллических зёрен за счёт других);

• путём частичного таяния и замерзания просачивающейся в поры воды;

• путем замерзания талой воды на поверхности льда (конжеляционный или нало­женный лед).

В различных климатических условиях, и в разных частях одного и того же ледника процесс ледообразования протекает с преобладанием одного из указанных выше способов (подробнее см. [8]). Свежевыпавший снег имеет весьма малую плотность (до 100 кг/м³), но по мере уплотне­ния и рекристаллизации его плотность возрастает до 200—400 кг/м³. Фирн имеет уже плотность порядка 450—800 кг/м³ (в среднем около 650 кг/м³). Плотность глетчерного льда составляет 800— 920 кг/м³ в зависимости от условий его образования. На большой глубине в толще ледника плотность льда под влиянием давления может возрасти до 925 кг/м³.

Лед обладает свойством пластичности, т.е. способностью к вязкому течению под действием приложенного напряжения. Накопление массы снега и льда в области питания ведет к возрастанию силы тяжести и градиентов давления. В результате лед из области питания смещается в область абляции, где постепенно тает. В области абляции отсутствует фирн; она состоит лишь из льда не успевшего растаять сезонного снега. Область абляции у долинных ледников называют языком ледника.

В области абляции (расходования вещества в леднике) для омываемых морями ледников до 80 % расхода льда образуется в результате откалывания айсбергов (рис. 3.62), которые увлекаются морскими течениями и тают в мор­ских водах. По данным моно­графии «Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли», Ан­тарктида дает ледниковый сток в океан в размере 2,31 тыс. км³ год.

В области абляции горных ледников преобладает таяние льда. Фирн здесь отсутствует. Небольшие потери снега и льда связаны с испарением, а также иногда и со сдуванием снега ветром. Практически за меру абляции горного ледника может быть принята величина стока воды от его таяния, которую можно получить, измеряя расходы и уровни воды ледниковых рек. За меру абляции принимают также величину объема льда, стаявшего и испарившегося за расчетный промежуток времени.

На процесс абляции ледника оказывают влияние солнечная радиация, температура и влажность воздуха, испарение и конден­сация, атмосферные осадки. Периодически выпадающий снег увеличивают альбедо поверхности ледника и ослабляют процесс таяния, жидкие осадки (дождь) несколько ускоряют процесс таяния.

Различают следующие три вида абляции: подледниковую, внутриледниковую и поверхностную.

Согласно В.М. Котлякову, подледниковая абляция происходит на границе ледника с ложем и вызывается геотермическим потоком тепла, трением льда о ло­же и жидкой водой, проникающей под лед.

Внутриледниковая абляция происходит в результате таяния льда внутри ледника, вызванного выделением теплоты трения отдельных слоев ледника, а также циркуляцией воды и воздуха в полостях и трещинах ледника. На долю подледниковой и внутриледниковой абляции приходится менее 5 % общей абляции ледника.

Главный же вид ледниковой абляции – поверхностная абляция, представляет собой убыль снега, фирна и льда на поверхности ледника вследствие таяния. Испарение может играть некоторую роль, но лишь в условиях сухого и солнеч­ного высокогорья [8]. Абляцию выражают в млн.т/год, либо млн.м³ воды/год. Используют понятие удельной абляции (т/м² год), или слоя абляции (мм/год).

Движение ледников проявляется в перемещении вниз по склону самих масс льда. Как упоминалось выше, благодаря пластичности лед оказывается текучим и под действием силы тя­жести и давления медленно перемещается. Движение масс льда ускоряется с увеличением мощности ледника, при возрастании уклонов его поверхности и ложа, при повы­шении температуры воздуха и льда, а также под влиянием «водяной смазки» у ложа.

Заметное движение ледника начинается при его толщине 15 –30 м. Движение масс льда в леднике благодаря деформациям сжатия и растяжения часто приводит к разрывам сплошности льда, появлением трещин.

Подобно ламинарному движению жидкости в открытых потоках, максимальные скорости движения льда отмечаются на поверхности в центральной части ледника. С приближением к ложу ледника скорости движения льда обычно быстро уменьша­ются.

Чаще скорости движения ледников измеря­ются сантиметрами в сутки или (обычно не более 100—200 м/год). Наибольшие ско­рости движения свойственны краевым частям мощных покровных ледников Антарктиды и Гренландии (выводным ледникам), а также круп­ным горным ледникам (1—2 км/год и более, иногда до 5—7 км/год). Наконец, так называ­емые пульсирующие ледники обычно имеют незначитель­ные скорости движения, но в отдельные кратковременные периоды они резко ускоряют свое движение (до 300 м/сут). К этому вопросу мы вернемся ниже.

Помимо вязкопластичного движения, перемещение масс льда в леднике может быть так называемым глы­бовым, со скольжением вдоль ложа.

Движущиеся ледники производят большую эрозионную и транспортирующую работу, «полируя» скалы, перенося и откладывая большие массы горной породы вместе с огромными валунами, «выпахивая» троговые долины, т.е. долины, происхождение которых связано с ледниковой эрозией.