Живлення та абляція льодовиків

Живлення льодовика. Основними джерелами живлення льодовиків являються тверді атмосферні опади. Окрім них дощові рідкі опади; заметільне перенесення, тобто, принесення вітром снігу на поверхню льодовика із суміжних гірських схилів; лавини, що приносять додаткові об’єми снігу на льодовик; конденсація водяної пари у тверду фазу (сублімація) або так звані “наростаючі” опади – паморозь та іній; “накладений лід”, тобто знову замерзаючи талі води сезонного снігу.

За даними В.М.Котлякова доля основних складових живлення долинних льодовиків така: твердих атмосферних опадів 80% загальної акумуляції, “наростаючих” опадів – 0-2%, заметільних перенесень – 15%, лавин – 5%.

Абляція льодовиків – зменшення льодовика відбувається як шляхом стоку талої води з льодовика, випаровування з його поверхні, так і внаслідок видування снігу вітром (механічна абляція)

Розрізняють три види абляції:

1)поверхнева абляція - зменшення снігу, фірну і льоду на поверхні льодовика внаслідок безпосереднього нагрівання льоду, яке спричинене сонячними променями, теплим повітрям та дощами, які випадають на поверхню льоду;

2)внутрільодовикова абляція відбувається внутрі льодовика за рахунок тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в порожнинах і тріщинах льодовика;

3)підльодовикова абляція виникає на межі льодовика з ложем внаслідок надходження тепла від поверхні гірських порід, які мають більш високу температуру, ніж льодовик, а також при підвищенні тиску на нижній межі льодовика. Найбільше значення у гідрологічних процесах має поверхнева абляція.

Абляцію зазвичай висловлюють у масових або об’ємних одиницях

(млн т на рік або млн м³ води за рік), окрім того часто використовують поняття питомої абляції ( т/м² на рік) або шар абляції ( мм/рік).

регресії, тобто відступання

Баланс льоду і води в льодовику

Х_тв + Y_м + Y_лав + Y_зам + Z_кон = Y_т + Z_вип ± ∆U_л ,

де Х_тв – тверді опади; Y_м – заметільне перенесення;Y_лав – лавинне перенесення;Y_зам – замерзання води;Z_кон – конденсація вод.пари;Y_т – стік талої води з льодовика; Z_вип – випаровуван снігу та льоду; ±∆U_л – зміна об’єму льоду в льодов.

Рівняння балансу води в льодовику: Х_р + Y_т = Y_ст + Y_зам ± ∆U_в , де: Х_р – рідкі опади;Y_т – танення снігу, фірну й льоду на поверхні та в товщі льодовика;

Y_ст – стік води за межі льодовика; Y_зам – повторне замерзання талої та дощової води; ±∆U_в – зміна запасів рідкої води в льодовику.

Рівняння балансу маси льодовика: X + Y_м + Y_лав + Z_конд = Y_т + Z_вип ± ∆U;

де ± ∆U – зміна маси льодовика за інтервал часу ∆t.

Режим та рух льодовиків

Під режимом льодовика розуміють сукупність усіх процесів, що відбуваються на поверхні і в товщі льодовика, включаючи зміни його об’єму (маси) і форми, наступи і відступи. Якщо акумуляція в льодовику дорівнює абляції, то ∆U_л = 0 і льодовик є стабільним. Якщо акумуляція перевищує абляцію, то ∆U_л > 0 і льодовик наростає та наступає. Якщо абляція перевищує акумуляцію, то ∆U_л < 0, маса льоду зменшується і льодовик відступає.

Коливання льодовиків – це режим їх наступу та відступу, що пов’язані, перш за все, зі змінами умов живлення та абляції льодовиків. Наступ льодовиків зазвичай спостерігається в холодні та вологі періоди, відступ – у теплі та сухі. Коливання льодовиків відзначаються і в сучасну геологічні епоху.

Від наступу і відступу льодовиків слід вирізняти рух льодовиків, який проявляється у переміщеннях самих мас льоду. Руху льодовиків сприяє велика потужність льодовика, значні похили його поверхні і ложа, відносно підвищена температура повітря (і льоду). Вважають, що помітний рух льодовика починається тоді, коли товщина їх досягне критичної пружності. Зазвичай критична товщина льоду становить 15-30 м.

Швидкість руху льодовиків збільшується при підвищенні температури повітря та у звуженнях долини. Тимчасове прискорення руху льодовика називають посуванням льодовика. За швидкістю руху льодовиків їх можна поділити на три основні групи. Льодовики першої групи мають невелику (до 100-200 м/рік), мало зміну швидкість руху впродовж року. Це більшість гірських льодовиків та льодовикові щити. Льодовики другої групи мають практично постійно велику швидкість руху (до 10-20 км/рік і більше). Це деякі вивідні льодовики Антарктиди та Гренландії. Льодовики третьої групи (пульсуючі) зазвичай мають невелику швидкість руху, але в окремі нетривалі періоди різко прискорюють свій рух (до 100 м/добу). Для них властивий нестійкий динамічний режим посування: тривале накопичення льоду супроводжується різкими зміщеннями льодовика. Для початку посування характерним є перевищення поздовжніх напруг над схилами тертя вздовж ложа льодовика.

Під час руху льодовика в ньому утворюються поперечні та поздовжні тріщини. Поперечні тріщини виникають при наявності в ложі льодовика різних поперечних уступів. На дуже крутих уступах можуть утворюватися льодопади. Ширина, глибина і довжина тріщин різна. Так, в центральних частинах льодовика поперечні тріщини можуть досягати глибини 250 м ( при середніх глибинах до 50 м). Знизу тріщини звужуються і замикаються. Після того, як льодовик перейшов різкий уступ, поперечні тріщини змикаються, змерзаються й утворюють на поверхні льоду шви.