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. 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 Фер-нагтфернер 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.

Рассмотрение теорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этой книги не входит. Жела­ющие могут ознакомиться с ними по мо­нографиям П. А. Шумского «Динамичес­кая гляциология» [1969] и У. С. Б. Па­терсона «Физика ледников» [1984].

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированием ледников и снежно-лед­никовых образований занимались мно­гие исследователи (X. Альман, Г. А. Ав-сюк, И. В. Бут, А. Н. Кренке, В. М. Котляков, Г. К. Тушинский, Л. Ллибу-три). X. Альман впервые разделил лед­ники на умеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою оче­редь — на высокополярные и субполяр­ные. Ледники разных типов характери­зовали их широтное положение. Более подробно районирование ледников по их температурному режиму было выпол­нено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников. Каждый из них ха­рактерен для определенного географи­ческого региона: сухой полярный, где таяние отсутствует (ледники Антаркти­ды, Гренландии и горные ледники на вы­сотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущих ледников); влажный холодный (верхние части лед­ников на арктических островах и в Пата­гонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки, Но­вой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, Централь­ной Азии, Сибири, Канадского Аркти­ческого архипелага) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по климати­ческим условиям существования ледни­ков выделил 8 типов и перечислил рай­оны их распространения. В процессе дальнейших исследований

выяснилось, что в одном географичес­ком районе могут встречаться ледники разных типов и, кроме того, существова­ние ледников и особенности их режима в огромной степени зависят от циркуляции атмосферы — от положения того или иного горного района относительно пу­тей движения циклонов, приносящих ат­мосферные осадки, а эти пути в свою очередь определяются барическим по­лем атмосферы Земли.

Первая работа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и со­временным распределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту [1963]. Он разделил все лед­никовые области по источникам питания осадками на три группы: тихоокеан­скую, атлантическую и индийскую. К ти­хоокеанской группе он отнес североаме­риканскую и камчатскую области оледе­нения; к атлантической группе — Ислан­дию, острова Арктики (Шпицберген, Землю Франца-Иосифа, Новую Землю, Северную Землю), Скандинавию, Аль­пы, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай; к индийской группе — южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания и средним многолетним харак­теристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке [1963] выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, раз­личающиеся режимом оледенения и на­правленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено, что основ­ные районы оледенения Земли нахо­дятся в пределах зон частой повторяемо­сти циклонов, а источниками влаги слу­жит тот или иной океан. В. М. Котляков [1969] произвел ледниковое районирова­ние земного шара, исходя из двух основ­ных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и мак­рорельефа земной поверхности.

В данной книге предпочтение отдается региональному принципу. За крупней­шие регионы принимаются материки с прилегающими к ним островами. В пре­делах материков выделяются крупные орографические системы и их части. При этом учитывается как их широтное положение, так и основные источники питания ледников. Отдельно и более де­тально характеризуется оледенение тер­ритории СССР.

ОСТРОВА Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,

Северной Земли и Де-Лонга

Общая площадь оледенения 32 508 км2. Район арктического континентального климата с питанием осадками с Атланти­ческого океана по Исландско-Карской ветви Арктического фронта, с твердыми осадками менее 500 мм в год, с континен­тальным набором зон льдообразования, включая ледники с полностью ледяным питанием.

О. Виктория расположен на северной окраине Баренцева моря, близ западной границы советской Арктики. Площадь острова 10,8 км2, из них только 0,1 км2 берегового пляжа свободна ото льда. Остальные 10,7 км2 представляют собой единый простой ледниковый купол, выс­шая точка которого 105 м над ур. м., а края круто спускаются к береговому пляжу или обрываются к морю ледя­ными стенами высотой 30—40 м. Климат суровый арктический. Среднесуточная температура воздуха самого холодного месяца (январь) -24,4°, самого теплого (июль) +0,2°, годовая сумма осадков — около 260 мм. Подавляющая часть ку­пола лежит ниже границы питания, и оледенение деградирует. С 1953 по 1961 г. край ледяного купола, спуска­ющийся к свободному ото льда мысу Оледенение Земли Франца-Иосифа [Атлас Арктики. 1985]

Книповича на севере острова, отступил на 22 м. Вытаивание вех на куполе свиде­тельствует о понижении его поверхности [Гоеоруха. 1962,1964; Каталог ледников. 1965].

Земля Франца-Иосифа — архипелаг многочисленных островов, расположен­ный в западном секторе советской Ар­ктики между 79°46' и 81°52' с.ш. и 44°45' и 65°25' в.д. Он протягивается на 234 км по меридиану и на 375 км по широте. Се­верная точка архипелага (мыс Флигели на о. Рудольфа) отстоит от Северного полюса всего на 900 км. Это самый се­верный участок суши, принадлежащий СССР.

1	2	3	4	5	6	7