Ледники в горах - Серебрянный Леонид Рувимович (читаем книги онлайн бесплатно полностью без сокращений TXT) 📗
Активные ледники с большой энергией оледенения отличаются избытком твердых осадков в области питания, значительным перемещением льда между областями питания и абляции и соответственно производят интенсивную геологическую работу. Такие ледники преимущественно расположены в приморских районах и умеренных широтах: на Кавказе, в Альпах, Исландии, Скандинавии и Новой Зеландии. Менее активны ледники арктических архипелагов, где количество осадков мало и летние температуры редко поднимаются выше нуля. Одной из наиболее эффективных составляющих абляции здесь является откол айсбергов.
Как двигаются ледники
На первый взгляд трудно себе представить, что ледники могут двигаться. Очевидно, поэтому долгое время не обращали внимания на столь важный процесс. Первые указания на движение ледников появились в хрониках альпийских селений в конце XVI в., а спустя 100 лет об этом написал исландский ученый Т. Вигалин. Однако лишь после путешествия О. Соссюра по Альпам в конце XVIII в. движению ледников стали придавать важное значение.
Как бы в подтверждение правоты заключений О. Соссюра лестница, оставленная им в 1788 г. на леднике Мер-де-Глас у подножия горы Черная Игла, спустя 44 года была найдена в нижней части ледника; за это время она переместилась почти на 4 км. Первые натурные эксперименты по изучению движения ледников провел Г. Хюги, который построил в 1827 г. хижину на Унтераарском леднике и установил, что она постепенно смещается относительно своего первоначального положения вниз по леднику со скоростью 102 м/год. За 14 лет хижина «проехала» вместе с ледником 1428 м. Более детальные наблюдения за процессами движения были позднее проведены на том же леднике Л. Агассисом, на леднике Мер-де-Глас Дж. Форбсом и на леднике Пастерце братьями Шлагинтвейт.
Рис. 3. Схема движения ледника Марух с 1 июня по 20 сентября 1967 г.
С этого, собственно, и началась эпоха точных инструментальных наблюдений за динамикой ледников, которые проведены практически во всех областях горного оледенения. В результате накоплен громадный материал, дающий довольно полное представление о мобильности ледников. Скорость движения льда колеблется от нескольких метров в год у небольших каровых ледничков до 700—1000 м/год у сложнодолинных ледников. Иными словами, скорость движения этих природных потоков льда совсем невелика и ее можно сопоставить с темпами передвижения улитки.
В продольном направлении на поверхности ледников скорость постепенно растет от верховий ледников к месту наибольшей мощности льда в районе фирновой линии, а затем постепенно убывает к концу ледникового языка. Четкое представление о движении поверхностных слоев льда на леднике Марух дает схема О. Н. Виноградова и И. С. Гарелика (рис. 3). Хотя ледники в целом перемещаются медленнее, чем реки, отдельные потоки льда, как и струи воды в реках, способны двигаться с разной скоростью. За счет трения льда о борта и дно трога движение замедляется, и соответственно самая большая скорость движения наблюдается в осевой части ледника.
В вертикальном профиле скорость увеличивается от ложа к поверхности ледников по параболическому закону: интенсивно вблизи ложа и медленно у поверхности.
Относительно недавно выяснилось, что вектор скорости движения ледников только в первом приближении параллелен ложу и поверхности. В области питания вектор скорости отклоняется вниз и соответственно линии тока льда входят внутрь ледника. В области абляции вектор направлен вверх от ложа и линии тока выходят вверх к поверхности ледника, поставляя лед для абляции. Вместе с этим льдом на поверхности ледниковых языков появляются разнообразные предметы, некогда захороненные под снегом в области питания. Тем самым подтверждаются представления горцев, что ледник сам выталкивает из своего чрева все инородные предметы.
Недостаточное знание закономерностей движения ледников часто приводило к неожиданным сюрпризам. В 1894 г. французский ученый М. Жанссан построил обсерваторию на вершине Монблана. Это было капитальное сооружение общим весом 187 т при площади основания 50 м2. М. Жанссан полагал, что фирн практически остается неподвижным, и потому не предпринял никаких специальных мер по укреплению здания. Спустя же четыре года смещения фирна оказались настолько значительными, что обсерватория сильно наклонилась, грозя обрушиться.
Скорость движения зависит от многих факторов, особенно от размеров ледников, количества осадков в области питания, рельефа ложа и др. Например, при одинаковой мощности льда скорость больше на крутых участках ложа. Правда, на очень быстро движущихся ледниках вертикальные скорости практически меняются мало, кроме узкой зоны у контакта с ложем.
Выше отмечалось, что на умеренных ледниках скорости движения льда гораздо выше, чем на холодных. Кроме того, существенны различия в скоростях движения между разными ледниками и между различными частями одного и того же ледника. Хотя фактической информации о движении ледников накоплено очень много, физическая природа этого процесса до сих пор является одной из наиболее дискуссионных и слабо разработанных проблем гляциологии.
Еще Л. Агассис и Ж. Шарпантье предполагали, что движение ледников связано с пластическим течением и скольжением. В качестве доказательств этих двух механизмов приводились результаты наблюдений как на самих ледниках, так и на недавно освободившихся от льда выступах коренных пород. Первый механизм обнаруживали в неравномерности скорости движения частиц ледника в одном и том же разрезе. На существование второго механизма указывали многочисленные штрихи, борозды и шрамы на породах, слагающих ледниковое ложе, а также результаты замеров движения льда у бортов ледника.
Хотя ледники сильно растрескиваются, преодолевая крупные неровности ложа, все же многочисленные потоки льда, спускающиеся вниз по долинам, повторяют их изгибы. Следовательно, лед, будучи твердым веществом, обладает способностью деформироваться.
Когда лед находится при температуре плавления, он достаточно рыхлый и кристаллы легко деформируются, особенно вдоль базисных плоскостей. Основным механизмом движения ледников является пластическое течение (на что обращал внимание еще французский ученый А. Бордье в 1773 г.), создаваемое весом самого льда. По реологическим свойствам лед не похож ни на вязкую жидкость, ни на хрупкий материал. Скорость деформации льда при определенной нагрузке сначала нарастает, а затем стабилизируется.
Выяснилось также, что лед не обладает постоянной вязкостью, а представляет собой лишь частично пластичное вещество, которое деформируется даже при медленном сползании под нагрузкой. Подобная пластичность льда хорошо заметна благодаря тому, что лед быстро приспосабливается к форме подстилающей поверхности. Это четко показали многочисленные наблюдения в туннелях. Впервые Дж. Мак-Колл для небольшого карового ледника Весле-Скаутбреен в Норвегии установил, что в базальных слоях отражается характер поверхности ригеля: приобретенные борозды прослеживаются на 50 м. При этом скорость движения достигает 3 м/год. Следовательно, борозды сохраняются в течение 15 лет. X. Карол изучал пластические деформации льда в гроте под ледником Обер-Гриндельвальд на глубине 50 м. Лед, прижатый к выступу ложа, двигался быстрее, и его связность ослаблялась. В. Тикстоун описал аналогичные пластичные нарушения под ледником Эстердальсисен в Северной Норвегии.
Чтобы разобраться в природе пластического течения, гляциологи проводят лабораторные исследования кристаллической структуры льда. Опыт Дж. Глена в поляризованном свете показал, что деформации кристаллов ледникового льда такие же, как у мягкой стали, нагретой до температуры 600° С. Не вдаваясь в подробное рассмотрение структуры льда, отметим, что она в целом напоминает структуру металла гексагональной сингонии. Плоскость слоя гексагональных колец называется базисной плоскостью кристалла. Выяснилось, что течение в кристаллах льда происходит вдоль плоскостей, параллельных основанию гексагонального кристалла льда. Такой вид деформаций, по мнению американского ученого Р. Флинта, легко воспроизвести, подснимая колоду карт. В данном случае плоскость скольжения карт будет аналогична базисной плоскости кристалла.
