Большая Советская Энциклопедия (ЛЕ) - Большая Советская Энциклопедия "БСЭ" (читать книги онлайн бесплатно без сокращение бесплатно TXT) 📗
Режим внутренних процессов. Под действием силы тяжести в Л. возникает поле напряжения, вызывающего деформацию льда. Под медленно меняющейся нагрузкой поликристаллический лёд деформируется как макроскопически изотропная нелинейно-вязкая жидкость с гиперболической зависимостью установившейся скорости ползучести от девиатора напряжения (разности между напряжением и давлением) и экспоненциальной зависимостью от абсолютной температуры (Т). Течение сопровождается рекристаллизацией, после которой скорость на порядок возрастает. Под достаточно высоким напряжением в верх. слое возникают трещины растяжения, а в глубине — сколы. При температуре, близкой к температуре таяния, движение по плоскостям надвигов сопровождается таянием и повторным замерзанием с образованием ленточной текстуры. В тех же условиях лёд скользит по дну в результате таяния под повышенным давлением перед выступами дна и замерзания выдавливаемой воды за ними, а также вследствие ускоренного обтекания льдом выступов дна благодаря концентрации напряжении. При этом происходит выпахивание дна удерживаемыми льдом обломками горных пород (см. Экзарация).
Взаимосвязанные поля напряжения, скорости и температуры Л. описываются системой из 18 дифференциальных уравнений с частными производными, которая включает: уравнения, выражающие законы сохранения массы (уравнение неразрывности), сохранения энергии (уравнение теплопроводности — теплопереноса — тепловыделения при деформировании) и сохранения количества движения (ввиду малой скорости сводящиеся к уравнениям равновесия сил); уравнения связи между скоростью течения, напряжением и температурой (реологические); уравнения совместности компонент тензора скорости деформации, выражающие условия интегрируемости вихревого поля скорости льда. Поля напряжения, скорости и температуры Л. определяются краевыми условиями на их внешних поверхностях. Верхняя и подводная поверхности находятся под гидростатическим давлением (атмосферы или воды) и свободны от касательных напряжений, а нижняя поверхность наземных ледников испытывает, кроме того, касательные напряжения, обусловленные трением о дно. Температура верхнего слоя на уровне затухания годовых колебаний зависит от средней температуры воздуха и зоны льдообразования. Подводная поверхность имеет температуру таяния, а температура на дне обусловлена соотношением притока геотермического тепла и его оттока внутрь ледника, т. е. температурным градиентом, а также движением льда. Если приток тепла превышает отток, то на дне происходит таяние и скольжение льда под действием касательного напряжения, причём теплота донного трения также затрачивается на таяние.
В случае однородного изотермического (тающего) льда поля напряжения и скорости описываются системой эллиптических уравнений, а изменения их во времени вызываются только изменениями краевых условий. Аналитическое решение получено лишь для плоского течения в вязком (ньютоновском) приближении, приводящем к бигармоническим уравнениям для компонент девиатора напряжения и скорости деформации. Для трёхмерных ледников, тонких по сравнению с горизонтальными размерами и без крупных неровностей дна, удовлетворительное приближённое решение получается при пренебрежении нормальными компонентами напряжения, которые в таких условиях на 1—2 порядка меньше касательных.
Наблюдения и расчёты дают поля скорости Л. с особыми точками (максимумами и минимумами) и линиями (стрежнями и ледоразделами) на внешней поверхности, которые тесно связаны с морфологией, поскольку скорость на верхней поверхности пропорциональна её наклону и толщине льда не менее чем в 3—5-й степени. С глубиной скорость соответственно уменьшается, причём, чем ближе к дну, тем быстрее. Т. о., в Л. происходит как бы скольжение друг по другу тонких слоев льда, приблизительно параллельных дну, растягивающихся в продольном направлении и утоньшающихся в области питания и одновременно сжимающихся в продольном направлении и утолщающихся в области абляции. Эта деформация сопровождается поперечным сжатием или растяжением от изменений ширины в горных Л. и растяжением при радиальном растекании ледниковых покровов. Линии тока входят внутрь Л. в области питания, выходят из Л. в области абляции и параллельны поверхности на границе питания.
В холодных Л. на дне скорость равна нулю, а основная деформация сдвига имеет место в относительно более тёплом придонном слое, где выделяется теплота деформирования, тогда как жёсткий верхний лёд движется, почти не деформируясь. Значительное влияние на температурное поле оказывает перенос холода льдом, опускающимся внутрь Л. в области питания и движущимся в более тёплые нижние части Л., вследствие чего там температура сначала понижается с глубиной, а затем повышается в придонных слоях от внутреннего тепловыделения и геотермического тепла. В изотермических Л. вся теплота деформирования затрачивается на внутреннее таяние льда. Чем выше напряжение сдвига, тем больше скорость скольжения по дну, так что скользящие друг по другу тонкие слои льда в изотермических Л. не параллельны дну, а как бы срезаны им. Часть линий тока кончается на дне и внутри Л., где происходит донное и внутреннее таяние.
В стационарном состоянии линии тока совпадают с траекториями частиц льда, что даёт возможность вычислить соответствующее этому состоянию поле возраста льда (положение изохронных поверхностей и годовых слоев льда). В плане линии тока отклоняются от линий наклона поверхности (в горных Л. до 45°) в направлении, противоположном стрежню под действием вращающего момента, создаваемого торможением со стороны медленнее движущихся боковых масс льда. Максимальная скорость у горных Л. обычно составляет от нескольких м/год у малых Л. до нескольких сотен м у крупных; 1,9 км/год у шельфовых и до 7,3—13,8 км/год у некоторых выводных Л. западного края гренландского ледникового покрова.
Колебания. В стационарном состоянии Л. положение его поверхности не меняется, т.к. сумма скоростей движения поверхности по нормали к ней самой за счёт питания или абляции и за счёт движения льда равна нулю. Однако это условие никогда не выдерживается прежде всего из-за чередований погоды и сезонов года, так что в лучшем случае возможно лишь квазистационарное состояние с возвращением к исходному положению после годового цикла изменений. В нестационарном состоянии Л. внешняя граница питания не совпадает с кинематической границей, на которой вектор скорости параллелен поверхности, и нормальная к поверхности компонента скорости равна нулю. Положение кинематической границы питания значительно более устойчиво, чем внешней, она перемещается медленно, поэтому представляет собой одновременно структурную границу между областью параллельного поверхности залегания годовых слоев вверху и областью обнажения внутренних структур и морен внизу. В процессе колебаний Л. происходят изменения величины скорости, а также медленные изменения конфигурации поля скорости — направления линий тока и положения особых точек и линий.
Природа колебаний Л. определяется следующими их физическими особенностями: неавтономностью, диссипативностью и апериодичностью (отсутствием восстанавливающих сил и сопротивлением возмущающим силам только со стороны квазивязкой диссипации), активностью (наличием внутренних источников гравитационной энергии), нелинейностью кинематических связей и граничных условий, неоднородностью во времени из-за нестационарности связей. Подобные физические системы могут подвергаться колебаниям двух типов: вынужденным колебаниям и релаксационным автоколебаниям. Первые представляют собой преобразования колебаний внешней нагрузки, т. е. скорости питания или абляции, вызываемых случайными и гармоническими (обусловленными астрономическими причинами) колебаниями состояний атмосферы, а вторые являются процессами периодической релаксации, вызываемыми нестационарностью связей — изменениями силы трения о дно и дроблением льда. Вынужденным колебаниям постоянно подвергаются все Л., тогда как самовозбуждение колебаний свойственно лишь некоторым Л., как активным нелинейным системам. При вынужденных колебаниях положительное или отрицательное ускорение получает поток массы между Л. и внешней средой, а между частотами и фазами колебаний внешнего потока и скорости льда имеется связь. При автоколебаниях происходит независимое от внешних влияний ускорение движения льда, а между частотами и фазами колебаний внешних и внутренних потоков массы связь отсутствует. Характеристики движения при этом прерывны во времени из-за периодического разрыва части связей и последующего медленного их восстановления с цикличностью от 10 до 100 лет, К такому типу принадлежат кинематические волны, которые могут вызывать быстрые наступания концов Л. до 10—20 км со скоростью до сотен метров в сутки.
