ласти абляции — вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледни­ковых покровах и куполах, граница пи­тания которых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем от­кола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре леднико­вого покрова до максимума у его края.

Движение льда в ледниках осущест­вляется двумя основными способами: пу­тем вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и сколам. Со­отношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении ре­альных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических де­формаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных усло­виях могут двигаться только путем глы­бового скольжения (пульсирующие лед­ники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников уча­ствуют оба механизма.

При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образом толщиной льда, его темпе­ратурой и наклоном поверхности ледни­ка. Лед будет течь в направлении на­клона поверхности и в том случае, если на ложе ледника будут встречаться не­ровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклоном поверхности и скоростью движения льда ледника суще­ствует закономерная связь: лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, и толст там, где наклон незначителен и движе­ние льда замедлено. Это наблюдается как в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровно­сти на поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости тече­ния ледника не отражаются.

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. )