Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
Прямое воздействие ледников на температурный режим и мощность подстилающих ММП практически всегда носит отепляющий характер. Геокриологические условия участков, не покрытых льдом: нунатаков, сухих долин (оазисов) Антарктиды, а также склонов долин и междуречий, соседствующих с горными ледниками, всегда более суровые. Степень такого воздействия в общем случае определяется среднегодовыми температура
233
ми ледникового льда у подошвы слои годовых колебаний ?л, мощностью ледника Ял, геотермическим градиентом в толще льда ?л, выделением тепла в процессе движения ледников в результате внутренних напряжений и деформаций и трения последнего о ложе дт. Чем больше скорость движения ледникового льда, тем больше выделение тепла и выше его температуры. Значение этого фактора повышается от центральных частей ледниковых покровов, щитов, куполов к их периферии. В области абляции ледников оно больше в подвижных потоках и незначительно в холодных массивах, где малы мощности и незначительны скорости движения льда.
Понижение /л, уменьшение Ял и qT (последнее, в частности, и за счет меньшего теплопотока из толщи подстилающих пород) в определенных условиях способствуют существованию отрицательных температур на контакте ледниковый лед — ложе и развитию субгляциальных мерзлых толщ. Отрицательные температуры толщи льда за счет перемещения холодного льда из более высоких зон области питания ледника или сохранение низких температур глубинных слоев ледника как следствие похолоданий климата или изменения условий на поверхности (например, редукции фирнового горизонта) также способствуют развитию и сохранению субгляциалы-юй мерзлоты.
Средние годовые температуры ледников неодинаково формируются в областях их аккумуляции (накопления) и абляции (убыли).
В области аккумуляции распределение температур льда определяется главным образом зональными особенностями льдообразования. Подчеркнем, что зональные различия в процессах льдообразования значительны, соответственно велики различия и в температурах льда /л. Это позволяет оценить возможность распространения мерзлых и талых пород в ложе ледников, привязываясь к зонам льдообразования на их поверхности.
Основные закономерности зональных процессов льдообразования, граничные условия каждой выделенной зоны по тепло-и массообмену для условий стационарных ледников были впервые определены П. А. Шумским (1955). По этим процессам, а также по балансовым взаимоотношениям твердых и жидких атмосферных осадков, величине таяния, «запасу холода» в снежно-фирновой части разреза ледника, выраженным эквивалентным слоем воды, которая может замерзнуть за его счет, по наличию и количеству рекристаллизациоиного, инфильтрационно-го и конжеляционного видов льда, образующихся за год, им выделены зоны льдообразования: рекристаллизационная (снежная), рекристаллизационно-режеляциониая (снежно-фирновая), „холодная инфильтрационно-рекристаллизациониая (холодная фирновая), теплая инфильтрационно-рекристаллизационная (теплая фирновая) и инфильтрационно-конжеляционная (ледяного питания). А. Н. Кренке (1982) дополнительно выделил
234
инфильтрационную (фирыово-ледяную) зону и обосновал ее нестационарный характер. Режим этой зоны связан с движением льда и перемещением фирна из условий вышележащих фирновых зон в условия зоны ледяного питания и в область абляции, а также отражает колебания мощности фирна во времени. Анализ температурного режима в зонах льдообразования свидетельствует о принципиальной возможности существования ММП под ледниками во всех зонах, кроме теплой инфильтра-ционно-рекристаллизационной. На рис. V.22 приведена схем*
ПТП' ГТЛ* ГГ 71* Г~1< ЕЗ* E=3SE37
Рис. V.22. Схема соотношения зон льдообразования области аккумуляции (I), области абляции (II) ледников и перигляциальной области (III) и распространения в них ММП. Зоны льдообразования: I—1 — рекристаллизациоиная; I—2 — рекристаллизационно-режеляционная; I—3 — холодная инфильтраци-онно-рекристаллизационная; I—4 — теплая иифильтрационно-рекристаллиза-ционная; I—5 — инфильтрационная; I—6 — инфильтрационно-конжеляцион-ная; распространение ММП: 1 — сплошное; 2 — от сплошного до островного; 3 — островное; 4 — талые породы; 5 — границы областей; 6 — границы зон льдообразования; 7 — граница ММП
соотношения зон льдообразования области аккумуляции, области абляции и показана возможность существования многолет-немерзлых пород под ледником в зависимости от изменения климата от континентального до морского (Шумский, 1955).
Для оценки распространения мерзлых пород под ледниками необходим анализ распределения температур и мощностей льда в зависимости от рельефа поверхности ледника и его ложа, а также ряда указанных выше условий. Такой анализ был впервые сделан К- А. Кондратьевой для ледников Новой Земли (1979), Земли Франца-Иосифа (1980) и Северной Земли (1982).
Ниже кратко рассмотрен температурный режим льда в разных зонах льдообразования, что позволяет оценить возможности развития мерзлых или талых пород под ледниками.
235
В рекристаллизационной (снежной) зоне средняя летняя температура воздуха не превышает —9...—1O0C, температура даже в самые теплые дни не переходит через 0°, a tn практически равна среднегодовой температуре воздуха U, т. е. ниже —250C Донное таяние у ложа возможно только при очень больших мощностях льда (800—1000 м и более). В этой зоне оно характерно для щитов (Антарктида) и отсутствует в высокогорных ледниках Памира, Гималаев и др. В рекристалли-зационно-режеляционной (снежно-фирновой) зоне, где летом происходит таяние снега, /л несколько превышает U и всегда выше —250C Здесь талое состояние пород ложа возможно при мощностях льда 300—500 м и более. В холодной инфильтраци-онно-рекристаллизационной зоне таяние снега и промачивание талыми водами толщи многолетнего фирна и затраты «запасов холода» на замерзание этих вод уже значительны. Этот процесс приводит к отеплению толщи фирна и льда на 5—100C по сравнению с tB. Последняя здесь выше, чем в снежно-фирновой зоне. Талое ложе может быть уже при сравнительно небольших мощностях льда, изменяющихся от нескольких десятков до первых сотен метров. В инфильтрационной (фирново-ле-дяной) зоне, в зависимости от того, какая из фирновых зон, тепловая или холодная, лежит выше (см. рис. V.22) /л изменяется от 0 до —50C, редко ниже. Здесь температура таяния у ложа достигается при малых мощностях льда (первые десятки метров). В инфильтрационно-конжеляционной зоне при отсутствии многолетнего фирна ta только на 3—5° выше /в. Последняя в этой зоне часто достигает —10...—150C, а иногда и ниже. Для проявления таяния у ложа здесь необходима мощность льда более 200—400 м, т. е. большая, чем в двух вышеописанных зонах. Существование инфильтрационно-конжеляционной зоны льдообразования на ледниках свидетельствует о том, что по периферии ледника распространены мерзлые толщи.
