Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
Во всех рассмотренных зонах льдообразования (за исключением снежной) возможно таяние снега, а в ряде зон и выпадение дождевых осадков. Мощная хорошо проницаемая снежно-фирновая толща делает возможным инфильтрацию в нее воды, а большие запасы холода в ней — замерзание воды в толще, сопровождающееся выделением соответствующего количества тепла: Q,=q$m, где m — масса инфильтрующейся воды, <7ф — удельная теплота фазовых переходов. Если запасы холода в снежно-фирновой толще больше, чем количество тепла, способного выделяться при замерзании талых и дождевых вод, то существует принципиальная возможность полной их фиксации в границах каждой зоны. При этом чем больше воды замерзает в снежно-фирновой толще и большее количество тепла выделяется, тем выше становится tn и тем значительнее она отличается от U. Именно эта аккумулирующая способность снежно-фирновой толщи в области питания ледников и отепление этой толщи за счет замерзания в ней инфильтрующихся вод
236
являются важнейшими факторами формирования температурного режима. При этом соотношение запасов холода и количества инфильтрующихся вод определяет различия температур льда в разных зонах льдообразования. Вместе с тем формирование в снежно-фирновой' толще прослоев конжеляционного льда и уменьшение ее вертикальной проницаемости приводят к частичному стоку вод в нижележащие зоны и ослаблению их отепляющего воздействия в более высоких частях ледников.
В пределах теплой инфильтрационно-рекристаллизационной зоны запас тепла талых и дождевых вод больше, чем запас холода в годовом слое аккумуляции. Зимнее охлаждение с поверхности полностью расходуется на замерзание насыщенной водой снежной массы, а избыток воды стекает вниз по поверхности ледника. Поэтому здесь ta всегда равна 0°, а под ледником распространены только талые породы.
В области абляции температурный режим ледников имеет свои особенности. За счет нормального градиента температуры воздуха, т. е. ее повышения с уменьшением высоты, температура льда должна повышаться в том же направлении. Однако в действительности так бывает довольно редко, в особенности при континентальном климате. В области абляции ?л чаще ниже, чем в вышележащих фирновых зонах. Снежный покров, стаивающий -здесь летом полностью, не способен аккумулировать талые и дождевые воды, которые стекают по поверхности льда, температура которого в период таяния достигает 0°, а зимой значительно понижается до величин, зависящих от высоты местности, температурного режима воздуха, высоты и плотности снежного покрова и режима выпадения снега и т. д. Именно продолжительность и тепловой режим холодного периода года в области абляции определяют преимущественно отрицательные значения ^л и их распределение по высоте. При континентальном климате в развитии выше границы питания инфильтрационно-конжеляционной зоны ta снижается до —100C и ниже. При мощности льда в областях абляции, измеряемой десятками — первыми сотнями метров, под ним формируется субгляциальная криолитозона, а в основании ледника морена находится в изначально мерзлом состоянии (см. IV.2).
В условиях морского климата в области абляции льда близка к 0° за счет более высокой температуры воздуха зимой и адвекции льда из теплой инфильтрационно-рекристаллизаци-оиной зоны. Под такими ледниками ММП в области абляции не существуют. Между этими двумя крайними случаями существуют переходные, например когда лед из теплой инфильтра-ционно-рекристаллизационной зоны попадает в область абляции, где температура льда низкая. Здесь лед охлаждается до отрицательной температуры и под ледниками незначительной мощности могут существовать мерзлые толщи и формироваться изначально мерзлые морены и морены, образующиеся при
237
промерзании талого моренного материала, транспортируемого из области накопления. Такие ледники известны на Шпицбергене и Новой Земле.
Соотношение зон льдообразования изменяется в зависимости от степени континенталыюсти климата. При этом меняется как «набор» зон льдообразования, их высотное положение в рельефе, так и распространение мерзлых толщ (см. рис. V.22). Кроме того, набор и высота зон льдообразования определяются положительной разностью оледенения, которая в ледниковых горных районах обусловлена превышением рельефа над уровнем снеговой линии. C увеличением положительной разности оледенения возрастает и мощность ледникового льда. Теоретически возможно представить себе большое число вариантов-ледников по набору и высоте зон льдообразования при различных положительной разности и энергии оледенения, служащей мерой активности ледников (Гляциологический словарь, 1984). В действительности современные ледники не образуют полного' ряда всех возможных вариантов соотношения зон льдообразования. Крупных ледниковых покровов только два (Антарктида и Гренландия). Остальные ледники покровного типа приурочены к островам Арктики, и им свойственны несравнимо меньшие площади и мощности льда. Горные ледники развиты во-всех климатических зонах, включая тропическую, но набор и соотношение зон льдообразования у них ограничиваются высотами гор и малыми значениями положительной разности оледенения. К сожалению, данные о температуре льда ледников немногочисленны, и даже возможные варианты теплового режима ледников недостаточно подтверждены соответствующим эмпирическим материалом.
