Файл: Давыдов Л.К. Общая гидрология учебник.pdf

Л Е Д Н И К И

ГЛАВА 49. ЛЕДНИКИ И ИХ ГИДРОЛОГИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ

§218. Снеговая линия как граница области

сположительным балансом снега

На поверхности земного шара всегда можно найти такое со­ четание климатических условий, при котором среднее годовое ко­ личество осадков, выпадающих в твердом виде, равно убыли их на таяние и испарение. Эта граница, или уровень нулевого баланса прихода-расхода твердых осадков, который обусловлен взаимо­ действием климата и рельефа, называется с н е г о в о й г р а н и ц е й или с н е г о в о й л и н и е й . Ниже снеговой границы приход снега меньше расхода; выше, наоборот, приход превышает расход. Это превышение наблюдается до некоторой высоты, в пределах хионосферы, на верхней границе которой снова наступает равновесие. Между этими двумя границами на земном шаре располагается об­ ласть, где возможно непрерывное накопление снега. В этой области и происходит образование ледников.

Баланс накопления и расходования снега возможен при различ­ ных комбинациях соотношений влаги и тепла. В областях с малым количеством осадков это равновесие может быть достигнуто при малых расходах снега на таяние и испарение или при низких темпе­ ратурах воздуха. При больших же количествах осадков и расход их должен быть большим для достижения равновесия. Следова­ тельно, при этих условиях равновесие может существовать при вы­ соких температурах. Таким образом, высота снеговой границы за­ висит от климата, а следовательно, и от рельефа. Распределение снеговой границы показано на рис. 151. В полярных областях она расположена очень низко вследствие низких температур воздуха. В южном полушарии вследствие океанического характера климата снеговая граница почти всюду располагается ниже, чем на таких же широтах в северном полушарии, и южнее 62° ю. ш. лежит на уровне моря. В низких широтах снеговая граница приподнята, при­ чем наиболее высоко не на экваторе, а в субтропиках, что связано с сухостью воздуха и малым количеством твердых осадков в этих

районах. На экваторе снеговая граница поднимается до 4400— 4900 м, а в субтропиках— до 6400 м. В горных районах в северном полушарии она ниже на северных склонах, чем на южных. Так, на­ пример, в Джунгарском Алатау высота снеговой границы на се­ верных склонах 3000 м, на южных 3500 м. При большом увлажне­ нии южных склонов это соотношение может быть иным. Большое значение имеет расположение горных склонов относительно дви­ жения влажных масс воздуха. Так, на окраинных хребтах Средней Азии снеговая граница располагается на высоте 3000—3600 м, в центральных частях поднимается до 5000—5500 м.

км

Рис. 151. Высота снеговой линии на разных широтах; разрез вдоль южно­ американских и североамериканских Кордильер (по В. М. Котлякову).

/ — рельеф земной поверхности, 2 — области современного оледенения, 3 — снеговая

линия.

В области накопления снега постоянно происходит разгрузка накопившихся запасов. Она осуществляется двумя путями; образо­ ванием ледников, переносящих массы льда ниже снеговой границы, где затем лед тает, и в результате схода лавин.

§ 219. Лавины

Л а в и н а м и или с н е ж н ы м и о б в а л а м и называются снежные массы, соскальзывающие с наклонной поверхности гор­ ных склонов и увлекающие за собой новые массы снега. Лавины — характерное явление в горных и приполярных районах, где уклоны больше 15°, а мощность снега до 0,5 м и более. Причины возникно­ вения лавин различны. Они могут возникнуть вследствие пере­ грузки склонов снегом во время метели или в течение первых двух дней после снегопада, когда силы сцепления между старым снеж­ ным покровом и новым снегом ничтожны. Так образуются с у х и е л а в и н ы . Во время оттепелей между нижней поверхностью снега и подстилающей поверхностью может образоваться водная смазка, что приводит к возникновению так называемых м о к р ы х л а в и н .

Иногда в нижних слоях снега создается горизонт разрыхления,

состоящий из кристаллов глубинного инея, не связанных между со­ бой. Причина разрыхления заключается в более высоких темпера­ турах в нижних слоях снега, откуда водяной пар поднимается вверх и, попадая в более холодные слои, конденсируется, образуя глу­

П р ы г а ю щ и е л а в и н ы , двигаясь по логу и встречая на пути отвесные участки, свободно падают на дно долины. Эти лавины обладают громадной скоростью и обрушиваются на препятствие всей своей тяжестью, в то время как особы и лотковые лавины скользят под некоторым углом к препятствию, лежащему на их пути.

Лавины представляют собой опасные явления, нередко сопро­ вождающиеся большими разрушениями и человеческими жертвами.

В результате изучения лавин составляются карты прогноза ла­ винной опасности с приложением к ним кадастра лавин. В неко­ торых лавиноопасных районах создаются лавинные станции и горнолавинная служба. Для защиты от лавин принимаются пре­ дупредительные и защитные меры. К предупредительным мерам относятся облесение склонов, искусственное сбрасывание лавин (минометным обстрелом, подпиливанием снежных карнизов), соз­ дание террас. Защитные меры заключаются в устройстве лавинорезов, навесов железобетонных галерей, отводящих лавины от со­ оружений, и др.

§ 220. Преобразование снега в глетчерный лед

Снежный покров, скопившийся на тех или иных участках зем­ ной поверхности, в области положительного снежного баланса со временем превращается в фирн, или з е р н и с т ы й л е д . Пре­ вращение снега в фирн, или ф и р н и з а ц и я , происходит под дав­ лением вышележащих слоев снега, под влиянием поверхностного таяния и вторичного замерзания воды, просачивающейся вглубь, а также при с у б л и м а ц и и . Сублимация — это переход воды из газообразного в твердое состояние. В зависимости от генезиса плотность фирна колеблется от 0,35 до 0,80 г/см3.

Превращение фирна в л е д н и к о в ы й , или г л е т ч е р н ы й , л е д происходит при дальнейшем его уплотнении под тяжестью новых накапливающихся слоев. В формировании льда принимают участие также талые воды, проникающие в поры фирна и замерзаю­ щие в них при достаточных запасах холода. В результате превра­ щения снега в фирн и лед и дальнейшей метаморфизации послед­ него под большим давлением происходит рост кристаллов, враста­

ние их друг в друга, сплющивание и вытягивание их в направле­ нии движения.

Перекристаллизация может происходить в твердой фазе — р е ­

жидкую фазу — р е ж е л я ц и о н н а я перекристаллизация. Глетчерный лед представляет собой голубоватую массу, состоя­

щую из крупных ледяных зерен. Плотность его в среднем 0,90 г/см3. При известных условиях лед обладает п л а с т и ч н о с т ь ю , при­ чем пластичность его тем больше, чем под большим давлением он находится и чем ближе его температура к температуре таяния. Глетчерный лед движется. Движение льда возникает, когда толща льда достигнет некоторой критической мощности, различной для разных уклонов залегания льда (практически обычно порядка 15— 30 м), при которой давление ледяной толщи оказывается достаточ­ ным для преодоления силы трения. Скорость движения льда воз­ растает с увеличением мощности льда и уклона поверхности и ложа ледника. При относительно высоких температурах скорость дви­ жения льда также увеличивается. В большинстве случаев скорость не превышает 0,5 м/сутки. Наибольшая измеренная скорость дви­ жения глетчерного льда 10—40 м/сутки (некоторые ледники Грен­ ландии). Серединная часть поверхности ледника движется обычно быстрее, чем боковые части, поверхностные слои — быстрее глу­ бинных. Летом и днем лед движется быстрее, зимой и ночью — медленнее. При наличии резких переломов профиля дна и поверх­ ности ледника возникают добавочные напряжения, пластичность льда не способна преодолеть эти напряжения, и на льду образуются трещины и разломы.

Характерной особенностью глетчерного льда, как и всякого дру­ гого, является его способность к р е ж е л я ц и и , т. е. смерзанию от­ дельных кусков льда между собой. Благодаря, режеляции глыбы льда ниже участков разлома и трещин вновь смерзаются и обра­ зуют сплошную массу льда.

Ледниковый лед отличается п о л о с ч а т о с т ь ю . Он состоит из чередующихся полос, более или менее плотных, различающихся

Полосчатость ледника может быть унаследованной от слоисто­ сти фирна и может образоваться в теле ледника в местах, где лед подвергается большим напряжениям, что связано с различной скоростью движения отдельных частей ледника и рельефом его ложа.

При нормальном давлении (1 атм.) лед тает при 0° С. При уве­ личении же давления на 1 атм. температура плавления льда по­ нижается, как уже отмечалось, на 0,0073°, т. е. лед под давлением массы ледника может таять при отрицательных температурах. Вот почему в ряде случаев сток рек и ручьев, вытекающих из ледни­ ков, не прекращается в течение всей зимы.