ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 09.04.2024
Просмотров: 185
Скачиваний: 0
конденсации водяного пара. Дополнительными источниками пи тания являются: н а р а с т а ю щ и е о с а д к и (иней, твердый налет,
изморозь), м е т е л е в ы й |
п е р е н о с снега и с н е ж н ы е |
л а |
вины. |
|
|
В период наблюдений |
Международного геофизического |
года |
(1957—1959 гг.) обнаружено, что изморозь имеет некоторое зна чение в питании ледникового покрова центральных районов Антарк тиды, ледникового щита северного острова Новой Земли. Скопле ния ее наблюдаются в Альпах, в прибрежных горных цепях Аляски, в Гималаях и т. д.
Рис. |
152. Ледник |
Федченко. |
|
|
Н а задн ем п лан е — ф и рн овая область, на |
переднем — сред н яя часть |
язы к а л едн и ка. Видны |
||
трещ ины и поверхностны е |
морены |
(черны е |
полосы ), боковы е |
и срединны е. |
На явления метелевого переноса снега и снежные лавины как дополнительные источники питания ледников при определенных со четаниях местных условий обращают внимание гляциологи Г. К- Тушинский и В. М. Котляков. Метелевый перенос и лавины приводят к концентрации снега в вогнутых формах рельефа: ни шах, карах, долинах, где как раз существует большинство горных ледников. Концентрация метелевого снега в средних по размерам долинных ледниках составляет около 15% общей аккумуляции твердых осадков на них, а вклад «лавинного» питания в общую аккумуляцию обычно не превышает 10% (В. М. Котляков, 1968 г.). Метелевый перенос на полярных ледниковых покровах (Антарк тиды и др). приводит к перераспределению снега на их
поверхности, отчасти способствует сносу снега в океан, и не влияет на аккумуляцию его на ледниковом щите.
Расход вещества ледника происходит как вследствие механи ческих причин (выдувание снега в области питания, обвалы концов языка), так и путем абляции — таяния и испарения льда, по преи муществу с его поверхности.
Изменение соотношений между приходной и расходной частями баланса вещества ледников приводит к изменению их размеров. При равенстве прихода и расхода вещества ледник находится в стационарном состоянии, при превышении прихода над расходом ледник увеличивается (наступает), при обратном соотношении убы вает (отступает). Многолетние колебания ледников связаны с из менениями условий питания, т. е. отражают изменения климата.
Величина абляции выражается обычно в единицах слоя воды, стекающей с ледника и испарившейся с его поверхности. Суммар ная величина абляции определяется, как правило, величиной стаивания. Испарение обычно невелико (до 1—2 мм/сут), и не имеет существенного значения в водном балансе ледника.
Однако большие потери тепла на испарение по сравнению с тая нием (скрытая теплота испарения 600 кал/г, или 2 5 -ІО5 Дж/кг, плавление льда 80 кал/г, или 335ІО3 Дж/кг) приводят к тому, что суммарная абляция на ледниках заметно уменьшается при возра стании относительной доли испарения. Затраты тепла на испарение повышены на ледниках континентальных районов (большая су хость воздуха) по сравнению с морскими. В ледниковых районах морского климата, например в районах Субантарктики, на ледни ках Баффиновой Земли, где в летний период часто повторяются туманы, наблюдается конденсация и ледники не теряют, а приобре тают некоторое количество тепла. Это количество летом становится
существенным |
и достигает 7 з |
всей суммы |
поступающего тепла |
(В. М. Котляков). |
расходуемого |
на таяние, — л у ч и |
|
Основной |
источник тепла, |
||
с т а я э н е р г и я . Она составляет основную долю приходной части в уравнении теплового баланса поверхности ледника в период тая ния. Между величиной таяния и радиационным теплом (коротко волновой радиацией) существует тесная зависимость, количест венно выраженная уравнением прямой линии. Так, на основании исследований на ледниках Федченко и Зеравшанском О. А. Дроз довым предложено следующее уравнение:
г(о=0,82/?к+ 2 8 , |
(172) |
где rw — расход тепла на таяние в кал/(см2 - сут); г — скрытая теп
лота |
плавления льда; w -— количество стаявшего льда в сантимет |
рах; |
Ru — коротковолновая составляющая радиационного баланса |
в кал/ (см2 • сут).
Связь между коротковолновой радиацией и величиной таяния нарушается при низких температурах воздуха, а также при относи тельно высокой температуре воздуха в условиях пасмурной погоды.
Последнее характерно для покровных ледников высоких широт, где таяние в основном происходит за счет адвекции тепла.
При загрязнении льда моренными отложениями сначала вели чина таяния растет, так как растет доля поглощенной радиации при уменьшении альбедо. Но при сплошном слое морены, покры вающей язык ледника, таяние происходит за счет молекулярного теплообмена через слой морены и интенсивность таяния снижается. Так, по наблюдениям на ледниках Федченко и Зеравшанском, су точное таяние в открытой зоне ледника в ясную погоду достигает 5—7 см (в слое воды), а на участках, покрытых мореной толщиной
Рис. 153. Ледяной столб, покрытый каменной «шляпой», предохраняющей его от таяния.
Н а задн ем плане — м орена. ( Ф о т о Д . П . С о к о л о в а . )
30—40 см, составляет 25—20% этой величины. Таяние льда прак тически прекращается под моренным чехлом толщиной примерно 1 м (рис. 153). Влияние солнечной радиации на процессы таяния уменьшается с высотой. Величина стаявшего слоя зависит от экс позиции поверхности ледника, альбедо, закрытости ледника и др. Интенсивность таяния на южных склонах больше, чем на северных, на западных больше, чем на восточных. Таяние под действием сол нечной радиации зависит от времени суток, продолжительности освещения и облачности.
Зависимость интенсивности таяния от т е м п е р а т у р ы воздуха менее отчетлива. Температура воздуха имеет значение для таяния только в том случае, если она выше 0°С. Положительная
температура воздуха усиливает результат действия солнечной ра диации. Эмпирическим путем установлена величина стаивания снега (льда) на Г положительной температуры. Так, по данным разных исследователей (В. Л. Шульц, H. Н. Пальгов и др.), ве личина стаивания снега на горных ледниках на 1° положительной средней суточной температуры воздуха равна 5—6 мм, льда — 7—9 мм (в слое воды).
Фактическое суточное и сезонное стаивание колеблется в за висимости от местных орографических условий, местных ветров (горно-долинных, фёнов), типа погоды, частоты выпадения осадков в период абляции и др.Так, наЦейском леднике, по X. Закиеву, ве личина суточного стаивания в условиях различной погоды менялась от 36 до 74 мм, на леднике Федченко в августе 1958 и 1959 гг., по данным экспедиции ЛГУ, от 20 до 74 мм, на Зеравшанском лед нике в июле 1962 г. от 60 до 80 мм.
Величина годовой абляции составляет в среднем для ледников
Альп около 2—3 м, на Ронском леднике на |
высоте 2560 м — по |
|
рядка |
3 м, на высоте 1810 м — около 11 м, |
на Земле Королевы |
Луизы |
(Гренландия) — около 1 м слоя воды |
(С. В. Калесник). |
Ежегодные колебания концов ледников составляют обычно не сколько метров или десятки метров. Но бывают случаи и более значительных колебаний. Так, Большой Тихоокеанский ледник на Аляске за один лишь 1911-12 г. отступил на 2292 м. На Кавказе первая половина XIX столетия была временем последнего макси мального развития ледников: снеговая линия тогда лежала на 70—75 м ниже, чем современная (С. В. Калесник), с середины сто летия наметилось отступание, прерываемое задержками и сравни тельно небольшими наступаниями. Эти наступания (не всюду) от мечены в 1877—1887, 1907—1914, 1927—1933 гг. А. В. Шнитников изучил колебания ледников Альп с начала XVII столетия. Главный максимум оледенения был им отмечен в период 1845—1856 гг. По следующие наступания были в 1880—-1894 и 1914—1924 гг. С 1928 г. наметилось почти неуклонное отступание ледников.
В Средней Азии ледники наступали с начала XX столетия (1906—1915 гг.). Это наступание отмечается многими исследова телями (Р. Д. Забиров и др.) на фоне общего сокращения оледе нения. Некоторые ледники, как, например, Зеравшанский, по ис следованиям Л. К- Давыдова, находятся в стадии отступания при мерно с 1870 г., т. е. в течение последних 100 лет.
§ 222. |
Типы и распространение ледников |
Различают два |
основных типа ледников — м а т е р и к о в ы е и |
г о р н ы е . Главную роль в ландшафтной оболочке Земли играют материковые ледники, или ледниковые щиты, примером которых могут служить ледниковые щиты Антарктиды и Гренландии. Ти пичные ледниковые щиты отличаются огромными размерами, пло ско-выпуклой формой, не зависящей от рельефа местности, погре бенной под ледниковым покровом. Накопление снега происходит
