Факультет

Студентам

Посетителям

По следам древних оледенений

Родоначальник античной натурфилософии, Фалес из Милета, считал воду началом вещей.

Это наивное утверждение не так уж далеко от истины: вода действительно является одной из основ нашего мира. С общегеографической точки зрения решающим свойством этого простейшего соединения водорода с кислородом остается его способность играть ведущую природообразующую роль во всех трех своих агрегатных состояниях — газообразном, жидком и твердом. Пожалуй, на земном шаре не найдется вещества, способного сравниться с водой по части универсальности. О значении жидкой воды в жизни природы говорить не приходится — оно очевидно. Газообразная вода — водяной пар — является необходимым звеном кругооборота энергии и жизни на нашей планете. Ежегодно около 520 тыс. км3 воды, пройдя через атмосферный испаритель, выпадает на поверхность Земли, увлажняя сушу, питая ручьи и реки, унося в океан до 20 млрд. т. твердых наносов. Но этим функции водяного пара не ограничиваются. Он защищает планету от чрезмерного охлаждения, укутывая ее слоем облаков и перераспределяет энергию в атмосфере, играя роль глобального терморегулятора.

Сравнительно более скромным на первый взгляд кажется природообразующее значение воды в твердом состоянии — льда и снега. Но на самом деле это далеко не так. Некоторые аспекты многостороннего воздействия льдов на окружающий нас мир еще недооцениваются из-за их недостаточной изученности. Еще большая роль принадлежала льдам в недавнем геологическом прошлом, когда великие древние оледенения покрывали более 30% суши. Влиянию былых ледниковых покровов на формирование современного лика Земли и посвящена эта брошюра. Но чтобы расшифровать следы, оставленные древними ледниками, надо достаточно хорошо знать свойства льда и особенности современного оледенения планеты.

Образование льда может происходить различными способами. С известной степенью условности выделяются три главных типа льдообразования. При рекристаллизационном типе выпавшие массы снега в условиях низких температур уплотняются под действием собственного веса, медленно превращаясь сначала в фирн, а затем в лед. Для такого льда характерно большое содержание воздуха, доставшегося ему в наследство от снежно-фирновой толщи. Мелкие воздушные пузырьки придают льду специфический молочно-белый цвет; его удельный вес около 0,75 г/см3, иногда более. Рекристаллизационное льдообразование характерно для самых высоких широт (например, для Антарктиды) и вершин гор.

Инфильтрационный лед образуется при Частичном подтаивании снежно-фирновых масс в теплое время года. Талая вода, просачиваясь в нижние горизонты фирна, замерзает там, заполняя все поры. Для этого типа льда характерен голубоватый цвет и несколько большая плотность — до 0,9 г/см3. Именно инфильтрационным льдом сложена большая часть горных ледников нашей планеты.

При конжеляционном льдообразовании кристаллы льда зарождаются прямо в толще воды. В этом случае вода из жидкой фазы переходит прямо в твердое состояние, минуя атмосферный испаритель. Такой лед состоит из наиболее отчетливо оформленных кристаллов, содержит мало включений воздуха и имеет красивый голубой цвет. Удельная плотность его превышает 0,9 г/см3.

Естественно, в природе часто наблюдаются и промежуточные типы льдообразования. Например, снег, выпавший на конжеляционный озерный лед, может перекристаллизоваться по инфильтрационному типу льдообразования. В результате получится ледовая толща смешанного происхождения.

По мере увеличения мощности ледовой толщи она приобретает способность растекаться под действием собственного веса. На протяжении многих десятилетий считалось что лед движется, как жидкость, с очень большой, но все же постоянной вязкостью, и, следовательно, скорость его течения прямо пропорциональна внешнему усилию или внутреннему напряжению. Но в середине нашего века благодаря лабораторным экспериментам Дж. Глена и теоретическим расчетам Дж. Ная из Великобритании удалось выяснить, что первоначально приложенное усилие имеет следствием изменяющуюся во времени деформацию ледяного кристалла. С этой точки зрения поведение льда соответствует представлениям о движении полнокристаллического твердого тела. Он в самом деле напоминает по своим механическим свойствам металл, находящийся при температуре чуть ниже точки плавления. В таких условиях для данного напряжения скорость деформации льда сначала возрастает, но затем становится почти постоянной.

В реально существующих ледниках напряжения действуют в течение очень длительных отрезков времени, в связи с чем гляциологи, как правило, сталкиваются именно с этой установившейся фазой движения ледника. Этим и объясняется стремление рассматривать ползучесть льда как вязкое течение, которое описывается линейным законом. Однако при таком подходе коэффициент вязкости превращается в практически неуловимую величину, лишенную физического смысла, потому что он сам зависит от таких факторов, как структура и температура льда, интенсивность напряжений и многое другое.

По расчетам известного советского гляциолога П. А. Шумского, на склоне крутизной в 45° слабое движение льда начинается уже при мощности около 1,5 м, а заметное — при 15,4 м. Для уклона в 10° соответствующие значения равны 6,28 и 62,8 м, а для практически горизонтальной площадки они составляют 62,5 и 625 м. Очевидно, чем «теплее» и мягче лед, тем меньший вес он должен накопить для того, чтобы прийти в движение.

Говоря о скорости движения льда в широком смысле слова, приходится оперировать лишь самыми общими цифрами. Для ледников в обычном состоянии она изменяется от нескольких десятков до сотен метров в год. Очень крупные и мощные ледниковые потоки в Антарктиде за год проходят до полутора километров, а одна из крупнейших ледниковых рек Гренландии, Якобсхавн, движется со скоростью до 10 км в год.

Но все-таки ледники могут двигаться еще быстрее. В 1953 г. ледник Кутьяк в Каракоруме продвинулся на 12 км за три месяца — в среднем по 130 м в сутки. В 30-х гг. один из ледников Шпицбергена увеличил свою длину на 21 км всего за 3 года. С 28 сентября по 3 октября 1969 г. в Северной Осетии ледник Колка продвинулся на 1,5 км вниз по долине и, слившись с находившимся на его пути ледником Майли, продолжал свое наступление вплоть до зимы 1970 г. Временами его скорость достигала 200 м в сутки, превышая обычные значения более чем в тысячу раз. Известны наступления ледника Медвежьего на Памире, которые вызывали образование подпрудных водоемов в долине р. Абдукагор и катастрофические паводки, следовавшие за прорывами недолговечной ледяной плотины.

Явления такого рода, при которых скорость движения ничем не примечательного ледника неожиданно увеличивается в сотни и тысячи раз, называют ледниковыми пульсациями. Например, гляциологам Института географии АН СССР удалось установить, что ледник Медвежий повторяет свои набеги раз в 10—12 лет: в 1951, 1963 и 1973 гг. Вероятно, в ближайшие годы произойдет его новая подвижка.

Ледниковые пульсации и особенно связанные с ними катастрофические явления привлекли внимание специалистов во многих странах. Комплексные исследования, включающие анализ космических материалов, фототеодолитные съемки, сейсмо — и радиозондирование, математическое моделирование и ряд других методов, позволили более детально изучить динамику ледников. Оказалось, что скачкообразный режим движения в более или менее отчетливо выраженной форме характерен для значительной части исследованных глетчеров. Это связано с периодическим накоплением и разрядкой напряжений в теле льда, изменениями его температурного режима, а также с появлением подо льдом слоя талой воды, играющей роль смазки.

В обычных условиях нижние горизонты ледника, испытывающие сопротивление ложа, двигаются значительно медленнее, чем лед на его поверхности. По данным, собранным в разных частях земного шара, придонные слои льда в 5—10 раз отстают от приповерхностных. Но лед представляет собой кристаллическое тело, и пределы его упругости не позволяют ему сохранить монолитность при столь существенной разнице в скоростях движения. Это противоречие разрешается достаточно просто. Ледник не только ползет по подстилающим породам, но и каждый слой льда внутри ледника скользит по нижележащему слою, чуть-чуть опережая его. Этот тип движения называется послойно-дифференцированным течением льда. Толщина таких относительно самостоятельных прослоев в теле ледника обычно не превышает нескольких сантиметров. На контакте между ними за счет трения выделяется теплота, способствующая частичному таянию льда. В момент, когда силы внутреннего сцепления льда приходят в равновесие с напряжением сдвига, скольжение временно прекращается, и талая вода снова замерзает. Прослои чистого новообразованного льда, возникшие в леднике из замерзшей водяной смазки, получили название голубых лент.

Накопление новых напряжений вызывает новую микроподвижку внутри ледника. Иначе говоря, послойно-дифференцированное движение имеет импульсный характер, тысячекратно повторяя в миниатюре скачки многочисленных «пульсирующих ледничков», заключенных в тело одного большого ледника.

Часто оказывается, что одно послойно-дифференцированное движение ледника не может компенсировать накапливающиеся в его теле напряжения. Например, при спуске с крутого участка на горизонтальную площадку лед замедляет движение. В то же время сзади на него оказывает значительное давление лед, сохранивший свою высокую активность. На контакте возникают сжимающие усилия, превышающие предел прочности льда, и в теле ледника образуются сколы, направленные вперед — вверх по ходу его движения. Блоки быстро двигающегося льда встают на дыбы над поверхностью глетчера, формируя системы чешуйчатых надвигов и гляциодислокаций. Такой тип движения льда получил название скольжения по плоскостям внутренних сколов.

В местах, где крутизна склонов заметно увеличивается, во льду, наоборот, возникают растягивающие движения, и он дробится на сравнительно небольшие глыбы, каждая из которых скользит по ложу в виде практически монолитного тела. Внутри такой глыбы уже не возникает сколько-нибудь заметных напряжений, заставляющих двигаться отдельные слои льда относительно друг друга. Это третий основной тип движения ледников — глыбовое скольжение по ложу. Кстати, именно оно играет ведущую роль при подвижках пульсирующих ледников.

Растекаясь по поверхности земли, лед раньше или позже должен был бы достичь равновесного состояния, при котором силы внутреннего сцепления компенсируют имеющиеся в его теле напряжения сдвига. Этого, однако, не происходит, потому что из года в год ледник восстанавливает свой вес и мощность, получая дополнительные порции вещества из атмосферы. В основном питание ледников осуществляется в виде снега с последующим его преобразованием в рекристаллизационный и инфильтрационный лед. Но и при ясном небе на их холодной поверхности из воздуха конденсируется влага, которая тут же переходит в твердую фазу. Капли случайного дождя служат дополнительным источником питания. Получается замкнутый цикл: лед формируется в холодном высокогорье, под действием силы тяжести ползет вниз и там тает и частично испаряется. Сходный тип кругооборота характерен и для покровного оледенения. Здесь лед из области питания растекается в радиальных направлениях.

Периферические части крупных современных ледниковых покровов подтачиваются морем, которое и уносит айсберги — основную статью расхода таких ледников. Следовательно, вода, попавшая в тело ледника, не изымается из кругооборота влаги на планете, а продолжает этот кругооборот в чрезвычайно замедленном темпе.

В центре Северной Гренландии, на исследовательской станции Кемп-Сенчери в конце 60-х гг. была пробурена скважина глубиной 1390 м. Возраст слоев льда, вскрытых на этой глубине, оценивается в 125—130 тыс. лет. Следовательно, в среднем в этой точке Гренландского щита накапливалось чуть больше 1 см льда в год. Другая скважина глубиной более 1,5 км была пробурена советскими гляциологами в центральной части Восточной Антарктиды, на станции Восток. При бурении на американской станции Бэрд в Западной Антарктиде была пройдена толща льда мощностью 2164 м.

Горизонты льда, вскрытые скважинами, несут в себе информацию о природной обстановке, в которой они формировались. В сущности, ледниковая летопись прошлого ничем не уступает геологической летописи осадочных пород. Только осаждение ледяных кристаллов шло не в водной среде, а в толще атмосферы. С этой точки зрения поверхность Земли можно рассматривать как дно воздушного океана, а лед — как одну из разновидностей осадочных пород.

Годичные слои льда, как листки календаря, ложились один на другой. В эпохи влажного климата снега выпадало больше и мощность ледяных прослоев увеличивалась. В сухие периоды — наоборот. Эта закономерность используется при реконструкциях климатических обстановок в прошлом. Быстрыми темпами развиваются химические и физические методы изучения льда. Например, анализ соотношения изотопов кислорода во льдах Гренландии позволил датскому ученому У. Дансгорду с большой детальностью восстановить историю флуктуаций климата на протяжении последних 100 тыс. лет. Все более широкое применение находят приемы системного анализа истории ледников и ледниковых покровов.

Автор: Д. Б. Орешкин

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: