Основные черты континентального ледникового покрова

Ледниковый покров делится на восточнои западноантарктический. Первый имеет ложе, большая часть которого выше уровня моря, и поэтому относится к типу наземных покровов. Второй — «морской» покров, так как основная площадь его ложа ниже уровня моря. Ледниковый покров питается снегом, віпадающим на его поверхность, и растекается: в сторону побережий, в результате чего он имеет выпуклую форму. В качестве идеализированной математической модели антарктического ледникового покрова рассматривают ассиметричный, растекающийся от одного центра ледник радиусом около 2000 км и толщиной в центре около 3, 6 км, находящийся на плоском пике. Его поперечный профиль оказывается выпуклым, близким к параболическому или полуэллиптическому, а высота поверхности в каждой точке определяется скоростью аккумуляции снега и напряжением сдвига на ложе, которое изменяется плавно и пропорционально расстоянию до края покрова, плотность льда и наклону поверхности. Действительный ледниковый покров отличается от идеализированного из-за неровности ложа, создающей несколько центров растекания льда, а также из-за неравномерного распределения напряжений сдвига. Основные центры растекания называются куполами; кроме них имеется множество мелких куполов в Трансантарктических горах, на Антарктическом полуострове, в прибрежных районах. Там, где направление течения льда совпадает с крупными подледными ложбинами (большинство из которых тектонического происхождения); образовались выводные ледники. Если они пересекают горы, то называются сквозными, Через выводные, крупнейшим из которых является ледник Ламберта, и через сквозные ледники происходит сброс наибольшей части льда.

Напряжения сдвига на подошве ледникового покрова, согласно расчетам Н. Макинтайра и А. Купера (Antarctida, 1983), в целом возрастают от центра к краям покрова и от верховьев к низовьям выводных ледников. Детали, осложняющие рисунок их распределения, зависят от расположения участков, где лед приморожен к ложу или отделен от него тонкой пленкой воды, а также от неровностей подледного рельефа. Относительное уменьшение напряжений сдвига характерно для замкнутых подледных бассейнов, особенно над подледными озерами, и на небольших участках за резко выраженными подледными неровностями; относительное увеличение напряжений сдвига характерно для верховьев выводных ледников с конвергентным расположением линий течения льда и для участков, где лед вталкивается на резкие выступы ложа. Особый случай относительного уменьшения напряжений сдвига на подошве льда без влияния названных выше причин отмечается для нижних участков выводных ледников, поставляющих лед из Западной Антарктиды к морю Росса. На этих участках и продольный профиль ледников отличается от теоретического — оказывается более пологим и вогнутым. Эти особенности можно объяснить «подпруживающим» воздействием шельфового ледника Росса, его сопротивлением вторжению выводных ледников, перераспределением напряжений из нижнего слоя этих ледников на всю их толщу. Не будь здесь шельфового ледника Росса, напряжение в выводных ледниках вернулось бы к норме, границы их всплывания отступили бы вверх по течению, а продольный профиль стал бы выпуклым. Подпруживание краев ледникового покрова шельфовыми ледниками распространено и на других участках; оно имеет существенное значение для стабильности западноантарктического покрова.

Температура в толще ледникового покрова определяется рядом процессов: теплообменом поверхности покрова и атмосферы, притоком холодного люда из вышерасположенных и поэтому более холодных районов, выделением тепла при деформации люда в результате его течения, выделением тепла за счет трения движущегося льда о ложе (на участках, где покров не приморожен к ложу), выделением тепла из недр Земли. Сезонные изменения температуры охватывают верхние 10−20 м снега. Ниже температура покрова близка к среднегодовому в данной точке поверхности. В глубже расположенной толще температура может несколько сближается в слоях, принесенных из более холодных районной. Но в более глубоких слоях, вплоть до ложа покрова, наблюдается постепенное повышение температуры впоследствии нагрева льда идущим снизу теплом разного происхождения. Большое значение в этом имеет геотермическое тепло.

Площадь зоны донного таяния антарктического ледникового покрова может увеличиться в несколько раз при увеличении теплопотока из недр Земли лишь в 1, 5 раза. Другим важным источником тепла является трение подошвы движущегося льда о ложе. Едва температура контакт ледложе на некотором участке достигает точки таяния под давлением, сцепление льда с ложем резко ослабляется и лед получает возможность скользить по ложу. Образующееся при этом тепло трения приводит к дальнейшему разогреву льда и к расширению начальной зоны его скольжения. С этим явлением связан один из возможных механизмов эпизодических быстрых подвижек, пульсаций или «серджей» ледникового покрова.

Для решения многих вопросов желательно знать распределение температуры на ложе ледникового покрова. Метода бесконтактного дистанционного измерения температуры ложа ледника не существует. Расчеты температуры подошвы покрова на основе законов физики и механики льда, выполненные разными исследователями, дали существенно различные результаты. Представление о реальном распространении участков, где подошва ледникового покрова имеет температуру таяния под давлением, дают контуры зон подледных озер. Эти озера обнаруживаются методом радиолокационного зондирования, поскольку контакт лед — вода лучше отражает радиосигнал, чем контакт лед — влажное ложе и намного лучше, чем контакт ледсухое ложе. Этим методом подледные озера диаметром до десятков километров и глубиной, вероятно, до нескольких десятков метров обнаружены в Западной Антарктиде (в пределах равнины Бэрда) и под высокой и холодной частью Восточноантарктического плато (купол «С»). Надо полагать, подледные озера могут быть соединены протоками друг с другом и с окрестностями наземного ледникового покрова, по которым талая вода выпрыскивается из-под ледяных массивов, вероятно вдоль ложбин выводных ледников.

Расчетное поле скорости движения поверхности льда приведено на Рис- 7. Средние по вертикальному сечению скорости течения льда, рассчитанные У. Баддом и И. Смитом по оценкам баланса массы ледникового покрова, не превышают 0 м/год, на краях покрова — 50−100 м/год, в выводных ледках 1, 5 — 2 км/год, на внешних краях шельфовых ледников — до 2 км/год. Расчетная средняя скорость движения поверхности ледникового покрова у его края около 230 м/год (Шуйский, 1967). Измеренные скорости движения выводных ледников Ламберта, Бэрда и других достигают 500−700 м/год, т. е. оказываются ниже рассчитанных в предположении в нулевом балансе массы ледникового покрова. Направление движения поверхности льда отвечает уклону поверхности. Но глубинные слои льда могут существенно отклоняться от этого направления неровностями подледного рельефа.

В вертикальном разрезе ледниковый покров имеет слоистое строение, что обнаруживается при изучении образцов снега и льда, полученных в шурфах и скважинах, а также при радиолокационном зондировании. С помощью глубокого бурения подробно исследовано строение покрова в районах станций Бэрд и Восток и на куполе"С". Повсюду на отметках выше 500−1000 м снег переходит с глубиной в лед, постепенно уплотняясь под тяжестью вышележащих слоев и перекристаллизовываясь. В краевой полосе, где летом происходит таяние, талые воды проникают в снег и фирн и замерзают в нем. Поэтому переход снега в лед происходит быстрее.

Слоистость ледникового покрове, заметная по данным радиозондирования, отражает продолжительные (порядка десятилетий и больше) климатически обусловленные колебания скорости аккумуляции снега и процессов его перехода в лед. Эти колебания приводят к появлению горизонтов льда, различающиеся по плотности. Возможно также, что некоторые горизонты в толще покрова, хорошо отражающие радиоволны и прослеживаемые путем радиолокации («внутренние рефлекторы») на расстоянии в десятки километров, соответствуют загрязненным продуктами крупных вулканических извержений. Прослеживание таких слоев на больших площадях позволяет оценить деформации изохронной поверхности, вызванные изменением количества осадков (их увеличением к краям покрова) и перетеканием льда через подледные возвышенности. Наиболее яркие из таких слоев исчезают лишь в нижних горизонтах льда, где они рассеяны пластичными и разрывными деформациями.

Годичная слоистость используется для определения возраста верхних слоев снега и фирна. Возраст более глубоких горизонтов льда, где годичная слоистость уже неразличима, оценивается путем экстраполяции или расчетов по моделям динамики покрова. По оценке П. А. Шуйского (1967), возраст наиболее древних придонных слоев льда в Восточной Антарктиде может достигать 400 тыс. лет; максимальный возраст льда ложа западноантарктического покрова оценивается Л. Томпот 84 до 27 тыс. лет.

Шельфовые ледники являются плавучими продолжениями наземного ледникового покрова и поэтому наследуют многие его черты (структуру, температуру и др.). Однако, будучи подстилаемыми водой, они приобретают и свои собственные черты — плоскую поверхность, высокую скорость движения (растекания без трения о ложе), новые составляющие бюджета вещества — намерзание и таяние на нижней плоскости.

В. Антарктиде насчитывается около 60 шельфовых ледников, Большинство из них сравнительно небольшие (шириной от десятков до 100−200 км), протягивающиеся вдоль побережья. Из этого ряда выделяются своими размерами шельфовые ледники Ронне — Фильхнера и Росса. Форма шельфовых ледников в плане определяется очертаниями ограничивающих их побережий, положение внешнего края — рубежом, на котором постепенно утоньшающийся к фронту ледник может быть разломан морскими волнами.

В тыловой части шельфовых ледников, у границы с континентальным покровом их толщина существенно больше, чем во фронтальной части. Например, толщина шельфового ледника во многих местах достигает 800−900 м, тогда как толщина льда вблизи его фронта — менее 300 м. Утоньшение шельфовых ледников к фронту происходит главным образом из-за растекания льда в ту сторону, где оно не встречает сопротивления. При этом скорость движения льда, естественно, увеличивается; например, в тыловой части шельфового ледника Росса средняя скорость движения льда около 250 м/год, на его фронте — до 1250 м/год.

растекания осложняется намерзанием и таянием льда на нижней плоскости и выпадением осадков на их поверхность. Намерзание льда происходит в тыловой части, где масса льда, сползающего с берегов, еще сравнительно холодна. Здесь же из подназемного покрова выходят талые воды, пресность которых также способствует процессу намерзания. Таяние нижней плоскости шельфового ледника происходит у его фронта, где и сам ледник, и соприкасающиеся с ним морские воды достаточно теплы. По данным И. А. Зотикова и В. С. Загородом о шельфовом леднике Росса можно рассчитать, что в тыловой полосе ледника шириной около 100 км при среднем темпе намерзания льда около 4, 5 см/год образуется слой нового льда толщиной около 22, 5 м. За счет сближения линий течения льда к фронту этого ледника (длина фронта в несколько раз меньше длины тыловой части) толщина слоя нового льда увеличится здесь до 70−110 м. Во фронтальной полосе шириной 150−200 км происходит таяние со средней скоростью около 0, 5 м/г. При средней скорости движения льда около 0, 9 км/год толщина слоя стаявшего льда достигнет 80−110 м, т. е. на нижней плоскости шельфового ледника Росса вблизи его края может стаять весь лед, намерзший из морской воды, и, возможно часть континентального льда. Одновременно на пути от тыловой границы к фронту этого ледника на единицу его поверхности выпадает столько осадков, что их суммарный объем составляет около 55% объема льда, первоначально поступившего наземного покрова (Барков, 1971).

В результате этих процессов толща льда шельфового ледника Росса, как и других шельфовых ледников Антарктиды имеет трехслойное строение: сверху залегает слой льда, образованный непосредственно на шельфовом леднике из атмосферных осадков, ниже — лед, спустившийся с континента, на подошве — слой льда, намерзшего из морской воды.

Края шельфовых ледников разламывают барические волны и цунами. Первыеэто обширные неровности поверхности моря, образующиеся за счет различий атмосферного давления над разными участками, например при прохождении циклонов длина их в Антарктике измеряется десятками километров. Цунами — волны, порождаемые крупными землетрясениями. Проходя над прибрежными мелководьями, цунами могут рассеиваться (дивергировать), но могут и концентрироваться (конвергировать), увеличивая свою высоту до нескольких метров.

Распространение зон действия таких волн вокруг антарктического побережья подробно рассмотрел Л. М. Саватюгин. Из них получены следующие выводы. Землетрясения, генерирующие цунами, довольно часты в антарктическом сейсмическом поясе — в полосе срединно-океанических хребтов (Южно-Антильского, Африканско-Антарктического и др.) на дне Южного и соседних океанов. Ежегодно здесь происходит около 10 землетрясений, возбужденные ими цунами способны достичь побережий Антарктиды. Около 85% длины побережья Антарктиды имеют уступы, при которых цунами дивергируют. Лишь на 3% длины эти волны конвергируют настолько, что каждая из может взламывать шельфовые ледники.

Барические волны в открытом море обычно невысоки. Но при совпадении скорости движения самой волны и порождающей ее барической системы (в Антарктике — циклона) эти волны путем резонанса вырастают так, что становятся способными ломать края шельфовых ледников. Необходимая для резонанса скорость движения циклонов, пересекающих границу ледникового покрова, должна достигать 65−85 км/ч. По наблюдению ИСЗ здесь реальные скорости циклонов могут превышать 100 км/ч. Зона выхода таких циклонов на побережья широка; именно сопровождающие их барические волны грают ведущую роль в разрушении шельфовых ледников.

На разных участках побережья высота и длина барических волн и цунами различны. Поэтому критическая толщина шельфовых ледников, доступных взламыванию этими волнами, так же меняется от места к месту. В зонах сильных волн шельфовые ледники невелики, так как их критическая толщина близка к толщине края наземного ледникового покрова. На относительно спокойных по волновой деятельности участках критическая толщина шельфовых ледников может быть менее 100 м, чаще всего она колеблется от 100 до 250 м.

Крупные барические волны и цунами подходят к берегам Антарктиды, видимо, один раз в несколько лет или даже десятки лет. В общем, чем длиннее этот интервал, тем более крупные айсберги могут откалываться от краев шельфовых ледников.

Айсберги и морские льды. Эпизодические определения пофронта шельфового ледника Росса, первое из которых относится к 1841 г., показывают, что ширина полосы его изменений при отколе айсбергов измеряется десятками километров (Буйницкий, 1973). Кроме айсбергов, продуцируемых шельфовыми ледниками, В. X. Буйницкий выделяет айсберги выводных ледников и покровного оледенения. Они различаются размерами: первые — крупнейшие, последние — наименьшие. Наиболее крупные айсберги достигают длины 150 и ширины 70 км (средние размеры недавно отколовшихся айсбергов: длина 770, ширина 400, высота над водой 50 м, объем 0, 1 км3). С учетом этих величин и объема стока льда Антарктиды в океан можно определить, что здесь ежегодно: образуется 20−22 тыс. айсбергов. Всего же в водах Южного океана насчитывается примерно 220 тыс. айсбергов (в водах, омывающих Гренландию, 10−15 тыс.). Следовательно, средняя продолжительность жизни антарктического айсберга около 10 лет. За время он проплывает многие тысячи километров.

шириной 100−200 км; половина всех айсбергов приходится на прибрежные акватории шириной 550−600 км. Но отдельные айсберги были встречены на расстоянии до 4−5 тыс. км от Антарктиды, на 36° ю. ш. у Южной Америки, на 26°30' ю. ш. у Африки.

Образование морских льдов в Антарктике происходит по кольцевой полосе шириной от 700 до 2400 км. В теплое время года почти все льды успевают растаять. Следовательно, в Антарктике преобладают однолетние (в Арктике — многолетние морские льды). Их максимальная толщина не превышает 2, 0−2, 5 м. Наибольшая площадь распространения морских льдов (октябрь) оценивается разными авторами величиной 17 до 20 млн км2.

В распределении морских льдов по направлению от берега континента обычно наблюдаются следующие зоны: припай, заприпайная полынья, зона дрейфующих льдов, сплоченность которых убывает к северу. Припай — это неподвижный ледяной покров, ширина его зависит при прочих равных условиях от конфигурации побережья (меньше у побережий с простыми очертаниями); от места к месту она изменяется на порядок. В период наибольшего развития (сентябрь — октябрь) ширина полосы припая в среднем по Антарктиде 15−20 км, в период наименьшего развития (декабрь — январь) — 1−3 км. На прибрежную полосу припая стоковые ветры сносят снег с континента. Толщина снежного покрова на припае в полосе шириной 10−20 км за счет этого оказывается необычно большой (до 1 м за год).

Эти же стоковые ветры отгоняют дрейфующий морской лед от кромки припая, создавая устойчивые заприпайные полыньи. В октябре — ноябре площадь заприпайных полыней достигает 7% от площади акватории, занятой дрейфующими льдами. Наличие зимой больших пространств открытой воды у кромки припая заметно влияет на теплои влагосодержание прилегающих масс воздуха, усиливает поток тепла и влаги на континент.

Малые ледниковые купола и горные ледники. Многие из антарктических островов и прибрежных отмелей покрыты ледяными куполами — самостоятельными покровными ледника ми. Особо крупные ледниковые купола находятся на острова или отмелях в пределах шельфовых ледников. Ледяной о. Беркнер (между шельфовыми ледниками Ронне и Фильхнера) достигает длины до 350 и ширины более 200 км. Средние размер ледниковых куполов 30×10X0, 5 км. Они представляют собой миниатюрные копии Антарктического ледникового покров. Значительные исследования баланса массы и механизма движения льда выполнены П. А. Шумским и коллегами на ледниковом куполе о. Дригальского вблизи станции Мирный. Этот купол…

толщиной льда до 420 м. В его основании находится отмель с шириной 65 м и более. Купол Дригальского получает несколько меньше осадков, чем необходимо для его равновесного содержания и при сохранении современных условий может исчезнуть через несколько сотен лет. Он не смог бы возродиться вновь, пока уровень моря не снизился бы настолько, чтобы возродить отмель — основание купола. Следовательно, ледяной о. Дригальского, как, вероятно, и многие другие аналогичные купола — реликт прежних, более благоприятных для оледенений условий.

В ином положении находится большинство горных ледников, вполне соответствующих современному климату; некоторые из них не исчезали в течение последних 0, 5 млн лет и более Например, ледник Мезерв в Трансантарктических горах, оазис Мак-Мердо). Несомненно, что столь долгая жизнь горных ледников Антарктиды обусловлена благоприятным климатическим … созданным континентальным ледниковым покровом.

Всего Антарктиде существует, вероятно, несколько тысяч крупных ледников. Крупным и типичным горно-ледниковым районом является оазис Мак-Мердо, или Сухие Долины, на побережье Земли Виктории. На четырех горных хребтах общей площадью около 7, 5 тыс. км2 насчитывается около 120 обособленных горных ледников, в том числе принадлежащих к крупнейшим в мире (ледник Тейлора площадью около 3 тыс. км2 и длиной 25 км, ледник Феррара 1, 1 тыс. км2 и 85 км, ледник Нижний Райт 850 км 2 и 33 км и др.). У большинства же ледников длина менее 10 км (в том числе около 1/3 — менее 3, 6 км. Отношение площади аккумуляции к площади абляции у этих ледников от 2 до 7−8.

Интенсивность питания этих ледников снегом зависит от заноса осадков ветрами со стороны моря Росса и сдувания и испарения выпавшего снега стоковыми ветрами, несущимися по сквозным долинам наподобие рек глубиной в сотни метров. Поэтому она быстро убывает с удалением от побережья.

Прибрежная полоса почти сплошь закрыта снегом и льдом, С удалением от моря быстро возрастает площадь каменистых, бесснежных пространств. В этом же направлении меняются и формы горных ледников. Вблизи побережья, где осадки велики, ледники относительно большие, имеют ясно разграниченные каналы питания и абляции, их языки спускаются на дно основных долин. Вдали от моря ледники сравнительно малы и прячутся от иссушающих стоковых ветров в высоко поднятых боковых ущельях. В некоторых из этих ледников обильна примесь принесенного ветром песка в виде слоев и линз. Гонимые стоковыми ветрами песчаные дюны надвигаются на края ледников.

Обычно расход льда на участках, подвергающихся прямому исключительно путем испарения; годовая величина абляции 250−50 мм. Испарение снега и льда идет круглогодично, осадки выпадают преимущественно летом, т, е. сезоны абляции и аккумуляции противоположны тому, что наблюдается в горах средних широт. Сходные условия существования горных ледников характерны и для прочих районов Антарктиды, за исключением крайнего севера Антарктического полуострова — Субантарктики, в которой климатические условия близки к тем, что имеются в горно-ледниковых районах средних широт.

Многие ледники в Трансантарктических горах питаются из местных ледниковых куполов, которые по реакции на внешнее воздействия отличаются от континентального ледникового покрова существенно более высокой скоростью изменений и независимостью от уровня океана.

В бюджете Антарктического оледенения приходная час представлена выпадением осадков и нарастанием льда на подошве плавучих шельфовых ледников, расходная — испарением снега, его метелевым сносом, стоком талой воды с поверхности и из-подо льда, таянием подошвы шельфовых ледников, а главное — отколом айсбергов. Непосредственное измерение величин всех составляющих бюджета затруднительно. Они оцениваются в основном по данным о скорости аккумуляции снега, а также по косвенным показателям — скорости движения краев ледникового покрова и др. По расчетам В. М. Котляков отражавшим уровень знаний середины 70-х годов, атмосферные осадки составляют (в водном эквиваленте) около 2480 км 3 /год, таяние шельфовых ледников — 370, вынос снега ветром — 20, сток — 15, айсберговый сток — 2200±720 км 3 /год. Расчеты Т. Аверьянова (1980) дают следующие величины: сумма осадков 2524 км 3 /год, испарение снега и льда 282, снос ветром снега 20±10, жидкий сток с поверхности 15±3 км 3 /год. С учетом этих показателей собственно годовая аккумуляция снега приравнивается в 2207±13 км 3. В 1985 г. М. Джиовинетто и Ч. Бентли получили оценку годовой аккумуляции 1963±200 км3.

Сток талой воды из-под наземного ледникового покрова, оценивается разными авторами в пределах 75±50 км 3/год. Общий объем намерзания и таяния льда на нижней плоскости шельфовых ледников достоверно не оценен, вероятно, эти процессы сравнительно слабы и почти компенсируют друг друга. Если так, общий сброс льда в море в виде айсбергов при равновесном состоянии оледенения Антарктиды, с учетом приведенных выше оценок аккумуляции, должен находиться в пределах 1650−2200 км 3 /год, что составляет около 0, 006% объема Антарктического ледникового покрова. Тогда средняя продолжительность пребывания льда в этом покрове 14−18 тыс. лет.

Согласно новейшему обзору (Summary…, 1985), бюджет массы Антарктического оледенения оценивается величиной от — 20 до +50%, причем наиболее вероятный диапазон — от 0 до 20%; в последнем случае уровень Мирового океана изменился бы ныне в связи с изменениями объема Антарктического оледенения на -0, 6±0, 6 мм/год.