ЛЕДНИКИ́

ЛЕДНИКИ́, мас­сы льда пре­им. ат­мо­сфер­но­го про­ис­хо­ж­де­ния, дви­жу­щие­ся под дей­ст­ви­ем си­лы тя­же­сти и при­няв­шие фор­му по­то­ка, сис­те­мы по­то­ков, ку­по­ла (щи­та) или пла­ву­чей пли­ты. Об­ра­зу­ют­ся из твёр­дых ат­мо­сфер­ных осад­ков там, где в те­че­ние го­да их от­ла­га­ет­ся боль­ше, чем стаи­ва­ет и ис­па­ря­ет­ся; со­от­вет­ст­вен­но со­сто­ят из об­лас­тей пи­та­ния и аб­ля­ции, раз­де­лён­ных гра­ни­цей пи­та­ния, на ко­то­рой при­ход льда в те­че­ние го­да ра­вен рас­хо­ду. В хо­лод­ных рай­онах об­ласть аб­ля­ции мо­жет быть пред­став­ле­на толь­ко крае­вым об­ры­вом, от ко­то­ро­го от­ка­лы­ва­ют­ся айс­бер­ги (напр., ан­тарк­ти­че­ский лед­ни­ко­вый по­кров) или с ко­то­ро­го схо­дят ле­дя­ные ла­ви­ны (ви­ся­чие Л.). Раз­ме­ры, фор­ма и строе­ние Л. обу­слов­ле­ны фор­мой вме­щаю­ще­го ло­жа, со­от­но­ше­ни­ем ме­ж­ду при­хо­дом и рас­хо­дом льда че­рез внеш­нюю по­верх­ность и его мед­лен­ным дви­же­ни­ем.

Распространение и типы ледников

Антарктида. Наземный ледниковый покров. Фото А. И. Нагаева

Ди­на­ми­че­ски Л. де­лят­ся на гор­ные, или Л. сто­ка, и по­кров­ные (лед­ни­ко­вые по­кро­вы), или Л. рас­те­ка­ния. Про­ме­жу­точ­ное ме­сто за­ни­ма­ют гор­но-по­кров­ные Л., или Л. сет­ча­то­го ти­па, за­пол­няю­щие сеть сквоз­ных до­лин с лед­ни­ко­вы­ми ку­по­лами и пе­ре­ва­ла­ми. По мес­ту за­ле­га­ния гор­ные Л. под­раз­де­ля­ют­ся на 4 ти­па: Л. вер­шин, скло­нов, до­лин и пред­го­рий. К 1-му ти­пу от­но­сят­ся Л. пло­ских и ко­ни­че­ских вер­шин; ко 2-му – ка­ро­вые (рас­по­ло­жен­ные в уг­луб­ле­ни­ях – ка­рах при­вер­шин­ной час­ти гор), ви­ся­чие (за­ле­гаю­щие на кру­тых вы­со­ких скло­нах гор) и скло­но­вые (за­ни­маю­щие ши­ро­кие не­кру­тые скло­ны); к 3-му – про­стые до­лин­ные, слож­ные до­лин­ные и ден­д­ри­то­вые; к 4-му – пред­гор­ные (рас­пла­стан­ные вдоль под­но­жия гор).

Антарктида. Шельфовый ледник. Фото А. И. Нагаева

В по­кров­ных Л. (лед­ни­ко­вых по­кро­вах) вы­де­ля­ют­ся на­зем­ные лед­ни­ко­вые по­кро­вы (в за­ви­си­мо­сти от раз­ме­ра под­раз­де­ля­ют­ся на лед­ни­ко­вые щи­ты, лед­ни­ко­вые ку­по­ла, вы­вод­ные Л.) и шель­фо­вые Л. (мор­ские Л.). В на­зем­ных лед­ни­ко­вых по­кро­вах лёд рас­те­ка­ет­ся от ле­до­раз­де­лов к пе­ри­фе­рии не­за­ви­си­мо от рель­е­фа вме­щаю­ще­го ло­жа; в шель­фо­вых Л. лёд те­чёт от бе­ре­га к мо­рю, в ви­де пла­ву­чих или час­тич­но опи­раю­щих­ся на дно плит. Про­ме­жу­точ­ное ме­сто ме­ж­ду дву­мя гл. ти­па­ми за­ни­ма­ют лед­ни­ко­вые по­кро­вы, ло­же ко­то­рых под­сти­ла­ет­ся и гор­ны­ми по­ро­да­ми, и во­дой. Хо­тя они име­ют кон­ти­нен­таль­ное про­ис­хо­ж­де­ние, их мор­фо­ло­гия и ре­жим во мно­гом за­ви­сят от влия­ния океа­на. Имен­но та­ким по­кро­вом яв­ля­ет­ся лед­ни­ко­вый ком­плекс Зап. Ан­тарк­ти­ды. Л. име­ют пло­ща­ди по­верх­но­сти от до­лей км² до со­тен ты­сяч км² (536 тыс. км², шель­фо­вый Л. Рос­са, Зап. Ан­тарк­ти­да), ли­ней­ные раз­ме­ры – ши­ри­ну фрон­та от 100 м до не­сколь­ких ты­сяч км (1200 км, шель­фо­вый Л. Бо­ду­эна, Вост. Ан­тарк­ти­да), дли­ну до не­сколь­ких со­тен км (700 км, вы­вод­ной Л. Лам­бер­та, Вост. Ан­тарк­ти­да) и тол­щи­ну от 10 м до не­сколь­ких км (из­ме­рен­ная тол­щи­на лед­ни­ко­во­го по­кро­ва Ан­тарк­ти­ды до 4,3 км). Об­щая пл. совр. оле­де­не­ния св. 16,3 млн. км² (11% пл. су­ши), об­щий объ­ём – ок. 28 млн. км³. 86,9% пло­ща­ди и 98% объё­ма при­хо­дит­ся на ма­те­ри­ко­вые лед­ни­ко­вые по­кро­вы, 9,1% и ок. 2% – на шель­фо­вые Л., 1,3% и ок. 0,1% – на гор­ные Л. Рас­пре­де­ле­ние пло­ща­ди оле­де­не­ния пред­став­ле­но в табл.

 Распределение льдов на Земле

^* По данным канадского Института национальных гидрологических исследований.

Режим поверхностных процессов

Ледник в национальном парке Торрес-дель-Пайне (Чили). Фото Hauke Steinberg

Рас­пре­де­ле­ние при­хо­да и рас­хо­да льда на по­верх­но­сти Л. ме­ня­ет­ся во вре­ме­ни в за­ви­си­мо­сти от со­стоя­ния ат­мо­сфе­ры, аль­бе­до, вы­со­ты, на­кло­на, кри­виз­ны дан­но­го уча­ст­ка по­верх­но­сти Л. и его ори­ен­та­ции от­но­си­тель­но солн­ца и вет­ра. Со­стоя­ние ба­лан­са мас­сы Л. от­ра­жа­ет гра­ни­ца пи­та­ния – важ­ней­ший по­гра­нич­ный уро­вень на Л., раз­де­ляю­щий об­лас­ти пи­та­ния и аб­ля­ции. Не­сколь­ко вы­ше гра­ни­цы пи­та­ния про­хо­дит фир­но­вая ли­ния, ог­ра­ни­чи­ваю­щая сни­зу об­ласть лед­ни­ко­вой по­верх­но­сти, на ко­то­рой на про­тя­же­нии все­го го­да при­сут­ст­ву­ет снег или фирн. Ме­ж­ду гра­ни­цей пи­та­ния и фир­но­вой ли­ни­ей рас­по­ла­га­ет­ся не­ши­ро­кая по­ло­са «на­ло­жен­но­го» льда, об­ра­зо­вав­ше­го­ся в по­след­ний лет­ний се­зон от за­мер­за­ния снеж­ной тол­щи, на­сы­щен­ной та­лой во­дой. Уве­ли­че­ние мас­сы Л. (ак­ку­му­ля­ция) про­ис­хо­дит за счёт от­ло­же­ния на его по­верх­но­сти вы­па­даю­щих ат­мо­сфер­ных осад­ков, на­ме­та­ния сне­га во вре­мя ме­те­лей, схо­да снеж­ных и ле­дя­ных ла­вин, по­это­му ко­ли­че­ст­во от­ло­жен­но­го сне­га не сов­па­да­ет с ко­ли­че­ст­вом вы­пав­ших осад­ков. В це­лом на ка­ро­вых Л. от­ла­га­ет­ся в 1,5–2 раза боль­ше сне­га, чем на ок­ру­жаю­щих скло­нах, на не­боль­ших до­лин­ных Л. – на 40% боль­ше, на круп­ных до­лин­ных – на 25%. Умень­ше­ние мас­сы Л. (аб­ля­ция) про­ис­хо­дит по­сред­ст­вом тая­ния, ис­па­ре­ния, сду­ва­ния сне­га вет­ром, об­ва­лов льда и от­ка­лы­ва­ния айс­бер­гов. Ос­но­вой по­верх­но­ст­ной аб­ля­ции на гор­ных Л. слу­жит тая­ние. В свою оче­редь, та­лые во­ды пе­ре­но­сят теп­ло­ту внутрь лед­ни­ко­вой тол­щи. Жид­кая во­да про­са­чи­ва­ет­ся в фирн на глу­би­ну до 10–15 м, что при­во­дит к про­гре­ва­нию всей тол­щи. Ис­па­ре­ние име­ет су­ще­ст­вен­ное зна­че­ние лишь в ус­ло­ви­ях край­не су­хо­го и сол­неч­но­го вы­со­ко­го­рья. Зна­чит. часть та­лых вод по­втор­но за­мер­за­ет в тол­ще фир­на и льда, фор­ми­руя внутр. пи­та­ние Л., ве­ли­чи­на ко­то­ро­го за­ви­сит от со­от­но­ше­ния вы­па­даю­щих твёр­дых и жид­ких осад­ков, ин­тен­сив­но­сти тая­ния, тем­пе­ра­тур­но­го ре­жи­ма и строе­ния снеж­но-фир­но­вой тол­щи, ус­ло­вий сто­ка та­лых вод из об­лас­ти пи­та­ния Л. Внутр. пи­та­ние Л. с «тё­п­лым» фир­но­вым ти­пом льдо­об­ра­зо­ва­ния со­став­ля­ет 10–20% об­ще­го ко­ли­че­ст­ва та­лых вод, а с «хо­лод­ным» – мо­жет до­сти­гать 50% и бо­лее. Пре­вра­ще­ние сне­га в фирн и лёд в об­лас­ти пи­та­ния про­ис­хо­дит пу­тём осе­да­ния под дав­ле­ни­ем на­ка­п­ли­ваю­щих­ся свер­ху сло­ёв ат­мо­сфер­ных осад­ков с уча­сти­ем рек­ри­стал­ли­за­ции и пу­тём час­тич­но­го тая­ния и за­мер­за­ния про­са­чи­ваю­щей­ся в по­ры во­ды. В за­ви­си­мо­сти от до­ли уча­стия этих про­цес­сов на по­верх­но­сти Л. вы­де­ля­ют зо­ны льдо­об­ра­зо­ва­ния, рас­про­стра­не­ние ко­то­рых обу­слов­ле­но со­от­но­ше­ни­ем ко­ли­че­ст­ва ат­мо­сфер­ных осад­ков и лет­не­го тая­ния. Внут­ри ма­те­ри­ко­вых по­кро­вов и вы­со­ко в го­рах, где тая­ния нет, рас­по­ло­же­на ре­к­ри­стал­ли­за­ци­он­ная, или снеж­ная, зо­на; фирн здесь пре­вра­ща­ет­ся в лёд на боль­шой глу­би­не, и темп-ра фир­на на глу­би­не за­ту­ха­ния го­до­вых тем­пе­ра­тур­ных ко­ле­ба­ний рав­на ср. го­до­вой темп-ре воз­ду­ха (на ми­ро­вом по­лю­се хо­ло­да в Центр. Ан­тарк­ти­де глу­би­на за­ле­га­ния фир­на пре­вы­ша­ет 100 м, ср. темп-ра зим­них ме­ся­цев от –60 до –70 °C, аб­со­лют­ный ми­ни­мум –89,2 °C). Ни­же на­хо­дит­ся хо­лод­ная ин­фильт­ра­ци­он­ная, или фир­но­вая, зо­на, где вся та­лая во­да за­мер­за­ет в по­рах фир­на, не пре­вра­щая его в лёд и не про­гре­вая всю тол­щу до точ­ки тая­ния. Ещё ни­же про­ис­хо­дит диф­фе­рен­циа­ция зон льдо­об­ра­зо­ва­ния: в су­хих хо­лод­ных рай­онах рас­про­стра­не­на зо­на ле­дя­но­го пи­та­ния, где снеж­ный по­кров, про­пи­ты­ва­ясь во­дой, еже­год­но пре­вра­ща­ет­ся в слой льда («на­ло­жен­ный» лёд) и темп-ра под­сти­лаю­ще­го льда ос­та­ёт­ся от­ри­ца­тель­ной, а в срав­ни­тель­но тё­п­лых и влаж­ных рай­онах ниж­няя часть об­лас­ти пи­та­ния при­над­ле­жит к тё­п­лой ин­фильт­ра­ци­он­ной, или фир­но­вой, зо­не, в ко­то­рой та­лая во­да про­са­чи­ва­ет­ся сквозь фир­но­вую тол­щу, про­гре­вая её до темп-ры тая­ния, и сте­ка­ет с Л. по тре­щи­нам, по внут­ри- и под­лед­ни­ко­вым ка­на­лам. Бла­го­да­ря по­ступ­ле­нию тёп­лых та­лых вод тё­п­лая фир­но­вая зо­на Л. рас­про­стра­ня­ет­ся в рай­оны со ср. темп-рой воз­ду­ха до –8 °C; ни­же, в об­лас­ти аб­ля­ции, темп-ра льда от­ри­ца­тель­на.

Сток с Л. вклю­ча­ет сток от тая­ния се­зон­но­го сне­га и фир­на в об­лас­тях пи­та­ния и аб­ля­ции Л. и сток от тая­ния мно­го­лет­не­го льда в об­лас­ти аб­ля­ции. Сток во­ды с лед­ни­ко­вой по­верх­но­сти бла­го­да­ря кон­цен­тра­ции сне­га и ма­ло­му ис­па­ре­нию на Л. при­мер­но в 1,5 раза вы­ше, чем нелед­ни­ко­вый сток на той же вы­со­те, и в 2–3 раза вы­ше, чем сток с ок­ру­жающей по­верх­но­сти в це­лом. В лет­нее вре­мя эти со­от­но­ше­ния уве­ли­чи­ва­ют­ся в неск. раз. Ре­ки с боль­шой до­лей лед­ни­ко­во­го пи­та­ния от­ли­ча­ют­ся зна­чит. пре­вы­ше­ни­ем сто­ка за июль – сен­тябрь над сто­ком за март – июнь: в 5–8 раз боль­ше для при­лед­ни­ко­вых ство­ров и вдвое боль­ше в ни­зовь­ях рек (в ре­ках со сне­го­вым или до­ж­де­вым пи­та­ни­ем сток в ию­не – сен­тяб­ре обыч­но мень­ше, чем в мар­те – ию­не).

Ледники Белухи (Алтай). Фото К. Е. Михайлова

Л. слу­жат ес­теств. ре­гу­ля­то­ра­ми сто­ка, из­ме­няя его в по­лез­ном для вод­но­го хо­зяй­ст­ва на­прав­ле­нии. Ре­гу­ли­рую­щая роль Л. про­яв­ля­ет­ся в мно­го­лет­нем, меж­се­зон­ном и внут­ри­се­зон­ном цик­лах. До­ля лед­ни­ко­во­го сто­ка уве­ли­чи­ва­ет­ся в за­суш­ли­вые ма­ло­вод­ные го­ды и кон­цен­три­ру­ет­ся в лет­ний пе­ри­од, ко­гда в боль­шин­ст­ве лед­ни­ко­вых рай­онов вы­па­да­ет ма­ло осад­ков. На­ко­нец, сток пе­ре­рас­пре­де­ля­ет­ся с пер­вой на вто­рую по­ло­ви­ну ле­та, т. к. та­лая во­да в на­ча­ле ле­та на­ка­п­ли­ва­ет­ся в снеж­но-фир­но­вой тол­ще и внут­ри­лед­ни­ко­вых по­лос­тях, а за­тем в ию­ле и ав­гу­сте сте­ка­ет. Лед­ни­ко­вое ре­гу­ли­ро­ва­ние реч­но­го сто­ка ис­поль­зу­ет­ся в с. х-ве и гид­ро­энер­ге­ти­ке. По­мимо па­вод­ков от тая­ния сне­га, фир­на и льда, на Л. бы­ва­ют рез­кие па­вод­ки от про­ры­вов во­ды из внут­ри­лед­ни­ко­вых по­лос­тей или лед­ни­ко­во-под­пруд­ных озёр. Объ­ём про­рыв­ных па­вод­ков ко­леб­лет­ся от не­сколь­ких со­тен ты­сяч до де­сят­ков и со­тен млн. м³. Та­кие па­вод­ки со­хра­ня­ют­ся в ре­ках на про­тя­же­нии не­сколь­ких со­тен км, по­сте­пен­но рас­пла­сты­ва­ясь, при их про­гно­зе за на­ча­ло при­ни­ма­ют подъ­ём под­пруд­но­го озе­ра до 0,8–0,9 вы­со­ты ле­дя­ной пло­ти­ны.

Режим внутренних процессов

При дос­та­точ­но вы­со­ком на­пря­же­нии в верх­нем слое лед­ни­ка воз­ни­ка­ют тре­щи­ны рас­тя­же­ния, а в глу­би­не – ско­лы. При темп-ре, близ­кой к темп-ре тая­ния, дви­же­ние по плос­ко­стям над­ви­гов со­про­во­ж­да­ет­ся тая­ни­ем и по­втор­ным за­мер­за­ни­ем с об­ра­зо­ва­ни­ем лен­точ­ной тек­сту­ры. В тех же ус­ло­ви­ях лёд сколь­зит по дну из под­сти­лаю­щих гор­ных по­род в ре­зуль­та­те тая­ния при по­вы­шен­ном дав­ле­нии пе­ред вы­сту­па­ми дна и за­мер­за­ния вы­дав­ли­вае­мой во­ды за ни­ми, а так­же вслед­ст­вие ус­ко­рен­но­го об­те­ка­ния льдом вы­сту­пов дна бла­го­да­ря кон­цен­тра­ции на­пря­же­ний. При этом про­ис­хо­дит вы­па­хи­ва­ние ко­рен­но­го ло­жа удер­жи­вае­мы­ми льдом об­лом­ка­ми гор­ных по­род – лед­ни­ко­вая эро­зия, или эк­за­ра­ция. По­ля на­пря­же­ния, ско­ро­сти и темп-ры Л. оп­ре­де­ля­ют­ся крае­вы­ми ус­ло­вия­ми на их внеш­них по­верх­но­стях. Верх­няя и под­вод­ная по­верх­но­сти Л. на­хо­дят­ся под ат­мо­сфер­ным и гид­ро­ста­тич. дав­ле­ни­ем и сво­бод­ны от ка­са­тель­ных на­пря­же­ний, а ниж­няя по­верх­ность на­зем­ных Л. ис­пы­ты­ва­ет так­же ка­са­тель­ные на­пря­же­ния, обу­слов­лен­ные тре­ни­ем о дно. Темп-ра верх­не­го слоя на уров­не за­ту­ха­ния го­до­вых ко­ле­ба­ний за­ви­сит от ср. тем­пе­ра­тур воз­ду­ха и зо­ны льдо­об­ра­зова­ния. Под­вод­ная по­верх­ность име­ет темп-ру тая­ния, а темп-ра на дне Л. обу­слов­ле­на со­от­но­ше­ни­ем при­то­ка гео­тер­мич. те­п­ла и его от­то­ка, т. е. тем­пе­ра­тур­ным гра­ди­ен­том, а так­же дви­же­ни­ем льда. Ес­ли при­ток те­п­ла пре­вы­шает от­ток, то на дне про­ис­хо­дит тая­ние и сколь­же­ние льда под дей­ст­ви­ем ка­сатель­но­го на­пря­же­ния, при­чём те­п­ло­та дон­но­го тре­ния за­тра­чи­ва­ет­ся так­же на тая­ние. Вы­де­ля­ют­ся хо­лод­ные Л., при­мер­заю­щие к ло­жу, и изо­тер­ми­че­ские Л., сколь­зя­щие по ло­жу. Не­од­но­род­ность темп-ры иг­ра­ет боль­шую роль в хо­лод­ных Л. В слу­чае изо­тер­мич. Л. для рас­чё­та ско­ро­сти и тол­щи­ны льда нуж­но знать ус­ло­вия его сколь­же­ния. Оче­вид­на за­ви­си­мость сколь­же­ния от по­сту­п­ле­ния в лед­ник во­ды: си­лы пла­ву­че­сти и ско­рость Л. мак­си­маль­ны в на­ча­ле ле­та, ко­гда уро­вень стоя­ния во­ды вы­сок из-за не­раз­ра­бо­тан­но­сти дре­на­жа. До­пол­нит. ус­лож­не­ние в ре­жим внутр. про­цес­сов Л. вно­сят ог­ра­ни­чен­ная проч­ность льда, его раз­ры­вы, сколь­же­ние по ско­лам, при­во­дя­щее к не­сов­па­де­нию рео­ло­ги­че­ских свойств льда (со­от­но­ше­ние де­фор­ма­ций льда и вы­зы­ваю­щих их на­пря­же­ний). Дви­же­ние льда вы­зы­ва­ет его на­прав­лен­ную пе­ре­кри­стал­ли­за­цию и по­яв­ле­ние ани­зо­тро­пии рео­ло­ги­че­ских свойств. Вслед­ст­вие не­рав­но­мер­но­сти пи­та­ния Л., вы­де­ле­ния внутр. те­п­ла тре­ния, эро­зии ло­жа воз­ни­ка­ют ско­лы, рас­слое­ния, струи и вы­вод­ные Л. внут­ри лед­ни­ко­вых по­кро­вов, а ино­гда и рез­кие под­виж­ки лед­ни­ков.

Ско­рость дви­же­ния льда в на­зем­ном Л. умень­ша­ет­ся по ме­ре уве­ли­че­ния глу­би­ны. В Л. про­ис­хо­дит как бы сколь­же­ние друг по дру­гу тон­ких сло­ёв льда, при­бли­зитель­но па­рал­лель­ных дну, рас­тя­ги­ваю­щих­ся в про­доль­ном на­прав­ле­нии и утон­чаю­щих­ся в об­лас­ти пи­та­ния и од­но­вре­мен­но сжи­маю­щих­ся в про­доль­ном на­прав­ле­нии и утол­щаю­щих­ся в об­лас­ти аб­ля­ции. Эта де­фор­ма­ция со­про­во­ж­да­ет­ся по­пе­реч­ным сжа­ти­ем или рас­тя­же­ни­ем в за­ви­си­мо­сти от из­ме­не­ния раз­ме­ров вме­щаю­ще­го ло­жа гор­ных Л. и рас­тя­же­ни­ем при ра­ди­аль­ном рас­те­ка­нии лед­ни­ко­вых по­кро­вов. Ли­нии то­ка вхо­дят внутрь Л. в об­лас­ти пи­та­ния, вы­хо­дят из Л. в об­лас­ти аб­ля­ции и па­рал­лель­ны по­верх­но­сти на гра­ни­це пи­та­ния.

В хо­лод­ных Л. на дне ско­рость их дви­же­ния рав­на ну­лю, а осн. де­фор­ма­ция сдви­га про­ис­хо­дит в от­но­си­тель­но бо­лее тё­п­лом при­дон­ном слое, где вы­де­ля­ет­ся те­п­ло­та де­фор­ми­ро­ва­ния, то­гда как жё­ст­кий верх­ний лёд дви­жет­ся поч­ти не де­фор­ми­ру­ясь. Зна­чит. влия­ние на тем­пе­ра­тур­ное по­ле ока­зы­ва­ет пе­ре­нос хо­ло­да льдом, опус­каю­щим­ся внутрь Л. в об­лас­ти пи­та­ния и дви­жу­щим­ся в бо­лее тё­п­лые ниж­ние час­ти Л., вслед­ст­вие че­го там темп-ра сна­ча­ла по­ни­жа­ет­ся с глу­би­ной, а за­тем по­вы­ша­ет­ся в при­дон­ных сло­ях от внутр. те­п­ло­вы­де­ле­ния и гео­тер­мич. те­п­ла. В изо­тер­мич. Л. вся те­п­ло­та де­фор­ми­ро­ва­ния за­тра­чи­ва­ет­ся на внутр. тая­ние льда. Чем вы­ше на­пря­же­ние сдви­га, тем боль­ше ско­рость сколь­же­ния по дну, так что сколь­зя­щие друг по дру­гу тон­кие слои льда в изо­тер­мич. Л. не па­рал­лель­ны дну, а как бы сре­заны им. Часть ли­ний то­ка кон­ча­ет­ся на дне и внут­ри Л., где про­ис­хо­дит дон­ное и внутр. тая­ние. Макс. ско­рость гор­ных Л. обыч­но со­став­ля­ет от не­сколь­ких м/год у ма­лых Л. до не­сколь­ких со­тен м/год у круп­ных; по­кров­ных Л. – от 1,9 км/год у шель­фо­вых Л. Ан­тарк­ти­ды и до 7,3–13,8 км/год у не­ко­то­рых вы­вод­ных Л. зап. края Грен­ланд­ско­го лед­ни­ко­во­го по­кро­ва.

Воз­раст льда в Л. бы­ст­ро уве­ли­чи­ва­ет­ся с глу­би­ной, ста­рый лёд со­сре­до­то­чи­ва­ет­ся в тон­ком при­дон­ном слое. В Л. воз­раст льда оп­ре­де­ля­ют по про­фи­лям со­дер­жа­ния ста­биль­ных изо­то­пов ки­сло­ро­да и во­до­ро­да, сло­ям по­вы­шен­ной ра­дио­ак­тив­но­сти, мо­де­лям рас­те­ка­ния льда. Са­мая глу­бо­кая в Ан­тарк­ти­де сква­жи­на на рос. ан­тарк­тич. стан­ции «Вос­ток», прой­ден­ная до глу­би­ны бо­лее 3600 м, вскры­ла тол­щу льда над оз. Вос­ток, от­ло­жен­ную за 420 тыс. лет, что со­от­вет­ст­ву­ет 4 кли­ма­тич. цик­лам.

Колебания ледников

Фото К. Е. Михайлова Безенгийский ледник (Кавказ).

Л. по­сто­ян­но ис­пы­ты­ва­ют ко­ле­ба­ния мас­сы и раз­ме­ров под дей­ст­ви­ем из­ме­не­ний кли­ма­та. В ста­цио­нар­ном со­стоя­нии по­ло­же­ние по­верх­но­сти Л. не долж­но из­ме­нять­ся, од­на­ко в ре­аль­ных ус­ло­ви­ях из-за че­ре­до­ва­ний по­го­ды и се­зо­нов го­да воз­мож­но лишь ква­зи­ста­цио­нар­ное со­стоя­ние с воз­вра­ще­ни­ем к ис­ход­но­му по­ло­же­нию по­сле го­до­во­го цик­ла из­ме­не­ний. При не­ста­цио­нар­ном со­стоя­нии Л. в про­цес­се его ко­ле­ба­ний из­ме­ня­ют­ся ве­ли­чи­ны по­ля ско­ро­стей – на­прав­ле­ния ли­ний то­ка и по­ло­же­ния ле­до­раз­де­лов и стреж­ня по­то­ка. Раз­ли­ча­ют 4 ви­да ко­ле­ба­ний Л.: 1) вы­ну­ж­ден­ные ко­ле­ба­ния, обу­слов­лен­ные из­ме­не­ния­ми внеш­ней на­груз­ки, т. е. ско­ро­сти ак­ку­му­ля­ции и аб­ля­ции льда; 2) вы­со­ко­час­тот­ные ко­ле­ба­ния ско­ро­сти сколь­же­ния, вы­зы­вае­мые из­ме­не­ния­ми ше­ро­хо­ва­то­сти ло­жа Л. под влия­нием ин­тен­сив­но­сти тая­ния льда и под­лед­нико­во­го сто­ка; 3) низ­ко­час­тот­ные ко­ле­ба­ния, свя­зан­ные с про­ник­но­ве­ни­ем тем­пе­ра­тур­ных ко­ле­ба­ний в тол­щу Л.; 4) ре­лак­са­ци­он­ные ав­то­ко­ле­ба­ния, воз­ни­каю­щие из-за не­ста­цио­нар­но­сти не­ли­ней­ных ки­не­ма­тич. свя­зей в Л., – они вы­ра­жа­ют­ся в рез­ких под­виж­ках Л. Сре­ди пе­ре­чис­лен­ных ви­дов ко­ле­ба­ний ос­нов­ные – 1-й и 4-й. В со­от­вет­ст­вии с ни­ми Л. де­лят­ся на нор­маль­ные, под­вер­гаю­щие­ся вы­ну­ж­ден­ным ко­ле­ба­ни­ям, и пуль­си­рую­щие, на ко­то­рых вре­мя от вре­ме­ни рез­ко ус­ко­ря­ет­ся дви­же­ние, лёд дро­бит­ся и ко­нец Л. бы­ст­ро про­дви­га­ет­ся впе­рёд. Ко­ле­ба­ния нор­маль­ных Л. пред­став­ля­ют со­бой пре­об­ра­зо­ва­ния ко­ле­ба­ний внеш­ней на­груз­ки, т. е. ско­ро­сти пи­та­ния или аб­ля­ции, вы­зы­вае­мых слу­чай­ны­ми и гар­мо­нич. ко­ле­ба­ния­ми со­стоя­ний ат­мо­сфе­ры. Ко­ле­ба­ния пуль­си­рую­щих Л. – это про­цес­сы пе­рио­дич. ре­лак­са­ции, вы­зы­вае­мые не­ста­цио­нар­но­стью свя­зей – из­ме­не­ния­ми си­лы тре­ния о дно и дроб­ле­ни­ем льда. Вы­ну­ж­ден­ным ко­ле­ба­ни­ям по­сто­ян­но под­вер­га­ют­ся все Л., то­гда как са­мо­воз­бу­ж­де­ние ко­ле­ба­ний свой­ст­вен­но лишь не­ко­то­рым ак­тив­ным не­ли­ней­ным сис­те­мам – пуль­си­рую­щим Л. Их опас­ные рез­кие под­виж­ки из­вест­ны во мно­гих гор­ных рай­онах зем­но­го ша­ра.

Вы­ну­ж­ден­ные ко­ле­ба­ния Л. вы­зва­ны из­ме­не­ния­ми кли­ма­та и, так же как и кли­мат, от­ли­ча­ют­ся цик­лич­но­стью. Вы­яв­ле­ны 11-, 22-, 35- и 80-лет­ние цик­лы ко­ле­ба­ний; ве­ро­ят­но, су­ще­ст­ву­ет и бо­лее дли­тель­ный, при­мер­но 1850-лет­ний, цикл. Вы­ну­ж­ден­ные ко­ле­ба­ния кон­цов Л. сле­ду­ют не­по­сред­ст­вен­но за кли­ма­тич. флук­туа­ция­ми де­ся­ти­лет­них мас­шта­бов, за­паз­ды­ва­ют по от­но­ше­нию к ним на неск. лет (при­чём у ка­ж­до­го Л. это про­ис­хо­дит по-сво­ему) и сла­бо за­ви­сят от кли­ма­тич. ус­ло­вий отд. лет. Ка­ж­дый цикл ко­ле­ба­ния Л. со­сто­ит из 2 фаз: ко­рот­ко­го ин­тен­сив­но­го на­сту­па­ния и срав­ни­тель­но дли­тель­но­го и мед­лен­но­го от­сту­па­ния.

В гео­ло­гич. про­шлом наи­бо­лее круп­ные ко­ле­ба­ния Л. при­во­ди­ли к че­ре­до­ва­ни­ям лед­ни­ко­вых и меж­лед­ни­ко­вых эпох, лед­ни­ко­вых и без­лёд­ных пе­рио­дов. По­след­няя круп­ная де­гра­да­ция Л., свя­зан­ная с убы­ва­ни­ем позд­не­п­лей­сто­це­но­во­го оле­де­не­ния, про­ис­хо­ди­ла при­мер­но 17–10 тыс. лет на­зад. В 20 в. пре­об­ла­да­ло от­сту­па­ние Л., хо­тя в 1950–70-х гг. от­ме­че­ны не­ко­то­рые при­зна­ки ак­ти­ви­за­ции Л. в Аль­пах, на Кав­ка­зе, в Скан­ди­на­вии и др. В кон. 20 – нач. 21 вв. де­гра­да­ция оле­де­не­ния воз­рас­та­ет в свя­зи с про­ис­хо­дя­щим гло­баль­ным по­те­п­ле­ни­ем кли­ма­та на Зем­ле. Л. слу­жат важ­ной со­став­ляю­щей вод­ных ре­сур­сов и вод­но­го ба­лан­са Зем­ли, уси­ле­ние их мас­со­во­го тая­ния мо­жет при­вес­ти к на­вод­не­ни­ям и по­вы­ше­нию уров­ня Ми­ро­во­го ок. Под воз­дей­ст­ви­ем ко­ле­ба­ний Л. фор­ми­ру­ют­ся лед­ни­ко­вые ак­ку­му­ля­тив­ные и эро­зи­он­ные фор­мы рель­е­фа и лед­ни­ко­вые от­ло­же­ния. С лед­ни­ко­вой дея­тель­но­стью свя­за­ны та­кие опас­ные яв­ле­ния, как сход снеж­ных и ле­до­вых ла­вин, рез­кие под­виж­ки пуль­си­рую­щих лед­ни­ков.