верхние слои в нижней части области аккумуляции; 3 — умеренные (морские), те-
плые и влажные во всей толще.
Термическое состояние ледников определяет и характер ледникового стока:
поверхностный, внутриледниковый и подледниковый (см. рис. 1.1), а также ги-
дротермический режим снежно-фирновой и ледяной толщ в их поверхностной,
срединной и глубинных зонах, выше и ниже активного или деятельного слоя (Ав-
сюк, 1955). Толщина этого слоя в областях аккумуляции обычно не превышает
15—20 м. В течение всего года он либо может иметь отрицательные температу-
ры и быть сухим, либо в летний период температура в пределах этого слоя может
повышаться до точки таяния льда, вызывая появление талой воды, ее инфильтра-
цию в нижележащие слои, частичный сток и последующее частичное или пол-
ное повторное замерзание, которое способствует отеплению снежно-фирновой и
нижележащей ледяной толщи и формированию теплых и политермических лед-
НИКОВ.
Процессы льдообразования на ледниках во многом определяются климатически-
ми факторами, среди которых выделяются зимние и летние температуры воздуха,
твердые и жидкие осадки (аккумуляция) и таяние (абляция). В ледниковых райо-
нах климатическая обстановка характеризуется не только широтной зональностью
и степенью континентальности климата, но и вертикальной поясностью. Посколь-
ку вертикальный градиент температуры составляет 0,5-1,4 °С/100 м, а высотный
диапазон ледников достигает нескольких тысяч метров, только за счет этого факто-
ра температура воздуха может понижаться на 10—20 °С. При этом количество осад-
ков уменьшается, так как уменьшается запас влаги в атмосфере. Однако в горных
районах последний эффект часто перекрывают эффекты предвосхождения и верти-
кальных потоков вдоль склонов. Кроме того, на распределение аккумуляции боль-
шое влияние оказывают метелевый перенос, лавинное питание и морфология гор-
ной страны в целом (Кренке, 1982). Все это сильно сказывается на распределении
областей аккумуляции и абляции и положении разделяющей их границы питания,
а также на процессах льдообразования в областях аккумуляции и тепловом состо-
янии и термическом режиме ледников.
1.2. Зоны льдообразования
и их гидротермический режим
Существует несколько сопоставимых классификаций зон льдообразования на
ледниках (табл. 1.2) (Котляков, 1968). В нашей стране принята система зон льдоо-
бразования, предложенная П.А. Шумским (1955), давшим названия зонам по пре-
обладающим в них процессам льдообразования. Позднее П.А. Шумский и Е.Н. Цы-
кин (1962) ввели параллельную номенклатуру зон льдообразования по структуре
верхней толщи и дополнительно выделили фирново-ледяную (инфильтрационную)
зону с малой толщиной промачивания фирна над холодным льдом. А.Н. Кренке
(1982) показал нестационарную природу этой зоны и предложил количественные
оценки смены зон льдообразования в пространстве и во времени, а Г.Н. Голубев
(1976) выделил дополнительную субхолодную подзону со стоком воды из холод-
ной фирновой зоны. Характеристика этих зон дана в (Котляков, ред., 1984) и при-
ведена в табл. 1.2.