Часть 2. Снежный покров на ледниках областей аккумуляции и абляции соответственно можно записать следующие равенства: А=Е(Н-Н) и а= ЕН, - Н), где Н, — высота границы питания, Н — высота любой точки. Поскольку градиент абляции, вклад которого в значение градиента баланса массы обычно в несколько раз больше вклада градиента аккумуляции и в пределах ледникового языка с высотой почти не изменяется, правое равенство можно использовать для приближен- ного вычисления энергии оледенения. Высотный градиент баланса массы возрастает с ростом интен- сивности процессов аккумуляции-абляции и поэтому характеризует активность ледника: скорость его движения, интенсивность обмена вещества в леднике, рельефообразующую деятельность льда. В целом значения градиентов баланса возрастают по мере движения от полюсов к экватору и в еще большей степени при переходе от континентальных областей к морским. Если во внешних береговых цепях Аляски значения Е достигают 20-22 мм/м, то на Тибетском нагорье они составляют всего 2-3 мл/м. Значения энергии оледенения не остаются одинаковыми в преде- лах всей горной страны. Они всегда выше на ледниках, лежащих на склонах, наветренных по отношению к влагоносным воздушным массам, и гораздо ниже во внутренних частях массива. Особенно велики различия в пределах горных систем, расположенных на посто- янных путях движения влажного океанического воздуха; примером может служить Аляска. Высотный градиент баланса массы на леднике Лемон-Крик, лежащем в южной прибрежной части Аляски, равен 22 мм/м, а на леднике Мак-Кол на внутреннем хребте Брукса — всего. 2 мм/м (Мегег, Ров, 1962). Подобные различия значений Е, хотя и меньшие, мы видим во внешних и внутренних цепях Алтая, Памира, Тибета и т.п. Малые ледники, существующие за счет значительной концентра- ции снега на их поверхности, обладают повышенным оборотом вё- шщества и ббльшими по сравнению с обычными долинными ледника- ми значениями высотного градиента баланса массы. Так, на Поляр- ном Урале, по аналогии с соседним ледниковым районом — Скандина- вией, естественно было бы ожидать значения Е в пределах 5-6 мм/м, но в действительности энергия оледенения на ледниках Полярного Урала составляет 1520 мл/м. Наоборот, ледники плоских вершин, с которых значительная часть снега сметается ветрами, отличаются малой интенсивностью процессов аккумуляции-абляции и низкой энергией оледенения. По определению Г.А. Авсюка (1950), величина Е на ледниках плоских вершин Тянь-Шаня составляет всего 0,5 мм/м. Именно эта особенность режима вызывает весьма медленное сокра- шщение плосковершинных ледников на фоне более быстрого отступа- ния долинных ледников. 226 ‘лава 3. Снег и лед в географической оболочке Земли Градиент баланса массы на полярных ледниках, так же как и на горных, уменьшается по мере удаления от источников поступления влаги и от преимущественных путей циклонов: если в Исландии Е равно 9-11 млим, то на Северной Земле — только 2-4 мм/м. Понятие «энергия оледенения» неприменимо к Антарктическому ледниковому покрову, так как граница питания в большинстве случаев здесь проходит на уровне моря, и почти весь расход льда происходит путем откола айсбергов. Об активности же оледенения можно судить по скоростям движения льда, которые составляют 500—1500 м/год в местах значительной концентрации стока и гораздо меньше на остальных участках края ледника. Учитывая огромный радиус Антарктического ледникового покрова (1500—-2000 км), следует приз- нать, что наблюдаемые здесь скорости движения недифференциро- ванного края льда свидетельствуют о весьма низкой энергии оледе- нения, что, однако, не противоречит выводу о большой активности ледникового покрова Антарктиды, обязанной его гигантским размерам. Интенсивность процессов аккумуляции-абляции на ледниках изменяется пропорционально изменению высотного градиента балан- са массы. Например, на альпийских ледниках значения годовой аккумуляции (и соответственно годовой абляции) на уровне границы питания равны 200—240 г/см”, а на хр. Сунтар-Хаята — 50-60 г/см?; в Исландии эта величина составляет 180—250 г/см?, а на Северной Земле — примерно 35 г/см. Важным показателем режима ледника служит также ледниковый коэффициент К = 5 /$,, представляющий отношение площади области аккумуляции $. к площади области абляции $. За рубежом, однако, используется другой параметр, предложенный в свое время М. Майе- ром и вошедший в обиход с аббревиатурой ААК. Он представляет собой отношение площади области аккумуляции к площади всего ледника $ т.е. ААК = $./$. Очевидно, оба названных коэффициента связаны между собой простыми соотношениями: К = ААВ/(1 - ААК). ААК = К(1 + К). Будем считать, что стационарному состоянию данного ледника отвечает ледниковый коэффициент К.. Девятилетние исследования ледника Хинтерайсфернер (НошткКе5, Кийо!рь, 1962) позволили устано- вить, что при нулевом балансе массы ледниковый коэффициент на этом леднике равен 2,73. Соответствующее значение К для Централь- ного Туюксуйского ледника, по определениям Н.Н. Пальгова (1964), равно 2,64. В современную эпоху отступания горных ледников значение К, как правило, меньше К Так, на леднике Хинтерайсфер- нер в среднем за 19521961 гг. ледниковый коэффициент составлял всего 1,47, а на Туюксуйском леднике в среднем за 1937—1962 гг. он был равен 1,13. 227