ствий. ЗЗТО во льдах осадочного происхождения НЗПРЯЖЕНИЯ‚ возникающие при накоплении льда на твердой поверхности, ведут К дВШКЕННЯМ, совершенно изменяющим структуру породы, не говоря уже о ряде других очень важных последствий, Простейшим случаем неравновесной системы может быть слой ледяной породы (длина и ширина которого значительно больше мощности), примерзший к однообразно наклоненному ложу. На тлубине г под поверхностью в нем будет действовать параллель- ное ложу напряжение сдвига т: т = 28 5 (@ — угол склона). До тех пор пока напряжение т не превышает предела упруго- сти породы до самого ложа, слой будет оставаться НЕПОДЕИЖНЫМ, но при увеличении мощности слоя илИ уклона ложа предел уПру— гости близ ложа будет ДОСТИГНУТ и начнется оползание ВНИЗ по СКЛОНУ. Если же по мере дальнейшего роста мощности слоя илИ при уменьшении прочности породы напряжение превысит вре- менное сопротивление породы на сдвиг, то медленное течение без нарушения сцепления сменится скалыванием и быстрым со- скальзыванием массы породы по СКЛОНУ› В случае течения почти вся работа силы тяжести затрачивается на преодоление сил Ввну- треннего трения, и скорость движения остается очень МЗЛОЙ, тогда как после скалывания сопротивление резко ослабевает и энергия расходуется на сообщение ускорения движению масс породы, БЫСТРОЕ СОСКЗЛЬЗЫПЭНИС—ПЗДЕНИС лавин — играет боль- шую роль в разгрузке склонов от снега, теряющего равновесие от увеличения МОЩНОСТИ слоЯ вО время снегопадов (ЛЗВИНЫ рых- лого снега), от уменьшения прочности отдельных горизонтов снежного покрова при развитии в сторону разрыхления (лавины — «снежные доски») или от инфильтрации — талой воды (лавины «мокрого» снега). Первичный разлом в снеге, после которого на- чинается бЫСТРОЕ скольжение, происходит не только. от напря- жения сдвига параллельно ложу, но часто от сжатия перпенди- кулярно к ложу (рассмотренные выше быстрые оседания снега_со со сломом структуры) и от перпендикулярного к ложу разрыва в областях КЗЗЯКОРИВЗНИЯ» в верхней части сКлоНов, подвергаю- щихся растяжению (ВисНег, 1948). Такие разрывы являются так- же ПРИЧИНОЙ возникновения ледяных ОБВЕЛОВ‚ которые часто срываются с висячих концов ледников, Ледяные обвалы дают начало образованию брекчий и конгломератов льда, участвующих в строении возрожденных ледников. Движение ледников. За исключением сезонного снежного покрова на склонах течение испытывают только лёед- 322 ники, которые, следовательно, представляют единственную группу естественных ледяных тел, где лед наряду с воздей- ствиями дислокационного метаморфизма подвергается длитель- ной и постоянной по направлению паратектонической перекри- сталлизации. Движение ледников, составляющее их главное отличие от всех остальных природных льдов, является узловой проблемой гляциологии в узком смысле слова, как науки о ледниках. Ско- рость движения ледников впервые была измерена в 1760 г.; пер- вые соображения о природе их движения высказывались еще в в 1705 г.. («дилатационная теория»). Важнейшими этапами в изу- чении движения ледников явились точные измерения распре- деления скоростей в леднике в 1830—1856 гг., затем длительные измерения скорости движения Ронского ледника, Фернагтфер- нера и Гинтерайсфернера, частью сопровождавшиеся глубоким бу- рением и продолжавшиеся десятки лет, наконец, с конца 20-х го- дов нашего столетия — применение фотограмметрии, сейсми- ческих — измерений мощности льда и «ледниковых — часов», непрерывно регистрирующих характер движения. Одновременно с уточнением методики измерениями движения были охвачены разнообразнейшие формы ледников (за исключением материковых покровов) во всех частях света. В результате накопился громад- ный материал, дающий довольно полное представление о гео- метрии движения ледников. Мы вкратце изложим здесь лишь ‚основные выводы из него, Скорость движения на поверхности ледника более или менее плавно возрастает от краев к середине, примерно в соответствии © изменениями профиля ложа: чем оно глубже, тем больше ско- рость. В вертикальном профиле скорость растет от ложа к по- верхности по параболическому или эллиптическому закону: ин- тенсивно — у ложа и все более медленно — у поверхности {фиг. 89). Следовательно, дифференциальные движения соседних слоев льда в вертикальном профиле достигают максимума у ложа и постепенно затухают до нуля у поверхности — в соответствии © изменением нагрузки. В продольном направлении на поверх- ности ледника скорость постепенно растет от бергшрунда в вер- ховьях фирна к месту наибольшей мощности льда в районе фир- новой линии или ниже нее, а затем убывает к концу ледникового языка. При одинаковой мощности льда скорость тем больше, чем круче уклон. Уменьшение поперечного сечения ледника имеет своим последствием возрастание скорости, а увеличение — убы- вание скорости движения. Линия наибольшей скорости на по- верхности ледника изгибается сильнее, чем геометрическая ось ледника, отклоняясь от нее во внешнюю сторону поворота. При слиянии ледников скорость слившихся краев быстро возрастает, вскоре достигая скорости центральных частей. 2[* 323