ство, что чем крупнее кристалл, тем ббльшим напряжениям он подвергается в агрегате и тем больше опасность его раздроб- ления. Поэтому рост зерен в процессе течения не может продол- жаться до бесконечности, а после достижения некоторого предела по временам сменяется дроблением. Последнее обычно происхо- дит в тех участках ледника, где лед испытывает наиболее силь- ные напряжения, например в ледопадах, в связи с чем под ледо- падами наблюдается уменьшение размера зерен. Представле- ния Г. Таммана (Таттапп, 1929) о том, что благодаря древности оледенения Антарктики вся она покрыта одним монокристаллом льда, в котором видимость разделения на мелкие кристаллы со- здается только сохранившимися солевыми прослойками вокруг некогда существовавших зерен, совершенно не соответствуют дей- ствительности, Подобное заблуждение стало возможным, в част- ности, потому, что Тамман не учитывал движения ледников и его двойственного влияния на кристаллы льда. Течение льда является необходимым условием роста ледни- ковых зерен (если исключить рост путем собирательной режеля- ционной перекристаллизации, о которой будет сказано ниже). Это с несомненностью доказывается как закономерной кристалло- графической — ориентировкой — вторично-рекристаллизационного льда по отношению к направлению движения, так и отсутствием роста зерен в пассивно переносимой, не текущей верхней коре ледника. Но к росту зерен ведет только медленное и плавное течение, а всякое ускорение деформаций, сопровождающееся усилением напряжений !, наоборот, вызывает дробление зерен. Этим в основном объясняется картина распределения раз- меров зерен в движущемся льде ледников, выясненная в особен- ности исследованиями последних лет в Альпах и в Скандинавии ($еНатап, 1949; АМтапп а. Огоез1ег, 1949; Мегсап{оп, 1950 и др.). Размер зерен на поверхности ледника в общем растет от верховьев к концу ледника, причем чем длиннее ледник, тем боль- шшего размера достигают зерна. В крутых ледниках зерна более мелки, и это, повидимому, обусловлено не только меньшей дли- тельностью процесса паратектонической — перекристаллизации, но отчасти и большей интенсивностью напряжений. По тем же. причинам в поперечном профиле размер зерен увеличивается от середины к краям. По прежним наблюдениям (Огува!$К!, 1897, стр. 483), зерна в ледниках Гренландии едва достигают размеров грецкого оре- ха и лишь в виде исключения — размеров небольшой груши. Поскольку у концов альпийских ледников в активном льду встре- * Эта оговорка сделана в связи с возможностью другого направ- ления процесса, которая осуществляется в так называемых «голубых лентах» (см. «Режеляционный метаморфизм трения>»), 356 ись кристаллы размером до 14 х 12 ж 9 см (НавепЬасй- Ё‘і!с\юіі, 1Ё882) и весом до 700 г., А. Б. Добровольским (1923, стр. 653) был сделандпоспешный вывод о том, что полярные ледники вообще характеризуются более мелкозернистым: льдом по сравнению с альпийскими вследствие более низких темпера- тур, замедляющих пере- кристаллизацию. Исследо- ватели Антарктики (\Упейё а. РнезНеу, 1922, стр.`107, 124) сочли — возможным даже установить прямую зависимость: чем — ниже средняя годовая темпера- тура местности, тем мельче средний размер зерен в ледниках. Однако все эти выводы, повидимому, объясняются тем, что вследствие слабо- го таяния в полярных лед- никах редко выходят на поверхность — глубинные, подвергавшиеся — течению, слои льда. При более де- тальном — исследовании в Гренландии был обнару- жен ледниковый лед с зер- нами размером «© дыню» (фиг. г04). 1;\/\о›кпо возра- — Фиг. 104. Монокристалл льда ледника зить, что в Гренландии В. каР“"‘и" ;Ренлг"д“”- глубокие слои льда нахо- (СО50 На ГеОВги дятся на точке плавле- ния. Но в исследованных автором «холодных» до дна лед- никах размерами меньше альпийских со средними темпера- турами льда до десятка градусов ниже нуля под поверхно- стной корой кристаллы очень часто достигали 12—16 см в по- перечнике (см. фиг. 24) и веса в 500—700 г, что в Альпах встре- чается очень редко. Средний размер зерен в «теплых» альпийских ледниках нигде не бывает больше 2,5 см, тогда как в сравнитель- но небольших «холодных» ледниках он часто превышает 5 см. Отсюда можно сделать вывод о том, что влияние температуры на скорость паратектонической перекристаллизации в пределах от нуля до 10°С не очень велико и перекрывается другими фак- торами. При температурах — 5, — 10° С миграционная перекри- сталлизация во льду, обладающем ничтожной соленостью, надо полагать, идет в основном путем рекристаллизации в твердой 357