непосредственно оказывают только на поверхность раздела с ат- мосферой и прилежащий воздух, так как, с одной стороны, оно связано с изменением радиационного баланса за счет увеличения альбедо и собственного излучения снежной поверхности, а с дру- той — с затратой тепла на таяние, т. е. на преодоление скрытого холода кристаллизации льда. На подстилающие породы охлажде- ние поверхности может передаваться лишь косвенно, через толщу снега и льда; при этом оно вступает в противоречие с непосред- ственным отепляющим влиянием ледяных пород. Охлаждающее влияние определенно преобладает только в районах с положитель- ной средней годовой температурой воздуха, где теплота затрачи- вается на таяние вместо повышения температуры поверхности, или также в холодных районах в случае ежегодного позднего стаи- вания снега, когда последний служит ббольшим препятствием летнему прогреванию, чем зимнему промерзанию. Во всех осталь- ных случаях, как правило, преобладает отепляющее влияние, которое имеет троякую природу. Во-первых, фирн в областях с отрицательной средней годо- вой температурой, подвергаясь таянию, повышает темпера- туру на уровне нулевой годовой амплитуды благодаря большей скорости инфильтрационного прогревания по сравнению с про- мерзанием (ем. стр. 425). Во-вторых, ледяные породы при холодном режиме повышают температуру подстилающих пород пропорционально их мощности на величину, равную произведе- нию их мощности на температурный градиент в соответствии с уравнением (14). Наконец, в-третьих, при наличии движения в толще льда появляется дополнительный источник тепла — внут- реннее и внешнее трение, который делает величину температур- ного градиента в холодном леднике больше той величины, какую этот градиент имел бы в результате только _ одного земного тепло- вого потока. (В «теплом» леднике теплота трения и приток внут- ренней теплоты Земли затрачиваются на внутреннее и донное тая- ние льда.) Поскольку кинетическая энергия ледника ничтожна, вся потенциальная энергия положения при спуске льда в процессе движения ледника в места с меньшей абсолютной высотой пре- вращается в теплоту и при холодном режиме затрачивается на по- вышение его температуры. Если бы выделение теплоты трения происходило равномерно во всей массе ледника, то повышение температуры льда при спуске на й м составило бы АЙ й, с (А — термический эквивалент работы, с— удельная теплоем- кость льда) или на 0,47°С при спуске на 100 м. Это почти равно среднему вертикальному градиенту температуры в атмосфере 440 и примерно достаточно для того, чтобы по мере спуска лед сам принимал температуру, отвечающую средней годовой темпера- туре воздуха на каждом данном уровне. В ДЕЙС']'ВИТЭЛЬНОСТИ выделение тепла в леднике распреде- ляется неравномерно как в вертикальном профиле вледствие различной интенсивности деформации, так и в направлении движения благочаря ПРОДОЛЬНОЙ передаче давления и энергии. выделение тепла максимально у ложа, а в покровном оледе- нении, кроме того, по краям, особенно в быстродвижущихся под давлением щита рукавах. За счет этого температурный градиент от поверхности к ложу ледников убывает, притом В бьісТрОДВИЖУЩиХСЯ ледниках сильнее, чем в малоподвижных центральных частях ледниковых щитов. ВБЁРХУ температурный градиент больше нормального градиента в неподвижном льду, а у ложа меньше вследствие теплового заслона, нарушающего равномерность земного теплового потока. Средний температур- ный градиент между поверхностью и ложем (на глубине й) в холодном леднике с вязким течением, как показал М. Лагалли (ГаваПу, 1932а), равен среднему арифметическому из фактиче- Ё ского градиента у поверхности | 77 и нормального градиента о эн Ё а Толе оаЕ ЦОЛЕ Т—?(‚Тг„’г д)‹ ы Измеренные в поверхностных слоях холодных ледников гео- термические ступени колебались от 14 м/°С у быстродвижущегося рукава гренландского покрова (Кос и. \Уевепег, 1930) и 20 м/°С в шельфовом льду Росса до 67 м/°С по не вполне достоверным кос- венным данным сейсмических измерений в 120 км от края грен- ландского ледникового покрова (Вгоскатр, 1935). Принимая величину земного теплового потока в среднем в 53 кал.см-*.год—1, мы получим как наиболее вероятные значе- ния геотермических ступеней в холодных ледниках 30 м/°С. для неподвижного льда в центральной части ледниковых куполов и покровов и не меньше 20 м/°С васреднем для наиболее быстро движущихся ледников. Мощность слоя с холодным режимом { будет примерно равна произведению температуры на уровне нулевых годовых в неподвижном льду @2 амплитуд Т, на величину средней геотермической ступени а° ‚© т ®# оа (20) 441