ледниковые языки горных ледников ниже ледопадов, связанные с сезонной периодично-
стью поступления льда из фирновых областей на ледниковые языки. Суммарная ширина
пары полос (темной и светлой, выпуклой и вогнутой) соответствует расстоянию годового
смещения льда. Таким образом, по числу огив и расстоянию между ними можно при-
ближенно определять горизонтальную составляющую скорости движения льда ниже ле-
допадов.
По современным представлениям, слоистая текстура (сланцеватость) в леднико-
вом льду образуется в процессе его течения. «Зоны наиболее сильного развития сланце-
ватости приурочены к прибортовым и придонным частям ледников; чаще всего плоско-
сти сланцеватости оказываются параллельными поверхности ледникового ложа. На лед-
никах выходы плоскостей сланцеватости образуют дуги, выпуклые стороны которых об-
ращены в направлении движения льда. В нижних частях ледниковых языков параллель-
ное изгибание этих плоскостей приводит к образованию своеобразных «вложенных лож-
кообразных структур»; для их крыльев характерно падение, переходящее близ бортов
почти в вертикальное, тогда как осевые линии имеют пологий наклон, направленный к
верховьям ледников. Ледники, образовавшиеся от слияния двух или нескольких состав-
ляющих, часто имеют по нескольку независимых систем вложенных дуг, каждая из кото
рых соответствует своему притоку, причем сланцеватость близ границы между такими
системами ориентирована продольно, т. е. параллельно бортам ледниковых долин» /Па-
терсон. 1984.С. 264].
Сланцеватость формируется при деформации неоднородностей, изначально нахо-
дившихся во льду. Это - осадочная слоистость, следы трещин, ледяные жилы и линзы,
прослойки морены и эоловой пыли. В процессе деформации льда сланцеватость разного
генезиса приобретает одинаковую ориентировку.
Движение ледников
Движение льда в ледниках - основной процесс переноса массы из области нако-
пления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую
поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечивает само суще-
ствование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда,
проходящее через любое поперечное сечение, в области аккумуляции постепенно увели-
чивается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абляции
постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно изменяется и скорость дви-
жения льда: от истоков к границе питания она увеличивается, а от границы питания к
концу ледника уменьшается. При этом векторы скорости относительно поверхности лед-
ника в области аккумуляции наклонены вниз, а в области абляции - вверх. Но такова
лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее
из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледниковых по-
кровах и куполах, граница питания которых проходит близ их концов, а расход массы
осуществляется путем откола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля
в центре ледникового покрова до максимума у его края.
Движение льда в ледниках осуществляется двумя основными способами: путем
вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледнико-
вым разрывам и сколам. Соотношение вязкопластического течения и глыбового сколь-
жения в движении реальных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших
к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических де-
формаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных условиях могут
двигаться только путем глыбового скольжения (пульсирующие ледники в период быст-
рых подвижек). В движении большинства ледников участвуют оба механизма.
При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется главным
образом толщиной льда, его температурой и наклоном поверхности ледника. Лед будет
10