Текст книги "Ледники в горах"

Автор книги: Леонид Серебрянный

Соавторы: Андрей Орлов
сообщить о нарушении

Текущая страница: 3 (всего у книги 11 страниц)

Как двигаются ледники

На первый взгляд трудно себе представить, что ледники могут двигаться. Очевидно, поэтому долгое время не обращали внимания на столь важный процесс. Первые указания на движение ледников появились в хрониках альпийских селений в конце XVI в., а спустя 100 лет об этом написал исландский ученый Т. Вигалин. Однако лишь после путешествия О. Соссюра по Альпам в конце XVIII в. движению ледников стали придавать важное значение.

Как бы в подтверждение правоты заключений О. Соссюра лестница, оставленная им в 1788 г. на леднике Мер-де-Глас у подножия горы Черная Игла, спустя 44 года была найдена в нижней части ледника; за это время она переместилась почти на 4 км. Первые натурные эксперименты по изучению движения ледников провел Г. Хюги, который построил в 1827 г. хижину на Унтераарском леднике и установил, что она постепенно смещается относительно своего первоначального положения вниз по леднику со скоростью 102 м/год. За 14 лет хижина «проехала» вместе с ледником 1428 м. Более детальные наблюдения за процессами движения были позднее проведены на том же леднике Л. Агассисом, на леднике Мер-де-Глас Дж. Форбсом и на леднике Пастерце братьями Шлагинтвейт.

Рис. 3. Схема движения ледника Марух с 1 июня по 20 сентября 1967 г.

С этого, собственно, и началась эпоха точных инструментальных наблюдений за динамикой ледников, которые проведены практически во всех областях горного оледенения. В результате накоплен громадный материал, дающий довольно полное представление о мобильности ледников. Скорость движения льда колеблется от нескольких метров в год у небольших каровых ледничков до 700—1000 м/год у сложнодолинных ледников. Иными словами, скорость движения этих природных потоков льда совсем невелика и ее можно сопоставить с темпами передвижения улитки.

В продольном направлении на поверхности ледников скорость постепенно растет от верховий ледников к месту наибольшей мощности льда в районе фирновой линии, а затем постепенно убывает к концу ледникового языка. Четкое представление о движении поверхностных слоев льда на леднике Марух дает схема О. Н. Виноградова и И. С. Гарелика (рис. 3). Хотя ледники в целом перемещаются медленнее, чем реки, отдельные потоки льда, как и струи воды в реках, способны двигаться с разной скоростью. За счет трения льда о борта и дно трога движение замедляется, и соответственно самая большая скорость движения наблюдается в осевой части ледника.

В вертикальном профиле скорость увеличивается от ложа к поверхности ледников по параболическому закону: интенсивно вблизи ложа и медленно у поверхности.

Относительно недавно выяснилось, что вектор скорости движения ледников только в первом приближении параллелен ложу и поверхности. В области питания вектор скорости отклоняется вниз и соответственно линии тока льда входят внутрь ледника. В области абляции вектор направлен вверх от ложа и линии тока выходят вверх к поверхности ледника, поставляя лед для абляции. Вместе с этим льдом на поверхности ледниковых языков появляются разнообразные предметы, некогда захороненные под снегом в области питания. Тем самым подтверждаются представления горцев, что ледник сам выталкивает из своего чрева все инородные предметы.

Недостаточное знание закономерностей движения ледников часто приводило к неожиданным сюрпризам. В 1894 г. французский ученый М. Жанссан построил обсерваторию на вершине Монблана. Это было капитальное сооружение общим весом 187 т при площади основания 50 м². М. Жанссан полагал, что фирн практически остается неподвижным, и потому не предпринял никаких специальных мер по укреплению здания. Спустя же четыре года смещения фирна оказались настолько значительными, что обсерватория сильно наклонилась, грозя обрушиться.

Скорость движения зависит от многих факторов, особенно от размеров ледников, количества осадков в области питания, рельефа ложа и др. Например, при одинаковой мощности льда скорость больше на крутых участках ложа. Правда, на очень быстро движущихся ледниках вертикальные скорости практически меняются мало, кроме узкой зоны у контакта с ложем.

Выше отмечалось, что на умеренных ледниках скорости движения льда гораздо выше, чем на холодных. Кроме того, существенны различия в скоростях движения между разными ледниками и между различными частями одного и того же ледника. Хотя фактической информации о движении ледников накоплено очень много, физическая природа этого процесса до сих пор является одной из наиболее дискуссионных и слабо разработанных проблем гляциологии.

Еще Л. Агассис и Ж. Шарпантье предполагали, что движение ледников связано с пластическим течением и скольжением. В качестве доказательств этих двух механизмов приводились результаты наблюдений как на самих ледниках, так и на недавно освободившихся от льда выступах коренных пород. Первый механизм обнаруживали в неравномерности скорости движения частиц ледника в одном и том же разрезе. На существование второго механизма указывали многочисленные штрихи, борозды и шрамы на породах, слагающих ледниковое ложе, а также результаты замеров движения льда у бортов ледника.

Хотя ледники сильно растрескиваются, преодолевая крупные неровности ложа, все же многочисленные потоки льда, спускающиеся вниз по долинам, повторяют их изгибы. Следовательно, лед, будучи твердым веществом, обладает способностью деформироваться.

Когда лед находится при температуре плавления, он достаточно рыхлый и кристаллы легко деформируются, особенно вдоль базисных плоскостей. Основным механизмом движения ледников является пластическое течение (на что обращал внимание еще французский ученый А. Бордье в 1773 г.), создаваемое весом самого льда. По реологическим свойствам лед не похож ни на вязкую жидкость, ни на хрупкий материал. Скорость деформации льда при определенной нагрузке сначала нарастает, а затем стабилизируется.

Выяснилось также, что лед не обладает постоянной вязкостью, а представляет собой лишь частично пластичное вещество, которое деформируется даже при медленном сползании под нагрузкой. Подобная пластичность льда хорошо заметна благодаря тому, что лед быстро приспосабливается к форме подстилающей поверхности. Это четко показали многочисленные наблюдения в туннелях. Впервые Дж. Мак-Колл для небольшого карового ледника Весле-Скаутбреен в Норвегии установил, что в базальных слоях отражается характер поверхности ригеля: приобретенные борозды прослеживаются на 50 м. При этом скорость движения достигает 3 м/год. Следовательно, борозды сохраняются в течение 15 лет. X. Карол изучал пластические деформации льда в гроте под ледником Обер-Гриндельвальд на глубине 50 м. Лед, прижатый к выступу ложа, двигался быстрее, и его связность ослаблялась. В. Тикстоун описал аналогичные пластичные нарушения под ледником Эстердальсисен в Северной Норвегии.

Чтобы разобраться в природе пластического течения, гляциологи проводят лабораторные исследования кристаллической структуры льда. Опыт Дж. Глена в поляризованном свете показал, что деформации кристаллов ледникового льда такие же, как у мягкой стали, нагретой до температуры 600° С. Не вдаваясь в подробное рассмотрение структуры льда, отметим, что она в целом напоминает структуру металла гексагональной сингонии. Плоскость слоя гексагональных колец называется базисной плоскостью кристалла. Выяснилось, что течение в кристаллах льда происходит вдоль плоскостей, параллельных основанию гексагонального кристалла льда. Такой вид деформаций, по мнению американского ученого Р. Флинта, легко воспроизвести, подснимая колоду карт. В данном случае плоскость скольжения карт будет аналогична базисной плоскости кристалла.

При очень больших напряжениях реология льда меняется – скорость деформации увеличивается. Естественно, деформация поликристаллического льда существенно отличается от деформации единичного кристалла. В целом пластическое течение льда сводится к сумме деформаций мгновенных скольжений вдоль базисных плоскостей миллиардов ледяных кристаллов. Кроме того, большое значение имеет движение самих кристаллов, сопровождающееся процессами рекристаллизации. Способность поликристаллического льда деформироваться зависит от ориентировки индивидуальных кристаллов относительно приложенного направления. Согласно структурным исследованиям кристаллы льда, как правило, ориентируются по направлению движения ледников и постепенно увеличиваются в размерах за счет менее удачно ориентированных соседей. Нарастание структурной упорядоченности кристаллов – характерный признак пластического течения льда.

Эксперименты по изучению деформаций льда показали, что в момент приложения напряжения лед мгновенно упруго деформируется на некоторую величину. Впоследствии начинается длительная деформация льда, при которой скорость практически не меняется. Заметим, что лед деформируется даже при очень низких напряжениях.

При сдвиге по базисной плоскости скорость деформации устанавливается на уровне, который пропорционален n-й степени напряжения. Сопоставляя величины сдвиговых напряжений со скоростью деформации, Дж. Глен установил, что эта степенная зависимость имеет вид ε = kτⁿ, где ε – скорость деформации; τ – напряжение сдвига; k и n – коэффициенты. Первый из коэффициентов зависит от температуры, второй обычно равен 2,5 или 3, но может возрастать при очень больших напряжениях.

Чтобы объяснить характер распределения скоростей движения льда в ледниках, специалисты изучали различные идеализированные модели ледников. Обычно рассматривались прямоугольные блоки льда, лежавшие на шероховатой поверхности с углом наклона α, и вычислялись напряжения, необходимые для поддержания их механического равновесия [Патерсон, 1984]. Чаще всего в моделях лед выступает как идеально пластичное вещество. Поэтому если допустить, что плита толщиной k не скользит по поверхности, то все ее движение происходит только за счет внутренних деформаций, вызванных собственной силой тяжести. Компонента силы тяжести ρg sin α, где ρ – плотность льда, g – ускорение силы тяжести, должна уравновешиваться касательным напряжением τ_b. Следовательно, τ_b = ρgh sin α.

Из этой формулы можно сделать несколько важных выводов. Во-первых, становится понятным, почему при увеличении уклонов поверхности толщина ледников уменьшается, а скорость движения льда возрастает. Во-вторых, получают объяснение данные бурения ледников об уменьшении скорости движения льда с глубиной. Действительно, если рассматривать движение льда как ламинарное (линии тока параллельны плоскости плиты), скорость льда достигает максимального значения у поверхности плиты и будет уменьшаться по направлению к ложу по параболическому закону. Кроме того, моделирование с допущением о ламинарности движения льда в ледниках показало, что касательное напряжение на ложе определяется углом наклона поверхности самого ледника. Значит, ледники вынуждены течь в направлении максимального уклона своей поверхности и способны преодолевать крупные неровности и даже двигаться «в гору», т. е. вверх по уклону ложа.

Дж. Най проанализировал более сложную модель движения ледника с учетом неровностей ложа. Он показал, что в местах, где уклон ложа уменьшается, мощность льда увеличивается, его течение становится сжимающим, скорость движения ледника уменьшается. На крутых участках устанавливается течение растяжения с высокими скоростями, а мощность льда уменьшается. Именно в этих условиях образуются трещины.

Большинство из нас знают лед только как хрупкое кристаллическое тело, поскольку мы привыкли видеть его в небольших количествах. В ледниках, где мощность льда измеряется многими десятками и сотнями метров, нижние слои льда, находящиеся под нагрузкой, приобретают пластические свойства, верхние же их части сохраняют хрупкость. В этой закономерности не раз приходилось убеждаться при прокладке туннелей сквозь ледники: нижние части туннелей через некоторое время смыкались и их приходилось периодически расширять.

В любом леднике, как и в земной коре, можно различить две зоны: нижнюю, более пластичную, и верхнюю, более жесткую, подверженную образованию разрывов и трещин. Верхний хрупкий лед, вероятно, не обладает мобильностью, а вовлекается в поступательное движение льдом более глубоких горизонтов.

На основе представлений о пластическом течении льда можно объяснить многие закономерности движения ледников. Этот процесс неоднократно моделировался на различных пластичных материалах. Известный русский геолог, профессор Петербургского университета А. А. Иностранцев еще в конце XIX в. создал такую модель ледника. Из гипса была приготовлена горка с несколькими цирками и расходящимися от них тщательно пронивелированными долинами. Наполнив цирки кусочками обычного сапожного вара, удалось обнаружить, что через несколько дней они слежались в плотную массу, которая растекалась потоками по долинам. Причем и здесь, как в настоящем леднике, осевые части двигались быстрее, чем края. Переходя к крутым участкам долин, вар двигался некоторое время с прежней скоростью и, наоборот, на пологих участках сначала сохранял повышенную скорость.

Моделирование пластического движения льда имеет важное научно-теоретическое значение, поскольку в тектонике ледников можно усмотреть определенную аналогию с процессами, происходящими в недрах Земли. Многие тектонические структуры, наблюдаемые в толщах горных пород, встречаются также в стенках трещин, туннелей и гротов на ледниках. Соответственно структурно-гляциологические исследования помогают выяснить, как образуются складки, сбросы, сдвиги и другие деформации горных пород.

Пластическое течение является единственным только в истоках ледников. Несовершенство текучести льда, отличающее его от текучести жидкостей, порождает движение нового типа – глыбовое скольжение по ложу, которое вследствие малой прочности льда переходит в скольжение серии пластин по внутренним плоскостям разрывов. Такие внутренние сколы часто образуются по контакту хрупкого и пластичного льда. На круто наклоненных ледниковых языках может произойти отслоение крупных масс хрупкого льда. Ледяные обвалы иногда сопровождаются катастрофическими выбросами льда. Во многих горно-ледниковых районах подобные бедствия не раз приводили к исчезновению подо льдом целых селений.

На участках ледников с преобладающим течением сжатия внутренние сколы ориентированы тангенциально вверх от ложа, совпадая с направлением движения ледника. На участках, где преобладает течение растяжения, сколы, наоборот, направлены к ложу противоположно направлению движения ледника.

Заметим, что впервые на этот важный тип движения указывал О. Соссюр в 1760 г. Все три механизма существуют в леднике одновременно, но относительная роль каждого из них в разных частях ледников и на разных ледниках меняется.

Многочисленные искусственные туннели, пробитые через толщу ледников в последние годы, позволили провести. непрерывные наблюдения за донным скольжением. Основная роль здесь принадлежит двум процессам. Первый – способность придонных слоев льда обтекать мелкие неровности ложа. Второй – лед, находящийся при температуре плавления, тает под влиянием избыточного давления, а образующаяся водная пленка выполняет роль смазки, обеспечивающей скольжение ледника. Сходный процесс облегчает скольжение на коньках и даже на лыжах.

В ходе донного скольжения выступы на ложе протаивают сквозь лед. После прохождения льда через эти выступы давление снижается и часть растаявшего льда снова замерзает. Этот процесс называется режеляционным льдообразованием. Он поддерживается тем, что скрытая теплота плавления частично переносится через сам выступ на сторону, обращенную вверх по течению, где и происходит дополнительное таяние. Другим механизмом, стимулирующим скольжение ледников, является усиление пластического течения около крупных выступов ложа. По современным представлениям, природа донного скольжения связана с периодическим чередованием процессов таяния—замерзания в условиях меняющегося давления. В пользу правомочности этих взглядов свидетельствует толчкообразный характер движения льда в ледниках. С позиций скольжения ледников легко объясняется процесс донного таяния льда. Скорость донного скольжения варьирует в широких пределах, составляя от 0 до 90% поверхностной скорости льда. При расчетах скорость донного скольжения принимают за 50% от точно измеренной поверхностной скорости движения льда. Отмеченный выше механизм надежно установлен лишь для умеренных и субполярных ледников. По холодным ледникам, у которых основание приморожено к ложу, конкретная информация пока отсутствует.

Бунтующие ледники

Спокойное и размеренное существование ледников временами уступает место резким подвижкам, или пульсациям. В такие периоды ледники набирают стремительную скорость, а их языки продвигаются далеко вниз по долинам, превосходя по своим масштабам обычные колебания ледников.

Примеры необычного поведения ледников, прямо не связанного с климатическими изменениями, известны уже давно. Ледник Фернагтфернер в Эцтальских Альпах за последние четыре века пульсировал 4 раза, причем каждая подвижка сопровождалась подпруживанием реки Рофон и образованием огромного подпрудного озера. Внезапный спуск воды из этого озера не раз приводил к катастрофическим наводнениям.

Пульсирующие ледники известны практически во всех крупных горно-ледниковых районах. Характерно, что пульсации происходят на фоне общего сокращения оледенения. Преобладают кратковременные, небольшие по размерам пульсации, однако иногда масштабы этих явлений весьма велики, что сопровождается полным преобразованием морфологии ледниковых языков.

В 1966 г. на Аляске пульсировало 12 крупных ледников, в том числе самый крупный в Северной Америке ледник Беринга. Его фронт шириной 42 км продвинулся за четыре года на 1200 м. Ледник Уолш, который был стационарен с 1918 г., в конце 60-х годов стал пульсировать, и за четыре года его центральная часть переместилась на 10 км. Одновременно в леднике произошло заметное перераспределение массы: поверхность фирнового бассейна понизилась на 150 м.

В Каракоруме в 1904—1905 гг. ледник Гассанабад продвинулся на 10 км за два с половиной месяца, т. е. за сутки подо льдом скрывался участок долины протяженностью 130 м. В том же районе в 1953 г. пульсировал ледник Кутьях, продвигавшийся за сутки на 113 м.

Рис. 4. Схема трещинной тектоники пульсировавшей части ледника Медвежьего во время подвижки 1963 г. (по: [Долгушин, Осипова, 1982])

1 – граница ледника; 2 – трещины; 3 – краевые зоны дробления; 4 – линии надвигов; 5 – линии ступенчатых сбросов; 6 – крупные продольные разломы; 7 – террасы оседания («прилавки»); 8 – береговые морены

Во время таких крупных пульсаций вниз по долинам перемещаются массы льда. П. Виссер подсчитал, что во время подвижки ледника Султан-Чуску в долине Хумдан в Каракоруме в 1930 г. объем перемещенного льда составил 300 млн. м³. При этом в области ледосбора в результате снижения поверхности ледника на 100 м обнажились древние лавинные конусы, а продвинувшийся конец ледника перекрыл древние морены.

На Памире широко известен своим беспокойным нравом ледник Медвежий. В 1963 г. он сместился вниз по долине Ванча почти на 2 км, а спустя 10 лет – на 1750 м, перегородив две боковые долины Абдукагор и Дустироз. В первой из них образовалось подпрудное озеро емкостью около 20 млн. м³. Советский ученый Л. Д. Долгушин, много лет занимавшийся изучением Медвежьего, выяснил периодичность пульсаций и на основе анализа эмпирической информации заблаговременно предсказал, что подвижка произойдет именно в 1973 г. И тогда гляциологи стали тщательно следить за поведением Медвежьего. Это был первый точный прогноз ледниковой пульсации, позволивший свести к минимуму ее катастрофические последствия, связанные с прорывом вод подпрудного озера и прохождением паводка по реке Ванч.

Другая не менее известная пульсация произошла в 1969 г. на Северном Кавказе: активно наступавший ледник Колка достиг языка ледника Майли, разрушил его, частично втянул в движение и продвинулся далеко вниз но долине реки Геналдон, перекрыв Верхнекармадонские минеральные источники.

Исследование пульсирующих ледников позволило систематизировать их морфологические признаки (рис. 4). Выяснилось, что в активную фазу пульсации поверхность ледниковых языков хаотически раздроблена либо разбита системой перекрещивающихся трещин на отдельные блоки. Блоки сохраняют вертикальное положение даже при быстром перемещении на значительные расстояния. Кроме того, продвинувшиеся концы ледников имеют характерную каплевидную форму с выпуклыми продольным и поперечным профилями. Сама поверхность ледников осложнена гигантскими продольными разрывами, отделяющими осевую быстродвижущуюся часть ледника от краевых зон дробления. На сложиодолиниых ледниках при пульсациях образуются петли срединных морен.

В результате детального изучения морфологии пульсирующих ледников установлен ряд критериев для дешифрирования их па аэрофото– и космических снимках. Диализ собранных материалов привел к поразительному заключению: оказалось, что к классу пульсирующих можно отнести сотни ледников в Северной и Южной Америке, в Исландии, на Шпицбергене, в Каракоруме, Гималаях, Альпах, па Кавказе, Тянь-Шане, Памире, Камчатке и в других районах. При этом выяснилось, что пульсировать могут ледники практически всех морфологических типов, независимо от гляциоклиматических и геоморфологических обстановок.

Другой не менее важный вывод сводится к тому, что пульсации у отдельных ледников происходят периодически. Подвижки в прошлом могут быть реконструированы по петлям срединных морен. Таких петель, каждая из которых фиксирует одну из пульсаций, на отдельных сложнодолинных ледниках насчитывается от 3 до 10.

В пульсации различают две стадии: короткую активную (обычно длится не более шести лет) и гораздо более длительную стадию покоя (10—100 лет). Сам механизм пульсаций до конца не раскрыт. Еще на заре изучения пульсирующих ледников считалось, что причиной пульсаций являются землетрясения. Эту гипотезу выдвинули американские ученые Р. Тарр и Мартин в 1914 г., ориентируясь на материалы изучения быстрых подвижек ледников, спускающихся к берегу залива Якутат на Аляске. В этом районе в сентябре 1899 г. была отмечена серия мощных подземных толчков, вызвавших массовый сход лавин в ледосборах, что резко увеличило питание ледников. Реакцией на обильное снегонакопление явилось активное наступание ледников в последующие семь лет. Правда, М. Мюллер установил, что пульсации в данном районе происходили и до землетрясения 1899 г.

Сейчас большинство исследователей склоняются к тому, что пульсации – закономерное выражение неустойчивых динамических условий, периодически возникающих внутри ледниковых систем, однако этот процесс могут стимулировать такие внешние факторы, как землетрясения. Недаром многие пульсирующие ледники встречаются в сейсмоактивных районах.

Ледниковые пульсации проявляются в разных формах. Одна из них – прохождение по леднику кинематических волн. Их можно рассматривать как реакцию ледников на избыточное накопление массы в области питания, т. е. избыточная масса льда проходит в виде единой волны вниз по леднику, что сопровождается усилением трещинообразования. Скорость прохождения кинематических волн в верховьях ледников значительно превышает обычные скорости движения льда, но ближе к концу ледника уменьшается. Напротив, высота волн увеличивается на концах ледников. Именно этот поступивший сверху лед проталкивает концы ледников вниз по долинам.

Условия, которые доводят ледники до критического состояния, вызывающего пульсацию, до конца не известны. Предполагают, что сказывается влияние температур и давления в основании ледников. С увеличением мощности льда давление у ложа возрастает, что может сопровождаться усилением таяния базальных слоев льда. Если этот процесс захватывает значительную часть толщи льда, скорость скольжения придонных слоев возрастает, что стимулирует пульсацию. В результате ледяная толща утоньшается, давление уменьшается и придонные слои вновь примерзают к ложу. Иными словами, ледниковая система вновь приходит в состояние равновесия с внешними условиями.

С ледниковыми пульсациями связаны катастрофические паводки на горных реках. Как упоминалось выше, подпруживание боковых долин внезапно продвинувшимся ледниковым языком часто сопровождается образованием плотинных озер, которые быстро наполняются водой. В тех случаях, когда уровень воды в озере достигает 9/10 высоты подпруживающего ледника, последний всплывает, и вода находит выход по подледниковым полостям и туннелям. Другой механизм прорыва свойствен пульсирующим холодным ледникам, которые приморожены к ложу. Вода в плотинном озере в этих случаях накапливается до тех пор, пока не начнет переливаться через край ледника, быстро прорезая себе русло во льду.

Расходы воды во время спуска плотинных озер нередко достигают колоссальных величин. Например, при спуске подпрудного озера Тупсеква на западе Канады расходы воды составили 1500 м³/с, а в Исландии – 3000 и даже 6000 м³/с. Эти паводки во многие десятки раз превышают обычные показатели стока и сопоставимы с расходами больших полноводных равнинных рек.

При крупных прорывах в долину вместе с водой выбрасывается огромное количество камней и ледяных глыб. Понятно, что такие катастрофические явления сопровождаются резкой перестройкой всей системы стока и характера поверхности долин. Происходившие в прошлом прорывы ледниково-подпрудных озер можно опознать по таким следам, как глубоко врезанные маргинальные ложбины стока, исполиновы котлы и скопления валунов вдоль русел рек.

Ледниковые пульсации и связанные с ними прорывы подпрудных озер неоднократно приводили к катастрофическим последствиям. Поэтому возникла необходимость регулярных наблюдений в горно-ледниковых районах. Особенно перспективно проведение наблюдений из космоса, обеспечивающих выявление аномальных по своему поведению ледников в пределах целых горных стран.

В связи с изучением пульсаций возникает вопрос: можно ли вообще предсказать поведение ледников и каковы пути решения этой кардинальной проблемы гляциологии? Некоторые ученые считают, что наиболее перспективно математическое моделирование. Ведущий советский гляциолог П. А. Шумский полагает, что с помощью замкнутой системы уравнений для сплошных сред можно не только описать важнейшие процессы жизнедеятельности ледника, но и прогнозировать его подвижки. Однако для этого необходимы данные о динамике и термике льда, распределении каменных обломков в базальных слоях, циркуляции внутриледниковых вод и строении подледниковой поверхности.

К сожалению, даже для тех ледников, на которых длительное время велись стационарные исследования, мы не располагаем исчерпывающей информацией. В результате предлагаемые модели говорят пока лишь языком математики, не охватывающим многообразный мир природных процессов. Конкретная реализация моделей невозможна без проведения трудоемких экспедиционных работ на ледниках. Особенно важно, в частности для анализа ледниковых пульсаций, получить фактические данные об обстановках на контакте ледника с ложем, поскольку именно там происходят процессы, определяющие динамику ледников.