Оледенение арктических островов

Министерство образования РФ

Дальневосточный государственный университет

Географический факультет

Кафедра физической географии

Курсовая работа на тему

Оледенение Арктических островов

Выполнил:

Студент 922Б группы

Войло Яков Олегович

Проверила:

Воробьёва Татьяна Фёдоровна

Владивосток 2002

СОДЕРЖАНИЕ

Общие сведения о строении, динамике и режиме ледников	3
Движение ледников	9
Ледниковые районы земного шара	12
Острова Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова, Северной Земли и Де-Лонга	14
Вывод	26
Список литературы	27

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ, ДИНАМИКЕ И РЕЖИМЕ ЛЕДНИКОВ

В природе много различных видов льда. Предмет данной работы тАФ ледники. Что же следует понимать под этим термиВнном? Ледник тАФ это масса природВнного наземного льда преимущественно атмосферного происхождения, обладаВнющая самостоятельным движением в реВнзультате деформаций, вызываемых дейВнствием силы тяжести.

Ледники являются продуктом взаимоВндействия рельефа и климата. Они обраВнзуются преимущественно из снега, выпаВндающего из атмосферы, но могут чаВнстично состоять и из водного льда (наВнпример, шельфовые ледники АнтарктиВнды). Водный лед может присутствовать и в горных ледниках в результате замерВнзания талых и дождевых вод на их поВнверхности, в трещинах и пустотах внутри ледника, но главный источник их питаВнния тАФ твердые атмосферные осадки.

Каждый ледник состоит из областей питания и расхода, разделенных граниВнцей питания. В первой из этих областей приход массы больше расхода, во второй расход больше прихода. Перемещение льда из области питания в область расВнхода происходит путем движения льда под воздействием силы тяжести.

Скорости движения льда в разных ледВнниках, в разных их частях и в разное время года могут колебаться от нескольВнких метров до сотен метров в год при вязко-пластическом течении льда и до сотен метров в сутки при глыбовом скольжении. В конкретных ледниках обычно сочетаются оба типа движения в самых разных пропорциях и самые разВнные скорости движения льда.

Главной статьей расхода в горных ледВнниках является таяние под влиянием солВннечной радиации и тепла воздуха, а в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии тАФ откол айсбергов.

Форма и размеры ледников могут быть самые разные. Различают две главВнные группы ледников: горные, форма и движение которых определяВнются главным образом рельефом заниВнмаемых ими вместилищ и уклоном ложа, и ледниковые покровы и купола, в которых лед настолько толстый, что перекрывает все неровноВнсти подледного рельефа, и течение льда

определяется главным образом уклоном поверхности самого ледника (АнтарктиВнда, Гренландия и другие менее крупные ледниковые покровы и купола). РазумеВнется, существуют и переходные типы от одной из этих групп к другой.

Размеры ледников колеблются в огромных пределах: от десятых и менее долей квадратного километра (каровые ледники Полярного Урала, Кузнецкого Алатау и др.) до многих миллионов кваВндратных километров (ледниковые поВнкровы Антарктиды и Гренландии) при толщине от первых десятков метров до нескольких километров.

По температурному состоянию разлиВнчают две главные группы: теплые (изотермические или умеренные) ледниВнки, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура льда постоянно держится близкой к точке таяния льда под давлением, и холодные (поВнлярные) ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура во всей толще всегда ниже точки плавлеВнния льда под давлением. Так как ледники получают тепло не только от солнечной радиации, но и от теплового излучения земной коры, то, как правило, в холодВнных ледниках температура льда с глубиВнной повышается (так, в Антарктиде, в центральных районах ледникового поВнкрова, температура от тАФ 55В°С на глубине 10 м повышается до точки плавления льда под давлением у ложа). СуществуВнют и переходные типы ледников тАФ от теплых к холодным (субполярные). НеВнкоторые крупные долинные ледники в высокогорных районах могут в верховьВнях принадлежать к холодным ледникам, а в нижнем течении тАФ к теплым (наприВнмер, ледник Батура в Каракоруме).

Ледники, порождаемые климатом в сочетании с местными орографическими условиями, раз возникнув, сами создают благоприятные условия для дальнейшего своего существования и развития. ДоВнстигнув больших размеров, они оказыВнвают существенное обратное воздейВнствие на климат. Так, ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии являются гигантскими холодильниВнками нашей планеты, оказывая влиВняние на климат и циркуляцию атмосферы в глобальном масштабе.

Ледники очень чувствительны к измеВннениям климата: при увеличении питаВнния твердыми атмосферными осадками или уменьшении их таяния из-за понижеВнния температуры воздуха в теплое время года ледники наступают, увеличиваются их толщина, горизонтальные размеры, скорость движения льда, продвигаются концы ледниковых языков. При ухудшеВннии условий питания или усилении таВняния ледники отступают тАФ становятся тоньше, скорость движения льда уменьВншается, увеличивается заморененность ледниковых языков, и их концы омертвеВнвают, а граница активного льда отодвиВнгается вверх по течению ледников. Но эффект изменения условий питания и расхода сказывается на поведении ледниВнков не сразу, а с тем большим запаздываВннием, чем крупнее ледник и продолжиВнтельнее время оборота массы льда в нем. Продолжительность полного оборота массы в ледниках колеблется от 20 тАФ 70 лет на мелких каровых и висячих ледниВнках до 200 тыс. лет в Антарктическом ледниковом покрове.

Проблема синхронизации колебаний ледников и климата имеет большое научное и практическое значение. НабВнлюдения за колебаниями многих ледниВнков проводятся уже не одно столетие, но они трудносопоставимы из-за больших местных различий условий оледенения и отражают лишь самую общую тенденВнцию колебаний глобального климата. Решение проблемы приближают уже наВнчатые во многих ледниковых районах баВнлансовые исследования, а также анализ кернов из глубоких скважин, пробуренВнных в Антарктиде и Гренландии. БольВншую роль в изучении колебаний ледниВнков играют съемки из космоса.

Кроме колебаний ледников, вызванВнных изменениями климата (вынужденВнные колебания), возможны также релакВнсационные колебания ледников, обуВнсловленные нестационарностью кинемаВнтических связей в самом леднике. Если по каким-либо причинам в леднике имеет место превышение питания над расходом и лед длительное время наВнкапливается в верховьях ледника, рост напряжений в ледниковой толще может вызвать резкое увеличение скорости

движения льда и его перемещение в нижВннюю по течению часть ледника без измеВннения общей массы льда в ледниковой системе. При этом в верховьях поверхВнность ледника понижается, а нижняя часть ледника, наоборот, вспучивается и язык продвигается вниз по долине, иноВнгда на несколько километров. В это время поверхность ледника бывает наВнстолько разбита трещинами, что станоВнвится совершенно непроходимой.

Ледники, которым свойственны резко выраженные релаксационные колебаВнния, получили название пульсируВнющих. Подвижки пульсирующих ледВнников происходят периодически с проВндолжительностью полного цикла пульВнсации от 10тАФ15 до 100 и более лет. Полный цикл пульсации складывается из сравнительно короткой стадии подвижки (от нескольких месяцев до нескольких лет) и более длительной стадии восстановления, во время которой продвинувшаяся при подвижке часть ледникового языка, лиВншенная подтока льда сверху, интенсивно тает и разрушается, а в верховьях за счет атмосферных осадков и подтока льда из вышележащей области питания постеВнпенно увеличиваются толщина льда и скорость его движения и восстанавлиВнвается состояние ледника, предшествуВнющее очередной подвижке.

Пульсирующие ледники известны во многих районах мира. Их быстрые подвижки часто приводят к образованию подпрудных озер, прорывы которых выВнзывают катастрофические паводки и сеВнли. В связи с этим очень важно науВнчиться предсказывать такие подвижки.

Наиболее изученным и единственным пока пульсирующим ледником, наблюВндения на котором велись в течение всего периода пульсации, является ледник Медвежий на Памире. Выявленные заВнкономерности его динамики послужили основой для прогноза очередной поВндвижки ледника, который полностью оправдался [Долгушин, Осипова. 1972].

В процессе движения ледники произВнводят большую экзарационную, трансВнпортную и аккумулятивную работу. В результате экзарационной деятельности ледников в сочетании с процессами выВнветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, как кары, карлинги, ледниковые цирки, троги, Влбараньи лбыВ». Действию ледниВнков обязаны своим образованием обширВнные сглаженные поверхности с ледникоВнвой штриховкой, узкие и глубокие морВнские заливы -- фьорды. Обломки горВнных пород, падающие на ледник со склоВннов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностной морены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются в сплошной плащ. Продукты экзарации ложа (приВндонная морена) и поверхностную морену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в виде конечВнных морен. Часть продуктов разрушиВнтельной деятельности ледников выноВнсится талыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов ледникоВнвых языков плоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные чаВнстицы уносятся реками на большие расВнстояния. Моренный материал материкоВнвых покровов, шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уноВнсится с айсбергами и по мере их таяния оседает на дне морей и океанов.

Ледники - - это своеобразные водоВнхранилища, запасающие воду зимой и расходующие ее летом. Они играют существенную роль в формировании стока рек, особенно в тех ледниковых районах средних и субтропических шиВнрот, где высокогорные, покрытые ледВнниками хребты соседствуют с засушли-

выми равнинами ^например, ЦентральВнная и Средняя Азия). Айсберги, откалыВнвающиеся от шельфовых и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических и Антарктических остроВнвов, оказывают сильное воздействие на гидрологические процессы обширных океанических акваторий. Только АнтарВнктида поставляет в океан в виде айсберВнгов ежегодно около 2000 км3 воды, ГренВнландия тАФ 240тАФ300 км3. Айсберги затрудВнняют судоходство в полярных водах.

Ледники, особенно ледниковые покроВнвы, достигающие огромных размеров, только своим присутствием вызывают большие изменения высоты земной поВнверхности и меняют ее рельеф. Так, средняя высота Антарктиды почти втрое больше средней высоты всех других маВнтериков за счет огромной толщины анВнтарктического ледникового покрова, под которым погребен сложный рельеф с горными хребтами, долинами, плато и равнинами. Колебания размеров и мощВнности ледников вызывают изостатичес-кие колебания земной коры.

Ниже приведены основные условия суВнществования ледников, особенности их строения и движения.

Начнем с понятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледеВннения.

чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы питаВнния) приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. РазВнличают несколько разновидностей снеВнговой границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь. 1984]. Климатическая, или теореВнтическая, снеговая граница тАФ это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков опредеВнляется средним состоянием метеоролоВнгических условий за много лет на гориВнзонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не гоВнризонтальна, и метеорологические услоВнвия от года к году сильно меняются, слеВндовательно, реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-

кой. Поэтому введено понятие местВнная, или истинная, снеговая граВнница, занимающая наивысшее положеВнние в конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можно усреднять за ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и на склонах различной экспозиции. На ледниках исВнтинная снеговая граница тАФ это наивысВншее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или быВнвает выше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы говорим о снегоВнвой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой лиВннией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снегоВнвая граница, либо совпадает с граниВнцей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях, когда различия в положении снеговой границы, границы питания и фирновой линии невелики, эти термины употребляются как синонимы.

К понятию климатической снеговой границы мы прибегаем в тех случаях, когда рассматриваются возможности возникновения и существования оледеВннения в различных широтных климатиВнческих поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и контиВннентальным климатом, и в тех случаях, когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим услоВнвиям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и суВнществуют лишь благодаря большой конВнцентрации метелевого и лавинного снега в отрицательных формах рельефа. Но в то же время на них есть своя местная снеВнговая граница (фирновая линия тАФ граница питания), отделяющая область акВнкумуляции от области абляции.

Высота снеговой границы зависит от многих факторов: от циркуляции атмосВнферы, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиационВнных условий и температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; от абсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.

Морской климат с обильными осадВнками зимой и прохладным летом благоВнприятствует оледенению, а сухой контиВннентальный климат, наоборот, для олеВнденения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные терриВнтории, где, несмотря на малое количеВнство осадков, круглый год держатся низВнкие температуры воздуха и таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующие изменения испытыВнвает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница заВннимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уроВнвень снеговой границы измеряется перВнвыми сотнями метров. В средних широВнтах в условиях морского климата (наприВнмер, на тихоокеанском побережье СеВнверной Америки) она колеблется в преВнделах 500тАФ1000 м над ур. м.; в субтропиВнческих и тропических широтах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой граВнницы достигает огромных высот тАФ 6000тАФ6500 м над ур. м.

Изменение высоты снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридиоВннальных профилях вдоль ЮжноамериВнканских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90тАФ110В° в. д. (б).

Колебания уровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучшеВннии или ухудшении условий питания ледВнников. В первом случае уровень снегоВнвой границы понижается, во втором тАФ повышается. Следовательно, по изменеВннию уровня снеговой границы можно суВндить об изменении климатических услоВнвий в районах оледенения.

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движение льда в ледниках тАФ основной процесс переноса массы из области накоВнпления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечиВнвает само существование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в обВнласти аккумуляции постепенно увеличиВнвается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абляВнции постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно изменяется и скорость движения льда: от истоков к границе питания она увеличивается, а от границы питания к концу ледника уменьВншается. При этом векторы скорости отВнносительно поверхности ледника в облаВнсти аккумуляции наклонены вниз, а в об-

ласти абляции тАФ вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледниВнковых покровах и куполах, граница пиВнтания которых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем отВнкола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре ледникоВнвого покрова до максимума у его края.

Движение льда в ледниках осущестВнвляется двумя основными способами: пуВнтем вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и сколам. СоВнотношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении реВнальных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических деВнформаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных услоВнвиях могут двигаться только путем глыВнбового скольжения (пульсирующие ледВнники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников учаВнствуют оба механизма.

При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образом толщиной льда, его темпеВнратурой и наклоном поверхности ледниВнка. Лед будет течь в направлении наВнклона поверхности и в том случае, если на ложе ледника будут встречаться неВнровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклоном поверхности и скоростью движения льда ледника сущеВнствует закономерная связь: лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, и толст там, где наклон незначителен и движеВнние льда замедлено. Это наблюдается как в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровноВнсти на поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости течеВнния ледника не отражаются.

На скорость течения льда в ледниках большое влияние оказывает их темпераВнтурное состояние, так как при более выВнсоких температурах лед легче деформиВнруется. Теплые ледники движутся быстВнрее холодных. Выделяющееся при двиВнжении ледника тепло также ускоряет движение.

Скорость движения льда в любом ледВннике складывается из горизонтальной и вертикальной составляющих. Уже говоВнрилось, что векторы скорости в области аккумуляции направлены вниз относиВнтельно поверхности, а в области абляВнции тАФ вверх, но углы наклона небольВншие, так как горизонтальная составляВнющая скорости во много раз больше верВнтикальной. Величина вертикальной составляющей связана с величиной аккуВнмуляции и абляции, поэтому в районах с обильными осадками и интенсивным таВнянием она больше, чем в районах с хоВнлодным сухим климатом. ГоризонтальВнная составляющая скорости движения льда в ледниках на порядок, а иногда и на несколько порядков больше вертикальВнной составляющей. Поэтому, когда речь идет о смещении льда в горизонтальном направлении, обычно говорят просто Влскорость движенияВ», а не ВлгоризонтальВнная составляющая скорости движенияВ». Скорость движения льда в ледниках разВнных размеров и типов колеблется в очень широких пределах. Скорость двиВнжения в малых ледниках редко превыВншает несколько метров в год, в горно-доВнлинных ледниках она колеблется от пер-

вых десятков до сотен метров в год. В выводных и шельфовых ледниках АнВнтарктиды скорость движения льда достиВнгает 300 тАФ 1200 м в год. Самые большие скорости измерены в концевых частях выводных ледников Гренландии тАФ до 10 км в год. При подвижках пульсирующих ледников лед может двигаться со скороВнстью сотен метров в сутки, проходя за несколько месяцев 8тАФ10 км.

Скорость движения льда в леднике изВнменяется по продольному и поперечному профилям, изменяется она и с глубиной. В идеальном леднике скорость движения от нуля в его истоках к границе питания увеличивается до максимума, а к концу ледника снова сходит на нет. В реальных ледниках картина много сложнее. Там, где уклон поверхности ледника увеличиВнвается, увеличивается и скорость движеВнния льда; там, где канал стока расширяВнется, скорость движения льда уменьВншается, а там, где он сужается, скорость увеличивается. Линия максимальных скоростей движения льда обычно прохоВндит посередине ледника, а на поворотах смещается к внешней стороне излучины. Поперек ледника от осевой линии к краям поверхностные скорости движеВнния льда постепенно уменьшаются, что связано с трением ледника о ложе и борта долины. Эпюра скоростей может быть то более, то менее крутой, но ее общая форма при глыбовом скольжении близка к трапеции, а при вязкопластическом течении тАФ к параболе. По вертиВнкали от поверхности до ложа скорости движения льда изменяются в зависимоВнсти от соотношения типов движения: при движении вязкопластического типа, обуВнсловленном деформациями ледяной толВнщи, скорость изменяется от максимума на поверхности до нуля на ложе. При глыбовом скольжении поверхностная и придонная скорости практически одинаВнковы.

Скорости движения льда в ледниках изменяются также во времени. Летом скорости движения льда выше, чем зиВнмой, днем выше, чем ночью. Это связано главным образом с тем, что в теплое время года и суток в леднике и особенно у его ложа скапливается вода, играющая роль смазки. Эта разница может достиВнгать 25% и более. Изменяются скорости движения ледников и от года к году. Так, скорость движения льда на одном и том же поперечном профиле ледника Фер-нагтфернер в Эцтальских Альпах в 1889 г. была 17 м, в 1899 г. тАФ 250 м, в 1901 г. тАФ 50 м в год. Есть много и других примеров. В общем виде можно сказать, что при увеличении массы ледника и осоВнбенно его толщины скорости движения льда увеличиваются. Увеличивается скоВнрость движения ледника или его части при переходе от вязкопластического теВнчения к глыбовому скольжению (поВндвижки ледников). Скорости движения ледников могут резко возрастать при слиянии разобщенных ранее ледниковых потоков и резко падать, когда от главВнного ствола ледника отчленяются его притоки. Первое происходит, когда условия оледенения улучшаются, втоВнрое тАФ когда оледенение деградирует.

Рассмотрение теорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этой книги не входит. ЖелаВнющие могут ознакомиться с ними по моВннографиям П. А. Шумского ВлДинамичесВнкая гляциологияВ» [1969] и У. С. Б. ПаВнтерсона ВлФизика ледниковВ» [1984].

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированием ледников и снежно-ледВнниковых образований занимались мноВнгие исследователи (X. Альман, Г. А. Ав-сюк, И. В. Бут, А. Н. Кренке, В. М. Котляков, Г. К. Тушинский, Л. Ллибу-три). X. Альман впервые разделил ледВнники на умеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою очеВнредь тАФ на высокополярные и субполярВнные. Ледники разных типов характериВнзовали их широтное положение. Более подробно районирование ледников по их температурному режиму было выполВннено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников. Каждый из них хаВнрактерен для определенного географиВнческого региона: сухой полярный, где таяние отсутствует (ледники АнтарктиВнды, Гренландии и горные ледники на выВнсотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущих ледников); влажный холодный (верхние части ледВнников на арктических островах и в ПатаВнгонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки, НоВнвой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, ЦентральВнной Азии, Сибири, Канадского АрктиВнческого архипелага) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по климатиВнческим условиям существования ледниВнков выделил 8 типов и перечислил райВноны их распространения. В процессе дальнейших исследований

выяснилось, что в одном географичесВнком районе могут встречаться ледники разных типов и, кроме того, существоваВнние ледников и особенности их режима в огромной степени зависят от циркуляции атмосферы тАФ от положения того или иного горного района относительно пуВнтей движения циклонов, приносящих атВнмосферные осадки, а эти пути в свою очередь определяются барическим поВнлем атмосферы Земли.

Первая работа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и соВнвременным распределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту [1963]. Он разделил все ледВнниковые области по источникам питания осадками на три группы: тихоокеанВнскую, атлантическую и индийскую. К тиВнхоокеанской группе он отнес североамеВнриканскую и камчатскую области оледеВннения; к атлантической группе тАФ ИсланВндию, острова Арктики (Шпицберген, Землю Франца-Иосифа, Новую Землю, Северную Землю), Скандинавию, АльВнпы, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай; к индийской группе тАФ южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания и средним многолетним харакВнтеристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке [1963] выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, разВнличающиеся режимом оледенения и наВнправленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено, что основВнные районы оледенения Земли нахоВндятся в пределах зон частой повторяемоВнсти циклонов, а источниками влаги слуВнжит тот или иной океан. В. М. Котляков [1969] произвел ледниковое районироваВнние земного шара, исходя из двух основВнных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и макВнрорельефа земной поверхности.

В данной книге предпочтение отдается региональному принципу. За крупнейВншие регионы принимаются материки с прилегающими к ним островами. В преВнделах материков выделяются крупные орографические системы и их части. При этом учитывается как их широтное положение, так и основные источники питания ледников. Отдельно и более деВнтально характеризуется оледенение терВнритории СССР.

ОСТРОВА Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,

Северной Земли и Де-Лонга

Общая площадь оледенения 32 508 км2. Район арктического континентального климата с питанием осадками с АтлантиВнческого океана по Исландско-Карской ветви Арктического фронта, с твердыми осадками менее 500 мм в год, с континенВнтальным набором зон льдообразования, включая ледники с полностью ледяным питанием.

О. Виктория расположен на северной окраине Баренцева моря, близ западной границы советской Арктики. Площадь острова 10,8 км2, из них только 0,1 км2 берегового пляжа свободна ото льда. Остальные 10,7 км2 представляют собой единый простой ледниковый купол, высВншая точка которого 105 м над ур. м., а края круто спускаются к береговому пляжу или обрываются к морю ледяВнными стенами высотой 30тАФ40 м. Климат суровый арктический. Среднесуточная температура воздуха самого холодного месяца (январь) -24,4В°, самого теплого (июль) +0,2В°, годовая сумма осадков тАФ около 260 мм. Подавляющая часть куВнпола лежит ниже границы питания, и оледенение деградирует. С 1953 по 1961 г. край ледяного купола, спускаВнющийся к свободному ото льда мысу Оледенение Земли Франца-Иосифа [Атлас Арктики. 1985]

Книповича на севере острова, отступил на 22 м. Вытаивание вех на куполе свидеВнтельствует о понижении его поверхности [Гоеоруха. 1962,1964; Каталог ледников. 1965].

Земля Франца-Иосифа тАФ архипелаг многочисленных островов, расположенВнный в западном секторе советской АрВнктики между 79В°46' и 81В°52' с.ш. и 44В°45' и 65В°25' в.д. Он протягивается на 234 км по меридиану и на 375 км по широте. СеВнверная точка архипелага (мыс Флигели на о. Рудольфа) отстоит от Северного полюса всего на 900 км. Это самый сеВнверный участок суши, принадлежащий СССР.

Всего в архипелаге насчитывается 191 остров, их общая площадь 16 134В±16 км2. Ледники есть только на 56 более крупных островах и занимают 85,1% обВнщей площади архипелага (13 735 В±14 км2).

Британским Каналом и Австрийским

проливом Земля Франца-Иосифа деВнлится на три крупные группы остроВнвов тАФ Западную, Центральную и ВосВнточную; Центральная группа проливом Маркама делится на две части тАФ СеверВнную и Южную. Пролив Северо-ВосточВнный отделяет от Восточной группы о-ва Белая Земля. Названные проливы и большинство менее крупных ориентироВнвано в двух взаимно перпендикулярных направлениях тАФ северо-восточном и сеВнверо-западном, что, по-видимому, предВнопределено тектоническими разлоВнмами.

Острова архипелага сложены в основВнном осадочными породами мезозойского возраста (известняки, песчаники, глиниВнстые сланцы и др.), перекрытыми плаВнстами базальтов. Базальты, как более стойкие к выветриванию, бронируют нижележащие толщи, обусловливая пла-тообразный характер рельефа остроВнвов. Четвертичные отложения представ-

лены маломощным плащом морских и ледниковых осадков.

Высота большинства островов не преВнвышает 500 м над ур. м., и только в центВнральной части архипелага она больше. Высшая точка коренного рельефа нахоВндится на о. Винер-Нейштадт тАФ 620 м, ледниковой поверхности тАФ на Земле Вильчека тАФ 735 м.

Оледенение Земли Франца-Иосифа относится к покровному типу и лишь на немногих островах приближается к горно-покровному (сетчатому). РазличаВнются три основных морфологических типа ледников: ледники плато, ледники долин и малые навеянные ледники. Преобладают первые два, тесно связанВнные между собой. Среди ледников плато могут быть выделены ледниковые щиты и ледниковые купола. К первым отноВнсятся наиболее крупные из ледников плато, расположенные на самых больВнших островах архипелага. Площадь каВнждого из них измеряется сотнями кваВндратных километров, а мощности достиВнгают 300тАФ450 м. Ледниковые купола имеют меньшие площади и мощности, но по численности преобладают. В центВнральных частях ледниковых щитов и куВнполов поверхность сравнительно плосВнкая, но к периферии она приобретает все больший уклон и часто расчленяется поВнлогими депрессиями и крутыми цирками, переходящими в истоки выводных доВнлинных ледников. Местами края ледниВнковых плато и концы выводных ледниВнков обрываются в море, и от них отлаВнмываются айсберги. Общая площадь ледниковых плато и куполов около 8530 км2, или 62,1% площади оледенения региона.

Ледники долин занимают линейно выВнтянутые депрессии в коренном рельефе островов, которые в большинстве слуВнчаев являются продолжением морских заливов и ответвлений проливов. Почти все ледники этого типа являются выводВнными с ледниковых щитов и куполов, и почти все они достигают моря, оканчиВнваются отвесными обрывами и периодиВнчески продуцируют айсберги. Немногие из выводных ледников оканчиваются на прибрежных равнинах, растекаясь в виде широких шлейфов. Мощность концов ледников, спускающихся в море, колеб-

лется от 40 до 120 м, а в бассейнах истеВнчения тАФ от 150 до 300 м. Самые крупные ледники долин находятся в юго-восточВнной части Земли Франца-Иосифа.

Западный район, включающий о-ва Земля Георга, Земля Александры и о. Артур, характеризуется развитием крупных ледниковых щитов и куполов сравнительно простых форм. Широкие и короткие лопасти выводных ледников без явно выраженных каналов истечения дренируют лишь краевые части ледникоВнвых покровов, и только в юго-западной части Земли Георга с большим расчленеВннием и берегами фьордового типа выВнводные ледники более обособлены от ледяных куполов и спускаются к морю крутыми и высокими ледяными обрываВнми. Высота вершин ледяных куполов на Земле Георга тАФ 350тАФ400 м, на Земле Александры тАФ 382 м, на о. Артур тАФ 275 м. Примерно 21% линии берега слоВнжено льдом. Большая часть ледяных беВнрегов продуцирует айсберги.

Центральный район ограничен на заВнпаде Британским Каналом, на востоке тАФ проливами Ермак, Австрийским и Скотт-Келти. В этом районе 32 острова с ледниками. Оледенение района в целом характеризуется наличием сложных ледВнниковых комплексов, состоящих из большого числа ледяных плато и купоВнлов с многочисленными выводными ледВнниками, расположенных на сложно расВнчлененном ложе. Большая протяженВнность района с юга на север, различная степень расчленения и большие колебаВнния размеров островов и высот коренВнного рельефа вызывают необходимость рассматривать оледенение этого района по частям: южной, средней и северной. К югу от пролива Маркама расположена группа небольших островов с глубоко расчлененным рельефом, с высоко подВннятыми над уровнем моря базальтовыми плато. Здесь преобладают небольшие по площади ледниковые комплексы с раВнзобщенными куполами и выводными ледниками, что приближает оледенение южной части Центрального района к горно-покровному (сетчатому). На о. Гу-кера, занимающем 508 км2, льдом поВнкрыто 444 км2. Высшая точка острова и всей этой группы островов тАФ 445 м. В средней части Центрального района, между проливом Маркама на юге и проВнливом Бака на севере, 12 больших остроВнвов покрыто ледниками. Преобладают сложные ледниковые комплексы на сильно расчлененном подледном рельВнефе. Отличительной чертой оледенения этой группы островов является широкое развитие выводных ледников, суммарная площадь которых больше площади дреВннируемых ими ледяных щитов и купоВнлов. Из 1000 км длины береговой линии островов 610 км приходится на ледяные берега, в том числе 440 км тАФ на фронВнтальные обрывы выводных ледников.

На севере Центрального района нахоВндятся два больших острова: Карла-АлекВнсандра и Рудольфа. Оба они почти полВнностью покрыты льдом (степень оледеВннения соответственно 87 и 98%). ЗападВнные части этих островов сильно расчлеВннены, а их восточные части заняты больВншими куполами правильной формы со слабо расчлененными краями. ВыводВнные ледники короткие, но имеют широВнкие фронты и продуцируют айсберги. Оледенение есть также на двух небольВнших островах, расположенных между двумя названными. О. Рудольфа тАФ саВнмый северный на Земле Франца-ИосиВнфа, и он не раз служил базой экспедиций к Северному полюсу.

Восточный район включает крупные острова тАФ Землю Вильчека, Греэм-Белл, Мак-Клинтока, Ронсьер, Ева-Лив, Райнера, Сальм и много менее крупных. Оледенение представлено сравнительно простыми по форме, но большими по площади ледниковыми комплексами и куполами. Выводных ледников немного, но они также большие. Рельеф коренВнного ложа более спокойный, чем в ЦентВнральном районе. Рельеф свободной ото льда суши слабохолмистый. В то же время вершины ледниковых покровов островов поднимаются до 500тАФ600 м над ур. м., что связано с большой толщиной льда, достигающей 300тАФ400 м. На Земле Вильчека находится самый крупный выВнводной ледник, Знаменитый, длиной 30 км, площадью 382 км2. На о. Греэм-Белл тАФ самый большой купол тАФ ВетреВнный тАФ площадью 728 км2.

Основные количественные характериВнстики оледенения Земли Франца-ИоВнсифа приведены в Приложении № 2,

табл. 4 и 5, составленных по Каталогу ледников СССР.

Климат Земли Франца-Иосифа морской арктический, со сравнительно мягкой зимой с частыми циклоничесВнкими осадками и метелями и с облачным холодным сырым летом. Температура воздуха самого холодного месяца (март) от тАФ21,4В° в Бухте Тихая на о. Гукера до тАФ22,9В° на о. Рудольфа; самого теплого месяца (июль) +1,2В° и +0,7В°, а средняя годовая температура воздуха тАФ10,2В° и тАФ 11,9В° соответственно. Годовая сумма осадков в Бухте Тихая тАФ 235 мм (из них 200 мм тАФ твердые осадки), на о. РуВндольфа тАФ 195 мм (170 мм тАФ твердые). Обе станции расположены близ уровня моря. В высоких частях островов и на ледниках температурные условия более суровые, осадков выпадает больше, и почти все они выпадают в твердом виде. Годовой радиационный баланс отрицаВнтельный.

Особенности климата Земли Франца-Иосифа определяются высокоширотВнным положением, большой продолжиВнтельностью полярной ночи (120тАФ125 суВнток), низким положением Солнца во время полярного дня (не выше 31тАФ33В° над горизонтом), большим альбедо снеВнжно-ледяной поверхности (70тАФ90%), а также положением архипелага вблизи от оси Исландско-Карской барической деВнпрессии тАФ основного пути движения циВнклонов из Северной Атлантики, приноВнсящих обильные для этих широт осадки. В совокупности создаются благоприятВнные условия для существования ледниВнков.

На Земле Франца-Иосифа четко разВнличаются периоды аккумуляции и абляВнции. Период аккумуляции длится с сентяВнбря по май включительно и характеризуВнется резко выраженным циклоническим режимом погоды со снегопадами и метеВнлями, отсутствием очень сильных мороВнзов, но с отрицательными температуВнрами воздуха на протяжении всего этого периода. Количество твердых осадков составляет около 200 мм. Ветровой реВнжим отличается неустойчивостью: слаВнбые ветры сменяются штормами. СредВнняя скорость ветра 8тАФ9 м/с. ПреобладаВнющие по направлению и более сильные ветры тАФ восточные и юго-восточные. Они играют большую роль как в распреВнделении выпадающих осадков, так и в перераспределении уже отложенных.

Период абляции продолжается с июня по август и характеризуется устойчиВнвыми положительными температурами воздуха. На уровне моря период абляции длится от 60тАФ65 дней на юге архипелага до 40тАФ45 дней тАФ на севере. Наиболее интенсивное таяние снега и льда происВнходит во время вторжений теплого возВндуха с южными и юго-западными ветраВнми, когда температура может подняться выше +10В° при небольшой относительВнной влажности воздуха. Но большую часть теплого времени года стоит сырая облачная погода с туманами и периодиВнческими снегопадами, что сильно сниВнжает таяние ледников, а иногда оно и совсем прекращается.

При поднятии над уровнем моря по склонам ледниковых куполов темпераВнтура воздуха понижается примерно на 0,6В° на каждые 100 м высоты. В резульВнтате на высоких ледниковых куполах ни один из месяцев года не имеет средней температуры воздуха выше 0В°, хотя отВндельные теплые дни могут быть и там. Вертикальный градиент осадков равен 50 мм на 100 м. Следовательно, на самых высоких куполах архипелага годовая сумма осадков составит 440тАФ450 мм. В период аккумуляции все осадки выпаВндают в твердом виде, в период абляции на их долю приходится примерно полоВнвина. В распределении осадков по терриВнтории архипелага наблюдается опредеВнленная асимметрия: на юге и юго-восВнтоке осадков выпадает примерно в полВнтора раза больше, чем на северо-западе, что связано с различной удаленностью от источника питания тАФ основной трассы влагонесущих циклонов, распоВнложенной к юго-востоку от архипелага. Тепловой баланс ледников региона хаВнрактеризуется приходом тепла главным образом за счет турбулентного теплообВнмена с атмосферой и расходом за счет радиационных условий. Вследствие выВнсокого альбедо поверхности радиационВнный баланс большую часть года отрицаВнтельный, и только в течение 3 летних меВнсяцев приход радиационного тепла преобладает над расходом, тогда как поВнступление тепла из атмосферы, приноси-

мого относительно теплыми циклонами, происходит в течение 9тАФ10 месяцев в гоВнду. Лишь в короткий период абляции раВндиационный теплоприход к поверхности является преобладающим, и таяние снега и льда на 75% идет за счет радиаВнционного тепла и на 25% тАФ за счет турВнбулентного теплообмена с воздухом.

В верхних частях ледниковых покроВнвов, сложенных с поверхности снегом и фирном, таяние имеет место, но стока талых вод не происходит тАФ они просачиВнваются в фирн и снова замерзают, а выВнделяемое при этом тепло идет на прогреВнвание ледниковой толщи. Вниз по склоВннам ледяных куполов и выводных ледниВнков абляция постепенно увеличивается. Средняя многолетняя величина поверхВнностной абляции на архипелаге составВнляет от 30тАФ35 до 45тАФ50 г/см2 в год. МакВнсимальная наблюденная величина сумВнмарной годовой абляции равна 250 г/см2. Однако основную статью расхода ледниВнков Земли Франца-Иосифа составляет откол айсбергов и морская абразия спусВнкающихся к морю ледяных берегов, сумВнмарная протяженность которых достиВнгает 2655 км. По приблизительному расВнчету, с 1 км фронта выводных ледников на о. Гукера расходуется до 2 млн т льда в год, а с малоподвижных краев ледникоВнвых покровов тАФ до 0,2 млн т льда в год. По самому приблизительному подсчету суммарный годовой расход льда за счет откола айсбергов и морской абразии на Земле Франца-Иосифа составляет 2,5 млрд м3, или 2,3 млрд т.

На ледниках Земли Франца-Иосифа гляциологи выделяют следующие зоВнны льдообразования: снежно-ледяную (предположительно), холодную фирноВнвую, ледяного питания и абляции. НаиВнболее распространена холодная фирноВнвая зона, занимающая 70% общей плоВнщади области питания ледников архипеВнлага. В этой зоне превращение снега в фирн и лед происходит в течение неВнскольких лет и завершается на глубине 15тАФ20 м. Расположенная ниже ледяная зона занимает интервал между холодной фирновой зоной и верхней границей обВнласти абляции. Таким образом, верхняя граница ледяной зоны совпадает с фирВнновой линией, а нижняя тАФ с границей пиВнтания. Этой зоной занято около одной трети площади области питания архипеВнлага. В целом же вся область питания на Земле Франца-Иосифа составляет 44% от общей площади оледенения, а 56% приходится на область абляции.

Верхние горизонты ледниковой толщи в пределах холодной фирновой зоны исВнпытывают частичное прогревание за счет повторного замерзания талых вод, и поэтому температура здесь выше, чем в расположенной гипсометрически ниже зоне ледяного питания. Так, по наблюдеВнниям на куполе Чюрлениса (о. Гукера) в пределах холодной фирновой зоны темВнпература льда на глубине 9 м и более устойчиво держалась тАФ3В°, а в зоне ледяВнного питания на тех же уровнях была -10В°.

Немногочисленные сведения о скороВнстях движения льда ледников Земли Франца-Иосифа свидетельствуют о том, что в ледниковых куполах лед движется со скоростями, меньшими примерно на порядок, чем в выводных ледниках. По измерениям на о. Гукера скорость двиВнжения льда в пределах ледникового куВнпола Чюрлениса не превышала нескольВнких метров в год, а на выводных ледниВнках Седова и Юрия достигала 50тАФ60 м в год. Почти все выводные ледники Земли Франца-Иосифа оканчиваются в море, и поэтому скорости движения льда в этих ледниках, как и в выводных ледниках Антарктиды и Гренландии, увеличиваВнются от истоков вплоть до фронтального

обрыва ледниковых языков. В этом отВнношении они коренным образом отличаВнются от горных ледников, оканчиваВнющихся на суше, для которых харакВнтерно убывание скоростей движения льда от границы питания к концам ледВнниковых языков. Как и в других ледниВнковых районах, наблюдается увеличение скоростей движения льда летом и уменьВншение зимой. Отмечены также коротко-периодические колебания часовых и суВнточных скоростей движения льда.

Наблюдения за балансом массы льда и соответствующие расчеты свидетельВнствуют о том, что за 30 лет (с 1930 по 1959 г.) ледниковые покровы Земли Франца-Иосифа ежегодно теряли более 3 млрд т, или 23тАФ24 г/см2. За 30 лет это соответствует 8-метровому слою льда. Приведенные данные согласуются с эвоВнлюцией климатических условий в предеВнлах атлантико-европейской климатичесВнкой области Арктики [Каталог ледниВнков. 1965; Гросвалъд и др. 1973].

О. Ушакова находится в Северном ЛеВндовитом океане между Землей Франца-Иосифа и Северной Землей. Он целиком покрыт льдом тАФ коренные породы ниВнгде не выходят на поверхность. По данВнным сейсмозондирования, ледниковый покров острова лежит на низменном цоВнколе из коренных пород, самые высокие части которого поднимаются немногим более 50 м над ур. м., а в ряде мест ложе ледника расположено ниже уровня моря.

Ледниковый покров острова представВнляет собой единый купол площадью 325,5 км2. В центре, где толщина льда доВнстигает 250 м, он поднимается почти до 300 м над ур. м. К периферии купола, имеющего в плане слегка овальные очертания, толщина льда постепенно уменьшается. К морю края купола обрыВнваются ледяными стенами высотой от нескольких до 20тАФ30 м. На севере острова незначительно выдвинулся в море конец небольшого выводного ледВнника.

Остров отличается суровым климаВнтом. Средняя годовая температура возВндуха равна -14,5В°, а самого теплого меВнсяца (июля) -0,3В°. В году не более 20тАФ 30 дней с положительной температурой

воздуха. Характерны высокая относиВнтельная влажность, частые туманы, паВнсмурная погода. В верхних частях купола выпадает 350тАФ^ЮО мм, на высоте 50 м тАФ около 200 мм осадков в год. Выпадают они преимущественно в твердом виде в осенне-зимние месяцы, когда преоблаВндают юго-восточные ветры. Летнее таВняние хотя и кратковременно, но происхоВндит достаточно интенсивно и охватывает всю площадь купола. Поверхность куВнпола выше 150 м занята холодной фир-ново-ледяной зоной, где ежегодно обраВнзуется горизонт фирна с небольшими прослоями инфильтрационного льда. Ниже по склону текут многочисленные мелкие ручьи, талые воды заполняют поры снежного остатка, и при замерза-

нии в этой зоне образуется сплошной слой льда. С краевого обрыва ледникоВнвого купола и выводного ледника в море время от времени обрушиваются глыбы льда, образуя небольшие айсберги.

В настоящее время ледниковый поВнкров о. Ушакова не имеет признаков отВнступания. Прошлая эволюция ледникоВнвого покрова неизвестна [Каталог ледниВнков. 1980].

Северная Земля тАФ самый северный архипелаг Азии тАФ расположена между морями Карским и Лаптевых, на юге отВнделена от п-ова Таймыр проливом Виль-кицкого. Архипелаг состоит из 4 крупВнных островов (Октябрьской Революции, Большевик, Комсомолец и Пионер) и ряда мелких. Северная Земля была откВнрыта в 1913 г. русской гидрографической экспедицией на кораблях ВлТаймырВ» и ВлВайгачВ», впервые исследована и нанеВнсена на карту экспедицией Всесоюзного арктического института в 1930 тАФ 1933 гг. [Урванцев. 1935; Ушаков. 1951].

Острова сложены интенсивно дислоВнцированными породами различного соВнстава и возраста тАФ от протерозоя до кайВннозоя (песчаниками, сланцами, известняВнками, доломитами, диабазами, гранитаВнми). Тектонические разломы делят архиВнпелаг на отдельные островные блоки, в частности ими предопределены узкие и глубокие проливы Шокальского и КрасВнной Армии.

Рельеф островов преимущественно платообразный, переходящий на отдельВнных островах в пологохолмистый и равВннинный с останцовыми возвышенностяВнми. Наиболее возвышенные участки островов покрыты ледниками. Вершины ледяных куполов поднимаются до 900 тАФ 950 м на о-вах Большевик и ОктябрьВнской Революции и до 780 м на о. КомсоВнмолец.

Северная Земля по площади оледенеВнния и запасам воды, законсервированной в ледниках, стоит на втором месте в соВнветской Арктике после Новой Земли: ледники занимают примерно половину всей площади островов (Прилож. № 2, табл. 6). Подавляющее большинство их относится к покровному типу и представВнлено сложными ледниковыми щитами и ледниковыми куполами с выводными ледниками по периферии. Кроме того,

довольно много небольших ледников горного типа: долинных, каровых, присклоновых, висячих и др., но на их долю приходится лишь немногим более 1,2% общей площади оледенения.

В Каталоге ледников СССР на СеверВнной Земле выделено 17 ледниковых комВнплексов, включающих 225 ледников обВнщей площадью 17 180 км2, в том числе: 51 купол тАФ 13 781 км2, 99 выводных ледВнников тАФ 2985 км2, 3 шельфовых ледниВнка тАФ 258 км2 и 72 ледника других тиВнпов тАФ 157 км2. Кроме ледниковых компВнлексов на Северной Земле есть еще 62 ледника площадью 1145 км2, в том числе 16 простых куполов тАФ 1076 км2 и 46 ледВнников горного типа тАФ 69 км2. Всего же на Северной Земле насчитывается 287 ледников общей площадью 18 325 км2 (Прилож. № 2, табл. 7).

Ледниковые щиты и купола в их внуВнтренних частях характеризуются плато-образной или слабовыпуклой поверхноВнстью, и лишь у краев склоны становятся круче, местами появляются выводные ледники. Сложный подледный рельеф часто не находит отражения в рельефе ледниковой поверхности, что является следствием больших мощностей льда (до 500 тАФ 600 м). Трещины во внутренних частях ледниковых щитов и куполов встречаются редко, в краевых же частях, особенно на языках выводных ледников, трещин много, и они служат препятВнствием для транспорта. Ряд выводных ледников спускается к морю ледяными обрывами и продуцирует айсберги. Из 500 км общей протяженности ледяных берегов на Северной Земле около 190 км приходится на долю активных фронтальВнных обрывов ледников. Часть выводных ледников оканчивается на суше. Их концы окаймлены моренными грядами. На о-вах Комсомолец и Октябрьской РеВнволюции есть один довольно большой и два небольших шельфовых ледника, поВнлучающих питание с ледниковых щитов. Морфология и размеры ледников горВнных типов почти целиком зависят от орографических условий.

Климат Северной Земли опредеВнляется ее высокоширотным положением и влиянием основных барических центВнров тАФ арктического и сибирского антиВнциклонов, с одной стороны, и Баренцево-Карской ложбины Исландской деВнпрессии тАФ с другой. Циклоны прониВнкают на архипелаг со стороны Карского моря в осенне-зимнее время. Антицикло-нальный режим погоды устанавливается обычно в марте тАФ апреле. Циклоны, идущие со стороны Атлантики, приносят пасмурную погоду и осадки, а антициВнклоны тАФ морозы. На побережье средняя температура самого холодного месяца (февраль) -33В°, самого теплого (август) . +1,6В°. На вершинах щитов и куполов температура воздуха в течение всего года не поднимается выше 0В°. БесснежВнный период ни прибрежных равнинах продолжается 2тАФ2,5 месяца. Осадков здесь выпадает от 100 до 230 мм в год, в том числе до 90 мм в виде снега. На ледяных щитах и куполах до высоВнты 400 м количество твердых осадков равно примерно 150 мм, а на высотах 750 тАФ 950 м над ур. м. тАФ 450 тАФ 500 мм в год.

Климатические условия определяют высоту границы питания и фирновой лиВннии. Наиболее низкое положение (300 тАФ 370 м) граница питания занимает на о. Шмидта и на щите Академии Наук (о. Комсомолец). В юго-восточном наВнправлении уровень границы питания постепенно повышается до 600 м на южном склоне ледника Ленинградского (о. Большевик). Фирновая линия леВнжит всюду выше границы питания на 150 тАФ350 м. Этот интервал занят зоной ледяного питания ледников.

Питание ледников снегом обеспечиВнвается в основном циклонами, которые приходят с запада. На вершине щита Академии Наук аккумуляция составляет 40 тАФ 45 г/см2 в год, по мере движения на юго-восток она уменьшается до 15 тАФ 20 г/см2 в год на вершине щита ЛенингВнрадского. Аккумуляция на вершинах ледниковых щитов и куполов сущеВнственно снижается ветрами, сдуваВнющими снег в депрессии рельефа и в зону абляции. Малая мощность фирна (льдообразование завершается в 2 тАФ 3 года) на ледниках Северной Земли приВнводит к сильному выхолаживанию ледВнниковой толщи, и на глубине затухания сезонных колебаний и ниже всегда дерВнжится отрицательная температура (в среднем -11,8В°), близкая к средней годо-

вой температуре воздуха в данном райВноне.

В теплое время года таяние захватыВнвает практически всю поверхность ледВнников Северной Земли, хотя в приверВншинных частях ледниковых щитов и куВнполов оно незначительно. По наблюдеВнниям на куполе Дежнева (о. Октябрьской Революции), в 1965 г. период таяния проВндолжался 70 дней (июнь тАФ август). За это время на куполе на высоте 405 м над ур. м. абляция составила 133,4 г/см2, а у края ледникового купола тАФ 250 тАФ 300 г/см2.

По наблюдениям за 1974 тАФ 1980 гг., на всей площади купола Вавилова (о. Октябрьской Революции) средняя акВнкумуляция составила 31 г/см2, а средняя абляция -38 г/см2, баланс был равен тАФ7 г/см2 в год. За семилетний период 4 года были с отрицательным балансом и 3 года тАФ с положительным, причем отВнклонения от средних значений были очень большими (в полтора-два раза). В целом же, хотя и незначительно, убыль льда преобладает над накоплением, и ледники Северной Земли отступают. Средние годовые потери льда составВнляют около 3 тАФ 4 км3. Отмечено отстуВнпание концов ряда ледников на неВнсколько десятков метров, несколько мелких ледников за последние 30 лет исВнчезли полностью, а ледник Кропоткина на о. Большевик местами отступил на расстояние до 1 км.

Сведения о движении ледников СеверВнной Земли отрывочны и малочисленны. Скорости движения льда в ледниковых куполах и щитах, по-видимому, не преВнвышают первых десятков метров в год, и только отдельные выводные ледники в краевых частях щита Русанова и купола Вавилова движутся со скоростями 100 тАФ 150 м в год [Говоруха. 1985; Каталог ледников. 1980].

Острова Де-Лонга составляют самую северную группу в архипелаге НовосиВнбирских о-вов. Они лежат далеко от маВнтерика и друг от друга и почти круглый год окружены плавучими морскими льдами. Три из них тАФ Беннетта, ГенриВнетты и Жаннетты тАФ представляют собой плато, поднимающиеся на 300 тАФ 400 м над ур. м., и на них есть ледники. На низВнменных о-вах Жохова и Вилькицкого оледенение отсутствует. Общая площадь оледенения о-вов Де-Лонга тАФ 80,6 км2. Оно относится к покровному типу и представлено ледниковыми куполами и выводными ледниками.

На о. Беннетта три независимых ледниковых купола общей площадью 72,0 км2. Самый большой из них в центре острова тАФ купол Толля (пл. 54,2 км2) поднимается над прибрежной равниной на 384 м. С него спускаются 3 выводных ледника, два из них достигают уровня моря и продуцируют небольшие айсберВнги. Площадь купола Де-Лонга 13,9 км2, он лежит в западной, наиболее высокой части острова и имеет обрывистые края. До моря он не доходит. Небольшой куВнпол (пл. 3,9 км2) расположен на северо-востоке острова, его высшая точка 210 м над ур. м., высота края 100 м [Карту-шип. 1963].

На о. Генриетты площадь оледенения

8.2                                   км2. Ледниковый купол площадью

6.3                               км2 занимает юго-восточную полоВнвину острова. Его высота 310 м над ур. м. Южные и восточные склоны круты и наВнвисают ледяными обрывами над берегоВнвыми скалами, высота которых около 200 м. Противоположные склоны полого спускаются к прибрежной равнине. На острове есть еще несколько присклоно-вых ледников общей площадью 1,9 км2.

О. Жаннетты тАФ это скала, поднимаВнющаяся на 350 м над ур. м. На ее верВншине лежит маленький ледниковый куВнпол с обрывистыми склонами площадью 0,4 км2.

Климат о-вов Де-Лонга суровый арктический. Температура самого хоВнлодного месяца (февраль) тАФ27,7В°, самых теплых месяцев (июль, август) +0,2В°. Количество осадков на побережье около 100 мм в год и от 200 до 400 мм в год в центральных частях ледниковых купоВнлов. Постоянно дуют сильные ветры, зиВнмой южные, летом северные.

По наблюдениям на куполе Толля, к началу таяния накапливается 50 тАФ55 см снега при средней плотности 0,33 г/см3, часть снега с купола сдувается ветрами. Таяние, прерываемое заморозками и снегопадами, продолжается с начала июля до конца августа и охватывает поВнверхность купола полностью. По склоВннам купола стекают многочисленные

ручьи. Граница питания расположена примерно на высоте 200 м. Питание фир-ново-ледяное и ледяное. В настоящее время ледники находятся в неустойчивом равновесии [Шумский. 1949; Каталог ледников. 1981].

Остров Врангеля

О. Врангеля лежит на границе ВосВнточно-Сибирского и Чукотского морей в 130 км от материка. Большая его часть занята горами со сглаженными вершинВнными поверхностями высотой от 650 до 1000 м над ур. м. Высшая точка остроВнва тАФ г. Советская (1097 м). Горы глуВнбоко расчленены многочисленными доВнлинами и оврагами. Климат острова тиВнпичный арктический. На побережье средняя годовая температура воздуха тАФ 11,4В°, средняя летняя +1,5В°. Общее коВнличество осадков 210 тАФ 250 мм в год, из них более 70% выпадает в твердом виде. Средние годовые скорости ветра 5,7 м/с, но около 70 дней в году дуют сильные веВнтры (15 м/с и более), вызывающие метеВнли. До 85% метелей связано с ветрами с северной составляющей, что вызывает накопление сугробов главным образом на подветренных южных склонах, но боВнлее устойчивыми являются скопления снега и льда на северных и северо-западВнных склонах, где радиационные условия менее благоприятны для их таяния.

Снежники и мелкие ледники на о. Врангеля распространены широко. Большинство из них тАФ это многолетние снежники с ядрами инфильтрационного льда, не имеющие четкого разграничеВнния областей питания и абляции, тАФ в отВндельные годы на всей их площади происВнходит накопление снега, а в малоснеВнжные годы они могут резко сократиться в размерах или полностью исчезнуть. В Каталоге ледников приводятся сведения о 101 снежно-ледовом образовании на о. Врангеля, общая площадь которых 3,5 км2 [Каталог ледников. 1981].

ВЫВОД

Ледниковый покров Антарктиды    достигает    мощности более 4300 м (средняя тАФ 1720 м). Правда,  на значительной части Антарктиды нет настоящего горного рельефа с его глубоким расчленениВнем, на огромных пространствах расВнстилается идеальная, высокоподняВнтая ледяная равнина.  Но дело не только в том, что отдельные участки этой равнины на географических карВнтах носят название ВлплатоВ» (ПолярВнное плато, плато Советское и ряд друВнгих). В соответствии с предложенным нами критерием отделения горных ландшафтов от равнинных*[см. с. 52] нивально-гляциальные   ландшафты Антарктиды нельзя отнести к классу равнинных:   здесь  не  наблюдается широтно-зональной  смены  типов ландшафтов, которая была бы при меньших абсолютных высотах, и она действительно есть на антарктичесВнком побережье, где на свободных ото льда участках расположены ВлоазиВнсыВ» с внеледниковыми ландшафтами полярных (антарктических) пустынь, а не с нивально-гляциальным ландВншафтом. Е. С. Короткевич особенно подчеркивает нарушенность широтВнной зональности Антарктиды высотВнной поясностью (зональностью), проВнявляющейся здесь особенно ярко, и

рассматривает этот материк в качеВнстве Влледникового массива с единой вертикальной поясностью.

Там, где лед перекрывает горные хребты с острыми вершинами или плоскогорья с возвышающимися над основной платообразной поверхноВнстью останцами, местами, главным образом по окраинам ледникового щита, из-подо льда выступают на днеВнвную поверхность одинокие скалы, называемые нунатаками. По понижеВнниям подледной поверхности в стоВнроны морей и океанов стекают части ледникового покрова, выделяемые под названием выводных ледников. В большинстве своем они получили собВнственные географические названия. Они достигают побережий, там облаВнмываются и дают начало плавающим ледяным островам тАФ айсбергам. В Гренландии и на Новой Земле отдельВнные ледниковые потоки спускаются от ледниковых щитов в глубокие фьорды и образуют фьордовые ледниВнки. I

Покровные ледники в прежних классификациях ледников выделяВнлись под названием материковых ледВнниковых покровов или оледенения гренландского типа [Калесник, 1939]. Вообще мы против применения в классификациях географических явлений по их свойствам (типологиВнческих классификациях) собственВнных географических названий для обозначения типов. Но поскольку подобные названия в ряде случаев крепко укоренились в литературе (или соответствующие типы действиВнтельно имеют местную специфику), в отдельных случаях ими придется пользоваться.

' Ледники, подобные антарктичесВнкому, гренландскому, новоземель-ским и т. д., сейчас выделяют под назВнванием ледниковых щитов, отделяя от них (в горных территориях), ледниковые покровы, когда продленный рельеф в смягчённом виде отражается в поверхности ледника.

Вместе с этим смотрят:

Осло
Основные итоги Всероссийской переписи населения 2002 года
Основные формы государственного правления
Основные этапы формирования политической карты мира