Скачать

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

В природе много различных видов льда. Предмет данной работы — ледники. Что же следует понимать под этим терми­ном? Ледник — это масса природ­ного наземного льда преимущественно атмосферного происхождения, облада­ющая самостоятельным движением в ре­зультате деформаций, вызываемых дей­ствием силы тяжести.

Ледники являются продуктом взаимо­действия рельефа и климата. Они обра­зуются преимущественно из снега, выпа­дающего из атмосферы, но могут ча­стично состоять и из водного льда (на­пример, шельфовые ледники Антаркти­ды). Водный лед может присутствовать и в горных ледниках в результате замер­зания талых и дождевых вод на их по­верхности, в трещинах и пустотах внутри ледника, но главный источник их пита­ния — твердые атмосферные осадки.

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

Скорости движения льда в разных лед­никах, в разных их частях и в разное время года могут колебаться от несколь­ких 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 раз­ные скорости движения льда.

Главной статьей расхода в горных лед­никах является таяние под влиянием сол­нечной радиации и тепла воздуха, а в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии — откол айсбергов.

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

определяется главным образом уклоном поверхности самого ледника (Антаркти­да, Гренландия и другие менее крупные ледниковые покровы и купола). Разуме­ется, 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 ква­дратных километров (ледниковые по­кровы Антарктиды и Гренландии) при толщине от первых десятков метров до нескольких километров.

По температурному состоянию разли­чают две главные группы: теплые (изотермические или умеренные) ледни­ки, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура льда постоянно держится близкой к точке таяния льда под давлением, и холодные (по­лярные) ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура во всей толще всегда ниже точки плавле­ния льда под давлением. Так как ледники получают тепло не только от солнечной радиации, но и от теплового излучения земной коры, то, как правило, в холод­ных ледниках температура льда с глуби­ной повышается (так, в Антарктиде, в центральных районах ледникового по­крова, температура от — 55°С на глубине 10 м повышается до точки плавления льда под давлением у ложа). Существу­ют и переходные типы ледников — от теплых к холодным (субполярные). Не­которые крупные долинные ледники в высокогорных районах могут в верховь­ях принадлежать к холодным ледникам, а в нижнем течении — к теплым (напри­мер, 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. До­стигнув больших размеров, они оказы­вают существенное обратное воздей­ствие на климат. Так, ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии являются гигантскими холодильни­ками нашей планеты, оказывая вли­яние на климат и циркуляцию атмосферы в глобальном масштабе.

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

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

Кроме колебаний ледников, вызван­ных изменениями климата (вынужден­ные колебания), возможны также релак­сационные колебания ледников, обу­словленные нестационарностью кинема­тических связей в самом леднике. Если по каким-либо причинам в леднике имеет место превышение питания над расходом и лед длительное время на­капливается в верховьях ледника, рост напряжений в ледниковой толще может вызвать резкое увеличение скорости

движения льда и его перемещение в ниж­нюю по течению часть ледника без изме­нения общей массы льда в ледниковой системе. При этом в верховьях поверх­ность ледника понижается, а нижняя часть ледника, наоборот, вспучивается и язык продвигается вниз по долине, ино­гда на несколько километров. В это время поверхность ледника бывает на­столько разбита трещинами, что стано­вится совершенно непроходимой.

Ледники, которым свойственны резко выраженные релаксационные колеба­ния, получили название пульсиру­ющих. Подвижки пульсирующих лед­ников происходят периодически с про­должительностью полного цикла пуль­сации от 10—15 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, ли­шенная подтока льда сверху, интенсивно тает и разрушается, а в верховьях за счет атмосферных осадков и подтока льда из вышележащей области питания посте­пенно увеличиваются толщина льда и скорость его движения и восстанавли­вается состояние ледника, предшеству­ющее очередной подвижке.

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

Наиболее изученным и единственным пока пульсирующим ледником, наблю­дения на котором велись в течение всего периода пульсации, является ледник Медвежий на Памире. Выявленные за­кономерности его динамики послужили основой для прогноза очередной по­движки ледника, который полностью оправдался (Долгушин, Осипова. 1972).

В процессе движения ледники произ­водят большую экзарационную, транс­портную и аккумулятивную работу. В результате экзарационной деятельности ледников в сочетании с процессами вы­ветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, как кары, карлинги, ледниковые цирки, троги, «бараньи лбы». Действию ледни­ков обязаны своим образованием обшир­ные сглаженные поверхности с леднико­вой штриховкой, узкие и глубокие мор­ские заливы -- фьорды. Обломки гор­ных пород, падающие на ледник со скло­нов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностной морены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются в сплошной плащ. Продукты экзарации ложа (при­донная морена) и поверхностную морену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в виде конеч­ных морен. Часть продуктов разруши­тельной деятельности ледников выно­сится талыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов леднико­вых языков плоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные ча­стицы уносятся реками на большие рас­стояния. Моренный материал материко­вых покровов, шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уно­сится с айсбергами и по мере их таяния оседает на дне морей и океанов.

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

выми равнинами ^например, Централь­ная и Средняя Азия). Айсберги, откалы­вающиеся от шельфовых и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических и Антарктических остро­вов, оказывают сильное воздействие на гидрологические процессы обширных океанических акваторий. Только Антар­ктида поставляет в океан в виде айсбер­гов ежегодно около 2000 км3 воды, Грен­ландия — 240—300 км3. Айсберги затруд­няют судоходство в полярных водах.

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

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

Начнем с понятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледе­нения.

чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы пита­ния) приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Раз­личают несколько разновидностей сне­говой границы (Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь. 1984). Климатическая, или теоре­тическая, снеговая граница — это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков опреде­ляется средним состоянием метеороло­гических условий за много лет на гори­зонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не го­ризонтальна, и метеорологические усло­вия от года к году сильно меняются, сле­довательно, реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-

кой. Поэтому введено понятие мест­ная, или истинная, снеговая гра­ница, занимающая наивысшее положе­ние 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 ис­тинная снеговая граница — это наивыс­шее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или бы­вает выше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы говорим о снего­вой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой ли­нией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снего­вая граница, либо совпадает с грани­цей 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 оледе­нения в различных широтных климати­ческих поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и конти­нентальным климатом, и в тех случаях, когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим усло­виям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и су­ществуют лишь благодаря большой кон­центрации метелевого и лавинного снега в отрицательных формах рельефа. Но в то же время на них есть своя местная сне­говая граница (фирновая линия — граница питания), отделяющая область ак­кумуляции от области абляции.

Высота снеговой границы зависит от многих факторов: от циркуляции атмос­феры, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиацион­ных 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 осад­ками зимой и прохладным летом благо­приятствует оледенению, а сухой конти­нентальный климат, наоборот, для оле­денения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные терри­тории, где, несмотря на малое количе­ство осадков, круглый год держатся низ­кие температуры воздуха и таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующие изменения испыты­вает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница за­нимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уро­вень снеговой границы измеряется пер­выми сотнями метров. В средних широ­тах в условиях морского климата (напри­мер, на тихоокеанском побережье Се­верной Америки) она колеблется в пре­делах 500—1000 м над ур. м.; в субтропи­ческих и тропических широтах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой гра­ницы достигает огромных высот — 6000—6500 м над ур. м.

Изменение высоты снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридио­нальных профилях вдоль Южноамери­канских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90—110° в. д. (б).

Колебания уровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучше­нии или ухудшении условий питания лед­ников. В первом случае уровень снего­вой границы понижается, во втором — повышается. Следовательно, по измене­нию уровня снеговой границы можно су­дить об изменении климатических усло­вий в районах оледенения.

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движение льда в ледниках — основной процесс переноса массы из области нако­пления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечи­вает само существование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в об­ласти аккумуляции постепенно увеличи­вается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абля­ции 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 умень­шается. При этом векторы скорости от­носительно поверхности ледника в обла­сти аккумуляции наклонены вниз, а в об-

ласти 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 покровах 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 внутриледниковым разрывам и сколам. Со­отношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении ре­альных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических де­формаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных усло­виях могут двигаться только путем глы­бового скольжения (пульсирующие лед­ники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников уча­ствуют оба механизма.

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

На скорость течения льда в ледниках большое влияние оказывает их темпера­турное состояние, так как при более вы­соких температурах лед легче деформи­руется. Теплые ледники движутся быст­рее холодных. Выделяющееся при дви­жении ледника тепло также ускоряет движение.

Скорость движения льда в любом лед­нике складывается из горизонтальной и вертикальной составляющих. Уже гово­рилось, что векторы скорости в области аккумуляции направлены вниз относи­тельно поверхности, а в области абля­ции — вверх, но углы наклона неболь­шие, так как горизонтальная составля­ющая скорости во много раз больше вер­тикальной. Величина вертикальной составляющей связана с величиной акку­муляции и абляции, поэтому в районах с обильными осадками и интенсивным та­янием она больше, чем в районах с хо­лодным сухим климатом. Горизонталь­ная составляющая скорости движения льда в ледниках на порядок, а иногда и на несколько порядков больше вертикаль­ной составляющей. Поэтому, когда речь идет о смещении льда в горизонтальном направлении, обычно говорят просто «скорость движения», а не «горизонталь­ная составляющая скорости движения». Скорость движения льда в ледниках раз­ных размеров и типов колеблется в очень широких пределах. Скорость дви­жения в малых ледниках редко превы­шает несколько метров в год, в горно-до­линных ледниках она колеблется от пер-

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

Скорость движения льда в леднике из­меняется 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 увеличи­вается, увеличивается и скорость движе­ния льда; там, где канал стока расширя­ется, скорость движения льда умень­шается, а там, где он сужается, скорость увеличивается. Линия максимальных скоростей движения льда обычно прохо­дит посередине ледника, а на поворотах смещается к внешней стороне излучины. Поперек ледника от осевой линии к краям поверхностные скорости движе­ния 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 — к параболе. По верти­кали от поверхности до ложа скорости движения льда изменяются в зависимо­сти от соотношения типов движения: при движении вязкопластического типа, обу­словленном деформациями ледяной тол­щи, скорость изменяется от максимума на поверхности до нуля на ложе. При глыбовом скольжении поверхностная и придонная скорости практически одина­ковы.

Скорости движения льда в ледниках изменяются также во времени. Летом скорости движения льда выше, чем зи­мой, 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 дости­гать 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. — 250 м, в 1901 г. — 50 м в год. Есть много и других примеров. В общем виде можно сказать, что при увеличении массы ледника и осо­бенно его толщины скорости движения льда увеличиваются. Увеличивается ско­рость движения ледника или его части при переходе от вязкопластического те­чения к глыбовому скольжению (по­движки ледников). Скорости движения ледников могут резко возрастать при слиянии разобщенных ранее ледниковых потоков и резко падать, когда от глав­ного ствола ледника отчленяются его притоки. Первое происходит, когда условия оледенения улучшаются, вто­рое — когда оледенение деградирует.

Рассмотрение теорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этой книги не входит. Жела­ющие могут ознакомиться с ними по мо­нографиям П. А. Шумского «Динамичес­кая гляциология» (1969) и У. С. Б. Па­терсона «Физика ледников» (1984).

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированием ледников и снежно-лед­никовых образований занимались мно­гие 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 лед­ники на умеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою оче­редь — на высокополярные и субполяр­ные. Ледники разных типов характери­зовали их широтное положение. Более подробно районирование ледников по их температурному режиму было выпол­нено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников. Каждый из них ха­рактерен для определенного географи­ческого региона: сухой полярный, где таяние отсутствует (ледники Антаркти­ды, Гренландии и горные ледники на вы­сотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущих ледников); влажный холодный (верхние части лед­ников на арктических островах и в Пата­гонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки, Но­вой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, Централь­ной Азии, Сибири, Канадского Аркти­ческого архипелага) (Авсюк. 1955, 1956). Ллибутри (ЬИЪоШгу. 1956) по климати­ческим условиям существования ледни­ков выделил 8 типов и перечислил рай­оны их распространения. В процессе дальнейших исследований

выяснилось, что в одном географичес­ком районе могут встречаться ледники разных типов и, кроме того, существова­ние ледников и особенности их режима в огромной степени зависят от циркуляции атмосферы — от положения того или иного горного района относительно пу­тей движения циклонов, приносящих ат­мосферные осадки, а эти пути в свою очередь определяются барическим по­лем атмосферы Земли.

Первая работа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и со­временным распределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту (1963). Он разделил все лед­никовые области по источникам питания осадками на три группы: тихоокеан­скую, атлантическую и индийскую. К ти­хоокеанской группе он отнес североаме­риканскую и камчатскую области оледе­нения; к атлантической группе — Ислан­дию, острова Арктики (Шпицберген, Землю Франца-Иосифа, Новую Землю, Северную Землю), Скандинавию, Аль­пы, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай; к индийской группе — южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания и средним многолетним харак­теристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке (1963) выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, раз­личающиеся режимом оледенения и на­правленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено, что основ­ные районы оледенения Земли нахо­дятся в пределах зон частой повторяемо­сти циклонов, а источниками влаги слу­жит тот или иной океан. В. М. Котляков (1969) произвел ледниковое районирова­ние земного шара, исходя из двух основ­ных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и мак­рорельефа земной поверхности.

В данной книге предпочтение отдается региональному принципу. За крупней­шие регионы принимаются материки с прилегающими к ним островами. В пре­делах материков выделяются крупные орографические системы и их части. При этом учитывается как их широтное положение, так и основные источники питания ледников. Отдельно и более де­тально характеризуется оледенение тер­ритории 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 Атланти­ческого океана по Исландско-Карской ветви Арктического фронта, с твердыми осадками менее 500 мм в год, с континен­тальным 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, выс­шая точка которого 105 м над ур. м., а края круто спускаются к береговому пляжу или обрываются к морю ледя­ными стенами высотой 30—40 м. Климат суровый арктический. Среднесуточная температура воздуха самого холодного месяца (январь) -24,4°, самого теплого (июль) +0,2°, годовая сумма осадков — около 260 мм. Подавляющая часть ку­пола лежит ниже границы питания, и оледенение деградирует. С 1953 по 1961 г. край ледяного купола, спуска­ющийся к свободному ото льда мысу Оледенение Земли Франца-Иосифа (Атлас Арктики. 1985)

Книповича на севере острова, отступил на 22 м. Вытаивание вех на куполе свиде­тельствует о понижении его поверхности (Гоеоруха. 1962,1964; Каталог ледников. 1965).

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

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

Британским Каналом и Австрийским

проливом Земля Франца-Иосифа де­лится на три крупные группы остро­вов — Западную, Центральную и Вос­точную; Центральная группа проливом Маркама делится на две части — Север­ную и Южную. Пролив Северо-Восточ­ный отделяет от Восточной группы о-ва Белая Земля. Названные проливы и большинство менее крупных ориентиро­вано в двух взаимно перпендикулярных направлениях — северо-восточном и се­веро-западном, что, по-видимому, пред­определено тектоническими разло­мами.

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

лены маломощным плащом морских и ледниковых осадков.

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

Оледенение Земли Франца-Иосифа относится к покровному типу и лишь на немногих островах приближается к горно-покровному (сетчатому). Различа­ются три основных морфологических типа ледников: ледники плато, ледники долин и малые навеянные ледники. Преобладают первые два, тесно связан­ные между собой. Среди ледников плато могут быть выделены ледниковые щиты и ледниковые купола. К первым отно­сятся наиболее крупные из ледников плато, расположенные на самых боль­ших островах архипелага. Площадь ка­ждого из них измеряется сотнями ква­дратных километров, а мощности дости­гают 300—450 м. Ледниковые купола имеют меньшие площади и мощности, но по численности преобладают. В цент­ральных частях ледниковых щитов и ку­полов поверхность сравнительно плос­кая, но к периферии она приобретает все больший уклон и часто расчленяется по­логими депрессиями и крутыми цирками, переходящими в истоки выводных до­линных ледников. Местами края ледни­ковых плато и концы выводных ледни­ков обрываются в море, и от них отла­мываются айсберги. Общая площадь ледниковых плато и куполов около 8530 км2, или 62,1% площади оледенения региона.

Ледники долин занимают линейно вы­тянутые депрессии в коренном рельефе островов, которые в большинстве слу­чаев являются продолжением морских заливов и ответвлений проливов. Почти все ледники этого типа являются вывод­ными с ледниковых щитов и куполов, и почти все они достигают моря, оканчи­ваются отвесными обрывами и периоди­чески 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 исте­чения — от 150 до 300 м. Самые крупные ледники долин находятся в юго-восточ­ной 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 леднико­вых покровов, и только в юго-западной части Земли Георга с большим расчлене­нием и берегами фьордового типа вы­водные ледники более обособлены от ледяных куполов и спускаются к морю крутыми и высокими ледяными обрыва­ми. Высота вершин ледяных куполов на Земле Георга — 350—400 м, на Земле Александры — 382 м, на о. Артур — 275 м. Примерно 21% линии берега сло­жено льдом. Большая часть ледяных бе­регов продуцирует айсберги.

Центральный район ограничен на за­паде Британским Каналом, на востоке — проливами Ермак, Австрийским и Скотт-Келти. В этом районе 32 острова с ледниками. Оледенение района в целом характеризуется наличием сложных лед­никовых комплексов, состоящих из большого числа ледяных плато и купо­лов с многочисленными выводными лед­никами, расположенных на сложно рас­члененном ложе. Большая протяжен­ность района с юга на север, различная степень расчленения и большие колеба­ния размеров островов и высот корен­ного 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 под­нятыми над уровнем моря базальтовыми плато. Здесь преобладают небольшие по площади ледниковые комплексы с ра­зобщенными куполами и выводными ледниками, что приближает оледенение южной части Центрального района к горно-покровному (сетчатому). На о. Гу-кера, занимающем 508 км2, льдом по­крыто 444 км2. Высшая точка острова и всей этой группы островов — 445 м. В средней части Центрального района, между проливом Маркама на юге и про­ливом Бака на севере, 12 больших остро­вов покрыто ледниками. Преобладают сложные ледниковые комплексы на сильно расчлененном подледном рель­ефе. Отличительной чертой оледенения этой группы островов является широкое развитие выводных ледников, суммарная площадь которых больше площади дре­нируемых ими ледяных щитов и купо­лов. Из 1000 км длины береговой линии островов 610 км приходится на ледяные берега, в том числе 440 км — на фрон­тальные обрывы выводных ледников.

На севере Центрального района нахо­дятся два больших острова: Карла-Алек­сандра и Рудольфа. Оба они почти пол­ностью покрыты льдом (степень оледе­нения соответственно 87 и 98%). Запад­ные части этих островов сильно расчле­нены, а их восточные части заняты боль­шими куполами правильной формы со слабо расчлененными краями. Вывод­ные ледники короткие, но имеют широ­кие фронты и продуцируют айсберги. Оледенение есть также на двух неболь­ших островах, расположенных между двумя названными. О. Рудольфа — са­мый северный на Земле Франца-Иоси­фа, и он не раз служил базой экспедиций к Северному полюсу.

Восточный район включает крупные острова — 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 корен­ного ложа более спокойный, чем в Цент­ральном районе. Рельеф свободной ото льда суши слабохолмистый. В то же время вершины ледниковых покровов островов поднимаются до 500—600 м над ур. м., что связано с большой толщиной льда, достигающей 300—400 м. На Земле Вильчека находится самый крупный вы­водной ледник, Знаменитый, длиной 30 км, площадью 382 км2. На о. Греэм-Белл — самый большой купол — Ветре­ный — площадью 728 км2.

Основные количественные характери­стики оледенения Земли Франца-Ио­сифа 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 циклоничес­кими осадками и метелями и с облачным холодным сырым летом. Температура воздуха самого холодного месяца (март) от —21,4° в Бухте Тихая на о. Гукера до —22,9° на о. Рудольфа; самого теплого месяца (июль) +1,2° и +0,7°, а средняя годовая температура воздуха —10,2° и — 11,9° соответственно. Годовая сумма осадков в Бухте Тихая — 235 мм (из них 200 мм — твердые осадки), на о. Ру­дольфа — 195 мм (170 мм — 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 отрица­тельный.

Особенности климата Земли Франца-Иосифа определяются высокоширот­ным положением, большой продолжи­тельностью полярной ночи (120—125 су­ток), низким положением Солнца во время полярного дня (не выше 31—33° над горизонтом), большим альбедо сне­жно-ледяной поверхности (70—90%), а также положением архипелага вблизи от оси Исландско-Карской барической де­прессии — основного пути движения ци­клонов из Северной Атлантики, прино­сящих обильные для этих широт осадки. В совокупности создаются благоприят­ные условия для существования ледни­ков.

На Земле Франца-Иосифа четко раз­личаются периоды аккумуляции и абля­ции. Период аккумуляции длится с сентя­бря по май включительно и характеризу­ется резко выраженным циклоническим режимом погоды со снегопадами и мете­лями, отсутствием очень сильных моро­зов, но с отрицательными температу­рами воздуха на протяжении всего этого периода. Количество твердых осадков составляет около 200 мм. Ветровой ре­жим отличается неустойчивостью: сла­бые ветры сменяются штормами. Сред­няя скорость ветра 8—9 м/с. Преоблада­ющие по направлению и более сильные ветры — восточные и юго-восточные. Они играют большую роль как в распре­делении выпадающих осадков, так и в перераспределении уже отложенных.

Период абляции продолжается с июня по август и характеризуется устойчи­выми положительными температурами воздуха. На уровне моря период абляции длится от 60—65 дней на юге архипелага до 40—45 дней — на севере. Наиболее интенсивное таяние снега и льда проис­ходит во время вторжений теплого воз­духа с южными и юго-западными ветра­ми, когда температура может подняться выше +10° при небольшой относитель­ной влажности воздуха. Но большую часть теплого времени года стоит сырая облачная погода с туманами и периоди­ческими снегопадами, что сильно сни­жает таяние ледников, а иногда оно и совсем прекращается.

При поднятии над уровнем моря по склонам ледниковых куполов темпера­тура воздуха понижается примерно на 0,6° на каждые 100 м высоты. В резуль­тате на высоких ледниковых куполах ни один из месяцев года не имеет средней температуры воздуха выше 0°, хотя от­дельные 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 440—450 мм. В период аккумуляции все осадки выпа­дают в твердом виде, в период абляции на их долю приходится примерно поло­вина. В распределении осадков по терри­тории архипелага наблюдается опреде­ленная асимметрия: на юге и юго-вос­токе осадков выпадает примерно в пол­тора раза больше, чем на северо-западе, что связано с различной удаленностью от источника питания — основной трассы влагонесущих циклонов, распо­ложенной к юго-востоку от архипелага. Тепловой баланс ледников региона ха­рактеризуется приходом тепла главным образом за счет турбулентного теплооб­мена с атмосферой и расходом за счет радиационных условий. Вследствие вы­сокого альбедо поверхности радиацион­ный баланс большую часть года отрица­тельный, и только в течение 3 летних ме­сяцев приход радиационного тепла преобладает над расходом, тогда как по­ступление тепла из атмосферы, приноси-

мого относительно теплыми циклонами, происходит в течение 9—10 месяцев в го­ду. Лишь в короткий период абляции ра­диационный теплоприход к поверхности является преобладающим, и таяние снега и льда на 75% идет за счет радиа­ционного тепла и на 25% — за счет тур­булентного теплообмена с воздухом.

В верхних частях ледниковых покро­вов, сложенных с поверхности снегом и фирном, таяние имеет место, но стока талых вод не происходит — они просачи­ваются в фирн и снова замерзают, а вы­деляемое при этом тепло идет на прогре­вание ледниковой толщи. Вниз по скло­нам ледяных куполов и выводных ледни­ков абляция постепенно увеличивается. Средняя многолетняя величина поверх­ностной абляции на архипелаге состав­ляет от 30—35 до 45—50 г/см2 в год. Мак­симальная наблюденная величина сум­марной годовой абляции равна 250 г/см2. Однако основную статью расхода ледни­ков Земли Франца-Иосифа составляет откол айсбергов и морская абразия спус­кающихся к морю ледяных берегов, сум­марная протяженность которых дости­гает 2655 км. По приблизительному рас­чету, с 1 км фронта выводных ледников на о. Гукера расходуется до 2 млн т льда в год, а с малоподвижных краев леднико­вых покровов — 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 зо­ны льдообразования: снежно-ледяную (предположительно), холодную фирно­вую, ледяного питания и абляции. Наи­более распространена холодная фирно­вая зона, занимающая 70% общей пло­щади области питания ледников архипе­лага. В этой зоне превращение снега в фирн и лед происходит в течение не­скольких лет и завершается на глубине 15—20 м. Расположенная ниже ледяная зона занимает интервал между холодной фирновой зоной и верхней границей об­ласти абляции. Таким образом, верхняя граница ледяной зоны совпадает с фир­новой линией, а нижняя — с границей пи­тания. Этой зоной занято около одной трети площади области питания архипе­лага. 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 ис­пытывают частичное прогревание за счет повторного замерзания талых вод, и поэтому температура здесь выше, чем в расположенной гипсометрически ниже зоне ледяного питания. Так, по наблюде­ниям на куполе Чюрлениса (о. Гукера) в пределах холодной фирновой зоны тем­пература льда на глубине 9 м и более устойчиво держалась —3°, а в зоне ледя­ного питания на тех же уровнях была -10°.

Немногочисленные сведения о скоро­стях 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 дви­жения льда в пределах ледникового ку­пола Чюрлениса не превышала несколь­ких метров в год, а на выводных ледни­ках Седова и Юрия достигала 50—60 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, увеличива­ются от истоков вплоть до фронтального

обрыва ледниковых языков. В этом от­ношении они коренным образом отлича­ются от горных ледников, оканчива­ющихся на суше, для которых харак­терно убывание скоростей движения льда от границы питания к концам лед­никовых языков. Как и в других ледни­ковых районах, наблюдается увеличение скоростей движения льда летом и умень­шение зимой. Отмечены также коротко-периодические колебания часовых и су­точных скоростей движения льда.

Наблюдения за балансом массы льда и соответствующие расчеты свидетель­ствуют о том, что за 30 лет (с 1930 по 1959 г.) ледниковые покровы Земли Франца-Иосифа ежегодно теряли более 3 млрд т, или 23—24 г/см2. За 30 лет это соответствует 8-метровому слою льда. Приведенные данные согласуются с эво­люцией климатических условий в преде­лах атлантико-европейской климатичес­кой области Арктики (Каталог ледни­ков. 1965; Гросвалъд и др. 1973).

О. Ушакова находится в Северном Ле­довитом океане между Землей Франца-Иосифа и Северной Землей. Он целиком покрыт льдом — коренные породы ни­где не выходят на поверхность. По дан­ным сейсмозондирования, ледниковый покров острова лежит на низменном цо­коле 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 представ­ляет собой единый купол площадью 325,5 км2. В центре, где толщина льда до­стигает 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 обры­ваются ледяными стенами высотой от нескольких до 20—30 м. На севере острова незначительно выдвинулся в море конец небольшого выводного лед­ника.

Остров отличается суровым клима­том. Средняя годовая температура воз­духа равна -14,5°, а самого теплого ме­сяца (июля) -0,3°. В году не более 20— 30 дней с положительной температурой

воздуха. Характерны высокая относи­тельная влажность, частые туманы, па­смурная погода. В верхних частях купола выпадает 350—^ЮО мм, на высоте 50 м — около 200 мм осадков в год. Выпадают они преимущественно в твердом виде в осенне-зимние месяцы, когда преобла­дают юго-восточные ветры. Летнее та­яние хотя и кратковременно, но происхо­дит достаточно интенсивно и охватывает всю площадь купола. Поверхность ку­пола выше 150 м занята холодной фир-ново-ледяной зоной, где ежегодно обра­зуется 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 леднико­вого купола и выводного ледника в море время от времени обрушиваются глыбы льда, образуя небольшие айсберги.

В настоящее время ледниковый по­кров о. Ушакова не имеет признаков от­ступания. Прошлая эволюция леднико­вого покрова неизвестна (Каталог ледни­ков. 1980).

Северная Земля — самый северный архипелаг Азии — расположена между морями Карским и Лаптевых, на юге от­делена от п-ова Таймыр проливом Виль-кицкого. Архипелаг состоит из 4 круп­ных островов (Октябрьской Революции, Большевик, Комсомолец и Пионер) и ряда мелких. Северная Земля была отк­рыта в 1913 г. русской гидрографической экспедицией на кораблях «Таймыр» и «Вайгач», впервые исследована и нане­сена на карту экспедицией Всесоюзного арктического института в 1930 — 1933 гг. (Урванцев. 1935; Ушаков. 1951).

Острова сложены интенсивно дисло­цированными породами различного со­става и возраста — от протерозоя до кай­нозоя (песчаниками, сланцами, известня­ками, доломитами, диабазами, гранита­ми). Тектонические разломы делят архи­пелаг на отдельные островные блоки, в частности ими предопределены узкие и глубокие проливы Шокальского и Крас­ной Армии.

Рельеф островов преимущественно платообразный, переходящий на отдель­ных островах в пологохолмистый и рав­нинный с останцовыми возвышенностя­ми. Наиболее возвышенные участки островов покрыты ледниками. Вершины ледяных куполов поднимаются до 900 — 950 м на о-вах Большевик и Октябрь­ской Революции и до 780 м на о. Комсо­молец.

Северная Земля по площади оледене­ния и запасам воды, законсервированной в ледниках, стоит на втором месте в со­ветской Арктике после Новой Земли: ледники занимают примерно половину всей площади островов (Прилож. № 2, табл. 6). Подавляющее большинство их относится к покровному типу и представ­лено 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 Север­ной Земле выделено 17 ледниковых ком­плексов, включающих 225 ледников об­щей площадью 17 180 км2, в том числе: 51 купол — 13 781 км2, 99 выводных лед­ников — 2985 км2, 3 шельфовых ледни­ка — 258 км2 и 72 ледника других ти­пов — 157 км2. Кроме ледниковых комп­лексов на Северной Земле есть еще 62 ледника площадью 1145 км2, в том числе 16 простых куполов — 1076 км2 и 46 лед­ников горного типа — 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 вну­тренних частях характеризуются плато-образной или слабовыпуклой поверхно­стью, 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 — 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 препят­ствием 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 фронталь­ных обрывов ледников. Часть выводных ледников оканчивается на суше. Их концы окаймлены моренными грядами. На о-вах Комсомолец и Октябрьской Ре­волюции есть один довольно большой и два небольших шельфовых ледника, по­лучающих питание с ледниковых щитов. Морфология и размеры ледников гор­ных типов почти целиком зависят от орографических условий.

Климат Северной Земли опреде­ляется ее высокоширотным положением и влиянием основных барических цент­ров — арктического и сибирского анти­циклонов, с одной стороны, и Баренцево-Карской ложбины Исландской де­прессии — с другой. Циклоны прони­кают на архипелаг со стороны Карского моря в осенне-зимнее время. Антицикло-нальный режим погоды устанавливается обычно в марте — апреле. Циклоны, идущие со стороны Атлантики, приносят пасмурную погоду и осадки, а антици­клоны — морозы. На побережье средняя температура самого холодного месяца (февраль) -33°, самого теплого (август) . +1,6°. На вершинах щитов и куполов температура воздуха в течение всего года не поднимается выше 0°. Бесснеж­ный период ни прибрежных равнинах продолжается 2—2,5 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 высо­ты 400 м количество твердых осадков равно примерно 150 мм, а на высотах 750 — 950 м над ур. м. — 450 — 500 мм в год.

Климатические условия определяют высоту границы питания и фирновой ли­нии. Наиболее низкое положение (300 — 370 м) граница питания занимает на о. Шмидта и на щите Академии Наук (о. Комсомолец). В юго-восточном на­правлении уровень границы питания постепенно повышается до 600 м на южном склоне ледника Ленинградского (о. Большевик). Фирновая линия ле­жит всюду выше границы питания на 150 —350 м. Этот интервал занят зоной ледяного питания ледников.

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

вой температуре воздуха в данном рай­оне.

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

По наблюдениям за 1974 — 1980 гг., на всей площади купола Вавилова (о. Октябрьской Революции) средняя ак­кумуляция составила 31 г/см2, а средняя абляция -38 г/см2, баланс был равен —7 г/см2 в год. За семилетний период 4 года были с отрицательным балансом и 3 года — с положительным, причем от­клонения 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 состав­ляют около 3 — 4 км3. Отмечено отсту­пание концов ряда ледников на не­сколько десятков метров, несколько мелких ледников за последние 30 лет ис­чезли полностью, а ледник Кропоткина на о. Большевик местами отступил на расстояние до 1 км.

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

Острова Де-Лонга составляют самую северную группу в архипелаге Новоси­бирских о-вов. Они лежат далеко от ма­терика и друг от друга и почти круглый год окружены плавучими морскими льдами. Три из них — Беннетта, Генри­етты и Жаннетты — представляют собой плато, поднимающиеся на 300 — 400 м над ур. м., и на них есть ледники. На низ­менных о-вах Жохова и Вилькицкого оледенение отсутствует. Общая площадь оледенения о-вов Де-Лонга — 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 — 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 айсбер­ги. 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 ку­пол (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 поло­вину острова. Его высота 310 м над ур. м. Южные и восточные склоны круты и на­висают ледяными обрывами над берего­выми 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 — это скала, поднима­ющаяся на 350 м над ур. м. На ее вер­шине лежит маленький ледниковый ку­пол с обрывистыми склонами площадью 0,4 км2.

Климат о-вов Де-Лонга суровый арктический. Температура самого хо­лодного месяца (февраль) —27,7°, самых теплых месяцев (июль, август) +0,2°. Количество осадков на побережье около 100 мм в год и от 200 до 400 мм в год в центральных частях ледниковых купо­лов. Постоянно дуют сильные ветры, зи­мой южные, летом северные.

По наблюдениям на куполе Толля, к началу таяния накапливается 50 —55 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 по­верхность купола полностью. По скло­нам 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 Вос­точно-Сибирского и Чукотского морей в 130 км от материка. Большая его часть занята горами со сглаженными вершин­ными поверхностями высотой от 650 до 1000 м над ур. м. Высшая точка остро­ва — г. Советская (1097 м). Горы глу­боко расчленены многочисленными до­линами и оврагами. Климат острова ти­пичный арктический. На побережье средняя годовая температура воздуха — 11,4°, средняя летняя +1,5°. Общее ко­личество осадков 210 — 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 ве­тры (15 м/с и более), вызывающие мете­ли. До 85% метелей связано с ветрами с северной составляющей, что вызывает накопление сугробов главным образом на подветренных южных склонах, но бо­лее устойчивыми являются скопления снега и льда на северных и северо-запад­ных склонах, где радиационные условия менее благоприятны для их таяния.

Снежники и мелкие ледники на о. Врангеля распространены широко. Большинство из них — это многолетние снежники с ядрами инфильтрационного льда, не имеющие четкого разграниче­ния областей питания и абляции, — в от­дельные годы на всей их площади проис­ходит накопление снега, а в малосне­жные 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 — 1720 м). Правда, на значительной части Антарктиды нет настоящего горного рельефа с его глубоким расчленени­ем, на огромных пространствах рас­стилается идеальная, высокоподня­тая ледяная равнина. Но дело не только в том, что отдельные участки этой равнины на географических кар­тах носят название «плато» (Поляр­ное плато, плато Советское и ряд дру­гих). 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 антарктичес­ком побережье, где на свободных ото льда участках расположены «оази­сы» с внеледниковыми ландшафтами полярных (антарктических) пустынь, а не с нивально-гляциальным ланд­шафтом. Е. С. Короткевич особенно подчеркивает нарушенность широт­ной зональности Антарктиды высот­ной поясностью (зональностью), про­являющейся здесь особенно ярко, и

рассматривает этот материк в каче­стве «ледникового массива с единой вертикальной поясностью.

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

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

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