Оледенение арктичних островів

Оледенение арктичних островів

ОБЩИЕ ДАНІ Про БУДОВУ, ДИНАМІЦІ І РЕЖИМІ ЛЕДНИКОВ

В природі багато різних видів льоду. Предмет даної роботи — льодовики. Що ж слід розуміти під цим терміном? Льодовик — це маса природного наземного льоду переважно атмосферного походження, що має самостійним рухом внаслідок деформацій, що викликаються дією сили тяжести.

Ледники є продуктом взаємодії рельєфу і клімату. Вони з снігу, выпадающего з атмосфери, але можуть частково перебувати і з водного льоду (наприклад, шельфовые льодовики Антарктиди). Водний лід може може бути й у гірських льодовиках внаслідок замерзання талих і дощових вод з їхньої поверхні, в тріщинах і пустотах всередині льодовика, та головний джерело їх харчування — тверді атмосферні осадки.

Каждый льодовик складається з ділянок живлення і витрати, розділених кордоном харчування. У першій з цих галузей прихід маси більше витрати, на другий витрата більше приходу. Переміщення льоду в галузі харчування до області витрати відбувається шляхом руху льоду під впливом сили тяжести.

Скорости руху льоду у різних льодовиках, у різних їх частинах й у різні пори року можуть коливатися і від кількох метрів до сотень метрів на рік при вязко-пластическом перебігу криги й до сотень метрів на добу при глыбовом ковзанні. У конкретних льодовиках зазвичай поєднуються обидва типу руху на найрізноманітніших пропорціях і самі різні швидкість руху льда.

Главной статтею витрати в гірських льодовиках є танення під впливом сонячної радіації і тепла повітря, а льодовикових покривах Антарктиди й Гренландії — відкол айсбергов.

Форма й розміри льодовиків можуть бути різні. Розрізняють головні групи льодовиків: гірські, форма і рух яких визначаються переважно рельєфом своїх умістищ і ухилом ложа, і льодовикові покрови і бані, у яких лід настільки товстий, що перекриває все нерівності підлідного рельєфу, і течія льоду визначається переважно ухилом поверхні самого льодовика (Антарктида, Гренландія та інші менші льодовикові покрови і бані). Зрозуміло, є і перехідні типи від однієї з цих груп до другой.

Размеры льодовиків коливаються у величезних межах: від десятих і менше часткою квадратного кілометра (каровые льодовики Полярного Уралу, Ковальського Алатау та інших.) до багатьох мільйонів квадратних кілометрів (льодовикові покрови Антарктиди й Гренландії) при товщині від перших десятків метрів за кілька километров.

По температурному стану розрізняють головні групи: теплі (ізотермічні чи помірні) льодовики, у яких глибше рівня сезонних коливань температура льоду постійно тримається близька до точці танення льоду під тиском, і холодні (полярні) льодовики, у яких глибше рівня сезонних коливань температура в усій товщі завжди нижче точки плавлення льоду під тиском. Оскільки льодовики отримують тепло тільки від сонячної радіації, а й від теплового випромінювання земної кори, то, зазвичай, по холодних льодовиках температура льоду з глибиною підвищується (це у Антарктиді, у районах льодовикового покриву, температура від — 55 °C на глибині 10 м підвищується до точки плавлення льоду під тиском у ложа). Є й перехідні типи льодовиків — від теплих до холодним (субполярные). Окремі великі долинні льодовики в високогірних районах можуть у верхів'ях належати до холодним льодовикам, а нижній течії — до теплим (наприклад, льодовик Батура в Каракоруме).

Ледники, породжувані кліматом разом із місцевими орографическими умовами, раз виникнувши, самі утворюють сприятливі умови задля її подальшого свого існування й розвитку. Досягнувши великих розмірів, вони надають істотне зворотний вплив на клімат. Так, льодовикові покрови Антарктиди і Гренландії є гігантськими холодильниками нашої планети, надаючи впливом геть клімат і циркуляцію атмосфери в глобальному масштабе.

Ледники дуже чутливі до змін клімату: зі збільшенням харчування твердими атмосферними опадами або зменшення їх танення через зменшення температури повітря на тепле сезон льодовики наступають, збільшуються їх товщина, горизонтальні розміри, швидкість руху льоду, просуваються кінці льодовикових мов. При погіршенні умов харчування або посиленні танення льодовики відступають — стають тонше, швидкість руху льоду зменшується, збільшується заморененность льодовикових мов, та його кінці омертвевают, а кордон активного льоду відсувається вгору за течією льодовиків. Але ефект від зміни умов харчування і витрати б'є по поведінці льодовиків не відразу, як тим великим запізненням, що більший льодовик і тривалішою від час обороту маси льоду в ньому. Тривалість повного обороту маси льодовиках коштує від 20 — 70 років на дрібних каровых і висячих льодовиках до 200 тис. років у Антарктичному льодовиковому покрове.

Проблема синхронізації коливань льодовиків і клімату має велику наукове і практичне значення. Спостереження за коливаннями багатьох льодовиків проводяться не одне століття, але де вони трудносопоставимы через великі місцевих відмінностей умов зледеніння й відбивають лише саму загальної тенденції коливань глобального клімату. Рішення проблеми наближають вже розпочаті у багатьох льодовикових районах балансові дослідження, і навіть аналіз кернів з глибоких свердловин, пробурених в Антарктиді і Гренландії. Велику роль вивченні коливань льодовиків грають зйомки з космоса.

Кроме коливань льодовиків, викликаних змінами клімату (змушені коливання), можливі також релаксационные коливання льодовиків, зумовлені нестационарностью кінематичних зв’язків у самому льодовику. Якщо з будь-яким причин в льодовику має місце перевищення харчування над витратою і лід тривалий час накопичується в верхів'ях льодовика, зростання напруг у льодовикової товщі може викликати різке збільшення швидкість руху криги й його переміщення в нижню за течією частина льодовика без зміни загальної маси льоду в льодовикової системі. Причому у верхів'ях поверхню льодовика знижується, а нижня частина льодовика, навпаки, спучується і естонську мови просувається вниз долиною, іноді сталася на кілька кілометрів. Саме тоді поверхню льодовика буває настільки розбита тріщинами, що стає цілком непроходимой.

Ледники, яким властиві різко виражені релаксационные коливання, отримали назва пульсуючих. Зрушення пульсуючих льодовиків відбуваються періодично з тривалістю повного виробничого циклу пульсації від 10—15 до 100 і більше років. Повний цикл пульсації складається з порівняно короткій стадії зрушення (від кількамісячної за кілька років) і якомога тривалішої стадії відновлення, під час якої продвинувшаяся при зсуву частина льодовикового мови, позбавлена подтока льоду згори, інтенсивно тане і руйнується, а верхів'ях з допомогою атмосферних осадів та подтока льоду з вышележащей галузі харчування поступово збільшуються товщина криги й його руху, і відновлюється стан льодовика, попереднє черговий подвижке.

Пульсирующие льодовики відомі в багатьох районах світу. Їх швидкі зрушення часто призводять до освіті подпрудных озер, прориви яких катастрофічні повені і сіли. У зв’язку з цим дуже важливо навчитися пророкувати такі подвижки.

Наиболее вивченим і єдиним поки пульсуючим ледником, спостереження у якому проводили у протягом період пульсації, є льодовик Ведмежий на Памірі. Виявлені закономірності його динаміки послужили підвалинами прогнозу черговий зрушення льодовика, що цілком виправдався [Долгушин, Осипова. 1972].

В процесі руху льодовики виробляють велику экзарационную, транспортну і аккумулятивную роботу. Через війну экзарационной діяльності льодовиків в поєднані із процесами вивітрювання гірських порід створюються таких форм горно-ледникового рельєфу, як кари, карлинги, льодовикові цирки, троги, «баранячі лоби». Дії льодовиків зобов’язані своїм освітою великі згладжені поверхні з льодовикової штрихуванням, тонкі і глибокі морські затоки — фьорды. Уламки гірських порід, падаючі на льодовик зі схилів, утворюють крайові, серединні інші форми поверхневою морени, які у кінцевих частинах льодовикових мов нерідко зливаються на суцільний плащ. Продукти экзарации ложа (придонная морена) і поверхневу морену льодовик переносить до свого кінцю, де вони зливаються і отлагаются як кінцевих морено. Частина продуктів руйнівною діяльності льодовиків виноситься талими льодовиковими водами право їх межі, створюючи нижче кінців льодовикових мов плоскі галечно-песчаные зандры. Найбільш дрібні зважені частки відносяться ріками великі відстані. Моренний матеріал материкових покровів, шельфових і вивідних льодовиків, які в море, несеться з айсбергами і в міру їх танення осідає дно якої морів, і океанов.

Ледники — - це своєрідні водосховища, запасающие воду взимку і расходующие її влітку. Вони грають істотну роль формуванні стоку річок, особливо у льодовикових районах середніх і субтропічних широт, де високогірні, покриті льодовиками хребти стикаються з посушливими рівнинами^{наприклад,} Центральна і Середня Азія). Айсберги, откалывающиеся від шельфових і вивідних льодовиків Антарктиди, Гренландії, Арктичних і Антарктичних островів, надають сильне вплив на гідрологічні процеси великих океанічних акваторій. Тільки Антарктида поставляє його до океан як айсбергів щороку близько 2000 км3воды, Гренландія — 240—300 км3. Айсберги ускладнюють судноплавство в полярних водах.

Ледники, особливо льодовикові покрови, які становлять розмірів, лише присутністю викликають великі зміни висоти земної поверхні, і змінюють її рельєф. Так, середня висота Антарктиди майже утричі більше середньої висоти всіх інших материків з допомогою величезної товщини антарктичного льодовикового покриву, під яким похований складний рельєф з гірськими хребтами, долинами, плато і рівнинами. Коливання ж розмірів та потужності льодовиків викликають изостатичес-кие коливання земної коры.

Ниже наведено основні умови існування льодовиків, особливості їх будівлі та руху.

Начнем з поняття сніговий кордону, найважливішого показника умов зледеніння. ніж витрата (танення, випаровування). На рівні сніговий кордону (кордону харчування) приходо-расходный баланс твердих атмосферних опадів нульовий. Розрізняють кілька різновидів сніговий кордону [Калесник. 1963; Тронів. 1966; Гляциологический словник. 1984]. Кліматична, чи теоретична, снігова кордон — це кордон, де нульової баланс твердих атмосферних опадів визначається середнім станом метеорологічних умов за чимало років горизонтальній незатененной поверхні. У реальних умов спостерігати в місцевості практично неможливо, адже й поверхню серед стосів звичайно горизонтальна, і метеорологічні умови у рік до року сильно змінюються, отже, реальна снігова кордон ні відповідатиме теоретичес;

кой. Тому уведено поняття місцева, чи справжня, снігова кордон, що становить найвищу становище у кінці сезону танення на реальної поверхні. Її становище можна усреднять за кілька років і безпомилково визначати аж гірських хребтах і системах і схилах різної експозиції. На льодовиках справжня снігова кордон — це найвищу протягом року становище кордони між снігом і льодом. Найчастіше справжня снігова кордон на льодовику збігаються з кордоном харчування або буває вищий її у випадках, як між ними розташовується зона накладеного льоду. Нижче, коли ми говоримо про сніговий кордоні без уточнення, є у виду справжня, чи місцева, снігова кордон. На льодовиках її часто ототожнюють з фирновой лінією — кордоном між фирновым басейном і областю абляции льодовика. Фирновая лінія, як і щира снігова кордон, або збігаються з кордоном харчування, або відділена неї смугою накладеного льоду. У тому випадку, коли розбіжності у становищі сніговий кордону, кордону харчування і фирновой лінії невеликі, ці терміни вживаються як синонимы.

К поняттю кліматичної сніговий кордону ми вдаємося у випадках, коли розглядаються можливість виникнення і існування зледеніння в різних широтних кліматичних поясах Землі для зіставлення зледеніння районів з морським і континентальним кліматом, й у випадках, коли висотну становище льодовиків відповідає общеклиматическим умовам. Приміром, каровые льодовики Уралу, Ковальського Алатау і ще низки районів лежать на 1000 метрів і більш нижче кліматичної сніговий межі і є лише завдяки великий концентрації метелевого і лавинного снігу в негативних формах рельєфу. Однак у той час ними є своє місцева снігова кордон (фирновая лінія — кордон харчування), яка відокремлює область акумуляції від області абляции.

Высота сніговий кордону залежить від багатьох чинників: від циркуляції атмосфери, зумовлюючої кількість опадів на даному районі; від радіаційних умов і температури повітря, визначальних частку твердих осадів та інтенсивність танення снігу та криги; від абсолютна і відносної висоти гірських споруд, розчленованості рельєфу і орієнтування гірських хребтів щодо напрями влагонесущих повітряних потоков.

Морской клімат з великими опадами взимку і прохолодним влітку сприяє оледенению, а сухий континентальний клімат, навпаки, для зледеніння несприятливий. Сприятливі для зледеніння высокоширотные території, де, попри мале кількість опадів, цілий рік тримаються низькі температури повітря і танення снігу та криги чи мало, або зовсім відсутня. Відповідні зміни відчуває і висота сніговий кордону. Найнижче становище снігова кордон посідає у Антарктиді, де на всієї периферії льодовикового покриву лежить на жіночих рівні моря. У Арктиці рівень сніговий кордону вимірюється першими сотнями метрів. У середніх широтах за умов морського клімату (наприклад, на тихоокеанському узбережжі Північної Америки) вона коливається не більше 500—1000 м над кр. м.; в субтропічних і тропічних широтах, в сухих континентальних районах Тибету і Анд Південної Америки рівень сніговий кордону сягає величезних висот — 6000—6500 м вище над кр. м.

Изменение висоти сніговий кордону з півдня північ добре видно на меридіональних профілях вздовж Південноамериканських Анд і Північноамериканських Кордильєр (чи вздовж 90—110° в. буд. (б).

Колебания рівня сніговий кордону у часі свідчать про поліпшення чи погіршенні умов харчування льодовиків. У першому випадку рівень сніговий кордону знижується, у другому — підвищується. Отже, зі зміни рівня сніговий кордону можна судити про зміну кліматичних умов у районах оледенения.

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движение льоду в льодовиках — основний процес перенесення маси в галузі накопичення до області витрати. Завдяки переміщенню льоду з першого області на другу підтримується відносне рівновагу з-поміж них, як і забезпечує саме існування льодовика як єдиної льодовикової системи. У гірському льодовику кількість льоду, що відбувається через будь-яке поперечне перетин, у сфері акумуляції поступово зростає зі витоків до кордону харчування, де сягає максимуму, а області абляции поступово зменшується до кінця льодовика. Відповідно змінюється і швидкість руху льоду: від витоків до кордону харчування вона збільшується, як від кордону харчування до кінця льодовика зменшується. У цьому вектори швидкості щодо поверхні льодовика у сфері акумуляції нахилені вниз, а області абляции — вгору. Але така лише ідеальна схема. У реальних льодовиках спостерігається безліч відхилень від нього через зміни товщини, ширини і ухилів поверхні льодовиків. У льодовикових покривах і банях, кордон харчування яких відбувається біля їх кінців, а витрата маси здійснюється шляхом відколу айсбергів, швидкість руху льоду зростає зі нуля у центрі льодовикового покриву до максимуму в його края.

Движение льоду в льодовиках здійснюється двома основними способами: шляхом вязкопластического течії і шляхом глыбового ковзання по ложу і внутриледниковым розривів і сколам. Співвідношення вязкопластического течії і глыбового ковзання в русі реальних льодовиків може бути різним. Крига в примерзших до ложу холодних льодовиках може рухатися тільки завдяки традиційному вязкопластических деформацій, тоді як льодовики з водної плівкою на ложе за певних умов можуть рухатися лише шляхом глыбового ковзання (пульсуючі льодовики під час швидких зрушень). У русі більшості льодовиків беруть участь обидва механизма.

При вязкопластическом перебігу льоду швидкість руху визначається глав ным чином завтовшки льоду, його температурою і нахилом поверхні льодовика. Крига тектиме у бік нахилу поверхні і є у разі, якби ложе льодовика будуть зустрічатися нерівності зі зворотним ухилом. Між завтовшки льоду, нахилом поверхні, і швидкістю руху льоду льодовика існує закономірна зв’язок: лід зазвичай тонкий там, де поверхню нахилена круто і лід рухається швидше, і товстий там, де нахил незначний і рух льоду загальмовано. Це є як і різних частинах одного льодовика, і різними льодовиках. Дрібні нерівності лежить на поверхні льодовика, якщо вони менший за нього товщини, зі швидкістю течії льодовика не отражаются.

На швидкість течії льоду в льодовиках великий вплив надає їх температурное стан, бо за вищих температурах лід легше деформується. Теплі льодовики рухаються швидше холодних. Яке Вирізняється під час руху льодовика тепло також прискорює движение.

Скорость руху льоду у кожному льодовику складається з горизонтальній і вертикальної складових. Вже говорилося, що вектори швидкістю області акумуляції спрямовані вниз щодо поверхні, а області абляции — вгору, але кути нахилу невеликі, оскільки горизонтальна складова швидкості в багато разів більше вертикальної. Розмір вертикальної складової пов’язані з величиною акумуляції і абляции, у районах з великими опадами і інтенсивним таненням більша за діаметром, ніж у районах з холодним сухим кліматом. Горизонтальна складова швидкість руху льоду в льодовиках значно, котрий іноді на кілька порядків більше вертикальної складової. Тому, коли йдеться про зміщення льоду в горизонтальному напрямі, зазвичай кажуть просто «швидкість руху», а чи не «горизонтальна складова швидкість руху». Швидкість руху льоду в льодовиках різних ж розмірів та типів коливається на вельми широких межах. Швидкість руху на малих льодовиках рідко перевищує кілька метрів в рік, в горно-долинных льодовиках вона коштує від перших десятків до сотень метрів на рік. У вивідних і шельфових льодовиках Антарктиди швидкість руху льоду сягає 300 — 1200 метрів за рік. Найбільші швидкості обмірювані в кінцевих частинах вивідних льодовиків Гренландії — до 10 км на рік. При зсуви пульсуючих льодовиків лід може рухатись зі швидкістю сотень метрів на добу, проходячи за кілька місяців 8—10 км.

Скорость руху льоду в льодовику змінюється по повздовжньому і поперечному профілів, змінюється він і з глибиною. У ідеальному льодовику швидкість руху від нуля в його витоках до кордону харчування збільшується до максимуму, а до кінця льодовика знову сходить нанівець. У реальних льодовиках картина набагато складніше. Там, де ухил поверхні льодовика збільшується, зростає й швидкість руху льоду; там, де канал стоку розширюється, швидкість руху льоду зменшується, в якому було, де зараз його звужується, швидкість збільшується. Лінія максимальних швидкостей руху льоду зазвичай проходить посередині льодовика, але в поворотах зміщується до зовнішньої боці вигину. Впоперек льодовика від осьової лінії до краях поверхневі швидкість руху льоду поступово зменшуються, що пов’язані з тертям льодовика про ложе і борту долини. Эпюра швидкостей може те більш, то менш крутий, та її загальна форма при глыбовом ковзанні близька до трапеції, а при вязкопластическом перебігу — до параболу. По вертикалі від поверхні до ложа швидкість руху льоду змінюються залежно від співвідношення типів руху: під час руху вязкопластического типу, зумовленому деформаціями крижаної товщі, швидкість змінюється від максимуму лежить на поверхні нанівець на ложе. При глыбовом ковзанні поверхнева і придонная швидкості практично одинаковы.

Скорости руху льоду в льодовиках змінюються й у часу. Влітку швидкість руху льоду вище, ніж узимку, днем вище, ніж вночі. Це було пов’язано переважно про те, що у тепле сезон доби в льодовику і особливо в його ложа накопичується вода, яка відіграє роль мастила. Ця різниця може становити 25% і більше. Змінюються швидкість руху льодовиків і південь від року до року. Так, швидкість руху льоду на тому ж поперечному профілі льодовика Фер-нагтфернер в Эцтальских Альпах в 1889 р. була 17 м, в 1899 р. — 250 м, в 1901 р. — 50 метрів за рік. Є й інших прикладів. Загалом вигляді можна сказати, що з збільшенні маси льодовика і і його товщини швидкість руху льоду збільшуються. Збільшується швидкість руху льодовика або його частини під час переходу від вязкопластического течії до глыбовому ковзанню (зрушення льодовиків). Швидкості руху льодовиків можуть різко зростати при злитті роз'єднаних раніше льодовикових потоків і різко падати, як від головного стовбура льодовика отчленяются його притоки. Перше відбувається, коли зледеніння поліпшуються, друге — коли обледеніння деградирует.

Рассмотрение теорій руху льоду в льодовиках, значною мірою спірних, завданням цієї книжки не входить. Бажаючі можуть ознайомитися із нею за монографіями П. А. Шумського «Динамічна гляціологія» [1969] і У. З. Б. Патерсона «Фізика льодовиків» [1984].

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНИ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированием льодовиків і снежно-ледниковых утворень займалося чимало дослідники (X. Альман, Р. А. Ав-сюк, І. У. Бут, А. М. Кренке, У. М. Котляков, Р. До. Тушинский, Л. Ллибу-три). X. Альман вперше розділив льодовики на помірні (теплі) і полярні (холодні), що своєю чергою — на высокополярные і субполярные. Льодовики різних типів характеризували їх широтне становище. Більше докладно районування льодовиків з їхньої температурному режиму було реалізоване Р. А. Авсюком, який виділив п’ять типів льодовиків. Усі вони уражає певного географічного регіону: сухий полярний, де танення відсутня (льодовики Антарктиди, Гренландії й гірські льодовики на висотах більш 6000 м); вологий полярний (по периферії попередніх льодовиків); вологий холодний (верхні частини льодовиків на арктичних островах й у Патагонії); морської (льодовики Аляски, Альп, Скандинавії, Кавказу, Камчатки, Нової Зеландії та ін.) і континентальний (льодовики гір Середню Азію, Азії, Сибіру, Канадського Арктичного архіпелагу) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по кліматичних умов існування льодовиків виділив 8 типів і перерахував райони їх поширення. У процесі подальших исследований выяснилось, що щодо одного географічному районі могли трапитися льодовики різних типів та, крім того, існування льодовиків й особливо їх режиму на переважно залежать від циркуляції атмосфери — від становища тієї чи іншої гірського району щодо шляхів руху циклонів, приносять атмосферні опади, а шляхи своєю чергою визначаються барическим полем атмосфери Земли.

Первая робота про відповідність між загальної циркуляцією атмосфери і сучасним розподілом льодовиків на північ півкулі належить І. У. Буту [1963]. Він розділив все льодовикові області з джерелам харчування опадами втричі групи: тихоокеанську, атлантичну і індійську. До тихоокеанської групі він відніс північноамериканську і Камчатську області зледеніння; до атлантичної групі — Ісландію, острова Арктики (Шпіцберген, Землю Франца-Йосифа, Нову Землю, Північну Землю), Скандинавію, Альпи, Кавказ, Памір, Тянь-Шанем, Алтай; до індійської групі — південні райони гір Азії. По джерелам харчування та середнім багаторічним характеристикам циркуляції атмосфери А. М. Кренке [1963] виділив торік у межах Арктики 4 льодовикові провінції, різняться режимом зледеніння й спрямованістю їх короткопериодных коливань. Ним встановлено, основні райони зледеніння Землі перебувають у межах зон частої повторюваності циклонів, а джерелами вологи є такий чи іншого океан. У. М. Котляков [1969] справив льодовикове районування земної кулі, з двох основних чинників, визначальних харчування льодовиків: циркуляції атмосфери і макрорельефа земної поверхности.

В даної книзі перевагу надають регіональному принципу. За найбільші регіони приймаються материки з прилеглими до них островами. У межах материків виділяються великі орографические системи та їх останній частині. У цьому враховується як його широтне становище, і основні джерела харчування льодовиків. Окремо й детальніше характеризується обледеніння території СССР.

ОСТРОВА Вікторія, Землі Франца-Йосифа, Ушакова, Північної Землі та Де-Лонга

Общая площа зледеніння 32 508 км2. Район арктичного континентального клімату з харчуванням опадами з в Атлантичному океані по Исландско-Карской галузі Арктичного фронту, з твердими опадами менш 500 мм на рік, з континентальним набором зон льдообразования, включаючи льодовики з цілком крижаним питанием.

О. Вікторія розташований на північної околиці Баренцова моря, біля західного кордону радянської Арктики. Площа острова 10,8 км², них тільки 0,1 км² берегового пляжу вільна від льоду. Інші 10,7 км2представляют єдиний простий льодовиковий купол, найвищу точку якого 105 м вище над кр. м., а краю круто спускаються до береговому пляжу чи обриваються на море крижаними стінами заввишки 30—40 м. Клімат суворий арктичний. Середньодобовий температура повітря самого холодного місяці (січень) -24,4°, самого теплого (липень) +0,2°, річна сума опадів — близько 260 мм. Переважна більшість бані лежить нижче кордону харчування, і обледеніння деградує. З 1953 по 1961 р. край крижаного бані, донизу до вільної від льоду мису Заледеніння Землі Франца-Йосифа [Атлас Арктики. 1985].

Книповича на півночі острова, відступив на 22 м. Вытаивание віх на куполі свідчить про зниженні поверхні [Гоеоруха. 1962,1964; Каталог льодовиків. 1965].

Земля Франца-Йосифа — архіпелаг численних островів, що у західному секторі радянської Арктики між 79°46 «і 81°52 «с.ш. і 44°45 «і 65°25 «в.д. Він протягається на 234 км по меридіану і 375 км за широтою. Північна точка архіпелагу (мис Флігелі на про. Рудольфа) віддалений від Північного полюси всього на 900 км. Це найбільш північний ділянку суші, приналежний СССР.

Всего в архіпелазі налічується 191 острів, їхня загальна площа 16 134±16 км2. Льодовики є лише з 56 більших островах і позичають 85,1% загальній площі архіпелагу (13 735 ±14 км2).

Британским Каналом і Австрійським протокою Земля Франца-Йосифа ділиться втричі великі групи островів — Західну, Центральну і Східну; Центральна група протокою Маркама ділиться на частини — Північну та Південну. Протоку Північно-Східний відокремлює від Східної групи о-ва Біла Земля. Названі протоки більшість менших орієнтоване у двох взаємно перпендикулярних напрямах — північно-східному і північно-західному, що, очевидно, визначено тектонічними разломами.

Острова архіпелагу складено переважно осадовими породами мезозойського віку (вапняки, пісковики, глинисті сланці та інших.), перекритими пластами базальтів. Базальты, як більше стійкі до вивітрюванню, бронюють нижележащие товщі, зумовлюючи пла-тообразный характер рельєфу островів. Четвертинні відкладення представлені малопотужним плащем морських і льодовикових осадков.

Высота більшості островів вбирається у 500 м вище над кр. м., і лише у центральної частини архіпелагу більша за діаметром. Вища точка корінного рельєфу перебуває в про. Винер-Нейштадт — 620 м, льодовикової поверхні — Землі Вильчека — 735 м.

Оледенение Землі Франца-Йосифа належить до покровному типом і тільки небагатьох островах наближається до горно-покровному (сетчатому). Відрізняються три основних морфологічних типу льодовиків: льодовики плато, льодовики долин і маленькі навіяні льодовики. Переважають перші двоє, тісно пов’язані між собою. Серед льодовиків плато можна виділити льодовикові щити і льодовикові бані. До перших ставляться найбільші з льодовиків плато, розташовані на великих островах архіпелагу. Площа кожного їх вимірюється сотнями квадратних кілометрів, а потужності досягають 300—450 м. Льодовикові бані мають менші площі й потужності, але з чисельності переважають. У центральних частинах льодовикових щитів і куполів поверхню порівняно пласка, але периферії вона набуває дедалі більший ухил і найчастіше розчленовується пологими депресіями і крутими цирками, переходять в витоки вивідних долинних льодовиків. Місцями краю льодовикових плато і кінці вивідних льодовиків обриваються у морі, і їх відламуються айсберги. Загальна площа льодовикових плато і куполів близько 8530 км², чи 62,1% площі зледеніння региона.

Ледники долин займають лінійно витягнуті депресії в корінне рельєфі островів, які у вона найчастіше є продовженням морських заток і примикань проток. Майже всі льодовики цього є выводными з льодовикових щитів і куполів, і майже всі вони досягають моря, закінчуються стрімкими обривами і періодично продукують айсберги. Небагато хто з вивідних льодовиків закінчуються на прибережних рівнинах, розтікаючись як широких шлейфів. Потужність кінців льодовиків, що спускаються у морі, коштує від 40 до 120 м, а басейнах закінчення — від 150 до 300 м. Найбільші льодовики долин перебувають у південно-східної частини Землі Франца-Иосифа.

Западный район, до складу якого о-ва Земля Ґеорга, Земля Олександри і. Артур, характеризується розвитком великих льодовикових щитів і куполів порівняно простих форм. Широкі і короткі лопаті вивідних льодовиків без явно виражених каналів закінчення дренируют лише крайові частини льодовикових покровів, і лише у південно-західній частині Землі Ґеорга з великим розчленуванням і берегами фьордового типу вивідні льодовики більш відокремлені від крижаних бань і спускаються на море крутими і високими крижаними обривами. Висота вершин крижаних куполів Землі Ґеорга — 350—400 м, Землі Олександри — 382 м, на про. Артур — 275 м. Приблизно 21% лінії берега складено льодом. Більшість крижаних берегів продукує айсберги.

Центральный район обмежений ніяких звань Британською Каналом, Сході — протоками Єрмак, Австрійським і Скотт-Келти. У цьому вся районі 32 острова з льодовиками. Заледеніння району загалом характеризується наявністю складних льодовикових комплексів, які з значної частини крижаних плато і бань із численними выводными льодовиками, розташованих на складно розчленованому ложе. Велика протяжність району з півдня північ, різна ступінь розчленовування та великі коливання розмірів островів і висот корінного рельєфу викликають необхідність розглядати обледеніння цього району з частинам: південної, середній і північної. До південь від протоки Маркама розташована група невеликих островів з глибоко розчленованим рельєфом, з високо піднятими над рівнем моря базальтовими плато. Тут переважають невеликі площею льодовикові комплекси з роз'єднаними банями і выводными льодовиками, що наближає обледеніння південній частині Центрального району до горно-покровному (сетчатому). На про. Гу-кера, що займає 508 км², льодом покрито 444 км². Вища точка острови Фіджі і цієї групи островів — 445 м. У середній частини Центрального району, між протокою Маркама Півдні і протокою Бака північ від, 12 великих островів покрито льодовиками. Переважають складні льодовикові комплекси на сильно розчленованому подледном рельєфі. Характерною рисою зледеніння цієї групи островів є широке розвиток вивідних льодовиків, сумарна площа яких набагато більше площі дренируемых ними крижаних щитів і куполів. З 1000 км довжини берегової лінії островів 610 км посідає крижані берега, зокрема 440 км — на фронтальні обриви вивідних ледников.

На півночі Центрального району є дві великі країни острова: Карла-Александра і Рудольфа. Обидва вони широко майже зовсім вкриті льодом (ступінь зледеніння відповідно 87 і 98%). Західні частини з цих островів сильно розчленовані, які східні частини зайняті великими банями правильної форми зі слабко розчленованими краями. Вивідні льодовики короткі, але мають широкі фронти і продукують айсберги. Заледеніння є й двома невеликих островах, розташованих між двома названими. Про. Рудольфа — самий північний Землі Франца-Йосифа, і він чимало разів служив базою експедицій до полюса.

Восточный район включає великі острова — Землю Вильчека, Греэм-Белл, Мак-Клинтока, Ронсьер, Ева-Лив, Райнера, Сальм і набагато менше великих. Заледеніння представлено порівняно простими формою, але великими площею льодовиковими комплексами і банями. Вивідних льодовиків трохи, але вони великі. Рельєф корінного ложа більш спокійний, ніж у Центральному районі. Рельєф вільної від льоду суші слабохолмистый. У той самий час вершини льодовикових покровів островів піднімаються до 500—600 м вище над кр. м., що пов’язані з великий завтовшки льоду, сягаючої 300—400 м. На Землі Вильчека перебуває найбільший вивідний льодовик, Знаменитий, довжиною 30 км, площею 382 км². На про. Греэм-Белл — найбільший купол — Вітряний — площею 728 км².

Климат Землі Франца-Йосифа морської арктичний, зі порівняно м’якої взимку з частими циклонічними опадами і хуртовинами і з хмарним холодним сирим влітку. Температура повітря самого холодного місяці (березень) від —21,4° в Бухті Тиха на про. Гукера до —22,9° на про. Рудольфа; самого теплого місяці (липень) +1,2° і +0,7°, сама ж середня річна температура повітря —10,2° і — 11,9° відповідно. Річна сума опадів на Бухті Тиха — 235 мм (їх 200 мм — тверді опади), на про. Рудольфа — 195 мм (170 мм — тверді). Обидві станції розташовані біля рівня моря. У високих частинах островів і льодовиках температурні умови більш суворі, опадів випадає більше, і майже всі вони випадають в твердому вигляді. Річний радіаційний баланс отрицательный.

Особенности клімату Землі Франца-Йосифа визначаються высокоширотным становищем, великий тривалістю полярною ночі (120—125 діб), низьким становищем Сонця у час полярного дня (не вище 31—33° над обрієм), великим альбедо снежно-ледяной поверхні (70—90%), і навіть становищем архіпелагу поблизу осі Исландско-Карской барической депресії — основного шляху руху циклонів з Північної Атлантики, приносять стрімкі тих широт опади. У сукупності складаються сприятливі умови в існуванні ледников.

На Землі Франца-Йосифа чітко різняться періоди акумуляції і абляции. Період акумуляції разом з вересня до травня включно разом й характеризується різко вираженим циклоническим режимом погоди зі снігопадами і хуртовинами, відсутністю дуже сильних морозів, але негативним температурами повітря протягом від цього періоду. Кількість твердих опадів становить близько 200 мм. Вітрової режим відрізняється нестійкістю: слабкі вітри змінюються штормами. Середня швидкість вітру 8—9 м/с. Домінуючі в напрямі сильніші вітри — східні і південно-східні. Вони великій ролі як у розподілі випадаючих опадів, і у перерозподілі вже отложенных.

Период абляции магістралі триває з червня до серпня разом й характеризується стійкими позитивними температурами повітря. На рівні моря період абляции триває від 60—65 днів півдні архіпелагу до 40—45 днів — північ від. Найбільш інтенсивне танення снігу і льоду відбувається в час вторгнень теплого повітря з південними і юго-западными вітрами, коли температура може піднятись ще вище +10° при невеличкий відносної вологості повітря. Але більшу частину теплого пори року стоїть сира хмарна погода з туманами і періодичними снігопадами, що дуже знижує танення льодовиків, інколи ж це й зовсім прекращается.

При піднятті над рівнем моря схилами льодовикових куполів температура повітря знижується приблизно за 0,6° на кожні 100 м висоти. У результаті високих льодовикових банях жодного з місяців року має середньої температури повітря вище 0°, хоча окремі теплі дні можуть і там. Вертикальне градієнт опадів дорівнює 50 мм на 100 м. Отже, на високих банях архіпелагу річна сума опадів становитиме 440—450 мм. У період акумуляції все опади випадають в твердому вигляді, під час абляции їхня частка припадає приблизно половина. У розподілі опадів територією архіпелагу спостерігається певна асиметрія: Півдні і південному сході опадів випадає приблизно півтора разу було більше, ніж північному заході, що пов’язаний із різною відмежуванням джерела харчування — основний траси влагонесущих циклонів, розташованої на схід від архіпелагу. Тепловий баланс льодовиків регіону характеризується приходом тепла переважно по рахунок турбулентного теплообміну з атмосферою і витратою за рахунок радіаційних умов. У результаті високого альбедо поверхні радіаційний баланс більшу частину року негативний, і лише протягом 3 літніх місяців прихід радіаційного тепла переважає над витратою, тоді як надходження тепла з атмосфери, приносимого щодо теплими циклонами, відбувається у протягом 9—10 місяців на рік. Лише період абляции радіаційний теплоприход до є переважним, і танення снігу та криги на 75% у день рахунок радіаційного тепла і 25% — з допомогою турбулентного теплообміну з воздухом.

В верхніх частинах льодовикових покровів, сложенных із поверхні снігом і фірном, танення має місце, але стоку талих вод немає — вони просочуються в фірн і знову замерзають, а що виділяється у своїй тепло йде прогрівання льодовикової товщі. Вниз схилами крижаних бань і вивідних льодовиків абляция поступово збільшується. Середня багаторічна величина поверхневою абляции на архіпелазі становить від 30—35 до 45—50 г/см2 В рік. Максимальна спостережена величина сумарною річний абляции дорівнює 250 г/см2. Проте основну статтю витрати льодовиків Землі Франца-Йосифа становить відкол айсбергів і морська абразія що спускаються на море крижаних берегів, сумарна протяжність яких нині сягає 2655 км. По приблизному розрахунку, із першого км фронту вивідних льодовиків на про. Гукера витрачається до 2 млн т льоду на рік, і з малорухомих країв льодовикових покровів — до 0,2 млн т льоду на рік. По самому приблизному підрахунку сумарний річний витрата льоду з допомогою відколу айсбергів і військовий морський абразії на Землі Франца-Йосифа становить 2,5 млрд м3, чи 2,3 млрд т.

На льодовиках Землі Франца-Йосифа гляциологи виділяють такі зони льдообразования: сніжно-крижану (може бути), холодну фирновую, крижаного харчування і абляции. Найпоширеніша холодна фирновая зона, що становить 70% загальної площі галузі харчування льодовиків архіпелагу. У цьому зоні перетворення снігу в фірн і лід надається протягом кілька років і завершується на глибині 15—20 м. Розташована нижче крижана зона займає інтервал між холодної фирновой зоною — та верхньої кордоном області абляции. Отже, верхня межа крижаної зони збігаються з фирновой лінією, а нижня — з кордоном харчування. Цією зоною працює близько однієї третини площі галузі харчування архіпелагу. А загалом вся область харчування Землі Франца-Йосифа становить 44% загальної площі зледеніння, а 56% посідає область абляции.

Верхние горизонти льодовикової товщі не більше холодної фирновой зони відчувають часткове прогрівання з допомогою повторного замерзання талих вод, і тому температура тут вище, ніж у розташованої гипсометрически нижче зоні крижаного харчування. Так, за спостереженнями на куполі Чюрльоніса (про. Гукера) не більше холодної фирновой зони температура льоду на глибині 9 метрів і більш стійко трималася —3°, а зоні крижаного харчування тих-таки рівнях була -10°.

Немногочисленные інформацію про швидкості льоду льодовиків Землі Франца-Йосифа свідчать у тому, що у льодовикових банях лід рухається зі швидкостями, меншими приблизно значно, ніж у вивідних льодовиках. По вимірам на про. Гукера швидкість руху льоду не більше льодовикового бані Чюрльоніса не перевищувала кількох метрів на рік, але в вивідних льодовиках Сєдова й журналіста Юрія досягала 50—60 метрів за рік. Майже всі вивідні льодовики Землі Франца-Йосифа закінчуються у морі, і тому швидкість руху льоду у тих льодовиках, як й у вивідних льодовиках Антарктиди й Гренландії, збільшуються від витоків до фронтального обриву льодовикових мов. У цьому плані вони кардинально відрізняються від гірських льодовиків, які суші, котрим характерно убування швидкостей руху льоду від кордону харчування до кінців льодовикових мов. Як і інших льодовикових районах, спостерігається збільшення швидкостей руху льоду влітку, і зменшення взимку. Відзначено також коротко-периодические коливання вартових і добових швидкостей руху льда.

Наблюдения за балансом маси криги й відповідні розрахунки свідчать, що з 30 років (з 1930 по 1959 р.) льодовикові покрови Землі Франца-Йосифа щорічно втрачали більше трьох млрд т, чи 23—24 г/см2. За 30 років відповідає 8-метровому прошарку льоду. Наведені дані узгоджуються з еволюцією кліматичних умов у межах атлантико-европейской кліматичної області Арктики [Каталог льодовиків. 1965; Гросвалъд та інших. 1973].

О. Ушакова перебуває у Північному Льодовитому океані між Землею Франца-Йосипа та Північної Землею. Він цілком покритий льодом — корінні породи ніде не виходять поверхню. За даними сейсмозондирования, льодовиковий покрив острова лежить на жіночих низинному цоколі із корінних порід, найвищі частини якого піднімаються трохи більше 50 м вище над кр. м., а місцях ложе льодовика розміщено нижче рівня моря.

Ледниковый покрив острова являє собою єдиний купол площею 325,5 км². У центрі, де товщина льоду сягає 250 м, він піднімається майже 300 м вище над кр. м. До периферії бані, має у плані злегка овальні обриси, товщина льоду поступово зменшується. До моря краю бані обриваються крижаними стінами заввишки і від кількох до 20—30 м. На півночі острова незначно висунувся у морі кінець невеликого вивідного ледника.

Остров відрізняється суворим кліматом. Середнє річне температура повітря дорівнює -14,5°, а самого теплого місяці (липня) -0,3°. Нинішнього року трохи більше 20— 30 днів із позитивної температури повітря. Характерні висока відносна вологість, часті тумани, похмура погода. У верхніх частинах бані випадає 350—^ЮО мм, в розквіті 50 м — близько 200 мм опадів на рік. Випадають вони в твердому вигляді у осінньо-зимові місяці, коли переважають південно-східні вітри. Літній танення хоч і короткочасно, але досить інтенсивно і охоплює усю площу бані. Поверхня бані вище 150 м зайнята холодної фир-ново-ледяной зоною, де щорічно утворюється обрій фірну з невеликими прослоями инфильтрационного льоду. Нижче схилом течуть численні дрібні струмки, талі води заповнюють пори снігової залишку, і за замерзанні у цій зоні утворюється суцільний шар льоду. З крайового обриву льодовикового куполи, й вивідного льодовика у морі раз у раз обрушуються брили льоду, створюючи невеликі айсберги.

В справжнє час льодовиковий покрив про. Ушакова немає ознак отступания. Минулий еволюція льодовикового покриву невідома [Каталог льодовиків. 1980].

Северная Земля — самий північний архіпелаг Азії — розташована між морями Карським і Лаптевых, Півдні відділена півострова Таймир протокою Виль-кицкого. Архіпелаг складається з 4-х великих островів (Жовтневої Революції, Більшовик, Комсомолець і Піонер) й низки дрібних. Північна Земля відкрили 1913 р. російської гідрографічної експедицією на кораблях «Таймир» і «Вайгач», вперше досліджували і нанесена на карту експедицією Всесоюзного арктичного інституту, у 1930 — 1933 рр. [Урванцев. 1935; Ушаков. 1951].

Острова складено інтенсивно дислокованими породами різного складу та працездатного віку — від протерозою до кайнозоя (песчаниками, сланцями, вапняками, доломитами, диабазами, гранітами). Тектонічні розлами ділять архіпелаг деякі острівні блоки, зокрема ними предопределены тонкі і глибокі протоки Шокальского і Червоної Армии.

Рельеф островів переважно платообразный, перехідний на окремих островах в пологохолмистый і рівнинний з останцовыми височинами. Найбільш піднесені ділянки островів вкриті льодовиками. Вершини крижаних куполів піднімаються до 900 — 950 м на о-вах Більшовик і Жовтневої Революції й до 780 м на про. Комсомолец.

Северная Земля площею зледеніння й запасам води, законсервованою в льодовиках, слід за місці у радянській Арктиці після Нової Землі: льодовики займають приблизно половину всієї площі островів (Прилож. № 2, табл. 6). Переважна більшість їх належить до покровному типом і представлено складними льодовиковими щитами і льодовиковими банями з выводными льодовиками по периферії. З іншого боку, досить багато невеликих льодовиків гірського типу: долинних, каровых, присклоновых, висячих та інших., але них припадає лише як 1,2% загальній площі оледенения.

В Каталозі льодовиків СРСР на Північної Землі виділено 17 льодовикових комплексів, які включають 225 льодовиків загальною площею 17 180 км2, зокрема: 51 купол — 13 781 км2, 99 вивідних льодовиків — 2985 км², 3 шельфових льодовика — 258 км2и 72 льодовика інших типів — 157 км². Крім льодовикових комплексів на Північної Землі є ще 62 льодовика площею 1145 км², зокрема 16 простих куполів — 1076 км2и 46 льодовиків гірського типу — 69 км². А загалом на Північної Землі налічується 287 льодовиків загальною площею 18 325 км2 (Прилож. № 2, табл. 7).

Ледниковые щити і бані у тому внутрішніх частинах характеризуються плато-образной чи слабовыпуклой поверхнею, і лише біля країв схили стають крутіше, місцями з’являються вивідні льодовики. Складний підлідний рельєф часто вже не знаходить відображення в рельєфі льодовикової поверхні, що є наслідком великих потужностей льоду (до 500 — 600 м). Тріщини у внутрішніх частинах льодовикових щитів і куполів трапляються нечасто, в крайових ж частинах, особливо у мовами вивідних льодовиків, тріщин багато, і вони служать на заваді транспорту. Ряд вивідних льодовиків спускається на море крижаними обривами і продукує айсберги. З 500 км загальної протяжності крижаних берегів на Північної Землі близько 190 км доводиться частку активних фронтальних обривів льодовиків. Частина вивідних льодовиків закінчується суші. Їх кінці облямовані моренними грядами. На о-вах Комсомолець і Жовтневої Революції є одна досить великий і двоє невеликих шельфових льодовика, одержують харчування з льодовикових щитів. Морфологія й розміри льодовиків гірських типів майже цілком від орографічних условий.

Климат Північної Землі визначається її высокоширотным становищем і впливом основних барических центрів — арктичного і сибірського антициклонов, з одного боку, і Баренцево-Карской балки Ісландської депресії — з іншого. Циклони проникають на архіпелаг із боку Карського моря в осенне-зимнее час. Антицикло-нальный режим погоди встановлюється зазвичай, у березні — квітні. Циклони, що йдуть зі боку Атлантики, приносять похмуру погоду і опади, а антициклони — морози. На узбережжі середня температура самого холодного місяці (лютий) -33°, самого теплого (серпень). +1,6°. На вершинах щитів і куполів температура повітря на протягом лише одного року не піднімається вище 0°. Безсніжний період ні прибережних рівнинах триває 2—2,5 місяці. Опадів тут випадає від 100 до 230 мм в рік, зокрема до 90 мм як снігу. На крижаних щитах і банях до висоти 400 м кількість твердих опадів дорівнює приблизно 150 мм, але в висотах 750 — 950 м вище над кр. м. — 450 — 500 мм в год.

Климатические умови визначають висоту кордону харчування і фирновой лінії. Найнижче становище (300 — 370 м) кордон харчування займає на про. Шмідта і щиті Академії наук (про. Комсомолець). У південно-східному напрямі рівень кордону харчування поступово підвищується до 600 м на південному схилі льодовика Ленінградського (про. Більшовик). Фирновая лінія лежить скрізь вище кордону харчування на 150 —350 м. Цей інтервал зайнятий зоною крижаного харчування ледников.

Питание льодовиків снігом забезпечується переважно циклонами, які із заходу. На вершині щита Академії наук акумуляція становить 40 — 45 г/см2 В рік, по мері руху на південний схід зменшується до 15 — 20 г/см2 В рік вершині щита Ленінградського. Акумуляція у верхах льодовикових щитів і куполів піддається суттєвому зниженню вітрами, здмухують сніг в депресії рельєфу й у зону абляции. Мала потужність фірну (льдообразование спливає 2 — 3 року) на льодовиках Північної Землі призводить до сильному выхолаживанию льодовикової товщі, і на глибині загасання сезонних коливань і від завжди тримається негативна температура (загалом -11,8°), близька до середньої річний температури повітря в даному районе.

В тепле час року танення захоплює практично всю поверхню льодовиків Північної Землі, хоча у привершинных частинах льодовикових щитів і куполів воно незначно. По спостереженням на куполі Дежньова (про. Жовтневої Революції), в 1965 р. період танення тривав 70 днів (червень — серпень). Упродовж цього терміну на куполі в розквіті 405 м вище над кр. м. абляция становила 133,4 г/см2, а й у краю льодовикового бані — 250 — 300 г/см2.

По спостереженням за 1974 — 1980 рр., на площі бані Вавилова (про. Жовтневої Революції) середня акумуляція становила 31 г/см2, сама ж середня абляция -38 г/см2, баланс був дорівнює —7 г/см2 В рік. За семирічний період 4 року було з негативним балансом і трьох року — з позитивним, причому відхилення від середніх значень були дуже великими (в півтора-два рази). А загалом, хоч і незначно, спад льоду переважає над накопиченням, і льодовики Північної Землі відступають. Середні річні втрати льоду становлять близько 3 — 4 км³. Відзначено спад кінців низки льодовиків кілька десятків метрів, кілька дрібних льодовиків протягом останніх 30 років зникли зовсім, а льодовик Кропоткіна на про. Більшовик місцями відступив на відстань до 1 км.

Сведения про русі льодовиків Північної Землі уривчасті і нечисленні. Швидкості руху льоду в льодовикових банях і щитах, очевидно, становить перших десятків метрів на рік, і лише окремі вивідні льодовики в крайових частинах щита Русанова і бані Вавилова рухаються зі швидкостями 100 — 150 метрів за рік [Говоруха. 1985; Каталог льодовиків. 1980].

Острова Де-Лонга становлять саму північну групу в архіпелазі Новосибірських о-вов. Вони лежать далеке від материка і один від одного й майже цілий рік оточені плавучими морськими крижинами. Три їх — Беннетта, Генрієтти і Жаннетты — представляють собою плато, поднимающиеся на 300 — 400 м вище над кр. м., і є льодовики. На низинних о-вах Жохова і Вилькицкого обледеніння відсутня. Загальна площа зледеніння о-вов Де-Лонга — 80,6 км². Він належить до покровному типом і представлено льодовиковими банями і выводными ледниками.

На про. Беннетта три незалежних льодовикових бані загальною площею 72,0 км². Найбільший їх у центрі острова — купол Толля (пл. 54,2 км2) піднімається над прибережній рівниною на 384 м. З неї спускаються 3 вивідних льодовика, дві з них досягають рівня моря, и продукують невеликі айсберги. Площа бані Де-Лонга 13,9 км², він у західної, найвищою частини острови Фіджі і має стрімчасті краю. До моря не доходить. Невеликий купол (пл. 3,9 км2) розташований на сході острова, його найвищу точку 210 м вище над кр. м., висота краю 100 м [Карту-шип. 1963].

На про. Генрієтти площа зледеніння 8.2 км2. Льодовиковий купол площею 6.3 км2занимает південно-східну половину острова. Його висота 310 м вище над кр. м. Південні і східні схили круті і нависають крижаними обривами над береговими скелями, висота них близько 200 м. Протилежні схили пологого спускаються до прибережній рівнині. На острові є ще кілька присклоно-вых льодовиків загальною площею 1,9 км².

О. Жаннетты — це скеля, піднімається на 350 м вище над кр. м. Для її вершині лежить маленький льодовиковий купол з стрімчастими схилами площею 0,4 км².

Климат о-вов Де-Лонга суворий арктичний. Температура самого холодного місяці (лютий) —27,7°, самих теплих місяців (липень, серпень) +0,2°. Кількість опадів на узбережжі близько 100 мм та від 200 до 400 мм на рік у центральних частинах льодовикових куполів. Постійно дмухають сильні вітри, взимку південні, влітку северные.

По спостереженням на куполі Толля, до початку танення накопичується 50 —55 див снігу за середньої щільності 0,33 г/см3, частина снігу із бані здувається вітрами. Танення, прерываемое заморозками і снігопадами, магістралі триває з початку липня остаточно серпня і охоплює поверхню бані повністю. Схилами бані стікають численні струмки. Кордон харчування розташована приблизно висоті 200 м. Харчування фир-ново-ледяное і крижане. Нині льодовики перебувають у нестійкому рівновазі [Шумський. 1949; Каталог льодовиків. 1981].

Остров Врангеля

О. Врангеля лежить кордоні Восточно-Сибирского і Чукотського морів в 130 кілометрів від материка. Велика його частину зайнята горами зі згладженими вершинними поверхнями заввишки від 650 до 1000 м вище над кр. м. Вища точка острова — р. Радянська (1097 м). Гори глибоко розчленовані численними долинами і ярами. Клімат острова типовий арктичний. На узбережжі середня річна температура повітря — 11,4°, середня літня +1,5°. Загальна кількість опадів 210 — 250 мм на рік, більше 70% випадає в твердому вигляді. Середні річні швидкості вітру 5,7 м/с, однак, близько 70 днів на рік дмухають сильні вітри (15 м/с і більше), викликають заметілі. До 85% заметілей пов’язані з вітрами з північної складової, що викликає накопичення кучугур головним чином подветренных південних схилах, а більш стійкими є скупчення снігу та криги на північних і північно-західних схилах, де радіаційні умови менш сприятливі їхнього таяния.

Снежники і дрібні льодовики на про. Врангеля поширені широко. Більшість їх — це багаторічні снежники з ядрами инфильтрационного льоду, які мають чіткого розмежування ділянок живлення і абляции, — в окремі роках усією їхньою площі відбувається накопичення снігу, а малосніжні років вони можуть різко скоротитися в розмірах чи цілком зникнути. У Каталозі льодовиків наводяться інформацію про 101 снежно-ледовом освіті на про. Врангеля, загальна площа яких 3,5 км2[Каталог льодовиків. 1981].

ВЫВОД

Ледниковый покрив Антарктиди сягає потужності більш 4300 м (середня — 1720 м). Щоправда, на значній своїй частині Антарктиди немає справжнього гірського рельєфу з його глибоким розчленуванням, на величезних просторах розстеляється ідеальна, высокоподнятая крижана рівнина. Але річ у тому, що окремі ділянки цієї рівнини на географічних картах звуться «плато» (Полярне плато, плато Радянське і низку інших). Відповідно до запропонованим нами критерієм відділення гірських ландшафтів від равнинных*[см. з. 52] нивально-гляциальные ландшафти Антарктиди не можна зарахувати до класу рівнинних: не спостерігається широтно-зональной зміни типів ландшафтів, що б з меншими абсолютних висотах, і її справді є антарктичному узбережжі, де на кількох вільних від льоду ділянках розташовані «оазиси» з внеледниковыми ландшафтами полярних (антарктичних) пустель, а чи не з нивально-гляциальным ландшафтом. Є. З. Короткевич особливо підкреслює нарушенность широтной зональности Антарктиди висотної поясностью (зональностью), що дається взнаки тут особливо яскраво, і розглядає цей материк як «льодовикового масиву з єдиною вертикальної поясностью.

Там, де лід перекриває гірські хребти з гострими вершинами чи плоскогір'я з возвышающимися над основний платообразной поверхнею останцами, місцями, переважно в околиць льодовикового щита, із-під льоду виступають на денну поверхню самотні скелі, звані нунатаками. По понижениям подледной поверхні в боку морів, і океанів стікають частини льодовикового покриву, виділені під назвою вивідних льодовиків. Здебільшого вони мали власні географічні назви. Вони досягають узбереж, там обламуються і 26 дають початок плаваючим крижаним островам — айсбергам. У Гренландії і Новій Землі окремі льодовикові потоки спускаються від льодовикових щитів в глибокі фьорды і утворюють фьордовые льодовики. I.

Покровные льодовики у колишніх класифікаціях льодовиків виділялися під назвою материкових льодовикових покровів чи зледеніння гренландського типу [Калесник, 1939]. Взагалі проти застосування в класифікаціях географічних явищ з їхньої властивостями (типологічних класифікаціях) власних географічних назв для позначення типів. Але оскільки такі назви часом міцно вкоренилися у літературі (чи відповідні типи справді місцеву специфіку), у випадках ними доведеться пользоваться.

Ледники, подібні антарктичному, гренландскому, новоземель-ским тощо. буд., зараз виділяють під назвою льодовикових щитів, відділяючи від нього (в гірських територіях), льодовикові покрови, коли подовжений рельєф в смягчённом вигляді відбивається у поверхні ледника.

Список литературы

Для підготовки даної праці були використані матеріали із російського сайту internet.