Реферат: 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

Владивосток2002
СОДЕРЖАНИЕ

Общие сведения о строении, динамике и режиме ледников

3

Движение ледников

9

Ледниковые районы земного шара

12

Острова Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,

Северной Земли и Де-Лонга

14

Вывод

26

Список литературы

27

<span Times New Roman",«serif»; mso-fareast-font-family:«Times New Roman»;color:black;mso-ansi-language:RU; mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language:AR-SA">

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ, ДИНАМИКЕ И РЕЖИМЕ ЛЕДНИКОВ

В природемного различных видов льда. Предмет данной работы — ледники. Что же следуетпонимать под этим терми­ном? Ледник — это масса природ­ного наземного льдапреимущественно атмосферного происхождения, облада­ющая самостоятельнымдвижением в ре­зультате деформаций, вызываемых дей­ствием силы тяжести.

Ледникиявляются продуктом взаимо­действия рельефа и климата. Они обра­зуютсяпреимущественно из снега, выпа­дающего из атмосферы, но могут ча­стичносостоять и из водного льда (на­пример, шельфовые ледники Антаркти­ды). Водныйлед может присутствовать и в горных ледниках в результате замер­зания талых идождевых вод на их по­верхности, в трещинах и пустотах внутри ледника, ноглавный источник их пита­ния — твердые атмосферные осадки.

Каждыйледник состоит из областей питания и расхода, разделенных грани­цей питания. Впервой из этих областей приход массы больше расхода, во второй расход большеприхода. Перемещение льда из области питания в область рас­хода происходитпутем движения льда под воздействием силы тяжести.

Скоростидвижения льда в разных лед­никах, в разных их частях и в разное время годамогут колебаться от несколь­ких метров до сотен метров в год при вязко-пластическомтечении льда и до сотен метров в сутки при глыбовом скольжении. В конкретныхледниках обычно сочетаются оба типа движения в самых разных пропорциях и самыераз­ные скорости движения льда.

Главнойстатьей расхода в горных лед­никах является таяние под влиянием сол­нечнойрадиации и тепла воздуха, а в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии —откол айсбергов.

Форма иразмеры ледников могут быть самые разные. Различают две глав­ные группыледников: горные, форма и движение которых определя­ются главным образомрельефом зани­маемых ими вместилищ и уклоном ложа, и ледниковые покровы икупола, в которых лед настолько толстый, что перекрывает все неровно­стиподледного рельефа, и течение льда

определяетсяглавным образом уклоном поверхности самого ледника (Антаркти­да, Гренландия идругие менее крупные ледниковые покровы и купола). Разуме­ется, существуют ипереходные типы от одной из этих групп к другой.

Размерыледников колеблются в огромных пределах: от десятых и менее долей квадратногокилометра (каровые ледники Полярного Урала, Кузнецкого Алатау и др.) до многихмиллионов ква­дратных километров (ледниковые по­кровы Антарктиды и Гренландии)при толщине от первых десятков метров до нескольких километров.

Потемпературному состоянию разли­чают две главные группы: теплые (изотермическиеили умеренные) ледни­ки, в которых глубже уровня сезонных колебаний температуральда постоянно держится близкой к точке таяния льда под давлением, и холодные(по­лярные) ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура вовсей толще всегда ниже точки плавле­ния льда под давлением. Так как ледникиполучают тепло не только от солнечной радиации, но и от теплового излученияземной коры, то, как правило, в холод­ных ледниках температура льда с глуби­нойповышается (так, в Антарктиде, в центральных районах ледникового по­крова,температура от — 55°С на глубине 10 м повышается до точки плавления льда поддавлением у ложа). Существу­ют и переходные типы ледников — от теплых кхолодным (субполярные). Не­которые крупные долинные ледники в высокогорныхрайонах 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, развозникнув, сами создают благоприятные условия для дальнейшего своегосуществования и развития. До­стигнув больших размеров, они оказы­ваютсущественное обратное воздей­ствие на климат. Так, ледниковые покровыАнтарктиды и Гренландии являются гигантскими холодильни­ками нашей планеты,оказывая вли­яние на климат и циркуляцию атмосферы в глобальном масштабе.

Ледникиочень чувствительны к изме­нениям климата: при увеличении пита­ния твердымиатмосферными осадками или уменьшении их таяния из-за пониже­ния температурывоздуха в теплое время года ледники наступают, увеличиваются их толщина,горизонтальные размеры, скорость движения льда, продвигаются концы ледниковыхязыков. При ухудше­нии условий питания или усилении та­яния ледники отступают —становятся тоньше, скорость движения льда умень­шается, увеличиваетсязаморененность ледниковых языков, и их концы омертве­вают, а граница активногольда отодви­гается вверх по течению ледников. Но эффект изменения условийпитания и расхода сказывается на поведении ледни­ков не сразу, а с тем большимзапаздыва­нием, чем крупнее ледник и продолжи­тельнее время оборота массы льдав нем. Продолжительность полного оборота массы в ледниках колеблется от 20 — 70лет на мелких каровых и висячих ледни­ках до 200 тыс. лет в Антарктическом ледниковомпокрове.

Проблемасинхронизации колебаний ледников и климата имеет большое научное и практическоезначение. Наб­людения за колебаниями многих ледни­ков проводятся уже не одностолетие, но они трудносопоставимы из-за больших местных различий условийоледенения и отражают лишь самую общую тенден­цию колебаний глобальногоклимата. Решение проблемы приближают уже на­чатые во многих ледниковых районахба­лансовые исследования, а также анализ кернов из глубоких скважин, пробурен­ныхв Антарктиде и Гренландии. Боль­шую роль в изучении колебаний ледни­ков играютсъемки из космоса.

Кромеколебаний ледников, вызван­ных изменениями климата (вынужден­ные колебания),возможны также релак­сационные колебания ледников, обу­словленныенестационарностью кинема­тических связей в самом леднике. Если по каким-либопричинам в леднике имеет место превышение питания над расходом и лед длительноевремя на­капливается в верховьях ледника, рост напряжений в ледниковой толщеможет вызвать резкое увеличение скорости

движения льдаи его перемещение в ниж­нюю по течению часть ледника без изме­нения общей массыльда в ледниковой системе. При этом в верховьях поверх­ность ледникапонижается, а нижняя часть ледника, наоборот, вспучивается и язык продвигаетсявниз по долине, ино­гда на несколько километров. В это время поверхностьледника бывает на­столько разбита трещинами, что стано­вится совершеннонепроходимой.

Ледники,которым свойственны резко выраженные релаксационные колеба­ния, получилиназвание пульсиру­ющих. Подвижки пульсирующих лед­ников происходят периодическис про­должительностью полного цикла пуль­сации от 10—15 до 100 и более лет.Полный цикл пульсации складывается из сравнительно короткой стадии подвижки (отнескольких месяцев до нескольких лет) и более длительной стадии восстановления,во время которой продвинувшаяся при подвижке часть ледникового языка, ли­шеннаяподтока льда сверху, интенсивно тает и разрушается, а в верховьях за счетатмосферных осадков и подтока льда из вышележащей области питания посте­пенноувеличиваются толщина льда и скорость его движения и восстанавли­ваетсясостояние ледника, предшеству­ющее очередной подвижке.

Пульсирующиеледники известны во многих районах мира. Их быстрые подвижки часто приводят кобразованию подпрудных озер, прорывы которых вы­зывают катастрофические паводкии се­ли. В связи с этим очень важно нау­читься предсказывать такие подвижки.

Наиболееизученным и единственным пока пульсирующим ледником, наблю­дения на которомвелись в течение всего периода пульсации, является ледник Медвежий на Памире.Выявленные за­кономерности его динамики послужили основой для прогнозаочередной по­движки ледника, который полностью оправдался [Долгушин,Осипова. 1972].

В процесседвижения ледники произ­водят большую экзарационную, транс­портную иаккумулятивную работу. В результате экзарационной деятельности ледников всочетании с процессами вы­ветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, каккары, карлинги, ледниковые цирки, троги, «бараньи лбы». Действию ледни­ков обязанысвоим образованием обшир­ные сглаженные поверхности с леднико­вой штриховкой,узкие и глубокие мор­ские заливы — фьорды. Обломки гор­ных пород, падающие наледник со скло­нов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностнойморены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются всплошной плащ. Продукты экзарации ложа (при­донная морена) и поверхностнуюморену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в видеконеч­ных морен. Часть продуктов разруши­тельной деятельности ледников выно­ситсяталыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов леднико­вых языковплоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные ча­стицы уносятсяреками на большие рас­стояния. Моренный материал материко­вых покровов,шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уно­сится с айсбергами ипо мере их таяния оседает на дне морей и океанов.

Ледники- — это своеобразные водо­хранилища, запасающие воду зимой и расходующие еелетом. Они играют существенную роль в формировании стока рек, особенно в техледниковых районах средних и субтропических ши­рот, где высокогорные, покрытыелед­никами хребты соседствуют с засушли-

вымиравнинами ^например, Централь­ная и Средняя Азия). Айсберги, откалы­вающиеся отшельфовых и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических иАнтарктических остро­вов, оказывают сильное воздействие на гидрологическиепроцессы обширных океанических акваторий. Только Антар­ктида поставляет в океанв 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 своимприсутствием вызывают большие изменения высоты земной по­верхности и меняют еерельеф. Так, средняя высота Антарктиды почти втрое больше средней высоты всехдругих ма­териков за счет огромной толщины ан­тарктического ледниковогопокрова, под которым погребен сложный рельеф с горными хребтами, долинами,плато и равнинами. Колебания размеров и мощ­ности ледников вызываютизостатичес-кие колебания земной коры.

Нижеприведены основные условия су­ществования ледников, особенности их строения идвижения.

Начнем спонятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледе­нения.

чемрасход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы пита­ния)приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Раз­личаютнесколько разновидностей сне­говой границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966;Гляциологический словарь. 1984]. Климатическая, или теоре­тическая, снеговаяграница — это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадковопреде­ляется средним состоянием метеороло­гических условий за много лет нагори­зонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее наместности 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. Поэтомувведено понятие мест­ная, или истинная, снеговая гра­ница, занимающая наивысшееположе­ние в конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можноусреднять за ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и насклонах различной экспозиции. На ледниках ис­тинная снеговая граница — этонаивыс­шее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаевистинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или бы­ваетвыше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда.Ниже, когда мы говорим о снего­вой границе без дальнейшего уточнения, имеется ввиду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее частоотождествляют с фирновой ли­нией — границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника.Фирновая линия, как и истинная снего­вая граница, либосовпадает с грани­цей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях, когда различия вположении 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 возможностивозникновения и существования оледе­ненияв различных широтныхклимати­ческих поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и конти­нентальным климатом, и в тех случаях, когда высотноеположение ледников не соответствуетобщеклиматическим усло­виям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районовлежат 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 ак­кумуляцииот области абляции.

Высотаснеговой границы зависит от многихфакторов: от циркуляции атмос­феры, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиацион­ных условийи температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; отабсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.

Морскойклимат с обильными осад­камизимой и прохладным летомблаго­приятствует оледенению,а сухой конти­нентальныйклимат, наоборот, для оле­денениянеблагоприятен. Благоприятныдля оледенения высокоширотные терри­тории, где, несмотря на малое количе­ствоосадков, круглый год держатсяниз­кие температуры воздухаи таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующиеизменения испыты­вает и высотаснеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница за­нимает в Антарктиде, где она почти на всейпериферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уро­вень снеговойграницы измеряется пер­выми сотнями метров. В средних широ­тах в условияхморского климата (напри­мер, на тихоокеанском побережье Се­верной Америки) онаколеблется в пре­делах 500—1000 м над ур. м.; в субтропи­ческих и тропическихширотах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровеньснеговой гра­ницы достигает огромных высот — 6000—6500 м над ур. м.

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

Колебанияуровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучше­нии или ухудшенииусловий питания лед­ников. В первом случае уровень снего­вой границыпонижается, во втором — повышается. Следовательно, по измене­нию уровняснеговой границы можно су­дить об изменении климатических усло­вий в районахоледенения.

<img src="/cache/referats/13149/image002.jpg" v:shapes="_x0000_i1025">

<span Times New Roman",«serif»;mso-fareast-font-family: «Times New Roman»;mso-ansi-language:RU;mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language: AR-SA">

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движениельда в ледниках — основной процесс переноса массы из области нако­пления вобласть расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторуюподдерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечи­вает самосуществование ледника как единой ледниковой системы. В горном ледникеколичество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в об­ластиаккумуляции постепенно увеличи­вается от истоков к границе питания, гдедостигает максимума, а в области абля­ции постепенно уменьшается к концуледника. Соответственно изменяется и скорость движения льда: от истоков кгранице питания она увеличивается, а от границы питания к концу ледника умень­шается.При этом векторы скорости от­носительно поверхности ледника в обла­стиаккумуляции наклонены вниз, а в об-

ластиабляции — вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледникахнаблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины иуклонов поверхности ледников. В ледни­ковых покровах и куполах, граница пи­таниякоторых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем от­колаайсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре леднико­вогопокрова до максимума у его края.

Движениельда в ледниках осущест­вляется двумя основными способами: пу­темвязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу ивнутриледниковым разрывам и сколам. Со­отношение вязкопластического течения иглыбового скольжения в движении ре­альных ледников может быть самым различным.Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счетвязкопластических де­формаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе вопределенных усло­виях могут двигаться только путем глы­бового скольжения(пульсирующие лед­ники в период быстрых подвижек). В движении большинстваледников уча­ствуют оба механизма.

Привязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образомтолщиной льда, его темпе­ратурой и наклоном поверхности ледни­ка. Лед будеттечь в направлении на­клона поверхности и в том случае, если на ложе ледникабудут встречаться не­ровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклономповерхности и скоростью движения льда ледника суще­ствует закономерная связь:лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, итолст там, где наклон незначителен и движе­ние льда замедлено. Это наблюдаетсякак в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровно­стина поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости тече­нияледника не отражаются.

Наскорость течения льда в ледниках большое влияние оказывает их темпера­турноесостояние, так как при более вы­соких температурах лед легче деформи­руется.Теплые ледники движутся быст­рее холодных. Выделяющееся при дви­жении ледникатепло также ускоряет движение.

Скоростьдвижения льда в любом лед­нике складывается из горизонтальной и вертикальнойсоставляющих. Уже гово­рилось, что векторы скорости в области аккумуляциинаправлены вниз относи­тельно поверхности, а в области абля­ции — вверх, ноуглы наклона неболь­шие, так как горизонтальная составля­ющая скорости во многораз больше вер­тикальной. Величина вертикальной составляющей связана свеличиной акку­муляции и абляции, поэтому в районах с обильными осадками иинтенсивным та­янием она больше, чем в районах с хо­лодным сухим климатом.Горизонталь­ная составляющая скорости движения льда в ледниках на порядок, аиногда и на несколько порядков больше вертикаль­ной составляющей. Поэтому,когда речь идет о смещении льда в горизонтальном направлении, обычно говорятпросто «скорость движения», а не «горизонталь­ная составляющая скоростидвижения». Скорость движения льда в ледниках раз­ных размеров и типовколеблется в очень широких пределах. Скорость дви­жения в малых ледниках редкопревы­шает несколько метров в год, в горно-до­линных ледниках она колеблется отпер-

выхдесятков до сотен метров в год. В выводных и шельфовых ледниках Ан­тарктидыскорость движения льда дости­гает 300 — 1200 м в год. Самые большие скоростиизмерены в концевых частях выводных ледников Гренландии — до 10 км в год. Приподвижках пульсирующих ледников лед может двигаться со скоро­стью сотен метровв сутки, проходя за несколько месяцев 8—10 км.

Скоростьдвижения льда в леднике из­меняется по продольному и поперечному профилям,изменяется она и с глубиной. В идеальном леднике скорость движения от нуля вего истоках к границе питания увеличивается до максимума, а к концу ледникаснова сходит на нет. В реальных ледниках картина много сложнее. Там, где уклонповерхности 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 движенияльда обычно прохо­дит посередине ледника, а на поворотах смещается к внешнейстороне излучины. Поперек ледника от осевой линии к краям поверхностныескорости движе­ния льда постепенно уменьшаются, что связано с трением ледника оложе и борта долины. Эпюра скоростей может быть то более, то менее крутой, ноее общая форма при глыбовом скольжении близка к трапеции, а привязкопластическом течении — к параболе. По верти­кали от поверхности до ложаскорости 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 глыбовомскольжении поверхностная и придонная скорости практически одина­ковы.

Скоростидвижения льда в ледниках изменяются также во времени. Летом скорости движенияльда 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 скапливаетсявода, играющая роль смазки. Эта разница может дости­гать 25% и более.Изменяются скорости движения ледников и от года к году. Так, скорость движенияльда на одном и том же поперечном профиле ледника Фер-нагтфернер в ЭцтальскихАльпах в 1889 г. была 17 м, в 1899 г. — 250 м, в 1901 г. — 50 м в год. Естьмного и других примеров. В общем виде можно сказать, что при увеличении массыледника и осо­бенно его толщины скорости движения льда увеличиваются.Увеличивается ско­рость движения ледника или его части при переходе отвязкопластического те­чения к глыбовому скольжению (по­движки ледников).Скорости движения ледников могут резко возрастать при слиянии разобщенных ранееледниковых потоков и резко падать, когда от глав­ного ствола ледникаотчленяются его притоки. Первое происходит, когда условия оледененияулучшаются, вто­рое — когда оледенение деградирует.

Рассмотрениетеорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этойкниги не входит. Жела­ющие могут ознакомиться с ними по мо­нографиям П. А.Шумского «Динамичес­кая гляциология» [1969] и У. С. Б. Па­терсона «Физикаледников» [1984].

<span Times New Roman",«serif»;mso-fareast-font-family: «Times New Roman»;mso-ansi-language:RU;mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language: AR-SA">

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированиемледников 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 наумеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою оче­редь — навысокополярные и субполяр­ные. Ледники разных типов характери­зовали ихширотное положение. Более подробно районирование ледников по их температурномурежиму было выпол­нено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников.Каждый из них ха­рактерен для определенного географи­ческого региона: сухойполярный, где таяние отсутствует (ледники Антаркти­ды, Гренландии и горныеледники на вы­сотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущихледников); влажный холодный (верхние части лед­ников на арктических островах ив Пата­гонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки,Но­вой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, Централь­нойАзии, Сибири, Канадского Аркти­ческого архипелага) [Авсюк. 1955, 1956].Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по климати­ческим условиям существования ледни­коввыделил 8 типов и перечислил рай­оны их распространения. В процессе дальнейшихисследований

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

Перваяработа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и со­временнымраспределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту [1963]. Онразделил все лед­никовые области по источникам питания осадками на три группы:тихоокеан­скую, атлантическую и индийскую. К ти­хоокеанской группе он отнессевероаме­риканскую 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; киндийской группе — южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания исредним многолетним харак­теристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке [1963]выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, раз­личающиеся режимомоледенения и на­правленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено,что основ­ные районы оледенения Земли нахо­дятся в пределах зон частойповторяемо­сти циклонов, а источниками влаги слу­жит тот или иной океан. В. М.Котляков [1969] произвел ледниковое районирова­ние земного шара, исходя из двухоснов­ных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и мак­рорельефаземной поверхности.

В данной книге предпочтение отдается региональному принципу. Закрупней­шие регионы принимаются материки с прилегающими к ним островами. В пре­делахматериков выделяются крупные орографические системы и их части. При этомучитывается как их широтное положение, так и основные источники питанияледников. Отдельно и более де­тально характеризуется оледенение тер­риторииСССР.

<span Times New Roman",«serif»; mso-fareast-font-family:«Times New Roman»;color:black;mso-ansi-language:RU; mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language:AR-SA">

ОСТРОВА Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,

Северной Земли и Де-Лонга

Общаяплощадь оледенения 32 508 км2. Район арктического континентальногоклимата с питанием осадками с Атланти­ческого океана по Исландско-Карской ветвиАрктического фронта, с твердыми осадками менее 500 мм в год, с континен­тальнымнабором зон льдообразования, включая ледники с полностью ледяным питанием.

О.Виктория расположен насеверной окраине Баренцева моря, близ западной границы советской Арктики.Площадь острова 10,8 км2, из них только 0,1 км2 береговогопляжа свободна ото льда. Остальные 10,7 км2 представляют собойединый простой ледниковый купол, выс­шая точка которого 105 м над ур. м., акрая круто спускаются к береговому пляжу или обрываются к морю ледя­нымистенами высотой 30—40 м. Климат суровый арктический. Среднесуточная температуравоздуха самого холодного месяца (январь) -24,4°, самого теплого (июль) +0,2°,годовая сумма осадков — около 260 мм. Подавляющая часть ку­пола лежит нижеграницы питания, и оледенение деградирует. С 1953 по 1961 г. край ледяногокупола, спуска­ющийся к свободному ото льда мысу Оледенение Земли Франца-Иосифа[Атлас Арктики. 1985]

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

ЗемляФранца-Иосифа — архипелагмногочисленных островов, расположен­ный в западном секторе советской Ар­ктикимежду 79°46' и 81°52' с.ш. и 44°45' и 65°25' в.д. Он протягивается на 234 км померидиану и на 375 км по широте. Се­верная точка архипелага (мыс Флигели на о.Рудольфа) отстоит от Северного полюса всего на 900 км. Это самый се­верныйучасток суши, принадлежащий СССР.

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

БританскимКаналом и Австрийским

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

Островаархипелага сложены в основ­ном осадочными породами мезозойского возраста(известняки, песчаники, глини­стые сланцы и др.), перекрытыми пла­стамибазальтов. Базальты, как более стойкие к выветриванию, бронируют нижележащиетолщи, обусловливая пла-тообразный характер рельефа остро­вов. Четвертичныеотложения представ-

<img src="/cache/referats/13149/image004.jpg" v:shapes="_x0000_i1026">

ленымаломощным плащом морских и ледниковых осадков.

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

ОледенениеЗемли Франца-Иосифа относится к покровному типу и лишь на немногих островахприближается к горно-покровному (сетчатому). Различа­ются три основныхморфологических типа ледников: ледники плато, ледники долин и малые навеянныеледники. Преобладают первые два, тесно связан­ные между собой. Среди ледниковплато могут быть выделены ледниковые щиты и ледниковые купола. К первым отно­сятсянаиболее крупные из ледников плато, расположенные на самых боль­ших островахархипелага. Площадь ка­ждого из них измеряется сотнями ква­дратных километров,а мощности дости­гают 300—450 м. Ледниковые купола имеют меньшие площади имощности, но по численности преобладают. В цент­ральных частях ледниковых щитови ку­полов поверхность сравнительно плос­кая, но к периферии она приобретаетвсе больший уклон и часто расчленяется по­логими депрессиями и крутыми цирками,переходящими в истоки выводных до­линных ледников. Местами края ледни­ковых платои 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.

Ледникидолин занимают линейно вы­тянутые депрессии в коренном рельефе островов,которые в большинстве слу­чаев являются продолжением морских заливов иответвлений проливов. Почти все ледники этого типа являются вывод­ными следниковых щитов и куполов, и почти все они достигают моря, оканчи­ваютсяотвесными обрывами и периоди­чески продуцируют айсберги. Немногие из выводныхледников оканчиваются на прибрежных равнинах, растекаясь в виде широкихшлейфов. Мощность концов ледников, спускающихся в море, колеб-

лется от40 до 120 м, а в бассейнах исте­чения — от 150 до 300 м. Самые крупные ледникидолин находятся в юго-восточ­ной части Земли Франца-Иосифа.

Западныйрайон, включающий о-ваЗемля Георга, Земля Александры и о. Артур, характеризуется развитием крупныхледниковых щитов и куполов сравнительно простых форм. Широкие и короткие лопастивыводных ледников без явно выраженных каналов истечения дренируют лишь краевыечасти леднико­вых покровов, и только в юго-западной части Земли Георга сбольшим расчлене­нием и берегами фьордового типа вы­водные ледники болееобособлены от ледяных куполов и спускаются к морю крутыми и высокими ледянымиобрыва­ми. Высота вершин ледяных куполов на Земле Георга — 350—400 м, на ЗемлеАлександры — 382 м, на о. Артур — 275 м. Примерно 21% линии берега сло­женольдом. Большая часть ледяных бе­регов продуцирует айсберги.

Центральныйрайон ограничен на за­падеБританским Каналом, на востоке — проливами Ермак, Австрийским и Скотт-Келти. Вэтом районе 32 острова с ледниками. Оледенение района в целом характеризуетсяналичием сложных лед­никовых комплексов, состоящих из большого числа ледяныхплато и купо­лов с многочисленными выводными лед­никами, расположенных насложно рас­члененном ложе. Большая протяжен­ность района с юга на север,различная степень расчленения и большие колеба­ния размеров островов и высоткорен­ного рельефа вызывают необходимость рассматривать оледенение этого районапо частям: южной, средней и северной. К югу от пролива Маркама расположенагруппа небольших островов с глубоко расчлененным рельефом, с высоко под­нятыминад уровнем моря базальтовыми плато. Здесь преобладают небольшие по площадиледниковые комплексы с ра­зобщенными куполами и выводными ледниками, чтоприближает оледенение южной части Центрального района к

еще рефераты
Еще работы по географии, экономической географии