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