Распространение ледников по широтам

(по В. М. Котлякову)

 

Географическая широта, градусы	Ледники, % от площади суши
90 — 80° с.ш.	68,5
80 — 70°	35,8
70 — 60°	4,5
60 — 50°	0,3
50 — 40°	0,07
40 — 25°	0,47
25° с.ш. — 30° ю.ш.	0,00
30 — 35° ю.ш.	0,08
35 — 50°	0,84
50—60°	10,9
60 — 90°	99,93

Та б л и ца 13

Площадь и объем современного оледенения континен­тов (по В. М. Котлякову)

 

Континенты и части света	Площадь, км2	Объем, км3
Антарктида
Северная Амери­ка с Гренландией
Европа	92 140	21 028
Азия
Южная Америка
Океания
Африка

Ледники образуются в полярных областях и в горах, где весь год отрицательная темпе­ратура воздуха и годовое количество снега превышает расход его на таяние и испарение,

т. е. абляцию. Слой тропосферы, внутри ко­торого возможен постоянный положительный баланс твердых атмосферных осадков, т. е. при­ход снега больше его расхода на таяние, на­зывается хионосферой (греч. chion — снег и spharia — шар). Хионосфера окружает Зем­лю в виде непрерывной оболочки неправиль­ной формы мощностью до 10 км. Она имеет верхнюю и нижнюю снеговые границы, на ко­торых баланс твердых осадков равен нулю. Верхняя граница хионосферы проходит близ тропопаузы. Нулевой баланс твердых осадков на ней обусловлен ничтожной влажностью воз­духа и поэтому очень малым количеством сне­га, который испаряется даже при господству­ющих там низких температурах воздуха. Верх­нюю снеговую границу видеть нельзя, так как ни одна гора на Земле не достигает этого уров­ня. Вершины гор, оказавшиеся выше этой ли­нии, были бы бесснежными.

Нижняя граница хионосферы, тоже с ну­левым балансом твердых осадков, запечатле­на на земной поверхности в виде полосы, которую принято называть климатической снеговой границей. Ее высота зависит преж­де всего от распределения тепла на Земле: в полярных районах она находится на уровне• моря, к низким экваториально-тропическим широтам поднимается в горы до 5—6 км (рис. 101). На высоту снеговой линии влияет и количество осадков. Поэтому выше всего она поднимается не над экватором, а в тро­пических широтах — на 5,5 — 6 км, что свя­зано не только с высокой температурой, но и с сухостью воздуха и малым количеством осад­ков. На экваторе, где осадков больше, снего­вая граница лежит на высоте 4,5 км.

На реальную высоту снеговой границы вли­яет также инсоляционная экспозиция склонов. На склонах солнечной экспозиции она на 300—500 м выше, чем на теневых склонах того же хребта. Важно учитывать и ветровую экспозицию: наветренные склоны получают больше осадков, чем подветренные, поэтому на них снеговая граница лежит ниже. Причем если горы высокие, то на их подветренных склонах определенное значение имеет фено-вый эффект: воздух там и теплее, и суше. В пределах отдельных горных стран снеговая ли­ния повышается от окраин к внутренним ча­стям вследствие нарастания сухости воздуха и уменьшения количества осадков.

На конкретной территории, помимо клима­та, на конфигурацию снеговой границы ока­зывают влияние орографические особеннос­ти склонов. В отрицательных формах релье­фа снег может сохраняться чуть ниже клима­тической снеговой границы, а на крутых скло­нах его может не быть и выше этой границы. Поэтому фактическая снеговая граница в го-

 

 

 

рах — функция климата и рельефа и по существу является ороклиматической гра­ницей.

В пределах хионосферы снег в результате уплотнения и перекристаллизации сначала пре­вращается в фирн — зернистый пористый не­прозрачный лед, а потом — в плотный про­зрачный голубоватый глетчерный лед. Масса 1 м³ свежевыпавшего снега равна 60— 80 кг, зрелого фирна — 500—600 кг, глет­черного льда — 800—900 кг. Плотность льда около 0,9 г/см³. Для превращения снега в лед нужны десятилетия, а в суровом климате Антарктиды — тысячелетия.

Из свойств л ьд а важнейшее — его те­кучесть, которая возрастает при достижении температуры, близкой к температуре плавле­ния (–1 –2°С), и большом давлении. Второе свойство льда, связанное с первым,— его дви­жение. В горах оно происходит по уклону ложа под воздействием силы тяжести, на рав­нинах — в соответствии с уклоном поверхно­сти ледника. Поскольку подледное ложе не­ровное, в леднике возникают трещины-разры­вы длиной в сотни метров, глубиной 20—30 м и разные части ледника — придонные, сре­динные, поверхностные, боковые — движут­ся с разными скоростями в зависимости от си­лы трения. Скорость движения ледников — несколько сантиметров в сутки, иногда может достигать метров в сутки. Лед движется быс­трее летом и днем, медленнее зимой и ночью. Третье свойство льда — способность его ку­сков к смерзанию (режеляции), приводящее к исчезновению трещин.

Из-за изменений и колебаний климата лед­ники могут «наступать» и «отступать». В гео­логическом прошлом подобные колебания ог-

Рис. 101. Высота снеговой линии на разных широтах; разрез вдоль южно американских и североамериканских Кордильер (по В. М. Котлякову)

ромных масштабов приводили к чередованию ледниковых и межледниковых эпох. Палеогео­графические реконструкции последнего ледни­кового этапа свидетельствуют о том, что ма­териковые ледниковые покровы занимали 30% площади земного шара, включая умеренные широты Евразии и Северной Америки, а Антарктический и Гренландский ледниковые покровы значительно увеличивали свою мощность и размеры (рис. 102). В настоящее время в связи с потеплением климата про­исходит медленное отступание ледников. Лед­ники — чуткие индикаторы изменений клима­та. В них, как в гигантских холодильниках, надежно хранится метеорологическая инфор­мация.

По внешнему облику и характе­ру движения ледники делятся на два ос­новных типа — материковые (покровные) и горные. Первые занимают около 98% пло­щади современного оледенения, вторые — око­ло 1,5%.

Покровные ледники — это прежде все­го огромные ледниковые щиты Антарктиды (площадь 13,979 млн км², средняя мощность ледникового покрова 1720 м, максимальная — 4300 м) (рис. 103) и Гренландии (соответст­венно 1,8 млн км², 2300 м, 3400 м).

Покровное оледенение Антарктиды, по современным данным, начало оформляться 25 млн лет назад, а 7 млн лет назад площадь ледника была максимальной, в 1,8 раза боль­ше современной. Примерно 10 млн лет назад уже существовал и Гренландский ледниковый покров. У покровных ледников шюско-выпук-

 

11*

лая форма, не зависящая от подледного рель­ефа. Накопление снега происходит в центре, за счет снега и сублимации водяного пара на поверхности ледника, расходование — на ок­раинах. Движение (течение) льда «радиаль­ное» — от центральной части к периферии, независимо от подледного ложа, где происхо­дит главным образом механическая разгрузка путем обламывания концов ледников, находя­щихся на плаву. На поверхности ледников рас­ход льда происходит путем абляции.

Установлено, что Гренландский ледник про­морожен до основания (кроме южной оконеч­ности) и его нижние слои смерзлись с поверх­ностью скального ложа, где температура со­ставляет —10...—13 °С. В Антарктиде взаимоотношения между ледниковым покро­вом и горными породами сложнее. Установле­но, что в ее центральной части подо льдами толщиной 3 — 4 км существуют подледные озе­ра. По мнению В. М. Котлякова, природа их может быть двоякой: либо они связаны с плав­лением льда за счет внутриземного тепла, ли­бо образовались за счет тепла трения, возни­кающего в процессе движения ледника. Цен­тральная часть ледника окружена замкнутым поясом, где скальные породы проморожены на глубину 500 м. По периферии Антарктическо-

 

Рис. 102. Антарктический ледниковый покров во время последнего ледникового максимума 17—21 тыс. лет на­зад (по Р. К. Клиге и др.)

В пределах континента показана толщина льда, а вокруг него — площадь распространения шельфовых ледников и морских льдов

го ледникового покрова располагается коль­цевая зона, для которой характерно таяние льда в основании за счет тепла движения лед­ника.

Горные ледники имеют несоизмеримо меньшие размеры, весьма разнообразную фор­му, зависящую от формы их вместилищ. Дви­жение горных ледников определяется уклоном ложа и носит линейный характер, скорость движения больше, чем у покровных ледников. Горные ледники подразделяют на три группы: ледники вершин (плоских и конических вер­шин), ледники склонов (присклоновые, каро­вые и висячие) и ледники долин (простой до­линный ледник — альпийский тип и сложный долинный ледник — гималайский тип). У горных ледников хорошо выражены область питания (фирновый бассейн), область транзи­та и область таяния. Питание происходит за счет снега, частично за счет сублимации во­дяного пара, лавин и метелевого переноса. В области таяния ледниковые языки спуска­ются в зону высокогорных лугов и лесов, где лед не только интенсивно тает, но и «испа­ряется», а также обламывается в пропасти. Крупнейшим в мире долинным ледником счи­тается ледник Ламберта в Восточной Антарк­тиде длиной 450 км и шириной 30—120 км. Он берет начало в северной части Долины Международного Геофизического года и вли­вается в шельфовый ледник Эймери. Наибо­лее длинные ледники в горах — на Аляске: ледник Беринг (203 км) — в хребте Чугач и ледник Хаббард (112 км) — в горах Святого Ильи.

Промежуточное положение между горными и покровными ледниками занимают горно-по­кровные ледники: ледники предгорий (подно­жий) и ледники плато, которые выделены В. М. Котляковым в особый тип. Ледники предгорий образуются из нескольких потоков с различными областями питания, которые сливаются у подножий гор на предгорных равнинах в единую «ледниковую дельту». Та­ков, например, ледник Маляспина (площадь 2200 км) на южном побережье Аляски. Они свойственны субполярным и полярным горным странам с обильными снегопадами и низко ле­жащей снеговой границей (700—800 м).

Ледники плато, иначе «сетчатое оледене­ние», возникают вследствие того, что ледни­ки из-за обильного питания переполняют межгорные долины, перетекают через низкие части хребтов и сливаются между собой. В результате образуется сплошное поле льда с цепочками «островов» на месте хребтов. Изолированные скалистые вершины, выступа­ющие над поверхностью ледника, называются нунатаками (например, на архипелаге Шпиц­берген). Нунатаки весьма характерны также

 

 

 

Рис. 103. Антарктический ледниковый покров (по В. Е. Хаину)

для краевых частей ледниковых покровов Ан­тарктиды и Гренландии.

Ледники, будучи следствием климатических условий, сами оказывают огромное влияние на климат Земли, особенно покровные ледники Антарктиды и Гренландии. Огромный ледяной материк Антарктида, где круглый год сохра­няется барический максимум, из которого ду­ют леденящие ветры в умеренные широты,— одна из главных причин того, что южное по­лушарие Земли холоднее северного. Благода­ря Гренландскому ледниковому покрову и Вос­точно-Гренландскому холодному течению Ис­ландский барический минимум существует круглый год, тогда как его аналог — Алеут­ский минимум, расположенный вдали от лед­никовых покровов, ярко выражен лишь зимой. Влиянием Гренландского ледникового щита че­рез циркуляцию атмосферы и воды (Восточ­но-Гренландское холодное течение) объясня­ется и оледенение Исландии.

Высокое альбедо снежно-ледниковых по­верхностей (80—90%) в условиях малооблач­ной погоды обусловливает отрицательный го­довой радиационный баланс на ледяных пла­то, что отражается на радиационном балансе земного шара. В летний период года на тая­ние снега и льда и на испарение расходуется

такое большое количество тепла, что в поляр­ных районах сохраняется отрицательная тем­пература воздуха. Поэтому в целом леднико­вые покровы существенно воздействуют на энергетику атмосферы.

В ледниках законсервировано большое ко­личество пресной воды. По расчетам, суммар­ный ледниковый сток, поступающий в Миро­вой океан, составляет около 3850 км³ в год, что эквивалентно половине всего современно­го мирового водосбора. Он образуется пре­имущественно в результате откалывания айс­бергов (76%), поверхностного таяния ледни­ков (12,6%) и их донного таяния (11,4%). По данным Р. К. Клиге, ежегодно в результате ледникового стока поступает в океан с Ан­тарктического континента около 2,8 тыс. км воды, с Гренландии — около 0,7 км³ и с Арк­тических островов — приблизительно 0,4 км. Горные ледники расходуют воду на питание рек. Для засушливых районов мира леднико­вое питание рек имеет важное хозяйственное значение. В последние годы возникла идея транспортировки айсбергов Антарктиды с по­мощью мощных морских буксиров в районы «жажды» — Аравию, Африку, Австралию, Ка­лифорнию и др. Решение технических вопро­сов не снимает экологических проблем: пока трудно дать прогноз влияния айсбергов на ми­кроклимат, флору и фауну на всем пути их следования и особенно в местах доставки.

 

В историческое время самые высокие тем­пературы в Европе наблюдались с IV по XI в. Благодаря тому что уменьшалась ледо-витость северных морей, норманны летом достигали берегов Гренландии и Северной Америки, основывая там свои поселения. XIII—XV вв. — период похолодания, который называют малым ледниковым периодом. Аль­пийские ледники в то время спускались к под­ножиям гор, установилась ледовая блокада Се­верной Атлантики, была потеряна связь грен­ландских колоний с метрополией в Европе, а колонисты и эскимосы частью мигрировали на Северо-Американский континент, где смеша­лись с индейцами, частью погибли.

В XX в. самое значительное потепление, зафиксированное инструментально, приходит­ся на период с 1919 по 1940 г. С 1940 по 1970 г. наблюдалось незначительное прерыви­стое похолодание, а в последние десятилетия наметилось потепление в средних и высоких широтах северного полушария, что связывают с антропогенно обусловленным парниковым эффектом. В век НТР влияние деятельности человека на климат неудержимо возрастает и в потенциале может привести к глобальным катастрофам (см. пункт 5.4 о «ядерной зи­ме»). Потепление уже привело к сокращению объема ледников и повышению уровня Миро­вого океана со скоростью 1,5—2 мм в год. 2000 г. оказался в среднем самым теплым за период с 1860 г.

Потепления и похолодания климата при­водят к изменению глобальной циркуля­ции атмосферы, что отчетливо видно на ри­сунке 75.