заледеніння арктичних островів

ЗАГАЛЬНІ Відомості про будову, динаміка і РЕЖИМІ Льодовик

У 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 володіє самостійним рухом у результаті деформацій, що викликаються дією сили тяжіння.

Льодовики є продуктом взаємодії рельєфу і клімату. Вони утворюються переважно зі снігу, що випадає з атмосфери, але можуть частково складатися і з водного льоду (наприклад, шельфові льодовики Антарктиди). Водний лід може бути присутнім і в гірських льодовиках в результаті замерзання талих і дощових вод на їх поверхні, в тріщинах і порожнинах всередині льодовика, але головне джерело їхнього харчування - тверді атмосферні опади.

Кожен льодовик складається з областей харчування і витрат, розділених кордоном харчування. У першу з цих областей прихід маси більше витрати, у другій витрата більше приходу. Переміщення льоду з області харчування в область витрат відбувається шляхом руху льоду під дією сили тяжіння.

Швидкості руху льоду в різних льодовиках, в різних їх частинах і в різний час року можуть коливатися від декількох метрів до сотень метрів на рік при в'язко-пластичному протягом льоду і до сотень метрів на добу при глибового ковзанні. У конкретних льодовиках зазвичай поєднуються обидва типи руху в самих різних пропорціях і самі різні швидкості руху льоду.

Головною статтею витрати в гірських льодовиках є танення під впливом сонячної радіації та тепла повітря, а в льодовикових покриві Антарктиди і Гренландії - відкол айсбергів.

Форма і розміри льодовиків можуть бути самі різні. Розрізняють дві головні групи льодовиків: гірські, форма і рух яких визначаються головним чином рельєфом займаних ними вмістищ і ухилом ложа, і льодовикові покриви і купола, в яких лід настільки товстий, що перекриває всі нерівності підлідного рельєфу, і протягом льоду визначається головним чином ухилом поверхні самого льодовика (Антарктида, Гренландія та інші менш великі льодовикові покриви і купола). Зрозуміло, існують і перехідні типи від однієї з цих груп до іншої.

Розміри льодовиків коливаються в величезних межах: від десятих і менш часткою квадратного кілометра (карові льодовики Полярного Уралу, Кузнецького Алатау та ін) до багатьох мільйонів квадратних кілометрів (льодовикові покриви Антарктиди та Гренландії) при товщині від перших десятків метрів до декількох кілометрів.

За температурним станом розрізняють дві головні групи: теплі (ізотермічні або помірні) льодовики, в яких глибше рівня сезонних коливань температура льоду постійно тримається близькою до точки танення льоду під тиском, і холодні (полярні) льодовики, в яких глибше рівня сезонних коливань температура у всій товщі завжди нижче точки плавлення льоду під тиском. Так як льодовики отримують тепло не тільки від сонячної радіації, але і від теплового випромінювання земної кори, то, як правило, в холодних льодовиках температура льоду з глибиною підвищується (так, в Антарктиді, у центральних районах льодовикового покриву, температура від - 55 ° С на глибині 10 м підвищується до точки плавлення льоду під тиском біля ложа). Існують і перехідні типи льодовиків - від теплих до холодних (субполярних). Деякі великі долинні льодовики у високогірних районах можуть у верхів'ях належати до холодних льодовиках, а в нижній течії - до теплих (наприклад, льодовик Батура в Каракорумі).

Льодовики, породжувані кліматом в поєднанні з місцевими орографічні умови, раз виникнувши, самі створюють сприятливі умови для подальшого свого існування і розвитку. Досягши великих розмірів, вони надають істотне обернений вплив на клімат. Так, льодовикові покриви Антарктиди і Гренландії є гігантськими холодильниками нашої планети, надаючи вплив на клімат і циркуляцію атмосфери в глобальному масштабі.

Льодовики дуже чутливі до змін клімату: при збільшенні харчування твердими атмосферними опадами або зменшення їх танення через пониження температури повітря в теплу пору року льодовики наступають, збільшуються їх товщина, горизонтальні розміри, швидкість руху льоду, просуваються кінці льодовикових мов. При погіршенні умов харчування або посилення танення льодовики відступають - стають тонше, швидкість руху льоду зменшується, збільшується заморененность льодовикових мов, і їх кінці омертвевают, а межа активного льоду відсувається вгору за течією льодовиків. Але ефект зміни умов харчування і витрати позначається на поведінці льодовиків не відразу, а з тим більшим запізненням, чим більша льодовик і триваліший час обороту маси льоду в ньому. Тривалість повного обороту маси в льодовиках коливається від 20 - 70 років на дрібних карові і висячих льодовиках до 200 тис. років в Антарктичному льодовиковому покриві.

Проблема синхронізації коливань льодовиків і клімату має велике наукове і практичне значення. Спостереження за коливаннями багатьох льодовиків проводяться вже не одне століття, але вони трудносопоставіми через великі місцевих відмінностей умов заледеніння і відображають лише саму загальну тенденцію коливань глобального клімату. Рішення проблеми наближають вже розпочаті в багатьох льодовикових районах балансові дослідження, а також аналіз кернів з глибоких свердловин, пробурених в Антарктиді і Гренландії. Велику роль у вивченні коливань льодовиків грають зйомки з космосу.

Крім коливань льодовиків, викликаних змінами клімату (вимушені коливання), можливі також релаксаційні коливання льодовиків, обумовлені нестаціонарність кінематичних зв'язків у самому льодовику. Якщо з якихось причин у льодовику має місце перевищення харчування над витратою і лід тривалий час накопичується у верхів'ях льодовика, зростання напруги в льодовиковій товщі може викликати різке збільшення швидкості руху льоду та його просування в нижню за течією частина льодовика без зміни загальної маси льоду в льодовиковій системі. При цьому в верхів'ях поверхню льодовика знижується, а нижня частина льодовика, навпаки, спучується і мова просувається вниз по долині, іноді на кілька кілометрів. У цей час поверхню льодовика буває настільки розбита тріщинами, що стає абсолютно непрохідною.

Льодовики, яким властиві різко виражені релаксаційні коливання, отримали назва пульсуючих. Рухи пульсуючих льодовиків відбуваються періодично з тривалістю повного циклу пульсації від 10-15 до 100 і більше років. Повний цикл пульсації складається з порівняно короткою стадії переміщення (від кількох місяців до кількох років) і більш тривалої стадії відновлення, під час якої просунулися при зрушення частина льодовикового мови, позбавлена підтоку льоду зверху, інтенсивно тане і руйнується, а в верхів'ях за рахунок атмосферних опадів і підтікання льоду з вищерозміщених області харчування поступово збільшуються товщина льоду і швидкість його руху і відновлюється стан льодовика, що передує черговий зрушення.

Пульсуючі льодовики відомі в багатьох районах світу. Їх швидкі зрушення часто призводять до освіти подпрудних озер, прориви яких викликають катастрофічні паводки і сіли. У зв'язку з цим дуже важливо навчитися передбачати такі зрушення.

Найбільш вивченим і єдиним поки пульсуючим льодовиком, спостереження на якому велися протягом усього періоду пульсації, є льодовик Ведмежий на Памірі. Виявлені закономірності його динаміки послужили основою для прогнозу черговий зрушення льодовика, який повністю виправдався [Долгушин, Осіпова. 1972].

У процесі руху льодовики виробляють велику екзараціонную, транспортну і акумулятивну роботу. У результаті екзараціонной діяльності льодовиків в поєднанні з процесами вивітрювання гірських порід створюються такі форми гірничо-льодовикового рельєфу, як кари, Карлінга, льодовикові цирки, троги, «Баранячі лоби». Дії льодовиків зобов'язані своєю освітою великі згладжені поверхні з льодовикової штрихуванням, вузькі і глибокі морські затоки - фіорди. Уламки гірських порід, які падають на льодовик зі схилів, утворюють крайові, серединні та інші форми поверхневої морени, які в кінцевих частинах льодовикових мов нерідко зливаються в суцільний плащ. Продукти екзараціі ложа (придонна морена) і поверхневу морену льодовик переносить до свого кінця, де вони зливаються і відкладаються у вигляді кінцевих морен. Частина продуктів руйнівної діяльності льодовиків виноситься талими водами льодовиковими за їх межі, утворюючи нижче решт льодовикових мов плоскі галечно-піщані зандри. Найдрібніші зважені частинки виносяться ріками на великі відстані. Моренний матеріал материкових покривів, шельфових і вивідних льодовиків, що закінчуються в море, несеться з айсбергами і в міру їх танення осідає на дні морів і океанів.

Льодовики - - це своєрідні водосховища, запасаються воду взимку і витрачають її влітку. Вони відіграють істотну роль у формуванні стоку річок, особливо в тих льодовикових районах середніх і субтропічних широт, де високогірні, вкриті льодовиками хребти сусідять з посушливими рівнинами ^ наприклад, Центральна та Середня Азія). Айсберги, відколюються від шельфових і вивідних льодовиків Антарктиди, Гренландії, арктичних і антарктичних островів, роблять сильний вплив на гідрологічні процеси великих океанічних акваторій. Тільки Антарктида поставляє в океан у вигляді айсбергів щороку близько 2000 км3води, Гренландія - 240-300 км3. Айсберги утруднюють судноплавство в полярних водах.

Льодовики, особливо льодовикові покриви, що досягають величезних розмірів, тільки своїм присутністю викликають великі зміни висоти земної поверхні і змінюють її рельєф. Так, середня висота Антарктиди майже втричі більше середньої висоти всіх інших материків за рахунок величезної товщини антарктичного льодовикового покриву, під яким був похований складний рельєф з гірськими хребтами, долинами, плато і рівнинами. Коливання розмірів і потужності льодовиків викликають ізостатічес-кі коливання земної кори.

Нижче наведено основні умови існування льодовиків, особливості їх будови та утворення.

Почнемо з поняття сніговий кордону, найважливішого показника умов зледеніння. ніж витрата (танення, випаровування). На рівні сніговий кордону (межі харчування) прибутково-видатковий баланс твердих атмосферних опадів дорівнює нулю. Розрізняють декілька різновидів сніговий кордону [Калеснік. 1963; троном. 1966; Гляціологіческій словник. 1984]. Кліматична, або теоретична, снігова кордон - це межа, на якій нульовий баланс твердих атмосферних опадів визначається середнім станом метеорологічних умов за багато років на горизонтальній незатененной поверхні. У реальних умовах спостерігати її на місцевості практично неможливо, так як і поверхня в горах зазвичай не горизонтальна, і метеорологічні умови від року до року сильно змінюються, отже, реальна снігова кордон не буде відповідати теоретічес-

кою. Тому введено поняття місцева, чи істинна, снігова межа, яка займає найвищу становище в кінці сезону танення на реальній поверхні. Її положення можна усереднювати за ряд років і визначати на цілих гірських хребтах і системах та на схилах різної експозиції. На льодовиках справжня снігова кордон - це найвище за рік становище кордону між снігом та льодом. У більшості випадків справжня снігова межа на льодовику співпадає з кордоном харчування або буває вище її в тих випадках, коли між ними розташовується зона накладеного льоду. Нижче, коли ми говоримо про сніговий кордоні без подальшого уточнення, мається на увазі істинна, чи місцева, снігова межа. На льодовиках її часто ототожнюють з фірновой лінією - кордоном між фірновим басейном і областю абляції льодовика. Фірновая лінія, як і справжня снігова межа, або збігається з межею живлення, або відокремлена від неї смугою накладеного льоду. У тих випадках, коли різниця в положенні сніговий кордону, межі харчування і фірновой лінії невеликі, ці терміни вживаються як синоніми.

До поняття кліматичної снігової кордону ми вдаємося в тих випадках, коли розглядаються можливості виникнення та існування заледеніння в широтних різних кліматичних поясах Землі для зіставлення заледеніння районів з морським і континентальним кліматом, і в тих випадках, коли висотне положення льодовиків не відповідає общекліматіческім умов. Так, наприклад, карові льодовики Уралу, Кузнецького Алатау і ще ряду районів лежать на 1000 м і більше нижче кліматичної снігової межі і існують лише завдяки великій концентрації Метельова і лавинного снігу в негативних формах рельєфу. Але в той же час на них є своя місцева снігова межа (фірновая лінія - межа харчування), що відокремлює область акумуляції від області абляції.

Висота сніговий кордону залежить від багатьох чинників: від циркуляції атмосфери, обумовлює кількість опадів у даному районі; від радіаційних умов і температури повітря, що визначають частку твердих опадів і інтенсивність танення снігу і льоду; від абсолютної і відносної висоти гірських споруд, розчленованості рельєфу і орієнтування гірських хребтів щодо направлення вологі повітряних потоків.

Морський клімат з рясними опадами зимою і прохолодним літом сприяє заледенінню, а сухий континентальний клімат, навпаки, для заледеніння несприятливий. Сприятливі для заледеніння високоширотним території, де, незважаючи на малу кількість опадів, цілий рік тримаються низькі температури повітря і танення снігу і льоду або мало, або зовсім відсутній. Відповідні зміни відчуває і висота снігового кордону. Найнижче положення снігова межа займає в Антарктиді, де вона майже на всій периферії льодовикового покриву лежить на рівні моря. У Арктиці рівень сніговий кордону вимірюється першими сотнями метрів. У середніх широтах в умовах морського клімату (наприклад, на тихоокеанському узбережжі Північної Америки) вона коливається в межах 500-1000 м над ур. м.; в субтропічних і тропічних широтах, в сухих континентальних районах Тибету і Анд Південної Америки рівень снігової межі досягає величезних висот - 6000-6500 м над ур. м.

Зміна висоти сніговий кордону з півдня на північ добре видно на меридіональних профілях уздовж південноамериканських Анд і Північноамериканських Кордильєр (а) і уздовж 90-110 ° в. д. (б).

Коливання рівня сніговий кордону в часі свідчать про поліпшення або погіршення умов харчування льодовиків. У першому випадку рівень сніговий кордону знижується, у другому - підвищується. Отже, щодо зміни рівня сніговий кордону можна судити про зміну кліматичних умов у районах зледеніння.

РУХ Льодовик

Рух льоду в льодовиках - основний процес перенесення маси з області накопичення в область витрати. Завдяки переміщенню льоду з перших області у другій підтримується відносна рівновага між ними, що й забезпечує саме існування льодовика як єдиної льодовикової системи. У гірському льодовику кількість льоду, що проходить через будь-яке поперечний переріз, в області акумуляції поступово збільшується від витоків до кордону харчування, де досягає максимуму, а в області абляції поступово зменшується до кінця льодовика. Відповідно змінюється і швидкість руху льоду: від витоків до кордону харчування вона збільшується, а від кордону живлення до кінця льодовика зменшується. При цьому вектори швидкості відносно поверхні льодовика в області акумуляції нахилені вниз, а в області абляції - вгору. Але така лише ідеальна схема. У реальних льодовиках спостерігається безліч відхилень від неї з-за змін товщини, ширини і ухилів поверхні льодовиків. У льодовикових покриві і куполах, кордон харчування яких проходить поблизу їх кінців, а витрата маси здійснюється шляхом відколу айсбергів, швидкість руху льоду збільшується від нуля в центрі льодовикового покриву до максимуму у його краї.

Рух льоду в льодовиках здійснюється двома основними способами: шляхом вязкопластіческого течії і шляхом глибового ковзання по ложу і внутріледніковим розривів і сколів. Співвідношення вязкопластіческого течії і глибового ковзання в рух реальних льодовиків може бути самим разл?? чним. Лід в примерзлих до ложа холодних льодовиках може рухатися тільки за рахунок вязкопластіческіх деформацій, тоді як льодовики з водною плівкою на ложі в певних умовах можуть рухатися тільки шляхом глибового ковзання (пульсуючі льодовики в період швидких переміщень). У русі більшості льодовиків беруть участь обидва механізму.

При вязкопластіческом протягом льоду швидкість руху визначається глав вим чином товщиною льоду, його температурою і нахилом поверхні льодовика. Лід буде текти в напрямку нахилу поверхні і в тому випадку, якщо на ложе льодовика будуть зустрічатися нерівності із зворотним ухилом. Тим товщиною льоду, нахилом поверхні та швидкістю руху льоду льодовика існує закономірний зв'язок: тонкий лід звичайно там, де поверхня нахилена круто і лід рухається швидше, і товстий там, де нахил незначний і рух льоду сповільнено. Це спостерігається як в різних частинах одного льодовика, так і на різних льодовиках. Дрібні нерівності на поверхні льодовика, якщо вони менше його товщини, на швидкості течії льодовика не відображаються.

На швидкість течії льоду в льодовиках великий вплив робить їх температурний стан, тому що при більш високих температурах лід легше деформується. Теплі льодовики рухаються швидше холодних. Виділяється при русі льодовика тепло також прискорює рух.

Швидкість руху льоду в будь-якому льодовику складається з горизонтальної та вертикальної складових. Вже говорилося, що вектори швидкості в області акумуляції спрямовані вниз щодо поверхні, а в області абляції - вгору, але кути нахилу невеликі, тому що горизонтальна складова швидкості у багато разів більше вертикальної. Величина вертикальної складової пов'язана з величиною акумуляції та абляції, тому в районах з рясними опадами і інтенсивним таненням вона більше, ніж у районах з холодним сухим кліматом. Горизонтальна складова швидкості руху льоду в льодовиках на порядок, а іноді й на кілька порядків більше вертикальної складової. Тому, коли мова йде про зсуві льоду в горизонтальному напрямку, зазвичай кажуть просто «швидкість руху », а не« горизонтальна складова швидкості руху ». Швидкість руху льоду в льодовиках різних розмірів і типів коливається в дуже широких межах. Швидкість руху в малих льодовиках рідко перевищує кілька метрів в рік, в гірничо-долинних льодовиках вона коливається від перших десятків до сотень метрів на рік. У вивідних і шельфових льодовиках Антарктиди швидкість руху льоду досягає 300 - 1200 м на рік. Найбільші швидкості виміряні в кінцевих частинах вивідних льодовиків Гренландії - до 10 км на рік. При зрушення пульсуючих льодовиків лід може рухатися зі швидкістю сотень метрів на добу, проходячи за кілька місяців 8-10 км.

Швидкість руху льоду в льодовику змінюється по подовжньому і поперечному профілях, змінюється вона і з глибиною. В ідеальному льодовику швидкість руху від нуля в його витоки до кордону харчування збільшується до максимуму, а до кінця льодовика знову сходить нанівець. У реальних льодовиках картина значно складніша. Там, де ухил поверхні льодовика збільшується, збільшується і швидкість руху льоду, там, де канал стоку розширюється, швидкість руху льоду зменшується, а там, де він звужується, швидкість збільшується. Лінія максимальних швидкостей руху льоду зазвичай проходить посередині льодовика, а на поворотах зміщується до зовнішній стороні вигину. Поперек льодовика від осьової лінії до країв поверхневі швидкості руху льоду поступово зменшуються, що пов'язано з тертям льодовика про ложе і борту долини. Епюр швидкостей може бути щось більш, то менш крутий, але її загальна форма при глибового ковзанні близька до трапеції, а при вязкопластіческом течії - до параболі. По вертикалі від поверхні до ложа швидкості руху льоду змінюються в залежності від співвідношення типів руху: під час руху вязкопластіческого типу, обумовленому деформаціями крижаної товщі, швидкість змінюється від максимуму на поверхні до нуля на ложі. При глибового ковзанні поверхнева і придонна швидкості практично однакові.

Швидкості руху льоду в льодовиках змінюються також в часі. Влітку швидкості руху льоду вище, ніж взимку, вдень вище, ніж вночі. Це пов'язано головним чином з тим, що в теплу пору року і доби у льодовику і особливо в його ложа накопичується вода, що грає роль мастила. Ця різниця може досягати 25% і більше. Змінюються швидкості руху льодовиків і від року до року. Так, швидкість руху льоду на одному і тому ж поперечному профілі льодовика Фер-нагтфернер в Ецтальські Альпах в 1889 була 17 м, в 1899 р. - 250 м, в 1901 р. - 50 м на рік. Є багато і інших прикладів. У загальному вигляді можна сказати, що при збільшенні маси льодовика і особливо його товщини швидкості руху льоду збільшуються. Збільшується швидкість руху льодовика або його частини при переході від вязкопластіческого течії до глибового ковзання (переміщення льодовиків). Швидкості руху льодовиків можуть різко зростати при злитті роз'єднаних раніше льодовикових потоків і різко падати, коли від головного стовбура льодовика отчленяются його притоки. Перше відбувається, коли умови заледеніння поліпшуються, другий - коли заледеніння деградує.

Розгляд теорій руху льоду в льодовиках, значною мірою спірних, у завдання цієї книги не входить. Бажаючі можуть ознайомитися з ними за монографією П. А. Шумського «Динамічна Гляціологія» [1969] і У. С. Б. Патерсона «Фізика льодовиків »[1984].

ЛЕДНИКОВЫЕ Районі земної кулі

Районування льодовиків і сніжно-льодовикових утворень займалися багато дослідників (X. Альман, Г. А. Ав-сюк, І. В. Бут, А. Н. Кренке, В. М. Котляков, Г. К. Тушинский, Л. Ллібу-три). X. Альман вперше розділив льодовики на помірні (теплі) і полярні (холодні), а останні в свою чергу - на високополярние і субполярних. Льодовики різних типів характеризували їх широтне положення. Більше докладно районування льодовиків на їхню температурному режиму було виконано Г. А. Авсюком, який виділив п'ять типів льодовиків. Кожен з них характерний для певного географічного регіону: сухий полярний, де танення відсутній (льодовики Антарктиди, Гренландії і гірські льодовики на висотах понад 6000 м); вологий полярний (по периферії попередніх льодовиків); вологий холодний (верхні частини льодовиків на арктичних островах і в Патагонії); морський (льодовики Аляски, Альп, Скандинавії, Кавказу, Камчатки, Нової Зеландії та ін) і континентальний (льодовики гір Середньої Азії, Центральної Азії, Сибіру, Канадського Арктичного архіпелагу) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллібутрі [ЬІ'оШгу. 1956] за кліматичними умовами існування льодовиків виділив 8 типів і перерахував оболонки. У процесі подальших досліджень

з'ясувалося, що в одному географічному районі можуть зустрічатися льодовики різних типів і, крім того, існування льодовиків і особливості їхнього режиму величезною мірою залежать від циркуляції атмосфери - від положення того чи іншого гірського району щодо шляхів руху циклонів, що приносять атмосферні опади, а ці шляхи у свою чергу визначаються баричний полем атмосфери Землі.

Перша робота про відповідно між загальною циркуляцією атмосфери і сучасним розподілом льодовиків в північній півкулі належить І. В. Буту [1963]. Він розділив все льодовикові області з джерел живлення опадами на три групи: тихоокеанську, атлантичну і індійську. До тихоокеанської групі він відніс північноамериканську і камчатські області заледеніння; до атлантичної групі - Ісландію, острови Арктики (Шпіцберген, Землю Франца-Йосипа, Нову Землю, Північну Землю), Скандинавії, Альпи, Кавказ, Памір, Тянь-Шань, Алтай; до індійської групі - південні райони гір Центральної Азії. За джерелами живлення і середнім багаторічним характеристикам циркуляції атмосфери А. Н. Кренке [1963] виділив у межах Арктики 4 льодовикові провінції, що розрізняються режимом заледеніння і спрямованістю їх короткоперіодних коливань. Ним встановлено, що основні райони заледеніння Землі знаходяться в межах зон частої повторюваності циклонів, а джерелами вологи служить той чи інший океан. В. М. Котляков [1969] справив льодовикове районування земної кулі, виходячи з двох основних факторів, визначають харчування льодовиків: циркуляції атмосфери і макрорельефа земної поверхні.

У даній книзі перевага надається регіональним принципом. За найбільші регіони приймаються материки з прилеглими до них островами. У межах материків виділяються великі орографічні системи та їх частини. При цьому враховується як їх широтне положення, так і основні джерела живлення льодовиків. Окремо і більш детально характеризується зледеніння території СРСР.

ОСТРОВИ Вікторія, Землі Франца-Йосипа, Ушакова, Північної Землі і Де-Лонга

Загальна площа заледеніння 32 508 км2. Район арктичного континентального клімату з харчуванням опадами з Атлантичного океану по Ісландської-Карське гілки Арктичного фронту, з твердими опадами менше 500 мм на рік, з континентальним набором зон льодоутворення, включаючи льодовики з повністю крижаним харчуванням.

О. Вікторія розташований на північній околиці Баренцева моря, біля західного кордону радянської Арктики. Площа острова 10,8 км2, з них тільки 0,1 км2 берегового пляжу вільна від льоду. Решта 10,7 км2представляют собою єдиний простий льодовиковий купол, найвища точка якого 105 м над ур. м., а краї круто спускаються до берегового пляжу або обриваються до моря крижаними стінами висотою 30-40 м. Клімат суворий арктичний. Середньодобова температура повітря найхолоднішого місяці (січень) -24,4 °, самого теплого (липня) +0,2 °, річна сума опадів -- близько 260 мм. Переважна частина купола лежить нижче межі харчування, і заледеніння деградує. З 1953 по 1961 р. край крижаного купола, що спускається до вільного від льоду мису заледеніння Землі Франца-Йосипа [Атлас Арктики. 1985]

Кніповича на півночі острова, відступив на 22 м. Витаіваніе віх на куполі свідчить про зниження його поверхні [Гоеоруха. 1962,1964; Каталог льодовиків. 1965].

Земля Франца-Йосифа - архіпелаг численних островів, розташований в західному секторі радянської Арктики між 79 ° 46 'і 81 ° 52' пн.ш. і 44 ° 45 'і 65 ° 25' сх.д. Він простягається на 234 км по меридіану і на 375 км по широті. Північна точка архіпелагу (мис Флігель на о. Рудольфа) відстоїть від Північного полюса всього на 900 км. Це самий північний ділянка суші, що належить СРСР.

Всього в архіпелазі налічується 191 острів, їх загальна площа 16 134 ± 16 км2. Льодовики є тільки на 56 більше великих островах і займають 85,1% загальної площі архіпелагу (13 735 ± 14 км2).

Британською Каналом і Австрійським протокою Земля Франца-Йосипа ділиться на три великі групи островів - Західну, Центральну і Східну; Центральна група протокою Маркама ділиться на дві частини - Північну і Південну. Протока Північно-Східний відокремлює від Східної групи о-ви Біла Земля. Названі протоки і більшість менш великих орієнтоване в двох взаємно перпендикулярних напрямках - північно-східному та північно-західному, що, мабуть, зумовлене тектонічними розломами.

Острови архіпелагу складені в основному осадовими породами мезозойського віку (вапняки, пісковики, глинисті сланці тощо), перекритими пластами базальтів. Базальт, як більш стійкі до вивітрюванню, бронюють нижележащие товщі, обумовлюючи пла-тообразний характер рельєфу островів. Четвертинні відклади представлені малопотужним плащем морських і льодовикових опадів.

Висота більшості островів не перевищує 500 м над ур. м., і тільки в центральній частині архіпелагу вона більша. Найвища точка корінного рельєфу знаходиться на о. Вінер-Нейштадт - 620 м, льодовикової поверхні - на Землі Вільчек - 735 м.

заледеніння Землі Франца-Йосипа відноситься до покривному типу і лише на деяких островах наближається до гірничо-покривному (сітчастому). Розрізняються три основні морфологічних типу льодовиків: льодовики плато, льодовики долин і малі навіяні льодовики. Переважають перші два, тісно пов'язані між собою. Серед льодовиків плато можуть бути виділені льодовикові щити та льодовикові купола. До перших відносяться найбільші з льодовиків плато, розташовані на найбільших островах архіпелагу. Площа кожного з них вимірюється сотнями квадратних кілометрів, а потужності досягають 300-450 м. Льодовикові куполи мають менші площі і потужності, але за чисельністю переважають. У центральних частинах льодовикових щитів і куполів поверхню порівняно пласка, але до периферії вона набуває все більший ухил і часто розчленовується пологими депресіями і крутими цирками, що переходять у витоки вивідних долинних льодовиків. Місцями краю льодовикових плато і кінці вивідних льодовиків обриваються в море, і від них відламуються айсберги. Загальна площа льодовикових плато і куполів близько 8530 км2, або 62,1% площі заледеніння регіону.

Льодовики долин займають лінійно витягнуті депресії в корінному рельєфі островів, які в більшості випадків є продовженням морських заток і відгалужень проток. Майже всі льодовики цього типу є вивідними з льодовикових щитів і куполів, і майже всі вони досягають моря, закінчуються стрімкими урвищами і періодично продукують айсберги. Мало хто з вивідних льодовиків закінчуються на прибережних рівнинах, розтікаючись у вигляді широких шлейфів. Потужність решт льодовиків, що спускаються в море, коливається від 40 до 120 м, а в басейнах закінчення - від 150 до 300 м. Найбільші льодовики долин знаходяться в південно-східній частині Землі Франца-Йосипа.

Західний район, що включає о-ви Земля Георга, Земля Олександри і о. Артур, характеризується розвитком великих льодовикових щитів і куполів порівняно простих форм. Широкі і короткі лопаті вивідних льодовиків без явно виражених каналів закінчення дренує лише крайові частини льодовикових покривів, і лише в південно-західній частині Землі Георга з великим розчленуванням і берегами фьордові типу вивідні льодовики більш відокремлені від крижаних куполів і спускаються до моря крутими і високими крижаними обривами. Висота вершин крижаних куполів на Землі Георга - 350-400 м, на Землі Олександри - 382 м, на о. Артур - 275 м. Приблизно 21% лінії берега складено льодом. Більша частина крижаних берегів продукує айсберги.

Центральний район обмежений на заході Британською Каналом, на сході - протоками Єрмак, Австрійським і Скотт-Келті. У цьому районі 32 острова з льодовиками. Заледеніння району в цілому характеризується наявністю складних льодовикових комплексів, складаються з великої кількості крижаних плато і бань із численними вивідними льодовиками, розташованих на складно розчленованому ложі. Велика протяжність району з півдня на північ, різний ступінь розчленування і великі коливання розмірів островів і висот корінного рельєфу викликають необхідність розглядати заледеніння цього району по частинах: південній, середньої 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 за площею льодовикові комплекси з роз'єднаними куполами і вивідними льодовиками, що наближає заледеніння південній частині Центрального району до гірничо-покривному (сітчастому). На о. Гу-кер, який обіймає 508 км2, льодом вкрите 444 км2. Найвища точка острова і всієї цієї групи островів - 445 м. У середній частині Центрального району, між протокою Маркама на півдні і протокою Бака на півночі, 12 великих островів покрито льодовиками. Переважають складні льодовикові комплекси на сильно розчленованому підлідному рельєфі. Відмінною рисою заледеніння цієї групи островів є широке розвиток вивідних льодовиків, сумарна площа яких більше площі дреніруемих ними крижаних щитів і куполів. З 1000 км довжини берегової лінії островів 610 км припадає на крижані берега, у тому числі 440 км - на фронтальні обриви вивідних льодовиків.

На півночі Центрального району знаходяться два великих острови: Карла-Олександра і Рудольфа. Обидва вони майже повністю покриті льодом (ступінь заледеніння відповідно 87 і 98%). Західні частини цих островів сильно розчленовані, а їх східні частини зайняті великими куполами правильної форми зі слабко розчленованими краями. Вивідні льодовики короткі, але мають широкі фронти і продукують айсберги. Заледеніння є також на двох невеликих островах, розташованих між двома названими. О. Рудольфа - найпівнічніший на Землі Франца-Йосифа, і він не раз служив базою експедицій до Північного полюсу.

Східний район включає великі острови - Землю Вільчек, Греем-Белл,Мак-Клінтока, Ронсьер, Єва-Лів, Райнера, Сальм і багато менш великих. Заледеніння представлено порівняно простими за формою, але великими за площею льодовиковими комплексами і куполами. Вивідних льодовиків небагато, але вони також великі. Рельєф корінного ложа спокійніший, ніж у Центральному районі. Рельєф вільною від льоду суші слабохолмистої. У той же час вершини льодовикових покривів островів піднімаються до 500-600 м над ур. м., що пов'язано з великою товщиною льоду, що досягає 300-400 м. На Землі Вільчек знаходиться найбільший вивідний льодовик, Знаменитий, довжиною 30 км, площею 382 км2. На о. Греем-Белл - найбільший купол - Вітряний - площею 728 км2.

Клімат Землі Франца-Йосипа морської арктичний, з порівняно м'якою зимою з частими циклонічних опадами і завірюхами і з хмарним холодним сирим влітку. Температура повітря самого холодного місяця (березень) від -21,4 ° у Бухті Тиха на о. Гукера до -22,9 ° на о. Рудольфа; самого теплого місяця (липень) 1,2 ° та 0,7 °, а середня річна температура повітря -10,2 ° і - 11,9 ° відповідно. Річна сума опадів у Бухті Тиха - 235 мм (з них 200 мм - тверді опади), на о. Рудольфа - 195 мм (170 мм - тверді). Обидві станції розташовані поблизу рівня моря. У високих частинах островів і на льодовиках температурні умови більш суворі, опадів випадає більше, і майже всі вони випадають в твердому вигляді. Річний радіаційний баланс негативний.

Особливості клімату Землі Франца-Йосипа визначаються високоширотним становищем, великий тривалістю полярної ночі (120-125 діб), низьким положенням Сонця під час полярного дня (не вище 31-33 ° над горизонтом), великим альбедо сніжно-крижаній поверхні (70-90%), а також положенням архіпелагу поблизу від осі Ісландської-Карське баричний депресії - основного шляху руху циклонів з Північної Атлантики, що приносять рясні для цих широт опади. У сукупності створюються сприятливі умови для існування льодовиків.

На Землі Франца-Йосипа чітко розрізняються періоди акумуляції та абляції. Період акумуляції триває з вересня по травень включно і характеризується різко вираженим циклонічних режимом погоди з снігопадами і завірюхами, відсутністю дуже сильних морозів, але з негативними температурами повітря протягом усього цього періоду. Кількість твердих опадів складає близько 200 мм. Вітровий режим відрізняється нестійкістю: слабкі вітри змінюються штормами. Середня швидкість вітру 8-9 м/с. Переважаючі за напрямком і сильніші вітри - східні і південно-східні. Вони відіграють велику роль як у розподілі опадів, що випадають, так і в перерозподілі вже відкладених.

Період абляції триває з червня по серпень і характеризується стійкими позитивними температурами повітря. На рівні моря період абляції триває від 60-65 днів на півдні архіпелагу до 40-45 днів - на півночі. Найінтенсивніший і танення снігу льоду відбувається під час вторгнень теплого повітря з південними і південно-західними вітрами, коли температура може піднятися вище +10 ° при невеликій відносної в