/
Теги: геология геофизика антарктида академия наук ссср издательство наука
Год: 1961
Текст
МЕЖДУВЕДОМСТВЕННЫЙ ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ КОМИТЕТ
ПРИ ПРЕЗИДИУМЕ АКАДЕМИИ НАУК СССР
ACADEMY OF SCIENCES OF THE USSR
SOVIET GEOPHYSICAL COMMITTEE
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ПО ПРОГРАММЕ
МЕЖДУНАРОДНОГО ГЕОФИЗИЧЕСКОГО ГОДА
В. М. КОТЛЯКОВ
СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ АНТАРКТИДЫ
И ЕГО РОЛЬ
В СОВРЕМЕННОМ ОЛЕДЕНЕНИИ
МАТЕРИКА
ГЛЯЦИОЛОГИЯ
№7
ИЗДАТЕЛЬСТВО АКАДЕМИИ НАУК ССОР
МОСКВА J96J
МЕЖДУНАРОДНЫЙ
ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ГОД
INTERNATIONAL
GEOPHYSICAL YEAR
1957--1958-1959
RESULTS OF RESEARCHES ON THE PROGRAMME OF THE INTERNA TIONAL
GEOPHYSICAL YEAR
V. M. KOTLYAKOV
SNOW COVER IN THE ANTARCTIC
AND ITS ROLE
IN MODERN GLACIATION
OF THE CONTINENT
GLACIOLOGY
IX SECTION OF IGY PBOGKAM
№ 7
THE PUBLISHING HOUSE OF THE ACADEMY OF SCIENCES OF THE USSR
Moscow 19 61
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ПО ПРОГРАММЕ МЕЖДУНАРОДНОГО
ГЕОФИЗИЧЕСКОГО ГОДА
В. М. КОТЛЯКОВ
СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ АНТАРКТИДЫ
И ЕГО РОЛЬ
В СОВРЕМЕННОМ ОЛЕДЕНЕНИИ
МАТЕРИКА
ГЛЯЦИОЛОГИЯ
IX РАЗДЕЛ ПРОГРАММЫ МГГ
№ 7
ИЗДАТЕЛЬСТВО АКАДЕМИИ НАУК СССР
Москва 1961
ОТВЕТСТВЕННЫЙ РЕДАКТОР
член-корреспондент Академии наук СССР
Г. А. А В С Ю К
ПРЕДИСЛОВИЕ
Работы, проведенные в период Международного геофизического го¬
да, внесли огромный вклад в гляциологию Антарктиды. К небольшому
количеству статей по ледниковому покрову континента прибавился ряд
новейших работ, среди которых есть весьма глубокие исследования. Од¬
нако снежный покров Антарктиды, который является объектоім иссле¬
дований уже более пятидесяти лет, до сих пор не охарактеризован во
всем своем многообразии и сложности. Работы Ф. Лёве [309], В. Шютта
[367—369], Ч. Суитинбенка [390, 391] охватывают лишь некоторые сто¬
роны этого вопроса и посвящены отдельным районам Антарктиды. Мо¬
нография же С. Райта и Р. Пристли [409] в настоящее время сильно
устарела. В то же время проблемы, связанные с процессами формиро¬
вания и метаморфизации снежного покрова, получили значительное раз¬
витие в работах советских ученых Г. Д. Рихтера [155, 156], П. А. Шум¬
ского [203], П. П. Кузьмина [132, 133]. Сейчас имеются и теоретические,
и практические предпосылки для выполнения сводной работы, посвя¬
щенной снежному покрову Антарктиды и его роли в развитии совре¬
менного оледенения материка.
Эта работа была задумана в 1956 г., в период организации гляцио¬
логического отряда Второй континентальной антарктической экспеди¬
ции. Автор под руководством П. А. Шумского проводил исследования
снежного покрова в районе работ советской экспедиции, в пределах ко¬
торого были встречены все виды ледниковых образований и все прояв¬
ления зональных различий ледникового покрова Антарктиды. Непосред¬
ственное знакомство в 1955—1956 гг. со снежным покровом в Арктике
на Северном острове Новой Земли дало возможность еще лучше понять
своеобразие снежного покрова Антарктиды, связанное с широтным и
высотным положением и огромными пространствами материка.
Изучение снежного покрова Антарктиды в 1957—1958 гг. проводи¬
лось параллельно с исследованием других проблем антарктической
гляциологии: температурного режима ледникового покрова (В. Н. Бого¬
словский), механических свойств снега и льда (С. С. Вялов и С. Н. Кар¬
ташов), формирования структуры ледникового покрова (С. А. Евтеев и
П. А. Шумский). Все эти работы выполнялись по единой программе и
в настоящем научном содружестве небольшого коллектива. Группой фи¬
зики снега в составе М. А. Кузнецова, В. М. Кузнецова и автора был
собран обширный материал, работа над которым потребовала двух с
половиной лет. Результаты исследований в виде таблиц, описаний, гра¬
фиков и фотографий опубликованы в «Материалах гляциологических ис¬
следований» Второй континентальной антарктической экспедиции по
разделу «Снежный покров» [115—117, 208] и послужили основой для
настоящей книги. Кроме этих данных, в работе использована вся ос¬
новная литература по снежному покрову Антарктиды и смежным
5
вопросам, начиная с книги О. Норденшельда. Использованы материалы
Первой и Третьей [60] советских антарктических экспедиций, а также
материалы иностранных, главным образом американских, экспедиций,
поступившие в Мировой центр хранения данных МГГ в Москве (ЛЩД
Б2).
Цель работы заключается в том, чтобы показать своеобразие процес¬
сов формирования и развития снежно-фирновой толщи, ее особенностей
в различных районах Антарктиды. Немаловажной задачей работы яв¬
ляется выяснение географических закономерностей, присущих снежному
покрову. Наконец, автору представляется важным на основе изучения
снежного покрова дать некоторые выводы, касающиеся существования
всего современного оледенения Антарктиды,
Автор приносит искреннюю благодарность товарищам по работе—*
сотрудникам гляциологического отряда, которые помогли выполнить
большую программу исследований: начальнику отряда П. А. Шумско¬
му, научным сотрудникам В. Н. Богословскому, С. С. Вялову, С. А. Ев¬
тееву, С.Н. Карташову, М. А. Кузнецову, Л. И. Феодосьеву, лаборантам
В. М. Кузнецову, М. М. Любарцу, В. Т. Матросову и Ф. П. Щепилову.
Автор глубоко благодарен Л. Д. Долгушину, М. А. Кузнецову,
ГТ. А. Шумскому, прочитавшим рукопись и давшим ряд ценных советов,
И. П. Миловзоровой и 3. С. Новиковой, помогавшим в оформлении ра¬
боты, всем другим сотрудникам отдела гляциологии Института геогра¬
фии АН СССР, советами и поддержкой которых автор постоянно поль¬
зовался.
Большую помощь в подготовке книги оказали работники библиоте¬
ки Института географии АН СССР, Географического факультета Мос¬
ковского университета и МЦД Б2, предоставившие автору возможность
пользоваться всеми необходимыми для работы материалами и литера¬
турой.
ВВЕДЕНИЕ
СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ КАК ОБЪЕКТ СПЕЦИАЛЬНОГО ИССЛЕДОВАНИЯ
В Антарктиде, в отличие от средних широт, для снежного покрова
ледника характерны следующие особенности: 1) сложность и изменчи¬
вость микрорельефа поверхности в связи с наличием значительных выров¬
ненных пространств; 2) огромные мощности снега; 3) в связи с этим зна¬
чительное развитие процессов оседания и сублимационной перекристал¬
лизации; 4) слабая интенсивность таяния, а в большей части районов —
полное отсутствие его.
Большое внимание к снежному покрову Антарктиды объясняется
своеобразием и неповторимостью условий, в которых он формируется
и развивается: чрезвычайно низкие температуры, очень сильные ветры,
особые формы осадков, почти полное отсутствие таяния. Результаты
изучения снежного покрова требуют непрерывного сопоставления их,
с одной стороны, с метеорологическими исследованиями, а с другой,—
с гляциологическими, что позволяет разрешить целый ряд вопросов,
связанных как с образованием самого снежного покрова, так и с пре¬
вращением его в лед.
Особенности снежного покрова как своеобразного природного яв¬
ления и особой ледяной породы определяют два главных направления
исследования:
1) изучение питания, абляции и вещественного баланса поверхности
ледникового покрова, связанное с изучением формирования снежного
покрова и изменений, происходящих на его поверхности;
2) изучение строения и свойств снежно-фирновой толщи, а также
процессов, происходящих в ней.
Решение этих задач требует применения как географических, так и
физических методов исследования. Первые обобщают результата вто¬
рых, а вторые углубляют результаты первых.
Мощность снежно-фирновой толщи в Антарктиде колеблется от ну¬
ля у берега моря до 100—150 м в центральных районах материка. При
этом толща состоит из снега и фирна в возрасте от одного года до не¬
скольких сотен лет. Необходимо строго ограничить толщину снежного
покрова, подлежащего нашему исследованию. Теоретически это опреде¬
ляется характером процессов, происходящих в снежно-фирновой толще
в течение года: заметный и изменяющийся в течение года температурный
градиент существует лишь в пределах 6—10 м, куда проникают сезонные
колебания температуры. Здесь получают наибольшее развитие процессы
сублимационной перекристаллизации. Ниже они быстро затухают и ха¬
рактер процессов изменяется.
7
С другой стороны, толщина исследуемого слоя определяется прак¬
тическими возможностями при современной технике исследования. Глу¬
бина шурфов, как правило, не превышает 6 ж, а профили твердости ох¬
ватывают толщу до 12 м. Таким образом определяется объект нашего
исследования — верхняя часть снежно-фирновой толщи в пределах 6—
12 м.
АНТАРКТИДА И ЕЕ СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ
Общие сведения о современном оледенении
Площадь Антарктиды по подсчетам Г. Козака [288] составляет 14,1
млн. км2, в том числе 0,9 млн. км2 занимают шельфовые ледники. Сле¬
довательно, площадь материкового ледникового покрова равна 13,2’
млн. км2. А. Бауэр [232] считает, что свободные от льда участки занима¬
ют 0,6 млн. км2, или 4% всей площади материка. Насколько правильны
эти оценки, покажет анализ картографических материалов, собранных
во время МГГ.
Асимметричность положения материка относительно Южного полю¬
са усложняет физико-географические условия существования современ¬
ного оледенения. Однако, как отмечает К. К. Марков [139], антарктиче¬
ский ледник — это ярко выраженное зональное образование. Воздей¬
ствие температуры (в своей основе зональное) играло известную роль
в формировании береговой линии Антарктиды, которая в восточной ча¬
сти материка слабо расчленена и почти всюду совпадает с линией поляр¬
ного круга [183], в западной же части она более изрезана. Шельфовые
ледники часто заполняют неровности береговой линии. Вместе с тем
они постоянно изменяют ее, являясь (вместе с выводными ледниками)
наиболее динамичным ледниковым образованием они непрерывно вы¬
двигаются вперед и откалываются в виде айсбергов.
Уже очертания береговой линии указывают на различия в строении,
двух основных частей Антарктиды. О. Норденшельд [341] впервые под¬
верг сомнению целостность материка и предложил деление на Запад¬
ную и Восточную Антарктиду, которое с тех пор прочно вошло в лите¬
ратуру [146, 267]. Такое деление обосновывается как с географической,
так и с геологической точек зрения. Горные цепи Западной Антарктиды
состоят в основном из мезозойских и третичных пород, в то время как
Восточная Антарктида представляет твердое ядро докембрийских по¬
род. Геологически это разнородные структуры. Различия в высотах по¬
верхности и широтном положении этих частей приводят к различию в
условиях существования ледникового покрова. Вместе с тем такое деле¬
ние несколько условно: и Западная, и Восточная Антарктида покрыты,
мощным ледниковым покровом и представляют единое образование,
развивающееся взаимосвязанно.
Форма ледникового покрова Антарктиды в вертикальном разрезе,
близка к кривой, которая математически выражается уравнением
- + ^-=1,
а2 {/г *
где а — длина большой полуоси овала, b — длина малой полуоси (вы¬
сота в центре ледникового покрова), х и у— прямоугольные координа¬
ты точки на поверхности при начале координат в центре у ложа ледни¬
кового покрова. Это естественная форма вязко-пластичного тела, расте¬
кающегося под действием собственной тяжести. Для Антарктиды пока¬
затель степени п=2,12 [64, 206].
8
Ледниковый купол имеет одну наиболее высоко лежащую область.
Еще совсем недавно господствовало неверное мнение Л. Гульда, осно¬
ванное на материалах американских экспедиций Р. Бэрда и путешестви¬
ях к полюсу Р. Амундсена и Р. Сжотта, о том, что главный антарктиче¬
ский ледораздел проходит вдоль линии, почти параллельной побережью
Тихого океана, лежащей между полюсом и этим побережьем [266]. На
основании работ Германской антарктической экспедиции 1938—1939 гг.,
проводившей исследования на Земле Королевы Мод, ошибочно стали
утверждать, что самая высокая часть купола находится примерно в
80—81° ю. ш. и между 5° з. д. и 30° в. д., где высоты достигают 5000 м
[276]. Более правильно определил наивысшую точку ледникового покро¬
ва X. Лемб [292]. На основании анализа синоптических карт он предпо¬
ложил, что имеется большая возвышенность, ледовый гребень или горная
цепь со средней высотой около 4000 м, расположенная около 80° ю. ш.
и 80° в. д., тянущаяся в общем параллельно меридиану 140° в. д.
Исследованиями Советской антарктической экспедиции при помощи
метода аэрорадионивелирования определена наивысшая точка Антар¬
ктиды— 4590 м в 330 км от станции Советская по направлению к По¬
люсу относительной недоступности [190]. Следовательно, антарктиче¬
ский ледниковый покров расположен асимметрично по отношению к
географическому полюсу, но симметричен относительно своего центра
(Полюс недоступности), что подтверждает и теоретический расчет, при¬
веденный выше.
В. Мейнардус [320] вычислил среднюю высоту материка в 2000 мг
а затем поправил ее до 2200 м [322]. Современная оценка средней вы¬
соты составляет приблизительно 2350 м [140]. Средняя высота всей суши
Земли (без Антарктиды) —около 900 м. Следовательно, Антарктида —
самый высокий материк. Такая большая разница в высотах определяет¬
ся тем, что большая часть массы материка сложена льдом, который
почти в 3 раза легче каменных пород. Гравиметрическими исследовани¬
ями Советской антарктической экспедиции установлено, что Антаркти¬
да изостатически уравновешена. Значит, по мере покрытия льдом она
изостатически погружалась, а прибыль вещества в виде льда компен¬
сировалась убылью подкоровых масс [195, 196].
Громадные массы льда почти целиком перекрывают коренной рель¬
еф. В ряде мест, особенно в Западной Антарктиде и в прибрежных рай¬
онах Восточной Антарктиды, коренные породы лежат ниже уровня мо¬
ря. По аналогии с Гренландией предполагали, что центральная часть
Антарктиды, находящаяся под наибольшей нагрузкой льда, глубоко
спустилась и имеет форму чаши. Однако во время внутриконтиненталь-
ных походов была доказана ошибочность таких предположений. В ча¬
стности, в результате сейсмических исследований Третьей советской ант¬
арктической экспедиции [174—176] установлено, что в центральной ча¬
сти Восточной Антарктиды материковое ложе ледника почти всюду за¬
легает выше уровня моря. Здесь находится горная страна протяжен¬
ностью не менее 1000 км. и высотой до 3000 м над уровнем моря.
В наиболее высоких участках этих гор мощность ледникового покрова
составляет всего около 1000 м. В целом для материка мощность льда
составляет по новейшим данным 2200—2500 м [175, 407].
О горном подледном рельефе свидетельствуют выходы коренных по¬
род на поверхность ледника. Наиболее обширны горные области в За¬
падной Антарктиде, обращенной к Тихому океану. Горы Земли Викто¬
рии, продолжающие их хребты и отдельные массивы на южной границе
моря Росса и горы Королевы Мод, создают мощное обрамление моря
Росса с высотами более 4500 м. Горы'и хребты Земли Мэри Бэрд не
образуют единой горной системы, однако поднимаются до 5С00—6000 м
9
над уровнем моря. Горной областью является Земля Греэма, где раз¬
виты складчатые альпийские структуры высотой до 2500—2700 м, назы¬
ваемые Антарктическими Андами. В Восточной Антарктиде известны
горная страна Земля Королевы Мод, горы Ритчера, горные массивы
Гофмана и Сёр Роннане, а также много безымянных горных цепей и
отдельных гор.
Выходы коренных пород на поверхность материка и огромные мощ¬
ности ледникового покрова, обширные и высокие горные системы и
предполагающаяся крупная депрессия между морем Росса и морем Уэд¬
делла, множество небольших нунатаков, глубокие долины и троги с
дном ниже уровня моря — все это породило сомнение в единстве ант¬
арктического материка и дало возможность говорить об Антаоктиде
как об архипелаге островов, перекрытых ледниковым покровом. Возник
и до настоящего времени дебатируется вопрос: Антарктида — материк
или архипелаг островов? Однако, по нашему мнению, этот спор очень
формален. С географической точки зрения Антарктида — безусловно
материк; это следует из определения понятия «материк»: крупная часть
суши, окруженная со всех сторон или почти со всех сторон водами ми¬
рового океана. Следовательно, спор относится не к современному ма¬
терику Антарктиде, представляющему сушу, хотя и сложенную льдом
а к подледному рельефу, что принципиально неверно.
И в геологическом, и в тектоническом отношении Антарктида пред¬
ставляет собой древнюю материковую платформу. И, наконец, если все-
таки представить такой фантастический случай, что Антарктида вне¬
запно освободилась из-подо льда, то и тогда огромные пространства су¬
ши будут лежать намного выше уровня моря [377]. При этом не следу¬
ет забывать, что изменение высоты поверхности Антарктиды над уров¬
нем моря будет следствием суммарного воздействия двух причин: под¬
нятия материка примерно на 800 м вследствие снятия огромной нагруз¬
ки и поднятия уровня мирового океана за счет прихода воды от гаяния
ледникового покрова Антарктиды не менее чем на 50 м.
Основные черты ледникового покрова
Ледниковый покров Антарктиды резко различается по своему строе¬
нию во внутренних и краевых частях материка. Внутри континента
вследствие значительной мощности льда целиком перекрыт коренной
рельеф. Однако прежние представления об абсолютно ровных простран¬
ствах центральной Антарктиды следует считать неверными. Даже здесь
строение коренного ложа отражается на формах макрорельефа поверх¬
ности ледника.
Даже в районе 77° ю. ш. и 66—68° в. д. на фоне однообразной по¬
верхности наблюдались с воздуха небольшие ледяные купола, рассе¬
ченные засыпанными снегом трещинами, которые свидетельствовали о
неглубоком залегании коренного фундамента [190]. Путем барометриче¬
ских определений высот отмечен ряд осложнений рельефа радиального
и широтного простирания [20—23]. Хорошо видна широкая ложбина,
начинающаяся вблизи станции Советская и направленная к шельфово¬
му леднику Эймери (залив Прюдс). От наивысшей точки материка в
сторону Мирного и в сторону Земли Адели прослежены два крупных
отрога. В направлении к Южному полюсу происходит плавное пони¬
жение рельефа; полюс находится на высоте 2800 м над уровнем моря
почти в центре обширной котловины диаметром около 300 км.
Границу между более или менее плоской поверхностью ледниково¬
го покрова — ледниковым плато и его склоном можно провести в пре¬
делах высот 2200—2700 м над уровнем моря, что соответствует рассто¬
10
янию 300—400 км от берега. На этих высотах уклон поверхности начи¬
нает быстро увеличиваться. На Земле Королевы Мод граница плато и
материкового склона проходит на высоте 2200 м и прекрасно отражает¬
ся в рельефе [389]; в районе горного массива Вольтат (вблизи станции
Лазарев) она отмечена на высоте около 2500 м [31].
Вдоль побережья в связи с небольшими мощностями льда особенно
хорошо проявляется коренной рельеф, в некоторых местах встречаются
горы, и нунатаки. Однако в Восточной Антарктиде от Земли Мак-Ро¬
бертсона до Земли Адели на протяжении 80° по долготе крутизна лед¬
никового склона отличается очень незначительно; в пределах первых
15 км ѵгол склона составляет 3°,5, от 18 до 80 км — около Г и далее к
югу —0,8—0°,2 [183].
Вдоль берега полосой в 20—30 км расположена зона трещин, кото¬
рые достигают длины в несколько километров, а ширины от нескольких
метров до сотен метров. В прибрежных районах происходит резкая диф¬
ференциация ледникового покрова [33, 47]. На участках со сравнитель¬
но ровным подледным рельефом ледник имеет холмистый характер,
здесь встречаются лощины и террасы. На участках с крутыми склона¬
ми подледного рельефа образуются ледоломы со множеством беспоря¬
дочных трещин. Край материкового ледникового покрова обрывается
в мере вертикальным уступом высотой от 10 до 30 м. В некоторых ме¬
стах с большими глубинами лед всплывает, отрываясь от дна [87].
В желобообразных понижениях подледного рельефа образуются вы¬
водные ледники, двигающиеся внутри материкового ледникового покро¬
ва со значительно большими скоростями. Различие в скоростях движе¬
ния льда приводит к возникновению на его краях косых трещин, а так¬
же к резкой трещиноватости всей его поверхности. Выводными
являются ледники Нинниса, Мерца, Скотта, Денмана и др. Часто конп^
выводных ледников выходят в море и находятся на плаву.
В горных районах с сильно расчлененным коренным рельефом встре¬
чаются типичные долинные ледники. Особенно много их в горах, окай¬
мляющих море Росса: это ледники Бирдмор, Шеклтона, Амундсена,.
Уэйда и др. Они достигают в длину 100—200 км,, а в ширину 10—
40 км. Часто поверхность ледников осложнена уступами, вдоль которых
развиты системы продольных и поперечных трещин.
Более половины всей длины береговой линии материка составляют
шельфовые ледники. По своему положению относительно материкового
ледникового покрова они делятся на внутренние и внешние. К внутрен¬
ним относится, например, самый крупный шельфовый ледник Росса, к
внешним—ледники Шеклтона и Западный, расположенные в районе
работ Советской антарктической экспедиции. Шельфовые ледники, ле¬
жащие в пределах материковой отмели, наиболее изучены, так как боль¬
шая часть антарктических станций располагалась на их поверхности.
Характер движения ледников показывает, что большая часть их нахо¬
дится на плаву. Однако само существование шельфовых ледников воз¬
можно только в том случае, если на отдельных участках лед касается
морского дна. В этих местах на поверхности шельфовых ледников воз¬
никают неровности, а местами ледниковые купола.
Ледниковые купола — это самостоятельные образования, возникаю¬
щие как в пределах шельфовых ледников, так и на островах, лежащих
недалеко от материка. Питание их происходит независимо от основно¬
го ледникового покрова. В высоту они не превышают 600—800 м, а в
длину — нескольких десятков километров. Таковы о-в Рузвельта в пре¬
делах шельфового ледника Росса, о-в Дригальского и др. Автономны¬
ми образованиями являются навеянные ледники, образующиеся за счет
скопления снега на наветренных склонах выходов коренных пород.
И
В прибрежной полосе встречаются также небольшие участки, не по¬
крытые снегом и льдом (за исключением небольших снежников), назы¬
ваемые «оазисами». Впервые о них стало известно после экспедиции
Р. Скотта 1901 —1904 гг., обнаружившей сухие долины с солеными озе¬
рами на Земле Виктории [371]. Оазис Бангера, находящийся недалеко
от Мирного, имеет площадь около 500 км2. В Восточной Антарктиде
встречаются также свободные от льда участки, являющиеся переход¬
ными от отдельных нунатаков к хорошо развитому оазису: оазис Грир¬
сон, холмы Обручева [88].
Многообразие типов ледниковых образований в прибрежных райо¬
нах Антарктиды приводит к большим различиям в режиме и строении
снежного покрова и делает необходимым более детальное его изучение.
ИССЛЕДОВАНИЯ СНЕЖНОГО ПОКРОВА АНТАРКТИДЫ*
В поисках Южного материка русская экспедиция под предводитель¬
ством Ф. Ф. Беллинсгаузена и М. П. Лазарева прошла южнее полярно¬
го круга. 28 января (н. ст.) 1820 г., когда корабли находились в 69°21'
ю. ш. и 2°15' в. д.» моряки увидели большие бугристые ледяные поля, от¬
личавшиеся от всех виденных до сих пор **. В дневниках в эти дни по¬
явились характерные записи:
«5 февраля при сильном ветре тишина моря была необыкновенная.
Множество полярных птиц и снежных петрелей вьется над шлюпом.
Это значит, что около нас должен быть берег или неподвижные льды...
мы устремились сквозь льды к ледяному берегу» [145, стр. 219].
Экспедиция Ф. Ф. Беллинсгаузена и М. П. Лазарева дала первые
сведения о льдах и снеге Антарктики. На основании изучения свойств
и строения неподвижных и плавающих льдов Ф. Ф. Беллинсгаузен [151
составил первое описание и классификацию льдов Антарктики.
Но лишь с самого конца XIX в. началось изучение снежного покрова
Антарктиды, когда на ее берег впервые вступил человек. В 1899 г. в
Антарктиде впервые зимовала партия норвежца С. Борхгревинка. Лю¬
ди, жившие на материке, прежде всего столкнулись с целым рядом яв¬
лений, связанных с существованием снежного покрова: застругами,
сильными метелями, снежными заносами и т. п. Санные и лыжные пе¬
реходы дали первый материал к характеристике поверхности снега. От¬
мечались участки с рыхлым и твердым снегом, высота и направление
заструг. Уже первые исследователи отметили связь направления круп¬
ных заструг с господствующими в тех или иных местах ветрами.
Полное отсутствие какой-либо специальной методики и опыта ис¬
следований снежного покрова на горных и арктических ледниках от¬
разилось и на работах в Антарктиде. Экспедиции начала XX в. не при¬
несли почти никаких сведений о стратиграфии снега и процессах, про¬
исходящих в нем, и не дали систематических описаний.
Слоистое строение айсбергов отметил Ч. Уилкс [406]. Участник Бель¬
гийской антарктической экспедиции 1897—1899 гг. на судне «Бельгии»
X. Арктовский зафиксировал правильность чередования слоев в обры¬
вах айсбергов и предположил, что голубые полосы в снеге появляются
в результате летнего таяния [218. 219]. Руководитель Германской антарк¬
тической экспедиции 1901 —1903 гг. Е. Дригальский, зимовавший на
судне «Гаусс» у Земли Вильгельма II, связал слоистое строение обры-
* Здесь дается краткое изложение главнейших исследований и их результатов.
Более подробно о работах по снежному покрову Арктики и Антарктики до 1949 г.
сказано в работе В. Шютта [367].
** Позднейшие исследования показали, что шлюпы «Восток» и «Мирный» находи¬
лись в это время не далее чем в 20—25 км от берега Антарктиды.
12
bob айсбергов с величиной аккумуляции снега и отметил, что летом
благодаря таянию часть зимнего снега превращается в фирн и лед,
вследствие чего твердость летних слоев становится больше, а пористость
меньше, нежели у зимних слоев [254, 257]. Но он сделал неверный вы¬
вод, считая эту закономерность вообще типичной для Антарктики.
В 1901 —1904 гг. у берегов Антарктиды проводили исследования еще
две большие экспедиции: Английская под руководством Р. Скотта в
районе моря Росса (база в проливе Мак-Мёрдо) и Шведская под руко¬
водством О. Норденшельда у Земли Греэма (база в Сноу-Хилл). Ан¬
глийская экспедиция впервые начала работы на шельфовом леднике
Росса, нанеся на карту значительную часть Великого Барьера. Р. Скотт
копал снежные шурфы на поверхности шельфового ледника и обратил
внимание на слоистое строение снежного покрова, вызванное множе¬
ством корок, лежащих на разных глубинах [371, т. 2].
Во время работ Шведской экспедиции был открыт большой участок
побережья, образованного шельфовым ледником Ларсена. В шурфах,
вырытых здесь зимой 1903 г., О. Норденшсльд обнаружил постепенное
превращение летнего снега в рыхлый крупнозернистый фирн, даже при
низких температурах воздуха и незначительной нагрузке [342]. Таким
образом, он пришел к выводу, противоположному выводу Е. Дригаль-
ского.
В 1904—1905 гг. в западной части Земли Греэма работала Фран¬
цузская экспедиция под руководством Ж. Шарко. Изучения снежного
покрова в шурфах не производилось, однако были получены интересные
сведения о снегонакоплении. Отмечено преимущественное выпадение
снега весной и летогл [268], что подтверждало мнение О. Норденшельда
о «сухой» зиме в Антарктиде.
Интересные результаты дала Английская экспедиция под руковод¬
ством Э. Шеклтона, работавшая в 1908—1909 гг. в районе шельфовое
ледника Росса с базой на о-ве Росса. Небольшая партия предприняла
поход к Южному полюсу и, хотя не дошла до него 180 км, принесла
первые сведения о высоте и характере поверхности центральных райо¬
нов Антарктиды. Была охарактеризована природа тыловых частей шель¬
фового ледника Росса и открыт проход с шельфового ледника на мате¬
рик через ледник Бирдмор. Продолжая изучение строения верхних
слоев снежно-фирновой толщи по обрывам айсбергов, Э. Шеклтон и
другие участники экспедиции отмечали чередование мощных светлых
и тонких темных полос [199, 375]; последние, по-видимому, являются
летними фирнизированными слоями. Т. Дэвид и Р. Пристли отметили
важную деталь в строении айсбергов: вплоть до уровня моря в их об¬
рывах виден лишь снег и совершенно нет сплошного льда.
В 1908—1909 гг. к западу от Земли Греэма и Земли Александра I
вновь работала Французская экспедиция под руководством Ж. Шарко.
Она принесла некоторые сведения по гляциологии этих районов.
Р. Амундсен [8. 215] поставил целью свой экспедиции (1910—1912 гг.)
достижение Южного полюса. Спортивный характер этой экспедиции не
мог не отразиться на научных результатах. В основной базе Фрамхейм,
расположенной на восточном берегу Китовой бухты (шельфовый лед¬
ник Росса), не зимовал ни один ученый. В главном походе к полюсу
Р. Амундсен не произвел серьезных наблюдений над снежным покровом,
ограничась лишь кратким описанием поверхности в некоторых пунктах
на свом пути. Местность, никем до сих пор не виданная, осталась почти
такой же неизвестной.
Совершенно иной характер носила Английская экспедиция под ру¬
ководством Р. Скотта (1910—1913 гг.). Благодаря усилиям С. Райта и
Р. Пристли впервые была получена комплексная характеристика
13
ледникового покрова Антарктиды, где нашли свое объяснение структура,
толщина, питание и движение льда [409]. Р. Пристли рассматривает
механизм образования микрорельефа поверхности снега, некоторые за¬
кономерности метелевого переноса и процессов изменения структуры
снежного покрова. Он отмечает, что поверхностные корки могут образо¬
вываться как под действием ветра, так и под действием радиации. Важ¬
ным выводом Р. Пристли является правильное объяснение различий в
объемном весе и зернистого снега, образовавшегося летом и зимой.
Хотя ни С. Райт, ни Р. Пристли не говорят прямо о сезонной стратифи¬
кации снежного покрова, тем не менее они намечают пути образования
слоистости снега, которая до сих пор лишь констатировалась.
После экспедиции Е. Дригальского в районе, где теперь проводят
исследования советские ученые, работала Австралийская экспедиция
под руководством Д. /Моусона. В 1911 —1914 гг. были организованы две
базы: на мысе Денисон и на шельфовом леднике Шеклтона. Было полу¬
чено первое описание этого шельфового ледника, послужившее впослед-1
ствии хорошей основой для сравнения с материалами наших экспеди¬
ций. У берега Земли Георга V были обнаружены два крупных вывод¬
ных ледника: Нинниса и Мерца. Установлено резкое отличие скоростей
ветра в этом районе по сравнению с известными ранее участками Ант¬
арктиды, что дало основание Д. Моусону говорить об этой области
как о «родине метелей» [143, 319]. Здесь впервые быди предприняты из¬
мерения величины метелевого переноса, давшие громадные цифры.
Антарктические экспедиции первых двух десятилетий XX в. дали
первые представления о снежном покрове Антарктиды. Они показали
разл ічия снежного покрова в разных районах материка и отметили
главное его свойство — слоистость. Однако отсутствие хорошей мето¬
дики и каких-либо приборов не дало возможности проникнуть в сущ¬
ность процессов развития снежного покрова. Лишь «Гляциология»
С. Райта и Р. Пристли явилась настолько широкой и полной работой,
что в течение по крайней мере 35 лет не появилось ничего, что можно
было бы поставить в один ряд с ней.
Большой перерыв в исследованиях был связан с первой мировой
войной и ес последствиями. В послевоенные годы благодаря работам
А. Вегенера и Е. Зорге [381] в Гренландии и Г. Альмана [212] на лед¬
никах Северной Атлантики появилась возможность разработать про¬
грамму гляциологических исследований, в которой важное место отво¬
дилось вопросам питания ледников и снежному покрову. Однако в
Антарктиде такие широкие гляциологические исследования стали про
водиться значительно позже. Наиболее важные результаты в 30—40-х
годах дали три американские антарктические экспедиции, организован¬
ные Р. Бэрдом и работавшие в районах Земли Греэма и шельфового
ледника Росса. В 1928—1930 гг. в шурфах на леднике Росса Л. Гульд
отметил редкие признаки таяния и отсутствие хорошо выраженной сло¬
истости. Он вообще усомнился в возможности выделения сезонных
слоев снега [263]. В 1933—1935 гг. Т. Поултер [348] провел исследова¬
ния снега в шурфах на пространстве до 190 км в глубь от берега шель¬
фового ледника и всюду отмечал почти полное отсутствие какой-либо
слоистости.
Третьей американской антарктической экспедицией 1939—1941 гг.
было предпринято стационарное изучение структуры, накопления и осе¬
дания снежного покрова в шурфе глубиной 7 м. Ф. Уэйд [399] отмечает в
снежно-фирновой толще тонкие хорошо выраженные прослойки льда.
В снеге встречались также фирновые и ледяные корки миллиметровой
толщины, причиной образования которых Ф. Уэйд считал воздействие
ветра и переохлажденной мороси. Сделав попытку определения сезон¬
24
ных отложений снежного покрова, Ф. Уэйд не смог вывести необходи¬
мой закономерности, хотя имел для этого послойные измерения объем¬
ного веса снега и отсчеты высоты снежного покрова по рейкам.
После окончания второй мировой войны исследования в Антарктиде
сильно расширились. В них приняли участие США, Великобритания,
Франция, Австралия, Новая Зеландия, Южно-Африканский Союз, Нор¬
вегия, Швеция, Чили, Аргентина, Япония. Несмотря на большее коли¬
чество экспедиций и широкий охват территорий, значительный вклад в
исследование снежного покрова внесли лишь три экспедиции: Француз¬
ская, Норвежско-британско-шведская и Австралийская.
Французская экспедиция проводила исследования на Земле Адели
в 1949—1951 гг. Работы Ф. Лёве [309] были поставлены на серьезной
инструментальной основе и дали большой материал по тепловому ба¬
лансу снежного покрова, снегонакоплению и метелевому переносу сне¬
га. Однако определение годовых слоев представило известные трудно¬
сти; ни при помощи наблюдения над структурой, ни при помощи на¬
блюдений над объемным весом Ф. Лёве [307] не смог обнаружить ника¬
кой правильной годовой или сезонной слоистости снежно-фирновой
толщи.
Норвежско-британско-шведская экспедиция, работавшая в 1949—
1952 гг. на Земле Королевы Мод, была организована Г. Альманом и
Г. Свердрупом [3'66]. Это была первая антарктическая экспедиция, ко^
торая имела четкую и разностороннюю программу гляциологических
исследований. Два гляциолога экспедиции В. Шютт и Ч. Суитинбенк
[368] изучали процессы формирования снежного покрова при помощи
реек и строение снежной толщи в 45 шурфах глубиной от 1 до 3 с лиш¬
ним метров. Вместе с работами метеоролога Г. Лильеквиста, изучавше¬
го осадки, радиационный и тепловой баланс снежного покрова, они да¬
ли комплексное решение ряда гляциологических проблем.
Основываясь главным образом на размере зерен, сцеплении и ДО}
некоторой степени на объемном весе, В. Шютт [367] впервые успешно
определил годовые слои в антарктическом снеге и фирне. Он доказал
возможность такого определения не только в береговых районах, но и
на склоне ледникового покрова до высоты свыше 2000 м над уровнем
моря. Ярко выраженная слоистость снежно-фирновой толщи в обрывах
айсбергов, лишь упоминавшаяся прежними исследователями, была ис¬
пользована В. Шюттом для вычисления величины годовой аккумуляции
снега.
Ч. Суитинбенк показал закономерности накопления снега на поверх¬
ности шельфового ледника и на склоне ледникового покрова и полу¬
чил достоверные величины аккумуляции снега. Он дал очень полное
описание строения и природы шельфовых ледников, во многом уточнив¬
шее и развившее положения, высказанные в работе С. Райта и Р. При¬
стли [409].
С 1954 г. на Земле Мак-Робертсона была организована станция Ав¬
стралийской экспедиции. До начала МГГ была лишь расставлена сеть
снегомерных реек и проведены небольшие наблюдения над процессами
снегонакопления.
Таким образом, к началу работ по программе МГГ имелось сравни¬
тельно немного сведений о снежном покрове Антарктиды. Все работы
велись почти целиком в прибрежных районах материка. Научно-иссле¬
довательские походы в глубь континента протяженностью всего 200—
300 км были совершены лишь за несколько лет до МГГ (Французская
экспедиция на Земле Адели, Норвежско-британско-шведская экспеди¬
ция и Австралийская экспедиция на Земле Мак-Робертсона). Были сде¬
ланы лишь первые шаги в картографировании Антарктиды [287, 333].
15
Итак, к началу МГГ были решены многие проблемы гляциологии
Антарктиды, но вместе с тем оставался ряд нерешенных вопросов. Бы¬
ла установлена возможность определения годовых слоев снежно-фир¬
новой толщи, но встал вопрос: можно ли применить эти методы к дру¬
гим районам материка и в особенности к центральным районам? Раз¬
ными способами было получено много величин годового количества
осадков на территории материка, но не было решено: можно ли сопо¬
ставить эти цифры между собой и насколько правильно они отражают
действительную картину выпадения осадков? Для ряда прибрежных
районов были получены величины годовой аккумуляции снега, но оста¬
валось неясным: какова аккумуляция снега на склоне ледникового по¬
крова и в центральных районах материка? Расчетным путем были полу¬
чены средние для всего материка величины питания ледникового покро¬
ва, но оставалось невыясненным: каковы же фактические величины пи¬
тания, насколько они отличаются от расхода льда, т. е. стационарен или
нет ледниковый покров Антарктиды в настоящее время?
Во время МГГ нужно было выполнить две главные задачи: проведе¬
ние исследований по единой программе и по возможности по единой
методике и организация исследований в центральных районах матери¬
ка. Обе задачи были успешно выполнены. Изучение снежного покрова
проводилось во всех антарктических экспедициях, но главные резуль¬
таты были получены в Советской, Американской, Австралийской экс¬
педициях и трансконтинентальном переходе через материк.
Американцы проводили исследования на станциях Литл-Америка,
Мак-Мёрдо, Элсуэрт, Уилкс, Бэрд и Амундсен-Скотт. Две последние
располагались внутри материка: на Земле Мэри Бэрд и на Южном по¬
люсе. На всех этих станциях в 1957—1958 гг. работали гляциологи, со¬
бравшие обширный материал по ряду вопросов, в том числе и по снеж¬
ному покрову. /Маршрутные исследования экспедиций США охватили
огромные районы Западной Антарктиды: несколько раз был пересечен
шельфовый ледник Росса, два длительных перехода по замкнутым мно¬
гоугольникам охватили районы к северу и к югу от станции Бэрд, от
станции Элсуэрт прошел траверз пути по шельфовому леднику Фильх-
нера, была пересечена по 78° ю. ш. Земля Виктории. Основными рабо¬
тами в этих маршрутах были сейсмические измерения и исследования
снежного покрова в шурфах. Впервые было получено детальное описа¬
ние верхней толщи ледникового покрова Западной Антарктиды, сделан¬
ное на современном уровне.
Материалы по внутренним районам Антарктиды были значительно
пополнены в результате работ Британско-новозеландской трансконти¬
нентальной экспедиции под руководством В. Фукса и Е. Хиллари, кото¬
рая прошла от станции Шеклтон на берегу моря Уэдделла до станции
Скотт на берегу моря Росса через Южный полюс [260]. На станциях
Шеклтон и Саут-Айс и на протяжении всего пути гляциологи изучали
поверхность снежного покрова и его строение в шурфах и скважинах.
На Земле Мак-Робертсона широкие гляциологические работы вела
Австралийская экспедиция, организовавшая базы на станциях Моусон
и Дейвис. Инструментальные работы по снежному покрову были поста¬
влены на этих станциях и во внутриматериковых районах, примыкаю¬
щих к ним. Аэровизуальными наблюдениями были охвачены крупные
области на Земле Уилкса, Земле Кемпа, Земле Эндерби и Земле Котса.
Основные и наиболее трудно доступные районы Восточной Антарк¬
тиды находились в секторе советских исследований. Советская антарк¬
тическая экспедиция организовала три станции в прибрежных райо¬
нах: Мирный, Оазис и Лазарев, и пять станций внутри материка: Пио¬
нерская, Восток-1, Комсомольская, Восток. Советская. Начиная с
16
1956 г., было совершено много внутриконтинентальных походов, из ко¬
торых наиболее интересный материал принесли следующие: во Второй
континентальной экспедиции — поход от Мирного до Пионерской и по¬
ход к станции Восток; в Третьей экспедиции — поход от Мирного к Со¬
ветской и далее к Полюсу относительной недоступности с проведением
в этой точке широкого комплекса гляциологических работ, в Четвертой
экспедиции — поход от станции Восток до Южного полюса.
На всех советских станциях и во внутриконтинентальных переходах
работали гляциологи. Они получили обширные материалы, значитель¬
ная часть которых касается снежного покрова. Большое количество но¬
вых сведений о снеге дали также метеорологи и другие участники со¬
ветской экспедиции: водители тягачей, радисты, летчики.
В результате работ, проведенных в Антарктиде по программе МГГ,
впервые стало возможным дать глубокую по существу и широкую по
географическому охвату характеристику снежного покрова материка.
Это стало возможным также и потому, что почти все исследования сне¬
га и снежного покрова проводились по одинаковой или очень близкой
методике, материалы широко публиковались и поступали в Междуна¬
родные центры сбора и хранения данных МГГ.
СОВРЕМЕННАЯ МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Основы современной методики исследований снежного покрова были
заложены работами Е. Зорге и Г. Альмана. В период МГГ большой,
объем работ и значительное число гляциологов в советских и американ¬
ских антарктических экспедициях позволили осуществить обширную
программу исследований. Весьма подробные и тщательные исследова¬
ния снежного покрова Антарктиды были проведены гляциологическим
отрядом Второй советской континентальной антарктической экспедиции
(КАЭ), работавшей в Антарктиде в 1957—1958 гг. под руководством
П. А. Шумского. В составе отряда была самостоятельная группа физи¬
ки снега, работами которой руководил автор. Рассматривая методику
современных исследований, мы главным образом будем останавливать¬
ся на работах, проводившихся группой физики снега гляциологического
отряда Второй КАЭ.
Изучение аккумуляции снега в условиях значительных
выровненных пространств Антарктиды представляет известные труд¬
ности. Попытки измерения количества осадков при помощи осадкоме-
ров не дают правильных результатов, на что уже не раз указывали ис¬
следователи в Арктике [72, 153]. Ошибки возникают в результате
нескольких причин: а) во время снегопада, происходящего при ветре,
большинство снежинок пролетает над прибором, не попадая внутрь его;
б) вследствие турбулентности снеговетрового потока во время общих
метелей часть отложенных в приборе осадков может выдуваться;
в) во время сильных низовых метелей много снега, поднятого с поверх¬
ности, попадает внутрь прибора; г) прибор с большими ошибками фик¬
сирует образующуюся изморозь и выпадающие ледяные иглы. Ука¬
занные причины при различных условиях температуры и влажности
приводят как к завышенным, так и заниженным показаниям приборов.
Поэтому поиски какой-либо закономерной связи между показаниями
осадкомерсв и величинами отложенного снега [72] не могут привести к
желаемому результату.
Исследованиями Ч. Суитинбенка на Земле Королевы Мод установ¬
лено, что правильной зависимости между аккумуляцией и количеством
снега в осадкомере не существует. В то время как аккумуляция снега
на станции Модхейм за 1950 г. составила 314 мм воды, осадкомер
2 В. М. Котляков 17
показал 469 мм, причем правильного соотношения по месяцам не было.
Например, в течение 15—18 мая 1950 г. в осадкомере отложилось
50 мм, в то время как аккумуляции вообще не было, а 28—29 декабря
1950 г. осадкомер показал 5 мм, тогда как аккумуляция составила
70 мм [390]. На станции Пионерская, где большую часть года наблюда¬
ются метели, измерения по осадкомеру за 1957 г. (исключая январь)
дали громадную цифру — 782 мм [84], совершенно не соответствующую
действительности.
Таким образом, количество выпадающих осадков измерить не удает¬
ся. Но почти всегда откладывается снег не только выпадающий, но и
переметаемый. Суммарную аккумуляцию, как указывает Р. Шарп [376],
лучше всего измерять при помощи искусственных реперов — вех или
погребенных горизонтальных пластин через длительные промежутки
времени. Одни краткосрочные измерения, не подкрепленные данными
за целый год или в крайнем случае за сезон, могут дать неверные ре¬
зультаты из-за резких перемен погоды и условий отложения.
Вследствие большого развития метелей и поземков в Антарктиде
нельзя использовать фоторегистраторы высоты поверхности снега и,
следовательно, невозможно получить непрерывные записи изменения
этой высоты. Наиболее широко используется метод измерений по рей¬
кам. Первые реечные измерения внутри континента в районе, где нет
гор и нунатаков, были сделаны в экспедиции США 1939—1941 гг. [253].
Обычно бамбуковые или дюралевые рейки забуривают в снег или
лед на 1 м. Такая глубина надежно предохраняет рейки от сильных
ветров. Во внутренних районах материка и на склоне ледникового по¬
крова, за исключением его прибрежной части, рейки прекрасно служат
в течение круглого года. Гораздо хуже обстоит дело в прибрежной по¬
лосе, где в летнее время наблюдается таяние. Ф. Лёве на Земле Адели
из-за вытаивания реек не смог получить надежных данных по абляции
[307], затруднения при реечных измерениях в период абляции были и на
станции Моусон [326]. Чтобы рейки не вытаивали, в Советской экспеди¬
ции их забуривали на значительную глубину (2,5—3 ж).
В районах с сильными ветрами очень важно решить, насколько от¬
дельные измерения снегонакопления характерны для данного места и
времени. Отсчеты по отдельно стоящим рейкам дают обычно значитель¬
ный разброс, что иногда искажает действительную картину. Поэтому
стали устанавливать гораздо больше реек в наиболее характерных
местах. На станции Элсуэрт в нескольких районах, отличных по услови¬
ям аккумуляции, было выставлено по три рейки, образующих треуголь¬
ники [221]. В районе станции Модхейм удалось получить ясную картину
снегонакопления по рейкам, установленным в 1 км одна от другой на
площади в 40 км2 [363].
Однако, как бы часто ни стояли рейки, они не могут охватить всех
особенностей накопления в районе, а тем более дать материал к харак¬
теристике динамики микрорельефа поверхности. Поэтому советские
гляциологи приняли иной метод — сочетание отдельных стационарных
исследований, проводившихся на всех внутриконтинентальных станциях
и в нескольких местах в окрестностях Мирного, с маршрутными изме¬
рениями по ряду гляциологических профилей. Если в маршрутах наблю¬
дения велись обычным образом, по рейкам, то в стационарных исследо¬
ваниях использовался метод измерений по тросам, впервые применен¬
ный Л. Д. Долгушиным [44] на станции Пионерская и автором в райо¬
не Мирного.
На линии в 50 ж забуриваются на равном расстоянии одна от другой
четыре вехи, между которыми натягивается металлический трос, мар¬
кированный узелками через каждый метр. Берется два таких 50-метро-
18
вых троса: один вдоль господствующих ветров, другой — поперек.
Отсчеты производятся от поверхности снега до натянутого троса при
помощи снегомерного щупа или переносной снегомерной рейки. При
дальнейшей обработке полученных отсчетов вводится поправка на про¬
висание троса. Полученные таким образом отсчеты по 100 точкам дают
возможность с большой точностью вычислить среднюю величину накоп¬
ления или убыли снега на леднике в течение года. Этот метод позволяет
выбирать точки измерений как угодно часто и таким образом изучать
микродинамику поверхности и, кроме того, исключить искажающее
влияние самой рейки.
Измерения по тросам, так же как и измерения по рейкам, имеют все
же целый ряд недостатков. Увеличение отсчетов по рейкам не обяза¬
тельно обозначает абляцию, оно может быть вызвано уплотнением
фирна под нижним концом вехи. Разница между положительными и
отрицательными изменениями высоты поверхности не может дать дей¬
ствительного количества удаленного в результате абляции снега. По¬
скольку изменение снежного покрова в результате метелевого переноса
происходит почти непрерывно, при более частых измерениях разница
между унесенным и закрепленным снегом возрастает. Отсюда ясно, что
из этих наблюдений нельзя делать категоричных выводов о соотношении
унесенного и закрепленного снега, как это сделали Ф. Уэйд [399] и
А. Ховард [281].
Измерения на профилях и площадках становятся точными лишь тог-
да, когда охватывают период в несколько лет, в течение которых разли¬
чия в снегонакоплении за отдельные годы значительно сглаживаются.
В отдельно взятые годы отклонения могут достигать 50—100%. В связи
с этим большое значение приобретает метод исследования строения
снежного покрова в шурфах с выделением годовых слоев и вычислени¬
ем среднегодового снегонакопления. Правда, этот метод тоже не лишен
недостатков. При резкой неравномерности снегоотложения может слу¬
читься, что в данном месте в шурфах отсутствует снег некоторых лет
(когда накопления не происходило). Таким образом, среднегодовое
количество отложенного снега по данным шурфа может быть завышен¬
ным. Однако, как показали советские исследования, подобная ошибка
может быть только в полосе от 100 до 400 км от берега, где стоковые
ветры достигают наибольшей силы и ведут к значительному расчлене¬
нию и усложнению поверхности. В береговой же полосе и в глубинных
районах материка этот основной недостаток метода шурфования исклю¬
чается.
В районах с сильными ветрами правильное чередование слоев нару¬
шается. На Земле Адели Ф. Лёве [309] не смог выделить сезонных слоев-.
Он объяснял это тем, что в связи с наличием заструг высотой до 1 м
на одном и том же уровне находятся отложения снега различного воз¬
раста, образовавшиеся частично зимой, а частично летом. Однако это
не снижает ценности метода шурфов, так как шурф вскрывает верти¬
кальный профиль снежно-фирновой толщи, в котором пространственные
различия не отражаются, и пусть с какими-то ошибками, но дает пред¬
ставление о слоистости.
Шурфы обычно охватывают толщу, отложенную в течение несколь¬
ких лет, и исключают нетипичность условий короткого периода наблю¬
дений. Это имеет большое значение в связи с высказывающимися пред¬
положениями, что МГГ пришелся на период потепления в Антарктиде и
увеличения межширотного обмена воздушных масс.
Основой наблюдения за развитием снежной толщи во времени явля¬
ются стационарные исследования. Во Второй советской
антарктической экспедиции они проводились на двух специально
2*
19
оборудованных площадках размером 50x50 м в районе Мирного, а так¬
же на станции Пионерская. Площадка № 1 находилась в 600 м от по¬
селка Мирный на склоне выходящей на северо-запад пологой ложбины,
которая относится к холодной инфильтрационной (фирновой) зоне. Пло¬
щадка № 2 была расположена в самом центре фирновой зоны, на поло¬
гом террасовидном уступе, характерном для нижних 10 км прибрежной
полосы.
Здесь для изучения формирования снежного покрова проводились:
а) кристаллографическое исследование твердых атмосферных осадков
во время снегопадов и метелей (определение формы, размеров, типа
роста, степени сохранности правильной формы и т. п.); б) наблюдения
за метелевым переносом снега с измерением его интенсивности; в) снего¬
мерные измерения по тросам; г) наблюдения за ходом процессов вы¬
падения, переноса, отложения и сдувания снега и других видов осадков,
образования, передвижения и разрушения различных форм микрорель¬
ефа поверхности снега, возникновения корок различного происхождения,
испарения, таяния и инфильтрации и т. д. с фиксированием результатов
этих процессов в виде изменения высоты поверхности, ее микрорельефа,
объемного веса И твердости поверхностного слоя.
Целью метелемерных наблюдений является: 1) определение величи¬
ны переноса масс снега и зависимости этой величины от скорости вет¬
ра, температуры воздуха, характера подстилающей поверхности; 2) из¬
мерение интенсивности переноса по высоте и 3) в конечном итоге —
выяснение роли метелевого переноса в балансе питания ледника.
Первые количественные измерения метелей произвел на Шпицберге¬
не во время Первого международного полярного года С. Андре [217].
Он использовал ящик с отверстием в сторону ветра площадью 3 см2,
а с наветренной стороны мешок, который задерживал снег, но пропус¬
кал ветер. Последующие измерения Мадигана [313], Д. Моусона [143],
Ф. Лёве 1309] и М. Барре [230] мало отличались по точности, так как
эти исследователи применяли необтекаемый прибор в виде деревянного
ящика. Участники MIT, работавшие в Антарктиде, использовали раз¬
личные образцы метелемеров, но все эти приборы были чрезвычайно
примитивны и давали большие ошибки.
В советских экспедициях использовался метелемер ВО-2 [148], разра¬
ботанный советской железнодорожной метеослужбой и широко приме¬
няющийся метеорологами гидрометслужбы. Мы( измеряли интенсив-
ность метелей в характерные типы погоды сериями по 10—20 измерений
в течение одной метели.
Однако метелемер ВО-2 обладает целым рядом недостатков, снижа¬
ющих точность полученных результатов. Многие недостатки возника¬
ют в процессе самих наблюдений: 1) так как направление ветра во вре¬
мя метели меняется, а прибор стоит неподвижно, лобовое отверстие ме¬
телеметра не всегда перпендикулярно снеговетровому потоку; 2) при
небольшой скорости ветра или влажном снеге он откладывается в са¬
мом сопле, тем самым уменьшая, а иногда и совсем закрывая входное
отверстие; 3) установка прибора нарушает лежащий вокруг естествен¬
ный покров (образуются валики или выдувается ямка), а это влечет за
собой изменение снеговетрового потока.
Каждой интенсивности метели соответствует наиболее благоприят¬
ная продолжительность опыта, при которой результаты получаются
самыми достоверными. Во время наблюдений оценивать интенсивность
метели можно лишь визуально и, основываясь на этой оценке, выби¬
рать продолжительность экспозиции. Визуальная оценка часто оказы¬
вается неверной. Следовательно, неверной оказывается и выбранная
продолжительность экспозиции прибора. Заниженная продолжитель¬
но
ность экспозиции уменьшает точность его показаний, завышенная же
совершенно искажает результат.
Но основной недостаток метелемера зависит от самой конструкции
прибора. Массы снега, непрерывно откладывающиеся в приборе, изме¬
няют аэродинамические условия внутри него; каждая следующая пор¬
ция снега ведет себя не так, как предыдущая, откладывается уже иной
процент проносящегося снега. Это непрерывное изменение условий в
приборе пока не изучено и не учтено в формуле. Лишь после всесторон¬
него исследования метелемера при различных скоростях ветра и при
различном по структуре и температуре снеге можно будет считать, что
его показания правильны. Несомненно, лучшим методом для измерения
интенсивности метели (как по точности, так и по удобству) будет при¬
менение у-лучей или светового метода.
Кроме измерений мощности снежного покрова по тросам, на пло¬
щадках регулярно проводилось фотографирование различных форм
микрорельефа, описание и зарисовка поверхности с выделением различ¬
ных видов по возрасту и строению. Сопоставляя зарисовки площадки,
легко удается проследить все изменения поверхности снежного покрова.
Твердость поверхности измерялась при помощи индикаторного
твердомера [149]. Применение его показало большие преимущества это¬
го портативного полевого прибора, однако выяснился целый ряд недо¬
статков, свойственных твердомерам такого типа. Недостатки эти свя¬
заны с тем, что индикаторный твердомер в состоянии дать среднюю
твердость горизонта снежного покрова на глубину погружения конуса,
в то время как твердость снега даже в верхнем небольшом слое может
сильно разниться.
Не менее важный недостаток индикаторного твердомера связан с
тем, что конус погружается в снег постепенно. Когда конус проходит
горизонт снега, твердость которого определяется, он на некоторое время
задерживается, пока прилагаемое усилие не превысит величину сопро-(
тивления, после чего он проваливается в снег и пробивает нижележащий
горизонт (если твердость последнего меньше), тогда как величина при¬
лагаемой нагрузки, отмеченная на силомере, остается прежней. Это
сильно снижает точность определения твердости. Снять отсчет до прова¬
ливания— значит снять заведомо уменьшенное значение нагрузки.
Снять после — в случае, если ниже горизонт менее твердый,— значение
твердости будет определено неправильно.
Изучение развития снежной толщи во времени производится на не¬
больших площадках. На станции Саут-Айс в течение 1957 г. поверх¬
ность снега на такой площадке отмечалась бечевками каждые 2—3 не¬
дели; в шурфах, вырытых вдоль определенной линии, было легко рас¬
познавать слои [302]. В районе Мирного аналогичные наблюдейия вели
на площадке 5x5 м. В течение года 4 раза поверхность снега отмечали
шнурами, а затем ежемесячно рыли шурфы на всю глубину отложен¬
ного текущей зимой снега с отбором монолитов снега для лабораторных
исследований.
Для изучения температурного режима внутри снежной толщи ис¬
пользовалась термоградиентная установка с электротермометрами, рас¬
положенными по вертикали через каждые 10 см. Была осуществлена
непрерывная запись температуры на электронном самопишущем,
мосте [16].
Вместе с анализом снежных монолитов, взятых на площадке, важ¬
ные дополнения и уточнения дает расшифровка лент, полученных на
самописцах оседания (рис. 1). Самописец оседания был создан на осно¬
вании изучения опыта Е. Зорге [382], Р. Мосса [334], Т. Хьюиса и Г. Зе-
лигмана [282], Ф. Уэйда [399] и В. Шютта [367].
21
Приемная часть прибора расположена в коробке, устанавливаемой
на доске, закрепленной в стенке шурфа. В центре на ось надевается ба¬
рабан недельного завода с лентой. Снизу к приемной коробке кре¬
пятся передающие штанги: метровая — ближе к стенке шурфа, двухмет¬
ровая— дальше от стенки. На глубине 1 и 2 м от доски в стенку шурфа
забиваются дюралевые пластины площадью 40X40 см, к которым при
Рис. 1. Самописец оседания
в стенке шурфа
1 — приемный механизм и часовой
барабан; 2 — штанги, передающие
движение; 3 — датчики-пластины
помощи установочного винта и двух зажим¬
ных гаек крепятся передающие штанги.
Окончательная регулировка и установка
стрелок в нулевое положение делается по¬
средством перемещения установочного вин¬
та по резьбе гаек, связанных теперь с непо¬
движной пластиной.
В процессе оседания происходит сближе¬
ние доски, на которой установлена прием¬
ная часть прибора, и дюралевых пластин.
Благодаря этому сближению верхний конец
передающей штанги движется вверх и по¬
средством системы рычагов заставляет перо
также двигаться вверх.
Когда линия записи подходит близко к
краю ленты, установочным винтом перо вы¬
водится на нуль.
Такие самописцы оседания захватывали
на станции Пионерская толщу снега в 6 ж,
на снегомерной площадке № 2 — 4 ai и на
снегомерной площадке № 1—весь слой
снега, отложенный на год,— около 1,5 м.
Необходимость охвата больших террито¬
рий требует организации маршрутных
исследований. Такие исследования про¬
ведены по всему району работ Советской
экспедиции. Снегомерные наблюдения были поставлены на радиальном
профиле Мирный — 50 км. Этот профиль представляет собой типичный
для побережья Восточной Антарктиды пример спускающегося в море
недифференцированного края ледникового покрова с узкой зоной таяния
у берега. Здесь было забурено около 50 реек, по которым 6 раз в тече¬
ние года производились отсчеты высоты снежного покрова. Более по¬
дробные исследования проводились на участке профиля до 6 км — в при¬
брежной полосе, где происходит быстрое увеличение абсолютной высоты
и резко меняются условия рельефа. Здесь рейки были забурены через
каждые 200 м и измерения по ним производились в среднем- 2 раза
в месяц.
На радиальном 50-километровом профиле в характерных участках
рельефа было вырыто 12 шурфов глубиной 2—3 м. Чтобы правильнее
выделить сезонное отложение снега, шурфы рыли дважды — в начале
и в конце зимы. В марте строение снежного покрова описывали непо¬
средственно в шѵрфах, в июне из каждого шурфа были отобраны моно¬
литы, которые обрабатывали в лаборатории в Мирном. Сопоставление
полученных данных показало неполноту полевых описаний снега. Обыч¬
но последние делаются с различной детальностью в верхней (до 1,2 м)
и нижней частях шурфа, что объясняется условиями освещенности и
удобствами работы. Чем глубже, тем менее детальным становится опи¬
сание: если в пределах верхнего метра полевые данные незначительно
отличаются от лабораторных, то глубже их почти невозможно срав¬
нивать.
22
Полевые гляциологические исследования проводились партиями,
прибывавшими к месту работ на самолете или вездеходе. Такие иссле¬
дования были проведены на поверхности шельфового ледника Шеклто^
на, на ледниковых куполах Милл, Боуман, Массон и Дригальского, на
внутриконтинентальных станциях Восток-1 и Комсомольская. Эти ис¬
следования, в процессе работ ставшие стандартными, включают:
а) рытье шурфа глубиной 2—3 ж, реже до 6 м; б) измерение темпера¬
туры снега в шурфе посредством заленивленных спиртовых термомет¬
ров; в) отбор образцов снега на всю глубину шурфа, всесторонне ис¬
следуемых в лаборатории; г) получение непрерывного профиля твер¬
дости глубиной от 4 до 8 м при помощи твердомера-зонда; д) описание
микрорельефа поверхности снежного покрова с выделением снега раз¬
ного возраста и определением его поверхностной твердости, объемного
веса и направления господствующих форм.
В маршрутных работах сейчас широко применяется исследование
твердости снежно-фирновой толщи при помощи твердомера-зонда [149]
по методике, описанной Р. Хефели [270]. Сопоставление результатов
зондирования снежного покрова с реечными измерениями аккумуляции,
проведенное в Гренландии [284], показало, что в некоторые случаях
можно обойтись без такой трудоемкой операции, как рытье шурфов.
В период МГГ Американская, Британско-новозеландская и Совет¬
ская экспедиции в маршрутах по Антарктиде рыли шурфы на расстоя¬
нии 50 — 100 км один от другого, а в промежутках в нескольких точках
проходили профили твердости. Сочетание исследований в шурфах, про¬
филей твердости и измерений по рейкам во внутриконгиненталыюм
переходе Мирный — Пионерская дало возможность П. А. Шумскому
получить детальную картину снегонакопления на этом участке ледни¬
кового покрова. В Трансантарктической экспедиции В. Фукса величины
сопротивления проникновению зонда сопоставлялись с измеренными
значениями объемного веса того же снега и вслед за исследованиями в
Гренландии [239] была найдена хорошая связь этих двух величин, прав¬
да до глубины 2—3 м, когда трение прибора о снег еще незначительно
[302]. Тем самым показана возможность замены измерений объемного
веса снега зондированием.
Однако при вычислении сопротивления проникновению зонда в снег
все иностранные исследователи пользовались формулой, предложенной
Р. Хефели для полностью упругого удара, и получали завышенные зна¬
чения. Экспериментальными работами С. Н. Карташова [69] было под¬
тверждено предположение Л. Ллибутри о том, что удар копра в снег надо
рассматривать как почти полностью не упругий и пользоваться форму¬
лой Хефели, данной для полностью не упругого удара. С. Н. Карташов
также показал, что данные твердомера-зонда, полученные при помощи
первой, более простой формулы Хефели, в 2 раза превышают данные
индикаторного твердомера.
При обработке данных твердомера-зонда мы исправляли их путем
деления на поправочный коэффициент 2, выведенный С. Н. Карташо¬
вым, производили переходящее осреднение на высоту конуса и вычис¬
ляли среднюю твердость для каждого слоя путем интегрирования на
графике твердости. В результате мы получили две кривых, из которых
одна изображает плавное изменение твердости снега в толще, а вто¬
рая— ступенчатое изменение твердости от слоя к слою, в то время как
в материалах зарубежных исследователей, включая и самого Р. Хефе¬
ли, приводятся ступенчатые графики, в которых каждая ступень отра¬
жает лишь сопротивление проникновению в снег зонда на один удар.
Важнейшей задачей исследования снежно-фирновой толщи на лед¬
нике является выяснение ее возраста. Если в ледниках умеренных
23
широт сезонную слоистость можно обнаружить по загрязнению фирна
минеральными частицами, а также при помощи спорово-пыльцевою
метода, то в Антарктиде, где нет ни таяния, ни загрязнения, важнейшим
становится детальное изучение физических и механических свойств са¬
мого снежного покрова, производимое в холодной лаборатории. Подоб¬
ные лаборатории имеются на большинстве антарктических станций, в.
том числе и на Южном полюсе [355]. В Советской экспедиции лабора¬
торные исследования производятся в Мирном, куда на самоле¬
тах и вездеходах доставляются образцы и монолиты из районов иссле¬
дований.
Холодная лаборатория зимой представляла комплекс сооружений^
находящихся под снегом, в которых поддерживалась различная тем¬
пература от —2 до —20°. Летом, когда температура воздуха в Мирном
часто достигала 0°, была найдена широкая трещина, в которую на глу¬
бину около 10—12 м были опущены два домика. Через несколько дней
эта трещина была занесена снегом; для поддержания низкой температу¬
ры из глубины трещины подсасывался холодный воздух.
Монолиты снега, поступавшие в лабораторию, имели размеры
50X30X40 см. Для изучения текстуры и выделения слоев из монолита
вырезается пластина толщиной около 2 см. По опыту Е. Зорге, изучав¬
шего бруски снега в проходящем свете [382], пластина просматривается
на просвет и фотографируется. Для этой операции применяется спе¬
циальное приспособление, сконструированное М. А. Кузнецовым [127].
Оно представляет собой деревянную раму с плексигласовыми стенками,
между которыми устанавливается пластина. По лицевой стенке пере¬
двигается линейка с сантиметровыми делениями, служащая для отсче¬
тов. Оборудованное сзади освещение люминесцентной лампой позволяет
изучать строение толщи вплоть до мельчайших подробностей и выделять
слои с той степенью точности, которая необходима.
В лабораторных условиях широко применяются структурные методы
исследования [92, 203]. Изучение структуры снега, фирна, ледяных вклю¬
чений, т. е. определение формы, размеров, взаимного расположения и
ориентировки кристаллов и воздушных пор, а также микрофотографи¬
рование производятся при помощи поляризационного микроскопа
МИН-4 и федоровского столика. Для изучения шлифов льда с крупны¬
ми кристаллами была сконструирована большая модель столика Федо¬
рова *.
Очень трудно изготовить шлифы из снега. Для заполнения воздуш¬
ных пор перед изготовлением шлифа применяются специальные жид¬
кости, например тетрабромэтан. А. Ховард [281] перед исследованием,
опускал образцы фирна в воду (?). По мере накопления опыта в Совет¬
ской экспедиции оказалось, что наилучшие результаты дает изготовле¬
ние шлифов непосредственно из снега, без предварительного заполне¬
ния, хотя это и требует очень большого умения. Лаборант гляциологи¬
ческого отряда Второй КАЭ В. Т. Матросов при температуре ниже —10°
делал шлифы почти из любого антарктического снега, включая и снег-
плывун.
Все последующие лабораторные испытания ведутся с образцами
снега, взятыми из отдельных слоев.
В наших и ряде зарубежных исследований принято определение
объемного веса снега измерением прямоугольного образца линейкой с
точностью до 1 мм и взвешиванием на точных весах. Это дает возмож¬
ность получить объемный вес с точностью до 0,002 гісм? [340, 384].
* Подробное описание структурных исследований в петрографической лаборато¬
рии Мирного см. в работе С. А. Евтеева [53].
24
Ошибка наших измерений ооъемного веса составляет 1%, или 0,003—
0,004 г/см3.
Еще Е. Зорге [382] установил, что наблюдения за капиллярным под¬
нятием воды в снеге позволяют изучать его текстуру вплоть до глуби¬
ны 10 м. Для определения высоты капиллярного поднятия и величины
максимальной водоудерживающей способности мы использовали про¬
стейшие приспособления [124]. В небольшую ванночку автоматически
подается подкрашенная вода с температурой около 0° до определенного-
уровня, фиксированного планками. На планки устанавливается образец
снега так, чтобы его нижняя грань касалась воды. Происходит посте¬
пенное поднятие воды в снеге, максимальная величина этого подъема
измеряется линейкой. Затем образец кладется в воду до полного насы¬
щения, после чего вынимается, и вода из него стекает. Лишь после того
как вода перестает стекать, снег взвешивается на весах. Величина мак¬
симальной водоудерживающей способности, выражаемая в процентах,
получается как отношение разности веса образца с водой и веса его без
воды (т. е. вес оставшейся воды в снеге) к весу образца сухого снега.
Измерение воздухопроницаемости снега и фирна проводилось по
методике, разработанной X. Бадером [223]. Был создан прибор, идея
работы которого заключается в .том, что через пробу снега прогоняется
определенное количество воздуха, которое в зависимости от воздухопро¬
ницаемости данного снега будет создавать различное давление. Прибор
состоит из трех узлов. В первый узел входит пылесос, нагнетающий воз¬
дух в успокоительную камеру, на выходе из которой имеется кран, слу¬
жащий для регулировки объема прогоняемого воздуха. Во второй узел,
входит счетчик, по которому определяется объем проходящего воздуха
и его расход в известный промежуток времени. Третий узел представля¬
ет основание для стакана со снежной пробой, соединяемой с ним по¬
средством хомута. В отверстия вставляются термометр и микромано¬
метр. Все три узла соединены между собой резиновыми шлангами.
Снежные пробы берутся металлическими стаканами длиной 10 и 15 см.
Поскольку мощность слоев обычно не превышает 10 см, используются*
в основном короткие стаканы.
Во время опыта в определенный момент времени считывается тем¬
пература по термометру, изменение давления по микроманометру и рас¬
ход воздуха за определенный промежуток времени, отмечаемый по
секундомеру. Протекающие массы воздуха в секунду Q пропорцио¬
нальны коэффициенту воздухопроницаемости Æ, падению давления
ДА и поперечному разрезу пробы q и обратно пропорциональны длине
пробы /:
<г = кф.
Для приведения величины к 0° С надо значение коэффициента воздухо¬
проницаемости умножить на множитель Л^/Хо, являющийся отношением,
вязкостей воздуха.
ВЫВОДЫ
Исследование снежного покрова преследует две цели: 1) изучение
аккумуляции, абляции и вещественного баланса поверхности и 2) изу¬
чение режима, строения и свойств снежной толщи. Объект исследова¬
ния— слой снега и фирна толщиной до 6—12 м — определяется, с одной
стороны, глубиной проникновения сезонных температурных колебаний,
а с другой, возможностями полевых исследований.
25
Современная методика исследований снежного покрова предпола¬
гает три вида работ: стационарные, маршрутные и лабораторные. Для
изучения аккумуляции снега не пригоден ни один из существующих
осадкомеров; сравнительно точно этот вопрос решает сочетание измере¬
ний по рейкам в маршрутах и измерений по тросам на площадках с ла¬
бораторными исследованиями монолитов снега, вынутых из шурфов.
Стационарные исследования включают изучение атмосферных осадков,
метелей, наблюдения за динамикой поверхности снега, за процессами
развития снежного покрова с измерением оседания. При маршрутных
работах главным является рытье шурфов с отбором монолитов и полу¬
чение профилей твердости при помощи твердомера-зонда. Лаборатор¬
ные исследования включают изучение структуры и текстуры снега и
некоторых его физических свойств при помощи специальных приборов;
юни позволяют получить ответ на такие важные вопросы, как определе¬
ние абсолютного возраста снежно-фирновой толщи и типа льдообразо¬
вания.
Глава 1
КЛИМАТИЧЕСКИЕ И МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ,
ОБУСЛОВЛИВАЮЩИЕ ФОРМИРОВАНИЕ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
АТМОСФЕРНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
Климатические особенности Антарктиды определяются ее околопо¬
люсным положением, большими абсолютными высотами континента
и свойствами снежно-ледяной поверхности. Совокупность этих усло¬
вий приводит к не повторимому нигде больше на земном шаре соче¬
танию географических условий, атмосферной циркуляции и солнеч¬
ной радиации — факторов, под влиянием которых формируется
климат.
В результате сильного выхолаживания в центре материка создает¬
ся область повышенного давления — антарктический антициклон. Он
определяет природные условия центральной Антарктиды. Однако до сих
пор не выяснены характер и причины его возникновения.
В течение многих лет ученые придерживались теории ледникового
антициклона, выдвинутой В. Хоббсом [278—280]. Эта теория предпола¬
гала развитие в нижних слоях атмосферы устойчивого антициклона,
сопровождающегося стоком холодного воздуха от центра, а над ним —
полярного циклона, в котором ветры направлены к центру. Осадки вы¬
падают из высоких перистых облаков, при движении вниз адиабатиче¬
ски испаряются, но снова кристаллизуются по мере приближения к
охлажденной поверхности ледникового покрова. Аналогичное объясне¬
ние циркуляционным процессам дали Г. Симпсон [378] и Е. Кидсон
1285].
Неудовлетворенность статичностью этой теории чувствовали многие
метеорологи. Г. Симпсон [378] для объяснения переменной интенсив¬
ности этой схемы предложил понятие волн высокого давления, распро¬
страняющихся радиально от точки, лежащей вблизи 80° ю. ш. и
120° з. д., при помощи которых он объяснял внезапное возникновение
сильных метелей.
В. Мейнардус [321] представлял себе антициклон, как распределение
давления, характерное лишь для нижних слоев атмосферы. Он опреде¬
лил границу между антициклоном и полярным циклоном на высоте
2 км над уровнем моря. Поскольку внутренние области Антарктиды зна¬
чительно выше этого уровня, высокое давление, по В. Мейнардусу, не
распространяется на весь материк и, следовательно, антарктический
антициклон существует в виде кольца лишь в низких прибрежных райо¬
нах материка.
27
Эта схема не была принята большинством метеорологов, считавших,
что в формировании антициклона решающая роль принадлежит не
рельефу местности, а температурному режиму. Поскольку эта область
высокого давления определяется свойствами ледникового покрова,
Ф. Лёве называет антарктический антициклон «холодным ледниковым
антициклоном» и говорит, что последний мало отличается от зимней
области высокого давления внутренней части Азии и проявляется лишь
в нижних слоях [306].
Современные исследования показывают, что антициклон над Антарк¬
тидой занимает слой небольшой мощности, хотя есть утверждения^
правда единичные, что он представляет собой высокое барическое обра¬
зование [35, 119]. Переход ледникового антициклона в вышележащий
циклон происходит на высоте около 2—3 км. Американские метеорологи
посредством шаропилотных измерений определили, что высота 2 км на¬
ходится под влиянием преимущественно полярного антициклона, 3 км
является зоной перехода между антициклоном низкого уровня и цикло¬
ном высокого уровня, а на высоте 5 км господствует исключительно по¬
лярный циклон [246].
В области антарктического антициклона наблюдаются ветры восточ¬
ной составляющей, а в циклоне — западной. Советскими исследования¬
ми выяснено, что над Восточной Антарктидой до высоты 1,5 км в подав¬
ляющем большинстве случаев дует восточный ветер, а начиная с высоты
3—6 км,— западный. Следовательно, мощность антициклона здесь не
превышает 6 км [135]. Все большее и большее количество материалов
показывает, что антарктический антициклон не есть нечто исключи¬
тельное. В результате анализа синоптических карт X. Лемб заключил,
что южный полярный антициклон — это периодически повторяющееся
явление, подчиняющееся большей части закономерностей, присущих
системам высокого давления, где бы они ни были [292]. Антициклоны
в 60—70% случаев сосредоточены над Восточной Антарктидой [295].
По-видимому, антарктический антициклон время от времени разбивает¬
ся на ряд обособленных антициклонических ядер (ячеек), центры ко¬
торых смещены к северу от центра материка [38, 246].
Итак, антарктический антициклон — это изменчивая и неустойчивая
особенность общей циркуляции атмосферы Антарктики. X. П. Погосян
[150, 151] считает, что область высокого давления внутри континента
может четко вырисовываться из-за частой циклонической деятельности
на периферии материка.
В настоящее время известно, что теплый воздух субтропического
происхождения переносится к югу и проходит над Антарктидой. Над
материком, особенно в его периферических частях, могут находиться
различные воздушные массы, в основном, континентальный антарктиче¬
ский и морской антарктический воздух. Кроме того, большое
значение в формировании климата Антарктиды имеет морской воздух
умеренных широт [178, 187—189, 246]. Антарктические воздуш¬
ные массы характеризуются низкими температурами, малым влаго-
содержанием, устойчивой вертикальной стратификацией с четко выра¬
женной приземной температурной инверсией, как в зимнее, так и в лет¬
нее время. В прибрежных районах преобладает морской антарктический
воздух и морской воздух умеренных широт, тогда как в центральных
районах материка господствует континентальный антарктический воз¬
дух. Частая смена морского и континентального антарктического возду¬
ха в прибрежных районах создает неустойчивую погоду с резкими коле¬
баниями температуры, ветра и других метеорологических явлений.
* На разделах этих воздушных масс существуют два фронта: антарк¬
тический и южный полярный [11, 12, 163, 246]. В этих фронтальных зо¬
28
нах образуются циклоны, передвигающиеся в широтном направлении
с запада на восток [184] Отмечая большой диапазон колебания давле¬
ния на антарктических станциях, В. Мейнардус [325] и Е. Кидсон [285]
предположили, что прибрежные части материка находятся под значи-
тельным воздействием циклонов, приходящих из пояса субантарктиче¬
ских широт. Позже было отмечено, что имеются периоды, когда давле¬
ние бывает настолько низким, что вообще не может существовать
антициклон [246].
X. Лемб [293, 294] первым заявил, что циклонические ситуации над
Антарктидой возможны в любое время года. По его мнению, о цикло¬
нической деятельности над материком свидетельствует следующее:
1) наличие на побережье западных ветров, причем иногда эти ветры од¬
новременно отмечаются в большинстве его секторов; 2) появление
очень низких давлений (970 мб и ниже) в высоких широтах, в част¬
ности в морях Росса и Уэдделла; 3) появление не только сплошного
покрова слоистых или слоисто-кучевых облаков, свидетельствующих о
нисходящих движениях в свободной атмосфере, но также и типичных
облачных систем, развивающихся при восходящем фронтальном движе¬
нии и при термической неустойчивости в различных слоях атмосферы.
Над внутренними областями материка развиваются в основном пе¬
ристо-слоистые и высоко-слоистые облака. Реже встречаются слоистые
или слоисто-дождевые облака, на больших высотах принимающие фор¬
му тумана или дымки. В редких случаях наблюдались кучевые или
кучево-дождевые облака, главным образом над окраинными частями
континента.
Наблюдения X. Лемба и Г. Бриттона [295] показывают, что повто¬
ряемость циклонической циркуляции над Антарктикой составляет при¬
мерно от 5 до 15% за год. Прохождение комплексных фронтальных си¬
стем может объяснить все наблюдающиеся явления атмосферного дав¬
ления и погоды, включая кажущееся западное движение волн
давления Г. Симпсона [285].
Двигаясь на юго-восток, полярно-фронтовые циклоны регенерируют
на антарктическом фронте, превращаясь в характерные для Антаркти¬
ки обширные и глубокие депрессии. Неоднородность рельефа склона
ледникового покрова накладывает свой отпечаток на развитие цикло¬
нов. Новейшими исследованиями установлено существование в опреде¬
ленных районах Антарктиды зон малоподвижных циклонов и гребней
высокого давления [56, 118, 120, 121, 154, 177, 179].
Гребни высокого давления являются отрогами антарктического ан¬
тициклона и связаны с наличием более высоких и крутых частей лед¬
ника. Благодаря охлаждению воздуха и замедлению его движения в
этих местах создаются барические отроги высокого давления, которые
блокируют циклоны. Такие блокирующие гребни создаются чаще всего
в районах 0, 50, 95, 135, 160° в. д. и 90° з. д. Между этими отрогами су¬
ществует несколько циклонических зон: море Уэдделла, восточная часть
Земли Королевы Мод, залив Макензи, Берег Нокса, Берег Короля Геор¬
га V, море Росса. В морях Росса, Уэдделла, Беллинсгаузена существу¬
ют очень устойчивые циклоны. Г. М. Таубер [181, 184] считает, что по¬
стоянный циклон имеет место и в индийском секторе Антарктики в рай¬
оне 62—65° ю. ш. и 80—9'0° в. д., т. е. в районе Мирного и моря Дейвиса.
Существование отрогов и депрессий приводит к выходу циклонов на
континент в определенных местах, где высоты небольшие и подъем
плавный и пологий. Чаще всего циклоны выходят на материк в области
депрессии, соединяющей моря Росса и Уэдделла, в области большой
ложбины, начинающейся у залива Макензи, и в районе Берега Нокса.
Хотя внутри материка погода обычно определяется антициклоническими
29
условиями, однако большое влияние имеют и циклонические втор¬
жения. Неустойчивость погоды (прояснения и снегопады, безветрие и
сильные ветры различных направлений) отмечали экспедиции Р. Скот¬
та и Э. Шеклтона в своих путешествиях к Южному полюсу. По наблю¬
дениям на советских внутриконтинентальных станциях, потепления воз¬
духа в связи с циклонической деятельностью могут распространяться
до 80—85° ю. ш. Лишь в центральной части Восточной Антарктиды, по¬
видимому, циклонических воздействий почти нет из-за больших абсо¬
лютных высот поверхности и значительного расстояния от берега.
В районе Южного полюса, как считает П, Д. Астапенко [9, 10, 13],
циклоническая деятельность очень активна. Циклоны неоднократно'
проходят здесь даже зимой. Следовательно, в течение круглого года в
Антарктиде происходит активный межширотный обмен воздуха, захва¬
тывающий и центральные районы материка.
Однако характер и интенсивность циркуляции атмосферы в разные
сезоны года различны. Это связано, с одной стороны, с изменениями в
размерах площади, занимаемой морским льдом вокруг материка, кото¬
рый как бы значительно расширяет площадь суши зимой и весной, а
с другой стороны, со значительным количеством солнечной радиации
летом и почти полным отсутствием ее зимой. Горизонтальный градиент
температуры в субантарктических районах, по свидетельству Г. М. Тау¬
бера [185], в августе увеличивается более чем в 3 раза по сравнению
с летними месяцами, что может явиться причиной активизации цикло¬
нической деятельности вблизи берегов Антарктиды в зимние месяцы.
Но большая площадь, занимаемая зимой льдами, способствует расши¬
рению антарктического антициклона. Борьба этих двух противоречивых
влияний и определяет метеорологические процессы в прибрежных и
внутренних районах материка.
РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ
Помимо атмосферной циркуляции, большое своеобразие климатиче¬
ских особенностей Антарктиды связано с радиационным режимом. Бла¬
годаря работам Ф. Лёве (309], Г. Лильеквиста [297, 298], Н. П. Русина
[159, 160, 164—166, 169, 170] закономерности радиационных процессов и
абсолютные величины радиационного баланса Антарктиды в основном
выяснены.
Почти вся территория Антарктиды находится за полярным кругом.
В зимнее время материк почти совершенно не получает солнечной энер
гии. Наоборот, в период с ноября по февраль интенсивность прямой
солнечной радиации на широте полярного круга составляет
1,5 кал/см2 • мин и даже несколько больше [80]. В летнее время суточ¬
ные значения суммарной радиации составляют 800 кал)см2 и более в
Мирном, 900 калісм2 на станции Модхейм и 900—930 калісм2 на ст тн-
ции Пионерская.
Значительные величины летней суммарной радиации объясняются
большой сухостью и прозрачностью воздуха над Антарктидой, боль¬
шим числом ясных дней, большой абсолютной высотой поверхности,
многократным отражением радиации от поверхности льда и снега и
облаков высокого и среднего ярусов, а также повышенной радиацией
Солнца вследствие нахождения Земли в перигелии.
В ясные дни суточные величины суммарной радиации на Пионер¬
ской (высота 2700 м над уровнем моря) были в среднем на 7% выше,
чем на станции Модхейм (высота 30 ж), лежащей почти на той же ши¬
роте. Максимальные значения суммарной радиации при облаках верх¬
него и среднего ярусов превышали аналогичные величины, наблюдаемые
при ясном небе, в среднем на 6—7%. Многократное отражение от
30
облаков возрастало с увеличением альбедо: на станции Оазис, где зна¬
чения альбедо низки из-за отсутствия снега, месячные величины суммар¬
ной радиации на 20—30% меньше, чем в Мирном. По данным Ф. Лёве
[307], многократные отражения над поверхностью на Земле Адели уве¬
личивают суммарную радиацию при ясном небе на 15%, а при облач¬
ности почти вдвое.
Даже в облачные дни суммарная радиация значительна, так как
плотность облачности над Антарктидой невелика, и редко развиваются
облака нижнего яруса. В Модхейме при тонком слое облаков весной
она достигала 70% величины радиации при безоблачном небе, а летом
соответственно 55—60%. Соотношение прямой и рассеянной радиации
изменяется в течение года и в зависимости от широты места. Осенью и
зимой, в связи с большим развитием облачности и метелевых явлений,
доля рассеянной радиации увеличивается до 70% всего потока корот¬
коволновой радиации.
По мере удаления от берега моря доля рассеянной радиации возрас^
тает, что связано с уменьшением прозрачности воздуха из-за сильных
метелей и снежного тумана на склоне материка и с развитием кристал¬
лической дымки в центральных районах материка. Наиболее значи¬
тельна роль рассеянной радиации в области развития стоковых ветров
(станция Пионерская), где она достигает 60% от суммарной радиации.
Однако лишь небольшая часть этой энергии поглощается снежным
покровом, остальное отражается вследствие значительной величины
альбедо поверхности. Альбедо имеет годовой ход; в прибрежных райо¬
нах его значения зимой превышают 90%, осенью составляют 85—90%,
а летом снижаются до 70—80%. Исследования М. А. Кузнецова [128]
показали, что закономерное уменьшение альбедо в период таяния свя¬
зано не только с увеличением объемного веса и увлажнения снега, но
также и с толщиной слоя снежного покрова, проницаемого для радиа¬
ции. Как только слой тающего снега окажется полностью проницаемым
для солнечной радиации, его влияние на уменьшение альбедо необхо¬
димо связывать с уменьшающимся поглощением радиации в слое и
отражением ее из толщи этого слоя.
Отражательные свойства снежной поверхности сложны и зависят от
состояния поверхности, размеров и форм зерен, угла наклона и спек¬
трального состава радиации. В прибрежных районах материка в летнее
время альбедо уменьшается вследствие превращения мелкозернистого-
снега в средне- и крупнозернистый фирн, небольшого таяния и появле¬
ния участков обнаженного льда. Во внутренних районах летнее умень¬
шение величины альбедо с 90 до 80% объясняется появлением поверх¬
ностных фирновых и ледяных корок.
Снежный покров обладает большой лучеиспускательной способ¬
ностью, близкой к абсолютно черному телу. Эффективное излучение
снега имеет годовой ход: минимальные значения наблюдаются в июле,
а максимальные — в декабре. В целом за год поверхность теряет за
счет длинноволнового излучения около 25—30% поступающей сум¬
марной радиации. Все это приводит к чрезвычайно низким значениям
поглощенной радиации, которая составляет 25 ккал в год в районе
Мирного и 20 ккал на станции Пионерская, т. е. соответственно 25 и
20% от годовой суммы суммарной радиации.
Радиационный баланс поверхности снега имеет отрицательные зна¬
чения в Мирном в течение восьми месяцев (с марта по октябрь), в
Модхейме и на Пионерской — в течение десяти месяцев, и во внутрен¬
них районах он отрицателен в течение круглого года Абсолютные зна¬
чения радиационного баланса, по данным Н. П. Русина, составляют
—2—3 ккал/см2 в Мирном и — 7—8 ккалісм2 — на Пионерской. Ф. Лёве
31
для внутренних районов на Земле Адели дает величину радиационного
баланса — 36 ккалісм2, а для прибрежных — 19 ккал) см2.
Г. Лильеквист считает, что большую часть времени величины радиа¬
ционного баланса как положительные, так и отрицательные, незначи¬
тельны. Летом это объясняется главным образом высоким альбедо
смежной поверхности, а зимой — возникновением поверхностных инвер¬
сий, которые предохраняют поверхность снега от больших потерь ра¬
диационной энергии.
В антарктических «оазисах», где летом отсутствует снежный покров
и альбедо составляет всего 15%, радиационный баланс почти в 4 раза
превышает нормальное значение для этой широты. В результате на¬
гревания воздуха здесь формируется местная циркуляция с образова¬
нием кучевых облаков.
Антарктический ледниковый покров почти постоянно теряет из-за
длинноволнового излучения больше энергии, чем получает благодаря
солнечной радиации. Правда, зимой при очень низкой температуре
воздуха и исключительно сильной приземной инверсии излучение
невелико и в редких случаях (в сочетании со сплошной облачностью)
поглощение лучистой энергии может незначительно превышать лучеис¬
пускание. Почти постоянная потеря 'іепла излучением покрывается
главным образом поступлением на материк более теплого воздуха и 'по¬
следующим переносом этого тепла воздухом и частицами выпадающего
снега к более холодной снежной поверхности, а также выделением это¬
го тепла при конденсации влаги на поверхности. Особенно большое
значение имеет турбулентный теплообмен при инверсиях из-за больших
скоростей ветра. На побережье Антарктиды величина турбулентного
•обмена в несколько раз превышает годовой радиационный баланс, что
свидетельствует о большой затрате тепла на испарение и таяние.
ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
На всей территории материка, за исключением узкой прибрежной
полосы, температуры воздуха в течение всего года остаются отрица¬
тельными. Абсолютные значения и годовой ход температур определяют¬
ся характером радиационного режима. Ход температуры хорошо со¬
гласуется с изменением высоты Солнца: самые высокие температуры
отмечаются со второй половины декабря по первую половину января.
Наиболее важную роль играют переходы от непрерывного летнего сол¬
нечного сияния к отсутствию солнечной радиации зимой, и наоборот.
Вследствие того, что поверхность снега поглощает очень мало солнеч¬
ной энергии, но легко излучает свое собственное тепло, зимнее охлаж¬
дение происходит в основном на поверхности, в то время как летом
нагреваются все слои воздуха, начиная со стратосферы.
Зима продолжается 6—7 месяцев: с апреля по октябрь, лето — 3—
4 месяца: с ноября по февраль. Переходные периоды очень коротки,
особенно весна. Резкое увеличение солнечной радиации весной приво¬
дит к быстрому росту температуры и ослаблению циклонической дея¬
тельности. Осенью температура понижается более постепенно, и цикло¬
ническая деятельность значительно усиливается, что вызывает наибо¬
лее интенсивные снегопады.
Па фоне правильного годового хода температур наблюдаются не¬
однократные непериодические колебания, особенно частые в прибреж¬
ных районах с неустойчивой погодой. Причиной внезапных повышений
температуры является адвекция теплого воздуха с моря, в то время
как резкое похолодание вызывается спуском по склону ледникового
покрова холодного континентального воздуха. В районе Мирного тем¬
пература за сутки может измениться на 20° [168]. По мере удаления
32
в глубь материка непериодические колебания температуры становятся
реже, и разница их уменьшается. На станции Пионерская лишь однаж¬
ды за год температура изменилась за сутки на 20°.
На температуру воздуха оказывают влияние направление и сила
ветров и облачность. По наблюдениям в 1957 г. в Мирном [83], средняя
температура воздуха в июне при циклонических ветрах восточного на¬
правления составила —11,2°, а при антициклонических юго-восточных
ветрах —18,8°. В июле при ветрах ниже 9 м/сек средняя температура
воздуха равнялась —2!, 1°, а при ветрах 10 м/сек и более, которые силь¬
но перемешивают приземный воздух, температура составляла лишь
—12,8°. Влияние облачности противоположно зимой и летом. В зимнее
время облачность препятствует лучеиспусканию и благодаря этому по¬
вышает температуру воздуха. В летнее время она ослабляет поток сол¬
нечной радиации, что приводит к понижению температуры в приземном
слое воздуха. Так, в Мирном в мае средняя температура воздуха в
ясные дни была равна —17,2°, а в пасмурные —11,9°. Соответственно
в феврале она составляла —1,9 и —3,3°.
Характерной чертой температурного режима воздуха в Антарктиде
является наличие сильных приземных инверсий. В центральных райо¬
нах и на участках побережья, где дуют слабые ветры, инверсии возни¬
кают вследствие радиационного выхолаживания приповерхностного
слоя. На станции «Литл-Америка в нижнем слое воздуха толщиной
100—500 м температура возрастает с увеличением высоты, и разница
достигает 10—25°. Г. Лильеквист [297] отмечает, что в Модхейме в слое
воздуха от поверхности до высоты 10 м разница температур обычно до¬
стигала 15°. В областях развития сильных стоковых ветров инверсии
возникают вследствие перемещения охлажденного воздуха из внутрен¬
них районов континента. В этих случаях мощность и интенсивность
инверсий значительно меньше.
Изменение температуры по территории материка определяется тре¬
мя факторами: широтой, абсолютной высотой и удаленностью от бере¬
га моря. Для шельфовых ледников и участков материкового леднико¬
вого покрова, непосредственно примыкающих к берегу моря, решаю¬
щим оказывается их широтное положение. Средняя годовая температура
в Мирном (66°3(У ю. ш.) равна —10,2°, в Модхейме (71°) —17,4°, на
станции Литл-Америка (78°) —24,2°. Соответственно различен в этих
районах температурный режим и летом. Если в береговой полосе Вос¬
точной Антарктиды, лежащей недалеко от полярного круга, температу¬
ры летом часто переходят через 0°, и на поверхности шельфовых лед¬
ников наблюдается значительное таяние, то на побережье Западной
Антарктиды, лежащем примерно на 10° южнее, летние положительные
температуры — исключительное явление. Так, на шельфовом леднике
Росса летом 1934--1935 гг. было девять дней, когда максимальная тем¬
пература превышала 0° [269], а летом 1940—1941 гг. положительные
температуры наблюдались лишь пять дней [244].
По мере движения в глубь материка температура неуклонно пони¬
жается. Горизонтальный градиент температуры имеет меридиональное
направление, причем зимой он сильно возрастает вследствие значитель¬
ного понижения температур в центральных районах Антарктиды. Низ¬
кие температуры у поверхности возникают здесь в результате радиа¬
ционного выхолаживания при тихой и ясной погоде [152]. Средняя тем¬
пература у поверхности снега в июле 1958 г. на станции Советская была
равна —69,6°, на станнин Восток —65,2° и на станции Амундсен-Скотт
—56,7°. Абсолютный минимум температуры на Южном полюсе, заре¬
гистрированный 18 сентября 1957 г., был равен 74,4е. Самые низкие
из известных температур на земном шаре отмечены на станциях
3 В. М. Котляков 33
Советская (—87,0°) и Восток (—^88,3°), Следовательно, расчет мини¬
мально возможных температур в Антарктиде (—80,0е), проведенный
В. И. Шляховым [200], оказался завышенным.
Наибольший интерес для характеристики температурного режима
Антарктиды представляют средние годовые температуры воздуха. Од¬
нако посредством метеорологических измерений эти величины на всю
территорию материка получить невозможно. На помощь приходят из¬
мерения температуры в скважинах. Из условий теплового баланса сле¬
дует, что температуры на уровне затухания годовых колебаний прибли¬
зительно равны средним годовым температурам поверхности снега и
приземного слоя воздуха. За исключением узкой прибрежной полосы
с интенсивным летним таянием, глубина проникновения температурных
колебаний в снег равна 10—15 м и, следовательно, температура на этой
глубине отражает средние годовые значения.
На основании измерений температуры в скважинах получены значе¬
ния градиентов понижения температуры на отдельных участках пути
от Мирного до станции Восток [2] (табл. 1).
Таблица 1
Вертикальный и горизонтальный градиенты понижения температуры
Участок ледникового покрова
Градиенты, град на 100 м
вертикальный
'оризонтальный
Мирный — Пионерская
1,1
8,3
Пионерская — Восток-1
1,4
3,0
Восток-1 — Комсомольская
2,0
3,0
Комсомольская — Восток
4,7
0,6
Рост вертикального градиента понижения температуры по мере уда¬
ления от берега объясняется выхолаживающим влиянием ледникового
покрова, а также очертанием поверхности материка с резким подъемом
в краевой части и пологим повышением в центре. С. Н. Карташов
[67] считает, что средняя годовая температура по мере движения в
глубь материка понижается по степенному закону. Он предложил два
уравнения, выражающие зависимость средней годовой температуры t
от высоты поверхности Н и расстояния от берега L:
Н — 823= 153,1 (/—19)0’81,
L = 0,0355 (Z)2*5.
Сравнение температур, полученных расчетом по обеим формулам и
непосредственными измерениями, для станций Восток-1 и Комсомоль¬
ская дало близкие результаты. Экстраполяция при помощи этих фор¬
мул показала среднюю годовую температуру в высшей точке леднико¬
вого покрова (при И = 4100 м) порядка —64°. Однако в свете новейших
исследований [59], эта величина кажется заниженной.
Распределение средних годовых температур на территории Антарк¬
тиды приведено на рис. 2, составленном автором на основании мате¬
риалов 1951 —1960 гг. Подавляющее большинство данных представля¬
ет собой результаты измерения температуры в скважинах на глубине
10—15 м и тем самым отражает как среднюю годовую температуру
воздуха, так и температурное состояние определенных слоев снежно-фир¬
новой толщи.
34
Рис. 2. Средние годовые температуры на поверхности Антарктиды
ВЕТРЫ
Ветровой режим в Антарктиде разнообразен. Внутри материка вет*
ры не превышают 4—5 м/сек, а в прибрежных районах и на склоне лед¬
никового покрова они нередко достигают силы урагана. В береговой
полосе в отдельных местах ветры не прекращаются ни на один день в
году, а в других — являются исключительным явлением. По своему
происхождению ветры делятся на циклонические и стоковые. Воздей¬
ствию циклонических ветров подвержены все участки побережья, сто¬
ковые ветры развиваются лишь в отдельных местах. По расчетам
Г. М. Таубера [182], в районах с сильными стоковыми ветрами (мыс
Денисон и Порт-Мартен на Земле Адели) средняя годовая скорость
ветра равна 18,7 м/сек, в районах с умеренным развитием стока (Мир¬
ный, Моусон) — 11,7 м/сек и в районах, где стоковые ветры не наблю¬
даются (Литл-Америка, Халли-Бей, Гаусс, Оазис) —5,5 м/сек. На шель¬
фовых ледниках Фильхнера и Модхейм, где также нет стоковых ветров,
средние годовые скорости ветра оказались равными приблизительно
8 м/сек [385, 390].
Циклонические ветры наиболее характерны в прибрежных районах
материка. Они дуют с востоко-юго-востока, востока и востоко-северо-
востока и имеют наибольшие скорости. В краевых частях материково¬
го ледникового покрова, где отмечаются также и стоковые ветры (на¬
пример, в Мирном), повторяемость циклонических ветров составляет
40—50%. На шельфовом леднике Шеклтона, где стока нет, преобла¬
дают циклонические ветры: так, в сентябре 1913 г. было отмечено 91,5%
3* 35
востоко-юго-восточных ветров [222]. Циклонические ветры обычно со¬
провождаются сплошной облачностью, снегопадами и значительным
повышением температуры.
Стоковые ветры вызываются значительным выхолаживанием возду¬
ха внутри материка и движением его под действием силы тяжести по
склону ледникового покрова. Их сила зависит, следовательно, от сте¬
пени радиационного выхолаживания, протяженности и угла наклона
склона [39, 41—43, 161, 180, 182, 305]. Поскольку абсолютно ровные
участки поверхности в Антарктиде встречаются редко, стоковые ветры
возникают и во внутреннихчрайонах материка. Об этом свидетельствуют
среднемесячные скорости ветра на станциях Восток и Советская, со¬
ставляющие 4—5 м/сек. Однако такие ветры слишком слабы, чтобы
существенно влиять на какие-либо природные процессы.
Настоящими стоковыми ветрами считаются ветры со скоростью
выше 10 м/сек. В районе советских исследований они зарождаются в
600—700 км от берега. Об этом говорит разность средних скоростей вет¬
ра за весь холодный период между станциями Восток-1 и Комсомоль¬
ская, равная 6,2 м/сек, в то время как между Пионерской и Мирным
она составляет лишь 4,2 м/сек. По мере увеличения угла наклона скло¬
на ледникового покрова скорость‘ветров увеличивается, и наибольшей
силы они достигают в непосредственной близости от берега.
Однако под наибольшим воздействием стоковых ветров находятся
районы, лежащие не в береговой полосе, а в 200—400 км от берега в
глубь континента. П. А. Шумский [206] обнаружил в районе 250—280 км
от берега ось пояса стоковых ветров. Летом, когда в прибрежных райо¬
нах эти ветры ослабевают, здесь они даже усиливаются. В результате
на Пионерской режим стоковых ветров проявляется более отчетливо,
чем в Мирном.
Интенсивность стоковых ветров связана с циклонической деятель¬
ностью. В передней части циклонов, в связи с обширным распростра¬
нением теплого воздуха на континент, стоковые ветры отсутствуют. Наи¬
большие скорости они имеют в тыловых частях циклонов, когда неред¬
ко достигают ураганной силы. Именно в тылу циклона при прохожде¬
нии его недалеко от Мирного 4 июля 1957 г. скорость ветра превысила
40 м/сек [197].
Находясь в строгой зависимости от рельефа, стоковые ветры имеют
локальное распространение. Наибольшей силы они достигают там, где
приземный холодный поток воздуха ограничен долиной, создающей
эффект «воронки» или «трубы». Яркйм примером подобных условий
являются ледник Бирдмор, пролив Мак-Мёрдо, ложбина в 7 км к за¬
паду от Мирного, наконец, Земля Адели. X. Лемб и Г. Бриттон [295]
считают, что ветры на Земле Адели могут быть вызваны сохранением
надо льдом на неизвестное и может быть значительное расстояние по
направлению ветра сгущения потока воздуха в каком-либо неизвестном
пока проходе.
Как только поверхность становится горизонтальной, энергия ветра
быстро рассеивается. Поэтому дальше 10—12 км от берега стоковые
ветры почти не распространяются, и на шельфовых ледниках, за исклю¬
чением их тыловых частей, стоковых ветров нет. Так, на станции Мод-
хейм, расположенной на поверхности шельфового ледника, стоковых
ветров никогда не было, а в 50 км к югу у подножья ледяных холмов
ветры часто мчались со скоростью урагана [299].
В слое стоковых ветров, обычно высотой от поверхности 200—500 м,
находится более холодный воздух внутриматерикового происхождения,
приводящий к возникновению устойчивой инверсии. Вследствие этих
инверсий, а также незначительной величины параметра шероховатости,
36
турбулентность стокового ветра даже при больших скоростях невелика
и всегда меньше, чем у циклонического ветра.
Характерной чертой стоковых ветров является большая порывистость,
что вызывает и резкую изменчивость всех метеорологических характе¬
ристик. Обычно сток начинается и кончается внезапно и сопровождает¬
ся резкими изменениями давления, температуры и влажности. Ф. Болл
[228, 229] объясняет^ порывистость ветра колебаниями давления. Он
считает, что стоковый ветер имеет резкую границу изменения давления,
обусловленную сменой воздуха разной плотности. Эта граница проходит
вблизи берега и ее перемещение вызывает внезапное изменение ветро¬
вых условий. Н. П. Русин [163] указывает, что порывистость ветра воз¬
никает благодаря тому, что к поверхности поступают струи воздуха
с больших высот, обладающие иными скоростями.
Стекающий по склону воздух адиабатически нагревается, но все же
остается значительно холоднее циклонического, приходящего с моря..
Потепление спускающегося по склону воздуха сопровождается
уменьшением его относительной влажности. Когда дуют стоковые вет*
ры, наблюдается наибольшее различие влажности между прибреж¬
ными и внутриматериковыми районами [40]. В начале стокового
ветра или в конце его, когда вниз по склону движется вторгшийся на
материк морской воздух, на побережье происходит поворот ветра к во¬
ст око-юго-востоку, температура резко повышается на несколько граду*
сов и относительная влажность воздуха падает иногда до 50% — воз*
никает фёновый эффект. При фёне, наблюдавшемся 20 июля 1956 г.
в Мирном, температура за 4 часа повысилась на 7°, а влажность упала
почти на 20% [169]. На Земле Виктории был случай, когда температура
увеличилась па 25° в течение 24 часов [277].
Характер стоковых ветров изменяется в зависимости от временя
года. В зимние месяцы, когда почти не поступает солнечной энергии,
стоковые ветры дуют с большим постоянством и имеют значительные
скорости. Весной и летом, по мере нагревания склона ледникового по¬
крова, они ослабевают. В это время при отсутствии циклонической дея*
тельности наблюдается ярко выраженный суточный ход стокового вет¬
ра. Днем, вследствие радиационного нагревания, возникают местные
потоки воздуха, направленные вверх по склону, которые гасят сток.
Вечером происходит усиление ветра и максимум его приурочен к ноч*
ному времени. Такой характер стоковых ветров в прибрежных районах
Антарктиды накладывает отпечаток на ход процессов формирования
снежного покрова в летнее время.
ВЫВОДЫ
Климат Антарктиды определяется’ее околополюсным положе*
нием, большими абсолютными высотами континента и свойствами снеж*
но-ледяной поверхности. Теории ледникового антициклона В. Хоббса,
волн давления Г. Симпсона, кольцеобразного антициклона В. Мейнар-
дуса в настоящее время отвергнуты. Антарктический антициклон пред¬
ставляет собой периодически повторяющееся явление, определяющее
погодные условия лишь в центральных частях Восточной Антарктиды.
Большая часть материка находится под действием циклонов, образую¬
щихся на антарктическом и южном полярном фронтах. Строение релье¬
фа ледникового покрова материка приводит к образованию в определен¬
ных местах барических отрогов высокого давления и между ними
глубоких депрессий. В ряде мест Антарктиды существуют устойчивые
циклоны. Выход циклонов на материк возможен в любое время года.
Интенсивность прямой солнечной радиации в летнее время
в Антарктиде очень высока, На поверхность ледникового покрова
37
падает большое количество лучистой энергии даже в облачные дни.
Однако благодаря высокой отражательной способности (альбедо
80—90%) и лучеиспусканию ледниковый покров теряет почти все тепло
лучистой энергии. Радиационный баланс отрицателен в прибрежных
районах в течение 8—10 месяцев в году, а в центральных районах —
в течение круглого года.
Абсолютные значения и годовой ход температур определяются
характером ^радиационного режима. Непериодические изменения тем¬
ператур вызываются адвекцией теплого воздуха с моря или стеканием
холодного воздуха вниз по склону ледникового покрова. Повсюду раз¬
виты сильные приземные инверсии. По мере движения в глубь матери¬
ка температура неуклонно понижается. Абсолютный минимум в цен¬
тральных районах достигает —88°. Значение средней годовой темпера¬
туры изменяется от —12° на побережье Восточной Антарктиды до —57°
в ее центре.
По характеру и происхождению ветры делятся на циклонические,
дующие с востока, и стоковые, дующие с юго-востока. Под действием
стоковых ветров находится склон ледникового покрова от берега до
600—700 км внутрь. Мощность слоя стока не превышает 200—500 м,
стоковые ветры отличаются большой порывистостью и локальностью.
Часто они вызывают фёновый эффект. Характеристики их летом и зи¬
мой резко различны.
Глава II
ФОРМИРОВАНИЕ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
АТМОСФЕРНЫЕ ОСАДКИ
Развитие ледникового покрова Антарктиды возможно лишь при не¬
прерывном питании его атмосферными осадками. Условия и интенсив¬
ность осадкообразования во внутренних районах всегда были загадкой
для ученых. По В. Мейнардусу, достаточное для питания ледника коли¬
чество осадков обусловливается низким давлением, существующим на
высоте больше 2000 м над уровнем моря. В. Хоббс допускает наличие
аномальных условий устойчивого ледникового антициклона, в котором
происходит выпадение ледяных кристаллов непосредственно из перистых
облаков. X. Лемб [294] справедливо считает, что проблема поступления
влаги к материковому леднику может быть решена лишь путем изу¬
чения последовательного чередования циклонической и антициклониче¬
ской деятельности.
Выпадение осадков может быть вызвано орографическими причи¬
нами, неустойчивостью воздушных масс, наличием фронтальной облач¬
ности или циклонической деятельностью. Л. Боначина [235] и X. Лемб
[293] прямо говорят, что центральные области таких ледниковых покро¬
вов, как Гренландия и Антарктида, питаются главным образом за счет
обычных осадков и в очень малой степени ледяными спикулами и суб¬
лимационными осадками. Однако в свете последних исследований, про¬
веденных на внутриматериковых станциях, стало ясно, что такое кате¬
горичное заявление неправильно.
По своему происхождению и характеру атмосферные осадки в при¬
брежных и во внутренних районах материка различны. Особенности
циркуляции атмосферы над Антарктидой и на ее периферии приводят
к тому, что с севера на материк непрерывно поступают массы теплого
и влажного воздуха. По мере продвижения на юг влага в нем конденси¬
руется и выпадает в виде снега, причем наибольшие снегопады при¬
урочены к высотам 400—1000 м над уровнем моря. Таким образом, в
прибрежной полосе основную массу снега дают циклонические осадки.
По мере удаления от берега моря интенсивность снегопадов умень¬
шается, хотя отдельные глубокие циклоны проникают значительно
дальше; они отмечались на всех внутрикоіпинентальных станциях.
'Однако в центральных районах Антарктиды большее значение имеют
антициклонические осадки, обусловленные потоками сравнительно теп¬
лого воздуха, постоянно направленными к поверхности. Благодаря
существованию сильней приземной инверсии при этом процессе происхо¬
дит сублимация водяного пара, ведущая к образованию в безоблачном
39
небе мелких ледяных кристаллов, которые медленно падают на поверх¬
ность и образуют основную массу снежного покрова.
Выпадающие кристаллы зарождаются в высоких слоях атмосферы
путем кристаллизации влаги на ядрах, которыми в условиях Антарк¬
тиды, где отсутствуют пыль, соли, минеральные частицы, могут быть
лишь микроскопические частицы замерзших водяных капель. Беско¬
нечное разнообразие форм выпадающих кристаллов связано с колеба¬
ниями в широких пределах температуры, влажности и давления возду¬
ха. Различаются два основных типа кристаллов: пластинчатого и
столбчатого типов роста. Первые растут наиболее интенсивно
в направлении базисных плоскостей, рост вторых происходит в направ¬
лении главной кристаллографической оси. Пластинчатые кристаллы
встречаются в природе значительно чаще [203]. Однако при низких тем¬
пературах кристаллизации начинает преобладать рост по главной оси,
ведущей к образованию столбчатых кристаллов.
Пластинчатые кристаллы в ненарушенном состоянии представляют
собой шестигранные пластинки или симметричные звездочки с лучами
нескольких порядков. Сложность условий кристаллизации приводит к
нарушению симметрии кристаллов и возникновению асимметричных
форм. Нередко при падении снежинка проходит через слой, содержа¬
щий капли переохлажденной воды, которые мгновенно замерзают на
ней,— образуются обзерненные кристаллы (рис. 3). Столбчатые кри¬
сталлы имеют вид удлиненных призм и кубков с множеством мельчай¬
ших внутрикристаллических пузырьков, удлиненных, так же как и сам
кристалл, в направлении главной оси [71]. В Антарктике широкое рас¬
пространение имеют столбчатые кристаллы в форме «пуль» (рис. 4).
Экспериментальными работами установлено, что главным факто¬
ром, определяющим форму кристаллов, является температура [272, 316].
Имеет значение также перенасыщение водяного пара непосредственно
над поверхностью кристалла. При низком перенасыщении образуются
столбчатые кристаллы, при повышении перенасыщения — пластинчатые
и при наибольшем перенасыщении — дендритовые пластинки [314].
В результате наблюдений над естественными выпадающими кри¬
сталлами, а также над искусственно воспроизведенными снежинками
У. Накайя [335—337] показал, что пластинчатые кристаллы не образу¬
ются при температурах ниже —23° и достигают наибольшего раз¬
вития при температурах —15, —20° С. Наоборот, столбчатые кристал¬
лы растут при более низких температурах. Опытным путем обнаружено
[220, 402], что выше —20°, как правило, образуются пластинки и звезды,
а ниже — столбики. Б. Мейсон [315] приводит предел —25°, ниже кото¬
рого встречаются лишь столбчатые кристаллы. В холодной лаборато¬
рии на станции Модхейм при температуре —22° были распылены мель¬
чайшие ледяные частицы и создано перенасыщение водяными парами.
Образовавшееся облако состояло сплошь из пластинчатых кристал¬
лов [299].
' Работы других исследователей показали аналогичную закономер¬
ность. В районе моря Уэдделла смена пластинок столбиками наблю¬
далась в интервале температур от —18 до —27° [275]. Вестман [403],
проводивший наблюдения на Шпицбергене, прямо утверждает, что тем¬
пература —20° является характерной границей формы кристаллов.
И лишь А. Добровольский [251] в Западной Антарктиде не нашел яс¬
ной связи между типом кристаллов и температурой.
Зная величину этой переходной температуры, определяя под микро¬
скопом соотношение в снегопадах пластинчатых и столбчатых кристал¬
лов, мы можем судить об условиях температуры и влажности в верх¬
них слоях атмосферы и в ряде случаев о циклоническом и антпцикло-
40
Рис. 3. Обзерненные осколки крупных пластинчатых кристаллов, выпадавших
во время интенсивных осенних снегопадов в 'Мирном
Увеличение в 30 раз. Фото М. А. Кузнецова
Рис. 4. Столбчатые кристаллы в форме «пуль» — типичные зимние
атмосферные осадки в Мирном
Увеличение в 30 раз. Фото М. А. Кузнецова
ническом происхождении этих осадков. Правда, на основании
наблюдений в поле почти невозможно прямо определить условия в
слоях воздуха, через которые проходят кристаллы. Ясно, что темпера¬
тура у поверхности снежного покрова ни в коей мере не соответствует
тем условиям, в которых находился кристалл во время своего образо¬
вания и выпадения. И наконец, трудность измерения влажности при
низких температурах не позволяет искать какой-либо связи с перена¬
сыщением воздуха водяными парами. Несмотря на это, попытки анализа
оказываются успешными.
Рис. 5. Зависимость форм выпадающих кристаллов от температуры
воздуха на станции Пионерская
В связи с сильными приземными инверсиями наибольший интерес
представляют температуры на некоторой высоте над поверхностью.
Г. Лильеквист [299] не обнаружил четкой зависимости формы выпадаю¬
щих осадков от температуры на высоте 9 м. Наблюдалась лишь тен¬
денция к увеличению количества столбчатых кристаллов при более
низких температурах: при температуре выше —22° выпадало до 63%
пластинчатых кристаллов, при температуре ниже —22° наблюдалось
56% пластинок, а при температуре ниже —27° их было лишь 46%.
Наблюдениями 1957 г. обнаружена некоторая связь содержания
пластинчатых и столбчатых кристаллов в снегопадах с температурой
воздуха (рис. 5). Можно утверждать, что при температуре в среднем
ниже — 54°, измеренной на высоте 2 м от поверхности, совершенно не
встречаются пластинчатые кристаллы, а при температуре выше —17° в
снегопадах совершенно нет столбчатых криталлов. Таким образом, пла¬
стинчатые кристаллы встречаются в большом диапазоне температур,
что говорит о значительном развитии циклонической деятельности в
районе Пионерской.
В прибрежных районах материка, подвергающихся частым воз¬
действиям циклонов, выпадают в подавляющем большинстве кристаллы
пластинчатого типа роста. Снегопады здесь отличаются большой про¬
должительностью. Осадки выпадают из высоко-слоистых, слоисто-дож¬
девых и реже слоистых облаков [79]. Выпадение определенных форм
кристаллов следует годовому ходу температуры. В Мирном за период
42
наблюдений состав снегопадов характеризовался следующим средним
содержанием пластинчатых и столбчатых кристаллов:
Пластинчатые,
%
Столбчатые,
%
Июнь
50
50
Июль
65
35
Август
75
25
Сентябрь
75
25
Октябрь
85
15
Нояб рь
95
5
Если допустить, что в декабре выпадение столбчатых кристаллов
было незначительным, а в первом полугодии соотношение форм было
аналогично наблюдавшемуся, то в среднем за год столбчатые кри¬
сталлы в выпадавшем снеге составили в прибрежной полосе около
25%. В районе Модхейма в среднем за 1951 год столбчатые кри¬
сталлы составили в выпадавшем снеге 35% [299]. Различия могѵт быть
вызваны как более южным положением станции Модхёйм (7Г03' ю. ш.),
так и метеорологическими особенностями периодов наблюдений.
Наиболее богаты столбчатыми кристаллами снегопады в прибреж¬
ных районах в середине зимы. В Мирном и в Модхейме зимой часто
выпадали кристаллы в виде пуль, никогда не наблюдавшиеся в теплый
период. На шельфовом леднике Росса в зимнее время происходит выпа¬
дение мельчайших столбиков-спикул из ясного неба, настолько интен¬
сивное, что наблюдатели пишут в журналах: «Ливень из ледяных кри¬
сталлов». В районе моря Уэдделла случаи выпадения лишь пластинча¬
тых кристаллов наблюдались с сентября по ноябрь, а снегопады со
100%-ным содержанием столбиков бывали с апреля по октябрь [275].
Выпадение определенных форм кристаллов связано с прохождением
циклонов и фронтов. На Фолклендских о-вах отмечалось преоблада¬
ние пластинчатых форм при прохождении теплых фронтов, а столбча¬
тых и дендритовых форм —- при холодных фронтах [243]. В Мирном на
различных стадиях прохождения циклонов видно закономерное соот¬
ношение выпадающих столбчатых и пластинчатых кристаллов. По мере
приближения циклона происходит постепенное уменьшение в пробах
количества столбчатых кристаллов, а в теплом секторе циклона они
иногда совсем отсутствуют. Приближение холодного фронта отмечает¬
ся появлением обзерненных столбчатых кристаллов, а к концу снего¬
пада содержание столбчатых кристаллов достигает 70% и более.
Для районов с интенсивной циклонической деятельностью (Мирный,
Модхейм) характерно, что столбчатые кристаллы наблюдаются всегда
с небольшим количеством пластинчатых, тогда как выпадение пласти¬
нок часто не сопровождается выпадением столбиков.
На склоне ледникового покрова образование атмосферных кристал¬
лов, по-видимому, облегчается наличием ядер конденсации в виде мель¬
чайших истертых в пыль частиц снега, поднятого стоковыми ветрами
на высоту в десятки и даже сотни метров. Если это действительно так,
то для образования атмосферных кристаллов здесь достаточно влаж¬
ности, меньшей, чем перенасыщение.
П. А. Шумский [205] выяснил, что на пути от Мирного к Пионер¬
ской до высоты около 1000 м (65 км от берега) в основном выпадают
пластинчатые кристаллы, выше 1600 м (125 км от берега)-- главным
образом столбчатые, в промежуточном поясе наблюдаются кристаллы
обоих типов. Это говорит о закономерной смене погодных условий при
движении к центру материка и преобладании антициклонического ре¬
жима во внутренних районах.
43
В центральных районах почти вся масса свежевыпавшего снега со¬
стоит из кристаллов столбчатого типа роста. Лишь в редких случаях
наблюдались пластинчатые кристаллы (не больше 20% от общего чис¬
ла). Благодаря столбчатым кристаллам возникает явление цветного
поземка [1G3]. Когда солнце находится низко над горизонтом, его лучи
разлагаются в правильных призматических кристаллах на основные
цвета спектра, и создается впечатление медленно текущего цветного
снега.
Внутри материка атмосферные осадки образуются в нижних слоях
воздуха и представляют собой либо изморозь, либо тончайшие ледяные
иглы, выпадающие из безоблачного неба. На станции Восток атмосфер¬
ные осадки выпадают при абсолютно ясном небе, из перистых, перисто¬
слоистых облаков и в редких случаях из высоко-слоистых облаков. При
этом типе облачности выпадение снега сопровождается метелевыми
явлениями.
Сублимация водяного пара в нижних слоях воздуха приводит к воз¬
никновению ледяного тумана или «алмазной пыли», которая состоит из
мельчайших столбчатых кристаллов или их обломков. На станции Во¬
сток-1 с мая по сентябрь 1957 г. ледяной туман отмечался около
100 раз. Как ни малы массы вещества в этих туманах, они играют важ¬
ную роль в питании внутренних частей ледникового покрова, поскольку
туманы наблюдаются в течение всего года.
Интенсивность выпадения осадков в центральных районах летом не
увеличивается. Н. П. Русин [163] объясняет это тремя причинами. Во-
первых, вследствие ослабления инверсии летом поток водяного пара
сверху вниз сильно ослаблен. Во-вторых, благодаря усилившимся кон¬
вективным токам сублимация водяного пара происходит на более вы¬
соких уровнях, чем зимой. В-третьих, небольшое количество снега
может быть вынесено к северу усилившимися ветрами.
Значительную часть осадков в центральных районах континента
дают также циклоны, проникающие внутрь. Присутствие в снеге пла¬
стинчатых форм всегда свидетельствует о циклонической деятельности.
Чем дальше от центра материка, тем большее развитие получают
осадки циклонического происхождения. В некоторых случаях на Пио¬
нерской снегопад начинался на сутки раньше, чем в Мирном.
Ю. А. Чернов [197] объясняет это значительной высотой станции Пио¬
нерская, благодаря которой усиливается общее упорядоченное движе¬
ние, дающее мощную облачность и осадки.
Имеется много сведений о циклонических осадках в районе Южного
полюса. Обильные снегопады со шквалистыми ветрами отмечали
Р. Амундсен и Э. Шеклтон. По сообщению П. Д. Астапенко [10], в те¬
чение зимы 1958 г. на станции Амундсен-Скотт осадки выпадали почти
ежедневно (по 25 дней в мае и июне и по 31 дню в июле и августе).
При этом максимальная интенсивность снегопада, отмеченная 28 и
29 июля при прохождении циклона, составила более 6 мм в сутки.
Размер выпадающих кристаллов связан в первую очередь с темпе7
ратурой воздуха. С повышением температуры кристаллы увеличиваются,
Осенью и весной в Мирном выпадали не только крупные пластинчатые
кристаллы, но и сростки их в виде хлопьев ливневого снега. В районе
моря Уэдделла в октябре и ноябре отмечено выпадение пластинок диа¬
метром 1—3 мм, тогда как зимой величина кристаллов колебалась от
0,05 до 0,5 мм [275]. Точно такая же величина кристаллов отмечалась
в Модхейме [299]. По наблюдениям на станции Моусон выпадающие
кристаллы редко превышают 0,1—0,2 мм [327]. По мере удаление
в глубь материка кристаллы уменьшаются. Наблюдениями во время
советских внутриконтинентальных переходов установлено постепенное
44
уменьшение размеров кристаллов от Мирного до Комсомольской, ста¬
билизация и некоторое увеличение размеров по направлению к Со¬
ветской.
При сравнительно спокойной погоде Вестман [404] получил на
Шпицбергене хорошую зависимость размеров кристаллов от темпера¬
туры воздуха:
Температура воздуха, °C —3 —6 —15 —18 —21 —24 —30 —33
Средний поперечник крис¬
талла, мм 0,90 0,51 0,32 0,29 0,24 0,18 0,17 0,13
На станции Пионерская также наблюдается правильная связь вели¬
чины кристаллов с температурой (средний размер кристаллов равен
0,21 мм):
Температура возду- выше
ха, °C —25 —26—30 —31—35 —36—40 —41—45 —46—50 ниже—50
Средний попереч¬
ник кристалла,
мм 0,36 0,22 0,22 0,21 0,19 0,17 0,13
Попытка получить аналогичную зависимость для района Мирного
не увенчалась успехом, что можно объяснить разрушающим воздейст¬
вием ветра на выпадающие кристаллы. В Мирном снегопады почти
всегда сопровождались сильным ветром. Только при температуре выше
—5° размер кристаллов достигал 0,50 мм, а при более низких темпера¬
турах, в пределах наблюдавшихся (до —20°), он составлял 0,27—
0,29 мм, т. е. почти не изменялся.
Кристаллы разного типа роста подвержены воздействию ветра в
различной степени. Хрупкие пластинчатые кристаллы уже при ветре
в 15—20 місек, ломаются на мелкие осколки. Более компактные столб¬
чатые кристаллы прочнее и нередко сохраняют первоначальный вид
даже при ураганных ветрах. Во всех случаях максимальный размер
в снежном покрове имели столбчатые кристаллы или их обломки.
При небольших скоростях ветра пластинчатые кристаллы всегда
оказываются больше столбчатых, а при значительных скоростях ветра,
как правило, размеры столбчатых кристаллов больше, чем пластинча¬
тых (рис. 6). Это объясняется тем, что при образовании хорошо разви¬
тые пластинчатые кристаллы бывают значительно крупнее столбчатых
и при небольшой скорости ветра они достигают поверхности мало раз¬
рушенными. При увеличении ветра пластинчатые кристаллы разруша¬
ются в большей степени, чем столбчатые; в результате размеры оскол¬
ков пластинок становятся меньше столбиков.
Величина осколков кристаллов зависит от скорости ветра (табл. 2).
Лишь уменьшение размеров на Пионерской при падении скорости ветра
ниже 10 місек объясняется влиянием температуры, поскольку неболь¬
шие скорости ветра здесь обычно наблюдаются при низких температу¬
рах воздуха.
При статистической обработке всех материалов, собранных в Мир¬
ном, оказалось, что в целом за год средняя величина столбчатых кри¬
сталлов равна 0,22 мм, а пластинчатых — 0,40 мм. Это кажущееся
противоречие с вышесказанным объясняется тем, что столбчатые кри¬
сталлы образуются и выпадают при значительно более низких темпе¬
ратурах, нежели пластинчатые, и поэтому их первоначальный размер
всегда меньше.
При выпадении снега в безветренных условиях форма кристаллов
влияет не только на размер частиц свежеотложенного снега, но и.на их
45
ориентировку. По мнению Г. Лильеквиста [299], пластинчатые кристал¬
лы имеют преимущественно вертикальную ориентировку, а столбча¬
тые— поясную (в плоскости ab). Несимметричные полости в столбча¬
тых кристаллах и выросты на пластинчатых заставляют их отклоняться
• 10
г
I
і
1
/
/
/
.//
ю
•12
/
/
20
•
.
.10
"> 13 10
'і іі !
/4 /.'/4 °
6
о5
[І2 * /
\І6 *-'6
А 11е
1
д °3
*11
5о
у <
/ â
, о
/О? 05
£
•7
о4
о,і • 0,2 о,з 4* 0,5
Пластинчатые кристаллы, мм
Рис. 6. Соотношение размеров столбчатых и пла¬
стинчатых кристаллов, выпадавших одновременно
на станции Пионерская
Цифры указывают скорости ветра во время снегопада;
выше 10 м/сек (точки), ниже 10 м/сек (кружки). Пунктир¬
ная линия — ось симметрии
от идеальной ориентации и падать на поверхность под различными
углами, что ведет к возникновению хаотической ориентировки кристал¬
лов в снеге. Кроме того, ориентировку в большинстве случаев нару¬
шают сильные ветры.
Таблица 2
Зависимость среднего размера выпадающих кристаллов (в мм)
от скорости ветра
Станция
Скорость ветра, м]сек
5—10
11 — 15
16—20
21—25
26—20
Мирный
0,54
0,32
0,29
0,22
0,11
Пионерская
0,17
0,23
0,21
0,19
—
Важную роль в формировании снежного покрова играют нарастаю¬
щие осадки — изморозь. Как указывает А. Глен [262], необходимо
различать два вида изморози: при сублимации влаги из воздуха и из
нижних слоев снежного покрова. В первом случае происходит общее
увеличение массы снега, во втором случае масса не меняется.
В Антарктиде изморозь имеет большое значение в питании внутрен¬
них частей материка, на шельфовых ледниках и на ледниковых ку¬
полах. На склоне ледникового покрова она, как правило, не обра¬
зуется из-за сильных стоковых ветров. На внутриконтинентальных
46
станциях изморозь отмечалась большую часть дней в году. На стан¬
ции Восток она образуется более интенсивно в марте, апреле, мае,
а также в октябре, ноябре и частично в декабре. Реже всего изморозь
возникает зимой, так как скорость ветров в эти месяцы превышает
4 м/сек, По расчетам Н. П. Русина, несмотря на то, что процесс суб¬
лимации влаги на поверхности во внутренних районах происходит поч¬
ти непрерывно в течение года, вследствие низких температур и малого
содержания водяного пара в воздухе, общая величина осадков благода¬
ря сублимации составляет в среднем 20 мм и не превышает 40 мм
в год [162].
На холодной поверхности шельфовых ледников и ледниковых купо¬
лов, куда часто поступают теплые влажные массы морского воздуха,
происходит усиленная сублимация влаги с образованием изморози.
Хотя Ч. Суитинбенк и считает, что изморозь в питании шельфовых лед¬
ников имеет ничтожное значение [390], наши наблюдения на шельфовых
ледниках Шеклтона и Западном говорят об обратном. В январе 1957 г.
вся поверхность снега на шельфовом леднике Шеклтона была покрыта
густо расположенными столбиками изморози высотой 0,5—1 см, пред¬
ставляющими собой идиоморфные кубкообразные кристаллы со штри¬
ховкой на гранях. А. П. Каница [65] наблюдал, как за 2—3 часа слой
изморози достиг 3—4 мм толщины. Неоднократно отмечали изморозь
на шельфовом леднике Росса.
МЕТЕЛЕВЫЙ ПЕРЕНОС
На громадных открытых пространствах Антарктиды роль метелевого
переноса в формировании снежного покрова чрезвычайно велика. Хотя
и встречаются обратные утверждения [401], все же большинство ученых
признает важную роль метелевого переноса в снегонакоплении [303,
341, 361]. Вместе с тем имеются точки зрения, преувеличивающие роль
переноса снега: В. Хоббс [277], а совсем недавно Г. Д. Рихтер [157] вы¬
сказали мнение о том, что из переносимого ветром снега формируются
шельфовые ледники в Антарктиде.
Основным недостатком многих наблюдений является не вполне
уверенное разделение метелей на общие и низовые, тогда как механизм
и интенсивность переноса, а также воздействие на поверхность снега
при этом совершенно различны. Такое разделение обычно затруд¬
няется тем, что при сильных метелях трудно выяснить, падает ли в это
время свежий снег. Однако в Антарктиде определить вид метели в боль¬
шинстве случаев вполне возможно: общие метели происходят при во¬
сточных и востоко-юго-восточных циклонических ветрах, а низовые
и поземки — при юго-восточных и юго-юго-восточных стоковых ветрах
(рис. 7). Поземок следует рассматривать как низовую метель неболь¬
шой интенсивности.
Для прибрежной полосы материка можно нарисовать следующую
картину переноса снега. С приближением циклона наступает кратко¬
временное затишье. Через некоторое время появляется восточный ветер
и при отсутствии снегопада начинается слабая низовая метель, указы¬
вающая на то, что где-то к востоку от пункта наблюдения начал выпа¬
дать снег. Дальнейшее перемещение циклона вызывает снегопад и
усиление ветра, что быстро приводит к возникновению сильной общей
метели, сопровождающейся отложением рыхлого снега. В дальнейшем
снегопад заканчивается, а направление ветра постепенно смещается
к югу — начинается стоковый ветер. Возникает интенсивная низовая
метель, поднимающая с поверхности огромные массы рыхлого снега.
С течением времени поверхность снега несколько уплотняется, и при
47
той же скорости ветра интенсивность метели уменьшается. Может быть
даже такой случай, что при неизменной скорости ветра метель совер¬
шенно прекращается или ее интенсивность падает до силы поземка.
Рис. 7. Розы метелевых ветров на станциях Мирный
(вверху) и Пионерская (внизу)
а — низовые метели, б — поземки, в — общие метели. Цифры
обозначают число случаев в процентах
Повторяемость метелевых явлений
В табл. 3 и 4 приведены результаты ежемесячной обработки данных
по метелевому переносу в Мирном и на Пионерской за 1957 г. Наибо¬
лее частыми являются поземки. Средние за 10—11 месяцев величины
температуры, при которых наблюдались поземки и низовые метели,
Таблица 3
Характеристика метелевых явлений в Мирном, 1957 г.
Месяц
I Іозс мки
Низовые метели
Общие метели
повто¬
ряе¬
мость , %
температу¬
ра. °C
ско¬
рость
ветра,
м/сек.
повто¬
ряе¬
мость,
%
температу¬
ра, °C
ско¬
рость
ветра,
м/сек
повто¬
ряе¬
мость.
%
темпера¬
тура, °C
ско¬
рость
ветра,
м/сек,
Февраль . . .
33
—9,6
11,0
33
—7,1
14,6
34
—2,6
13,8
Март ....
27
—10,0
14,6
43
—12,1
18,4
30
—7,1
17,3
Апрель . . . .
32
— 10,8
14,0
33
—8,7
19,3
35
—4,7
18,2
Май
28
—15,1
11,5
48
—16,4
18,8
24
—9,4
17,5
Июнь
48
—16,6
13,4
24
—20,7
20,2
28
—5.6
22,2
Июль
32
-18,1
12,9
42
-17,7
19,3
26
—13,0
22,7
Август . . . .
18
— 13,7
14,1
54
—15,6
23,2
28
-11,8
19,9
Сентябрь . . .
44
—15,1
12,4
23
—15,8
20,0
33
-8.6
20,0
Октябрь . . .
36
—13,2
12,0
18
—16,1
16,2
46
-7,0
18,0
Ноябрь . . . .
84
—8,8
12,7
8
—8,9
17,7
8
—9,8
12,0
Декабрь . . .
40
—3,8
14,0
—
—
—
60
—2,3
12,4
Среднее . .
36
—13,2
12,9
34
—14,9
19,5
30
—8,8
18,8
48
в Мирном разнятся на 1,7°, а на Пионерской всего лишь на 0,3°. Это
обстоятельство лишний раз подчеркивает, что поземки и низовые метели
есть звенья одного и того же процесса.
Таблица 4
Характеристика метелевых явлений на станции Пионерская, 1957 г.
Месяц
Поземки
Низовые метели
Общие метели
повто¬
ряе¬
мость.
%
темпера¬
тура, °C
СКО¬
РОСТЬ
ветра,
м/сек
повто¬
ряе¬
мость,
%
темпера¬
тура, °C
ско¬
рость
ветпа,
м/сек.
повто¬
ряе¬
мость,
%
темпера¬
тура, °C
ско¬
рость
іетра,
м/сек
Февраль . . .
59
—33,2
12,4
*35
—27,1
14,9
6
—32,3
13,1'
Март
60
—40,7
11,7
21
—44,6
15,6
19
—35,5
14,5
Апрель . . . .
34
—40,5
11,9
32
—39,9
16,5
34
—34,0
13,9
Ma й
56
—45,5
8,0
29
—42,7
14,9
15
—35,4
13,7
Июнь
50
—44,3
8,3
27
—47,2
12,8
23
—34,1
13,6
Июль ....
54
—50,8
7,7
14
—47,1
13,6
32
—42,9
14,3
Август . . . .
25
—45,4
9,9
40
—46,1
13,9
35
—41,4
16,3
Сентябрь . . .
41
—45,0
9,0
21
—43,0
13,2
38
—35,7
16,2
Октябрь . . .
57
—37,0
9,0
16
—40,2
13,7
27
—30,7
14,6
Ноябрь . . . .
65
—26,7
8,2
29
—29,3
14,1
6
—27,9
16,2
Среднее . .
49
- —41,0
9,6
27
—40,7
14,3
24
—35,0
14,6
Из таблиц видно, что существует большая разница температур при
общих и низовых метелях. В прибрежных районах общие метели в ос¬
новном происходят при температурах от —5 до —15°, что связано с по¬
вышением температуры воздуха при прохождении циклонов, а низо¬
вые— при температурах от —10 до —25°, характерных для антицик-
лонического режима (табл. 5).
Таблица 5
Повторяемость метелей в Мирном при различных температурах (в %)
Вид метелей
Температура, °C
0—5
—6—10
— 11 — 15
— 16—20
—21—25
ниже —25
Низовые и поземки
1,9
16,0
26,1
36,9
15,0
4,1
Общие
8,4
49,3
37,7
3,9
0,7
—
4 В. М. Котляков
Таким образом, предположение В. Ф. Бончковского [17], что темпе¬
ратура —20° близка к предельной для метелей, неправильно.
Повторяемость метелевого переноса в различных районах материка
неодинакова. Для прибрежных станций Ф. Лёве [311] приводит следую¬
щие величины повторяемости переноса за год (в процентах): Моусон—
12,5; мыс Адэр—15; Литл-Америка — 17; Хат-Пойнт—19; мыс
Эванс — 20; Порт-Мартен — 53; мыс Денисон — 55. В Мирном метели
наблюдаются в течение 51% времени в году. Однако наибольший пере¬
нос снега происходит в зоне развития стоковых ветров: так, на Пио¬
нерской в 1957 г. метели и поземки были в течение 81% времени.
4Й:
При дальнейшем движении в глубь материка, вследствие снижения
скорости ветров, уменьшается и метелевый перенос. Здесь общие и
сильные низовые метели бывают очень редко, а поземки отмечались
на Комсомольской 119 дней за год, на станции Восток—112 дней и
на Советской — лишь 61 день.
Таблица 6
Повторяемость метелевых явлений по сезонам года (в %)
Вид метели
Весна
Х-ХІ
Лето
XII—11
Осень
111-ІѴ
Зима
Ѵ-1Х
Год
Пор
т - М а р т е н
[309]
Поземок
13
7
16
12
12
Слабая низовая . . .
6
4
16
9
9
Средняя низовяя . .
22
3
17
26
17
Сильная низовая . .
10
4
23
21
15
Все метели
51
18
72
68
53
Мыс
Денисон [309]
Умеренная
16
2
35
21
18
Сильная
13
2
24
20
15
Очень сильная . . .
4
8
43
8
16
Все метели
54
12
89
70
55
Мирный [82]
Поземок
8,3
5,6
15,2
24,8
19,1
Низовая
6,3
3,2
20,6
26,7
16,5
Общая
15,4
4,4
19,3
21,4
15,9
Все метели
50,0
13,2
55,1
72,9
51,5
В прибрежных районах
материка
повторяемость метелей зависит
от времени года (табл. 6). Наибольшее количество и сила метелей отме¬
чается осенью, в результате развития циклонической деятельности и
обилия рыхлого свежего снега на поверхности. Метели зимнего периода
вызываются, как правило, стоковыми ветрами.
Интенсивность переноса снега
Величины количества переносимого снега в связи с отсутствием
хорошей методики и приборов для измерений очень ненадежны. Разли¬
чия между отдельными измерениями достигают 50%. Наибольшее коли¬
чество измерений величины переноса сделано у поверхности снега.
Интенсивность метелевого переноса зависит от многих условий: осо¬
бенностей снеговетрового потока, интенсивности снегопада, формы и
размеров преобладающих частиц снега, характера поверхностного слоя
снега, температуры и влажности воздуха. Все эти условия учесть пока
не представляется возможным. Однако основное влияние оказывает ско¬
рость ветра и ее распределение по высоте в слое близ поверхности
снега. Энергия ветра затрачивается, во-первых, на разрушение поверх¬
ности снега и вовлечение снежных частиц в снеговетровой поток и, во-
вторых, на удержание этих частиц во взвешенном состоянии в воздухе.
Р. Бегнолд [225, 226] путем моделирования с песчаными наносами
установил, что масса переносимого в воздухе песка возрастает в третьей
степени «эффективной скорости ветра» (превышения наблюдаемой
50
скорости над скоростью, неооходимой для начала движения Ѵо). Движе¬
ние частиц песка и снега имеет много общего. На основе эксперимен¬
тов советскими учеными получена зависимость интенсивности переноса
снега q от скорости ветра V. Д. М. Мельник [141] предложил формулу
9 = 0,0129V3 г[см-мин, где V—скорость ветра, измеряемая на высоте,
флюгера (И м). А. А. Комаров [74] установил эмпирическую зависи¬
мость 9 = 0,0065У3’5 — 0,4 г!см* мин при измерении скорости ветра на
высоте 1 м от поверхности. А. К. Дюнин [50] получил формулу
9 = 0,685(14,05—2)3 г/м * сек, где дается значение скорости ветра на
высоте 0,5 см над поверхностью. Общим выводом этих исследований
является утверждение, что при всех прочих равных условиях количе¬
ство переносимого ветром снега зависит от скорости ветра не менее
чем в третьей степени.
Однако перенос снега значительно отличается от переноса песка.
В зависимости от скорости и турбулентности потока, температуры и
влажности воздуха переносимые по воздуху частицы снега испытывают
непрерывные изменения, связанные с механическим дроблением и воз¬
гонкой. Изменения внешних условий ведут к изменениям в поверхност¬
ном слое снега, что прямо отражается на интенсивности переноса. Нако¬
нец, в общих метелях массы непрерывно выпадающего снега принци¬
пиально меняют характер явления. Все это усложняет связь интенсив¬
ности метели и скорости ветра, которая отличается от кубической зави¬
симости как в ту, так и в другую сторону.
На основании исследований на Земле Адели Ф. Лёве [309] считает,
что для переноса снега вероятна более высокая, чем третья, степень
скорости ветра. В результате измерения метелей в трансконтиненталь¬
ной экспедиции В. Фукса установлено, что интенсивность переноса про¬
порциональна четвертой степени скорости ветра [384]. Г. Лильеквист
[300] в результате исследований в Модхейме нашел, что перенос снега
увеличивается пропорционально пятой степени скорости ветра. Очевид¬
но, такие значительные различия у разных авторов объясняются слож¬
ностью явления и большим количеством определяющих его факторов.
Но главными и принципиально важными являются различия в законо¬
мерностях переноса при общих и низовых метелях.
В Антарктиде большинство снегопадов происходит при сильных
ветрах, т. е. возникают общие метели. Основную массу общей ме¬
тели составляет выпадающий снег, значительная часть которого еще не
касалась поверхности. Интенсивность переноса снега даже на больших
высотах в несколько раз больше интенсивности снегопада [74[, что свя¬
зано со скоростями ветра. Очевидно, чем больше скорость ветра, тем
больше частиц снега проходит через сечение за тот же промежуток
времени.
Обработка данных метелемерных измерений в районе Мирного,, про¬
веденная методом наименьших квадратов, дала возможность получить
следующую зависимость интенсивности снегопереноса 9 * от скорости
ветра I/** (рис. 8):
9 = 0,008 IV2’2 —0,28
при коэффициенте корреляции г=0,85.
* Во всех наших формулах интенсивностью снегопереноса q называется количество
снега, переносимого ветром за 1 мин через сечение в 1 см2 перпендикулярно ветрово¬
му потоку непосредственно у поверхности. Общее количество снега, переносимого1
через сечение шиоиной 1 см и высотой на весь слой метели, называется твердым рас¬
ходом снеговетрового потока Q.
** Значение скорости ветра всюду дается на высоте флюгера (10—11 м).
4*
5І'
Появление почти квадратичной зависимости в этом случае вполне
закономерно и связано с тем, что поток насыщается в значительной
мере выпадающим снегом. Поступление больших масс снега сверху,
а не снизу ведет к меньшей зависимости (чем при низовых метелях)
интенсивности снегопереноса от состояния подстилающей поверхности.
Рис. 8. Зависимость интенсивности обшей метели
от скорости ветра
Кривая построена по формуле, точки — результаты
измерений
При уменьшении интенсивности снегопада в снеговетровом потоке воз¬
растает доля снега, поднятого с поверхности. А это неизбежно поведет
к увеличению степени в уравнении и к постепенному приближению
к кубической зависимости.
Данное уравнение выведено на основании всех наших измерений об¬
щей метели; оно, таким образом, отражает средние условия, характер¬
ные для прибрежных районов материка. Как было отмечено выше, об¬
щие метели происходят здесь при значительном повышении темпера¬
туры, что ведет к изменению свойств снежной поверхности и увеличе¬
нию силы, необходимой для поднятия снега с поверхности. Значит,
поток насыщается главным образом выпадающим снегом, а это ведет
к понижению показателя степени. Очевидно, при понижении темпера¬
туры воздуха и, следовательно, вовлечении в поток больших масс снега
с поверхности показатель степени в уравнении для общих метелей дол¬
жен возрастать.
Интенсивность снегопереноса равна нулю при скорости ветра
Ѵ0 = 5 місек. Это означает, что при скорости ветра больше 5 м)сек на¬
чинается горизонтальное перемещение частиц снега, а при меньшей
скорости происходит лишь снегопад. Начальная скорость переноса воз¬
растает с повышением температуры и уменьшается при усложнении
формы частиц. Замечено, что гидравлическая скорость падения частиц
снега в спокойном воздухе скорее зависит от их формы, чем от разме¬
ров [136]. Связь формы и падения еще резче проявляется при увели¬
чении скорости ветра в связи с более быстрым возрастанием подъемной
силы сложных по форме частиц.
.52
При данной скорости ветра в воздухе может удерживаться лишь
ограниченное количество снега; избыток же его, поступающий сверху,
откладывается на поверхности. Это обстоятельство, а также значитель¬
ное повышение температуры, служит причиной более или менее равно¬
мерного отложения снега при общих метелях даже несмотря на зна¬
чительные скорости ветра. Теоретический анализ А. К. Дюнина [50] так-«
же говорит о том, что твердый расход снегопада через горизонтальную
поверхность при ветре и без ветра одинаков, т. е. в обоих случаях снег
будет распределяться на поверхности равномерно.
И действительно, наибольшие скорости прироста снежного покрова
в Антарктиде наблюдались при общих метелях, даже сопровождавших¬
ся ураганными ветрами. Так, за период работы выносной станции № 3,
находившейся на краю материка недалеко от Мирного, накопление
снега было отмечено только после урагана [29].
Для отлагающегося при общих метелях снега характерна тонкая
ветровая слоистость — чередование темных, более плотных прослоек и
светлых, более рыхлых, причем расположены эти слои почти горизонт
тадьно. Общий объемный вес свежего снега невелик, поскольку для
уплотнения снега во время отложения необходима значительная скорость
ветра и высокая турбулентность воздушного потока, которой он при
общей метели не обладает. Появление чередующихся рыхлых и более
плотных прослоек может наблюдаться лишь при непрерывном поступле¬
нии из воздуха дополнительных масс снега, который при усилении ско¬
рости ветра уплотняется.
Совершенно по-иному происходит перенос снега при низовых
метелях. Находящийся в движении снег можно разделить на пере*
сыпаемый и переметаемый. При усилении ветра выше некоторого пре¬
дела начинают двигаться массы наиболее рыхлого снега. Движение от¬
дельных частиц происходит по принципу сальтации: каждая частица
в полете обладает энергией, которая сообщается при толчке другой ча¬
стице, когда первая падает на поверхность. Одна летящая с большой
скоростью частица может оторвать от поверхности несколько других,
таким образом возникает своеобразная цепная реакция, благодаря
которой происходит насыщение снеговетрового потока [51].
При небольших скоростях ветра, не превышающих 10—15 м/сек,
т. е. при поземке и реже при слабой низовой метели, основная масса
переносимого снега представляет собой пересыпаемые сальтирующие
частицы. Пересыпание бывает особенно интенсивным на шероховатой
поверхности свежего снега, где много незакрепившихся частиц. Так,
при наблюдениях в сильную низовую метель при ветре 18 м/сек перенос
на поверхности рыхлого сугроба составлял около 21 г/см2 • мин,
а на поверхности старого твердого полированного снега — всего
2,5 г/см2 • мин. На некоторой высоте над поверхностью перенос над рых¬
лым и плотным снегом, по-видимому, уравнивается.
По мере увеличения скорости ветра все большее количество частиц
отрывается от поверхности и образует массы переметаемого снега. Это
происходит как при общем, так и при местном усилении ветра
(например, на наветренном склоне). Если скорость ветра постоянна/
переметаемые частицы все время находятся во взвешенном состоянии.
Теоретически при максимальном насыщении снеговетрового потока
зависимость интенсивности переноса от скорости ветра должна быть
всегда одинаковой. Однако в действительности это далеко не так. Так
как ветер обладает большой порывистостью и турбулентностью, а поток
движется над значительными неровностями поверхности, скорость ветра
непрерывно изменяется. Но количество выпадающего из снеговетрового
потока снега зависит от разности кубов начальной и конечной скоростей
53
ветра, т. е. сравнительно небольшое снижение скорости ветра способст¬
вует выпадению большого количества снега [74]. Насыщение потока
происходит значительно медленнее. Поэтому, как правило, снеговетро¬
вой поток при низовой метели не бывает насыщенным до предела, и
при одних и тех же скоростях ветра переносится различное количество
снегд. Это же обстоятельство приводит к более сложным, не кубическим
зависимостям интенсивности снегопереноса от скорости ветра. И здесь
самое важное значение приобретает характер подстилающей поверхности.
Когда метель начинается над поверхностью, уплотненной предыду¬
щей метелью, интенсивность переноса снега очень невелика даже при
больших скоростях ветра. Сильные метели возникают лишь тогда, когда
ветер начинается вскоре после снегопада.
От характера поверхности зависит быстрота насыщения снеговетро¬
вого потока. Длина участка, на котором происходит полное насыщение,
названа А. К- Дюниным [51] «длиной разгона метели». Она может ко¬
лебаться от нескольких метров до нескольких сот метров, а иногда со¬
ставляет километры. В ряде случаев вследствие определенной конфигу¬
рации рельефа «разгон метели» происходит в одних и тех же местах, и
эти участки становятся районами интенсивной ветровой эрозии.
Зависимость переноса снега от состояния поверхности снега при
низовых метелях определяется коэффициентом шероховатости. Измере¬
ния Н. П. Русина [167] показали, что коэффициент шероховатости почти
не изменяется. при увеличении скорости ветра и составляет 0,01 см.
Такое малое его значение, по мнению Н. П. Русина, объясняется тем,
что антарктический снег не только отполирован ветром, но и хорошо
ветрообтекаем. Г. Лильеквист [300] утверждает, что с усилением ветра
увеличивается трение поверхности, которое выражается в заметном
возрастании коэффициента шероховатости и касательного напряжения.
Однако физический смысл такого явления представить невозможно.
Как правильно замечает А. К. Дюнин [51], рост касательного напряже¬
ния во время метели равносилен утверждению о беспредельной транс¬
портирующей способности ветра.
Главным образом от состояния подстилающей поверхности зависит
минимальная скорость ветра, при которой начинается перенос снега при
низовой метели. Большинство авторов (Ф. Лёве, Н. П. Русин, Г. М. Тау¬
бер) считает 5—7 місек (на высоте флюгера) минимальной скоростью,
при которой начинается поземок в наиболее благоприятных условиях.
Эта цифра хорошо согласуется с величиной 2,2 місек у поверхности
снега [49], полученной опытным путем. Очевидно, при затвердевании
снега значение начальной скорости ветра, при которой начинается по¬
земок и низовая метель, будет возрастать.
Критические скорости ветра при снегопереносе имеют ярко выра¬
женный годовой ход (рис. 9). С мая по ноябрь эти скорости изменяются
лишь в пределах 1 місек. Резко отличны они летом и осенью. Если зи¬
мой поземка не бывает лишь при скорости ветра ниже 6 місек, то
осенью и летом этот предел возрастает до 10—11 місек, что связано
с возникновением радиационных корок, препятствующих разрушению
поверхности, а также с более высокими температурами воздуха.
На интенсивность снегопереноса влияет не только скорость ветра,
но и состояние подстилающей поверхности. Поэтому все измерения
интенсивности при низовой метели были разделены на три группы:
1) при рыхлом снеге (твердость не больше 0,8—1,2 кг)см2у, 2) при
средней твердости поверхности (до 4—5 кг/см2) ; 3) при очень твердом
снеге (твердость больше 5 кгісм2). Но учесть все участки поверхности
снежного покрова, поскольку они значительно отличаются от места
к месту, невозможно. Поэтому на графике (рис. 10) точки измерений
54
К м/с ел
Рис. 9. Годовой ход скоростей ветра, предельных для возникновения мете¬
лей и поземков на станции Пионерская
/ — минимальная скорость ветра, при которой возможен поземок; 2 — максимальная
скорость ветра, при которой поземка не бывает; 3 — минимальная скорость ветра, при
которой бывает поземок; 5 — метелевого переноса нет; 6 — поземок; 7 — низовая
метель
Рис. 10. Зависимость интенсивности низовой метели от скоро¬
сти ветра
/ — при твердой поверхности снежного покрова; 2 — при поверхности
средней твердости; 3 — при рыхлой поверхности снега; 4 — измерения
на станции Восток-1
легли около трех, основных кривых, отражающих средние условия со¬
стояния поверхности.
Обработка материалов по методу наименьших квадратов позволила
получить следующие уравнения для каждой из трех групп:
1- я группа: <7=4,ОЗѴ2»8-ІО-3—0,37; r=0,93; Vo= 5 ти/селс;
2- я » <7=6,34V4»0-10-5—0,15; r=0,90; Vo= 7 м/сек\
3- я » <7=1,11V5.1-10-6—0,14; r-0,82; Ѵ0=Ю м/сек.
Полученные степенные зависимости хорошо отражают физический
смысл явления переноса снега при низовой метели: чем меньше рых¬
лого снега на поверхности, тем большая сила нужна для разрушения
поверхностного слоя снега, чтобы поднять частицы в воздух, тем боль¬
ше длина участка, на котором происходит насыщение потока, тем выше
степень зависимости интенсивности метели от скорости ветра.
Аналогичный анализ метелемерных данных В. Г. Аверьянова, полу¬
ченных на станции Восток-1 (см. рис. 10), говорит о том, что какой-
либо разницы в механизме метелевого переноса в прибрежных и внут¬
ренних районах Антарктиды нет. Для станции Восток-1 нами выведено
следующее уравнение:
q = 5,78V4’1- ІО-2 — 0,33; г = 0,98; Ѵо - 4,7 м/сек.
Несколько большая интенсивность переноса при тех же скоростях
ветра и меньшая скорость ветра, при которой начинается поземок
внутри материка, определяются в основном низкими температурами
воздуха и рыхлым снегом, состоящим из более мелких частиц [85, 94].
На основании наблюдений можно предположить, что в определенный
момент увеличение скорости ветра приводит к резкому повышению
интенсивности метели. Низовая метель отличается от сильного поземка
тем, что при прочих равных условиях и почти одинаковой скороОти
ветра интенсивность переноса скачкообразно увеличивается. Возраста¬
ние скорости ветра на 1—2 м/сек, приводящее к скачку, влечет за собой
увеличение интенсивности переноса снега иногда на 4—5 г/сж2 • мин и
превращение сильного поземка в низовую метель. По наблюдениям
В. Г. Аверьянова, на станции Восток-1 при скорости ветра 8—8,5 місек
происходило превращение поземка в низовую метель с резким увели¬
чением интенсивности переноса от 2,0 до 5,7 а/сж2 • мин. В районе Мир¬
ного при твердой поверхности снежного покрова этот скачок происходит
при скорости ветра около 16,5 місек, при средней твердости поверх¬
ности— 15 м/сек, при рыхлом снеге— 14,5 м/сек. Это резкое изменение
силы метели не только фиксируется прибором, оно ясно ощущается
человеком, находящимся вне помещения.
Существование такого скачка может быть объяснено двумя причи¬
нами. При увеличении скорости ветра высота, на которую поднимаются
частицы снега, неуклонно увеличивается. Наконец, частицы достигают
высоты, где скорость ветра гораздо больше, чем в нижних слоях. Они
резко поднимаются вверх, тем самым давая возможность поступить
в снеговетровой поток новым порциям снега. Другой причиной является
существование корок на поверхности снега. Пока ветер не достигнет
определенной силы, он не может разрушить эти корки. Но как только
он превышает 14—16 м/сек, корки начинают разрушаться, а лежащий
под ними более рыхлый снег поступает в снеговетровой поток.
Перенос снега при низовых метелях происходит главным образом
у поверхности. По мере увеличения высоты масса переносимого снега
56
быстро уменьшается. Прежними исследованиями [62] установлено, что
около 90% снега перемещается в приповерхностном слое высотой не
больше 10 см. А. К. Дюнин [51] считает, что почти вся масса снега пере¬
носится в еще более тонком слое — около 5 см\ однако с увеличением,
скорости ветра толщина этого слоя увеличивается. За последние годы
в Антарктиде выполнены наблюдения за величиной переноса на различ¬
ных высотах [167, 231, 309, 328, 332, 349, 384], позволившие установить
профили переноса снега с высотой.
Н. П. Русин для интенсивности переноса снега при низовых метелях
дает уравнение cz=const, где с — количество снега в г/см?* час. z — вы¬
сота в м, а const для условий Мирного равна 8. Р. Стефенсон и X. Ли¬
стер считают, что изменение переноса с высотой определяется степен¬
ным законом D = S//-1’3, где D — перенос в г/см2 •час на высоте Н в см,
aS — постоянная, равная переносу снега на поверхности; S прямо про¬
порциональна интенсивности снегопада и обратно пропорциональна ско¬
рости ветра после снегопада.
Наши наблюдения показывают, что лишь до высоты 15—20 см пере¬
носится значительное количество снега. На высоте 11,5 см интенсив¬
ность переноса в 10 раз меньше, чем у поверхности. По-видимому, при
поземке снег летит не выше 10—20 см, при низовой метели — до 1,5—
2 м и лишь при сильной низовой метели поднимается выше 3 м. Почти
все полярники отмечают именно эти пределы переноса снега. Р. Пири
[343] говорит, что при поземках снежные частицы переносились до уров¬
ня колеи, а при сильных метелях — до уровня головы. По данным Ф. Лё¬
ве [303], при ветрах 6—10 м/сек, когда наблюдается поземок, высота
переноса равна 20 см, а при ветрах порядка 18 м/сек — около 3 м.
На Земле Адели при метелях фактическая дальность горизонтальной
видимости на уровне человеческого роста снижается до 2—5 м. В Мир¬
ном такое чрезвычайное ухудшение видимости наблюдалось очень
редко.
Максимальную высоту переноса определить трудно. Резкое умень¬
шение освещенности во время метели даже при безоблачном небе гово¬
рит о весьма значительной высоте слоя переноса снега. В ряде случаев
метель имеет чисто местный характер и величина облака переносимого
снега может быть сопоставлена с высотами различных точек материко¬
вого ледника. В окрестностях станции Порт-Мартен высота переноса
снега достигала 300 м [352]. В Мирном сравнение высоты снеговетро¬
вого потока с большим ледяным холмом, лежащим в 7 км от поселка»,
говорит о том, что в сильную метель снег переносится на высоте до
40—50 м, поднимаясь выше лишь при отдельных порывах.
При стоковых ветрах большой силы весь слой стекающего воздуха
может быть наполнен снегом, как это нередко наблюдалось на Земле
Адели [237]. Громадное количество переносимого снега может оказы¬
вать влияние и на характер самого ветра. По мнению Ф. Болла, на--
грузка воздуха снегом повышает его плотность на 1 % и ускоряет его
движение [229]. Но, по-видимому, существует и обратное воздействие:
для подъема снега в воздух и его переноса требуется энергия, которая
поступает из движущегося воздуха, за счет чего скорость потока долж¬
на падать.
Снеговетровой поток состоит из снежных частиц различного харак¬
тера. При переотложении свежевыпавшего снега и при общих метелях
переносятся в основном несколько изломанные снежинки, часто еще
не утратившие первоначальную форму. Размеры их достигают 0.2—
0,5 мм. При увеличении скорости ветра и изменении его направления
в южные румбы характер частиц меняется. Появляются мельчайшие
обломки снежинок, потерявшие какое-либо сходство с первоначальными»
57
кристаллами. В процессе переноса происходит непрерывное изменение
■снежных частиц в результате механического дробления и возгонки. Зер¬
на снега, подвергшиеся действию ветра на Земле Адели, округлы, про¬
зрачны и имеют вид льда [241]. Величина таких частиц меньше 0,1 мм
и приближается к 0,01 мм. Ф. Лёве [309] приводит средний диаметр
переносимых частиц 0,013 мм. При скоростях ветра, превышающих
:25 м/сек, нередко вырываются отдельные зерна из старого снега, часто
многолетней давности, и переносятся на значительные расстояния
(рис. И).
Рис. 11. Частицы снега, переносимые при низовой
метели
Увеличение в 30 раз. Фото М. А. Кузнецова
Мельчайшие снежные частицы поднимаются довольно высоко и по¬
долгу находятся во взвешенном состоянии. Наблюдениями с воздуха
установлено, что над Пионерской при определенных ветровых условиях
движется мельчайшая снежная пыль, иногда в виде отдельных струй
различной плотности. Верхняя граница перемещения снежной пыли ко¬
леблется от поверхности ледника до 100 м. Взвешенные в воздухе ча¬
стицы вызывают явление «снежной мглы», повторяемость которого воз¬
растает по мере продвижения в глубь континента. За 1958 г. на стан¬
циях Мирный и Оазис было всего 2 дня со «снежной мглой», на Пио¬
нерской— 83, на Комсомольской — 94, на Советской—124 и на стан¬
ции Восток—158 дней [81].
Образование снежного покрова во время низовых метелей происхо¬
дит при резких усилениях или ослаблениях ветра, в результате в снеж¬
ной толще образуются многочисленные маломощные слои, горизонталь¬
ные, диагональные и наклонные.
Итак, общая и низовая метели имеют ряд отличительных признаков.
1. Общая метель наблюдается при циклоническом характере погоды
и ветрах восточного и востоко-юго-восточного направлений, а низовая
58
метель при антициклоиической погоде и ветрах юго-юго-восточного и
юго-восточного румбов.
2. При общей метели переносятся в основном снежинки, лишь не¬
много утратившие свою первоначальную форму, а при низовой ме¬
тели — мельчайшие обломки снежинок, потерявшие какое-либо сходство
с первоначальными кристаллами.
3. При общей метели характер подстилающей поверхности почти не
имеет значения, поскольку интенсивность метели определяется интен¬
сивностью снегопада. При низовой метели основное значение имеет
подстилающая поверхность.
4. При общей метели, несмотря на увеличение скорости ветра, про¬
исходит равномерное отложение снега, а при низовой метели оно ста¬
новится резко неравномерным.
5. При общей метели образуются мощные слои снега однородного
строения, среднего объемного веса. При низовой метели образуются
слои снега самой различной мощности, с различным строением, иногда
чрезвычайно плотные.
6. В снеге, отложенном при общей метели, размеры кристаллов ко¬
леблются в пределах 0,25—0,35 мм, а при низовой метели — 0,10—
0,20 мм.
МИКРОРЕЛЬЕФ ПОВЕРХНОСТИ И ЕГО ДИНАМИКА
Микрорельеф снежной поверхности формируется под действием
ветра. При слабом ветре образуются мелкие формы высотой всего в не¬
сколько сантиметров, при сильном ветре — крупные формы микро¬
рельефа. На открытых пространствах в результате переметания снега
возникают неровности выше 1 м.
Ветер, изменяя формы рельефа снежной поверхности, в свою оче¬
редь подвергается его влиянию, поскольку на возвышенных местах
его скорость возрастает, а в понижениях падает. Таким образом, между
образованием различных форм микрорельефа и уже существующими
формами наблюдается непосредственная связь. Еще большее влияние
на снегоотложение оказывают формы макро- и мезорельефа поверх¬
ности ледника. Общей тенденцией является выравнивание ледника,
отложение более мощного слоя снега в западинах и ложбинах.
Более сложно происходит отложение снега на склонах. По наблю¬
дениям на Земле Королевы Мод, в связи с преобладанием восточных
и северо-восточных ветров на пологих обращенных на восток склонах
снега накапливается больше, чем на подобных же склонах, экспониро¬
ванных на запад и север. В то же время на крутых склонах наблю¬
дается обратный эффект [368, 390, 391]. Снег обычно удаляется с ниж¬
них частей склонов и откладывается в депрессиях. Этот механизм пере¬
распределения при ветрах подчеркивается С. Райтом и Р. Пристли и
неоднократно наблюдался нами при исследованиях в нижней крутой
части склона материкового ледникового покрова. Например, в районе
Мирного, в 45 км от берега на пологом северо-западном склоне лож¬
бины откладывается снега гораздо больше, чем на юго-восточном.
На движущемся леднике процесс выравнивания поверхности в ре¬
зультате снегонакопления значительно осложняется. Ложе ледника
представляет собой неравномерное чередование понижений и возвышен¬
ностей с общим уклоном в одну сторону. На той части поверхности лед¬
ника, которая на своем пути попала в понижение, накопление снега
усиливается. Когда же в процессе движения этот участок ледника минует
понижение и попадает на возвышенность ложа, интенсивность питания
уменьшится, а в некоторых случаях снежная толща будет утоньшаться
59
вследствие сдувания снега. В следующей западине или ложбине снего¬
накопление опять станет значительным. Это приводит к разной высоте
и различному строению обрыва ледникового покрова на рядом лежащих
участках. Как указывает Б. И. Втюрин [32], там, где ледник проходит
через понижение мезорельефа, в обрыве берегового барьера видны мощ¬
ные горизонты снежно-фирновой толщи, там же, где линия барьера пе¬
ресекает холм, по всему разрезу виден лед.
Различные формы микрорельефа снежного покрова можно объеди¬
нить в несколько групп. Ч. Суитинбенк [389] выделяет три вида снежных
Рис. 12. Генетический ряд форм микрорельефа снежного покрова
форм: заструги, барханы и сугробы. Последние возникают на подвет¬
ренной стороне препятствия или в результате завихрения воздушных
потоков.
Редкие случаи отложения снега при небольшом ветре (в основном
осенью) приводят к образованию на поверхности рыхлого свежего
снега. Формы снежного покрова, возникающие в результате воздействия
ветра могут быть разделены на: а) свободные аккумулятивные, б) вы¬
нужденные аккумулятивные и в) эрозионные (рис. 12).
Покров рыхлого свежеотложенного снеіа образует¬
ся при интенсивном снегопаде, скорости ветра, не превышающей 12—
15 м/сек, и температуре воздуха от —5 до —10°. Такие условия созда¬
ются при вторжении циклонов. Свежий снег отлагается на поверхно¬
сти в виде пятен, полос и полей. Пятна (размером в несколько квад¬
ратных метров) образуются при снегопаде небольшой интенсивности.
Чаще встречаются полосы свежего снега длиной 2—5 м, вытянутые в
направлении ветра. Они образуются за небольшими, порою даже неза-;
метными, препятствиями на поверхности снега. При усилении снего¬
пада образуются поля свежего снега, иногда размером до 100—200 ж2.
Обычно это маломощные образования, не перекрывающие целиком
поверхность старого снега. Для таких полей характерна ступенчатость,
представляющая собой вторично вскрытую ветровую слоистость
(рис. 13).
Объемный вес свежего снега колеблется в пределах от 0,10 до
0,25 г/см\ а твердость — от 0,04 до 0,15 кг/см2. Такая незначительная
величина твердости приводит к тому, что уже ветер 5—7 м/сек начи-.
нает переметать снег. Поэтому рыхлый снег существует обычно не
больше одних суток.
Характерным поверхностным образованием при небольших ветрах
является снежная рябь, неоднократно _ отмечавшаяся С. Райтом и
60
Р. Пристли, Ф. Лёве, М. Меллором. Поперечная волнистая ряоь обра¬
зуется в холодном сухом снеге. Длина этих волн в районе станции
Моусон колебалась от 10 до 40 см при ветрах от 5 до 8 м/сек, а ско¬
рость перемещения составляла 5—18 см/мин [327]. С увеличением ско¬
рости ветра расстояние между отдельными гребешками ряби увеличи¬
вается: в Мирном при ветре около 9 м/сек оно равно 8 см, а при ветре
12 м/сек достигает 12 см. При дальнейшем усилении ветра волны ряби
исчезают, образуются другие формы микрорельефа.
Свободные аккумулятивные формы возникают при на¬
личии значительных выровненных пространств, где отложение снега
происходит в результате уменьшения скорости ветра под влиянием
метеорологических условий или изменения мезо- и макрорельефа по¬
верхности ледника. Свободные аккумулятивные формы представляют
собой или плоские полого-выпуклые бугры, или более крутые и мощ¬
ные сугробы. К формам этого типа относятся и крупные плоские снеж¬
ные валы, которые наблюдал Л. Д. Долгушин на склоне ледникового
покрова севернее 150-го километра от Мирного. Эти валы лежат пер¬
пендикулярно к господствующим ветрам на всем протяжении ледника,
включая и совершенно ровные участки. Л. Д. Долгушин [44] видит при¬
чину их образования в волновом характере стоковых ветров. На пути
к Южному полюсу отмечались огромные валы, достигающие 20—30 м.
Их назвали «китовые спины» (whalebacks) [302].
Несколько особняком в ряду свободных аккумулятивных форм
стоят гряды, весьма широко распространенные в Антарктиде. Л. Д. Дол¬
гушин [44] в пределах зоны стоковых ветров отмечает узкие и длинные
гряды, вытянутые, в юго-восточном направлении и достигающие
50—100 м в длину, 10—15 м в ширину и 1 —1,5 м в высоту с расстоя¬
нием между грядами до 100—150 м. П. А. Шумский в этом же районе
наблюдал гряды высотой до 2,5 м. В пределах береговой полосы гряды
распространены, начиная с 10—13 км от берега. Размеры их аналогичны
описанным Л. Д. Долгушиным, направление — востоко-юго-восточное,
т. е. соответствующее господствующим циклоническим ветрам. По-ви¬
димому, они возникают при сильных общих метелях под влиянием кон¬
фигурации макрорельефа поверхности ледника.
Вынужденные аккумулятивные формы образуются
возле неровностей поверхности. Неровности снежного покрова могут
быть созданы только в процессе накопления самого покрова и являют¬
ся следствием неоднородности ветрового потока, а также влияния на
него различных неровностей ледника и существовавшего ранее снеж¬
ного рельефа. Основными формами являются сугробы и движущиеся
барханы (рис. 14). Барханы возникают при антициклональной погоде,
господствующей в центральных районах материка в течение всего
года, а в береговой полосе — зимой. Их образование зависит от не¬
скольких факторов: 1) силы ветра, 2) температуры воздуха, 3) состоя¬
ния подстилающей поверхности, 4) форм подстилающей поверхности.
5) наличия рыхлого снега на поверхности.
Максимального развития барханы достигают при скоростях ветра
порядка 12—18 м/сек и температурах ниже —12°. Примыкая один к
другому, они образуют цепи, передвигающиеся фронтом по ветру. Вы¬
сота этих цепей достигает 0,5 м, длина — нескольких десятков метров.
Наветренная сторона пологая, подветренная имеет угол естественного
откоса (45—60°). Местами цепи барханов пересекаются. Эти образова¬
ния непрерывно передвигаются и растут. Скорость перемещения зави¬
сит от силы ветра, температуры воздуха, характера подстилающей по¬
верхности и переносимого материала. По мере движения бархана сзади
остается свежая поверхность нового уплотненного снега —- шлейф
61
Рис. 13. Свежий аккумулятивный сугроб. Видна наклонная ветровая слоистость
вскрытая ветром, дувшим со скоростью 12 м/сек,
Рис. 14. Движущийся бархан
бархана, который при усилении ветра разрезается. Сам бархан продол
жает передвигаться до тех пор, пока не изменяется направление и сила
ветра, после чего он закрепляется в виде небольшого сугроба или раз¬
вевается
Результаты изучения барханного переноса снега в Антарктиде
обобщены М. А. Кузнецовым [129]. Выяснено, что движение барханов
начинается при ветре 8—10 м/сек, а при ветрах 13—15 м/сек они при¬
нимают форму, характерную для песчаных образований. При этом
ширина их фронтальной части составляет 5—8 ж, длина шлейфа 10—
15 ж, высота гребня 30—50 см, а длина осыпи 1—1,5 ж. Скорость дви¬
жения барханов в этих условиях составляет 1,5—2,5 м/час. При увели¬
чении скорости ветра до 18 м/сек бархан становится выше, гребень его
смещается в среднюю часть и длина осыпи становится равной длине
шлейфа. При этом скорость движения достигает 4 м/час. На плато
Виктории максимальная скорость движения барханов составляла
0,9 м/час [396].
В прибрежных районах барханы возникают лишь осенью и в начале
зимы, когда на поверхности много рыхлого снега, а скорости ветра
редко превышают 20 м/сек. На шельфовом леднике Модхейм барханы
отмечались очень редко и не превышали в высоту 20 см [389]. Наи¬
большего развития (7—8 месяцев) барханы достигают на южной пери¬
ферии зоны стоковых ветров (станция Пионерская).
Аккумулятивные формы являются результатом преобразования
поверхности снежного покрова во время циклонической погоды. Впос¬
ледствии они частично разрушаются ветрами другого направления. Этот
процесс происходит всегда при смене циклонического и антициклони-
ческого типов формирования снежного покрова. Снег, образовавшийся
в результате разрушения барханов, отлагается под защитой выступаю¬
щих остатков шлейфов, образуя новые сугробы. Возникает неправиль¬
ный ячеисто-бугристый микрорельеф, сложенный снегом разного воз¬
раста — от самого старого, сильно затвердевшего, до самого молодого,
сыпучего, бесструктурного.
Эрозионные формы образуются из аккумулятивных под воз¬
действием сильных, главным образом стоковых ветров, которые полно¬
стью разрушают поверхностные образования, а часто вскрывают и бо¬
лее глубоко лежащие слои, образуя две основные формы — заструги и
впадины (рис. 15). Эрозионные формы образуются при отсутствии при¬
носа больших масс снега извне. Форма заструг и вырезов в них зави¬
сит от первоначальной плотности наметенного снега. При наличии
ветровой доски образуются карнизы. Большие карнизы испытывают
пластические деформации и изгибаются.
Почти вся поверхность материка покрыта застругами, существова¬
ние и развитие которых обусловливается силой и направлением гос¬
подствующих в данном месте ветров. Все антарктические исследовате¬
ли отмечают заструги, но некоторые неверно определяют эту форму
микрорельефа. М. Меллор [327] утверждает, что вновь образованные
заструги перемещаются по ветру со скоростью от 13 до 23 см/час при
скорости ветра 8 м/сек. В. Виккерс [394] также говорит о перемещении
заструг и форме их в виде полумесяца. По-видимому, некоторые ис¬
следователи путают заструги с передвигающимися барханами, забывая
о том, что заструг является наиболее типичной эрозионной формой,
возникающей при разрезании ветром ранее существовавших сугробов
снега (ведь и само название заструг происходит от слова «строгать»,
«застрогать» [55]).
Наибольшего развития заструги достигают в зоне стоковых ветров.
Высота заструг, по данным П. А. Шумского, в конце лета возрастает
63
Рис. 15. Резкие заструги и корразионные впадины
от 5 см вблизи берега до 130 см в районе 225 км. Аналогичная
закономерность сохраняется и в зимнее время: наибольшая высота за¬
струг (до 100—150 см) отмечается в пределах 180—350 км от берега.-
И к югу, и к северу от этого пояса величина заструг уменьшается. На
Земле Мак-Робертсона максимальная высота заструг отмечалась при¬
мерно в том же поясе: на широте 69°52z— до 140 см, на широте 72°40z—
до 100 см [327]. Наименьшую высоту заструги имеют в центральных
районах Антарктиды: уже в районе Комсомольской разница в высо¬
тах отдельных форм микрорельефа не превышает 25 см, а на станции
Восток максимальная высота заструг 30—40 см. На шельфовых ледни¬
ках, где нет стоковых ветров, высота заструг не превышает 30—40 см.
Наблюдения, проведенные в трансконтинентальном переходе через
Южный полюс, показали закономерное изменение высоты и направле¬
ния заструг на континенте (рис. 16). В. Фукс отмечает, что наиболее
многочисленные заструги высотой от 1 до 1,6 м начали встречаться на
расстоянии 120 км от начала пути, а в 90 км от полюса поверхность
стала более ровной [259]. На больших пространствах континента направ¬
ление ветра колеблется от юго-юго-востока до северо-востока. Обычно
имеется две-три системы заструг, соответствующих этим ветрам, причем
наибольшие по величине и самые резкие по форме заструги образованы
стоковыми ветрами.
В прибрежной полосе материка в районе Мирного основные направ¬
ления заструг — стоковое юго-восточное (азимут 200—240°) и циклони¬
ческое восточное (240—280°)—очень устойчивы. В зависимости от
макрорельефа ледника направления заструг колеблются в пределах
20—30°. Общей тенденцией по мере движения в глубь материка являет¬
ся некоторый разворот (10—20°) заструг к югу. Наоборот, на шельфо¬
вых ледниках и на ледниковых куполах значительное развитие полу¬
чают заструги северо-восточного направления (300—310°).
При общем юго-восточном направлении стоковых ветров на большей
части склона ледникового покрова могут быть местные отклонения,
64
СИ
5
КоглЯКОВ
Рис. 16. Величина и направление заструг по маршрутам Британско-новозеландской трансантарктической экспедиции (точки) и экспедиции
Р. Скотта 1910 г. (пунктир)
1 — заструги со средней высотой больше 50 см; 2 — заструги со средней высотой меньше 50 см
Таблица 7
Характеристика форм микрорельефа
Формы
микрорельефа
«условия образования
Размены
Объемный
вес,
гісм?
Твердость,
кг/см*
Механизм образовани:
Пути дальнейшего
развития
ветег,
м]се&
темпе¬
ратура,
°C
метелевые
явления
подстилающая
поверхность
высота,
см
длина,
м
шири¬
на, м
Пятна све¬
жего снега
5—10
0-5
Снегопад
Оледене¬
лый фирн
5
2
1
0,20
0,20
Отложение при
небольшом ветре
Испарение через
2—3 дня
Полосы
свежего сне¬
га
8—15
0-5
Слабая
общая метель
Бугристый
оледенелый
фирн
5—10
10
1—2
0,25
0,30
Отложение за
небольшими вы¬
ступами
Испарение через
5—10 дней
Испарение, а
Поля све¬
жего снега
10-20
—5—15
Интенсив¬
ная общая
метель
Различная
10—15
10
10
0,30
0,50
Отложение в
плоских понижени¬
ях
также небольшое
разрезание, пре¬
образование в су¬
гробы
Рыхлые
сугробы
10—15
—5—10
Общая ме¬
тель
Различная
10—25
3
2
0,25—0,30
0,20
Отложение в со¬
ответствии с мик¬
рорельефом
Сдувание или
разрезание, образо¬
вание молодых за¬
струг
Плоско-по¬
логие бугры
15-2С
-10-2С
Средняя
низовая ме¬
тель
»
10-20
5
5
0,35
1,50
Отложение при
отсутствии разре¬
зания
Постепенное
уплотнение и зат¬
вердевание
Мощные
плотные су¬
гробы
15—25
-10—25
Интенсив¬
ная низовая
или общая
метель
»
20—50
20
10
0,38
2,2
Отложение при
сильном ветре и
интенсивном сне¬
гопаде
Небольшое раз¬
резание ветром, по¬
степенное затверде¬
вание
Г ряды
15—25
—10—20
Интенсив¬
ная общая
метель
»
! 00—15С
50—100
5—10
0,40
3,5
Отложение в со¬
ответствии с мак¬
рорельефом
Постепенное
уплотнение и зат¬
вердевание
Сугробы
15—25
-10-20
Средняя
низовая ме¬
тель
Покров не¬
плотного
снега
20—30
5
3
0,40
2,5—3,5
Переотложение
неплотного снега
за значительными
выступами
Постепенное
уплотнение и зат¬
вердевание
Барханы
12—18
-12-25
Поземок
Участки
рыхлого сне¬
га
20-25
3
2
0,25
0,40
Пересыпание по
поверхности не¬
связанных частиц
При увеличении
ветра — развевание,
при уменьшении —
затвердевание
Шлейфы
барханов
12—18
—12—25
»
Передвига¬
ющиеся бар¬
ханы
10
6
2
0,35
1,2
Закрепление
тонкого слоя снега
в тылу бархана
Разрезание вет¬
ром, превращение
в поле заструг
Поля мел¬
ких заструг
12—18
-12—25
Поземок
Шлейфы
барханов
10*
0,6
0,3
0,35
1,5
Разрезание шлей¬
фов барханов
Перекрытие но¬
вым движущимся
барханом
Молодые
заструги
12—18
—10—15
»
Рыхлые
сугробы
10—25
2
0,5
0,32
0,8
Разрезание уси¬
лившимся ветром
рыхлых сугробов
При усилении
ветра — разрезание,
при уменьшении —
закрепление
Заструги
25—30
—15—30
Низовая
метель
Сугробы
50
2
1
0,40
0,4
Разрезание круп¬
ных сугробов сред¬
ней плотности
При продолже¬
нии ветра — обра¬
зование карнизов
* Даны размеры отдельного заструга. Величины
всего поля заструг см. размеры шлейфа бархана.
Рис. 17. Поверхность снежного покрова
6 в
на станции Пионерская 1 июля (а), 12 сентября 1957 г. (б) и 1 января 1958 г. (в)
связанные с рельефом.. Так, на Земле Мак-Робертсона депрессия лед
ника Ламберта имеет склон юго-западной экспозиции, изменяющей на¬
правление стоковых ветров. В полосе до 70 км от берега здесь азимут
заструг составил 140—160°. Однако дальше по мере подъема по склону
происходил постеленный разворот стокового ветра к востоку: азимут
заструг стал около 225° в пределах 300—400 км от берега [318].
Описанные формы микрорельефа снега характерны для всей терри¬
тории Антарктиды. Принятое нами деление условно, так как в природе
встречается бесконечное множество сочетаний процессов и форм: раз¬
личные аккумулятивно-эрозионные формы, возникновение заструг в
процессе снегоотложения и др. Под действием ветра заструги часто
полностью разрушаются и таким образом микрорельеф поверхности
испытывает полную инверсию.
Различные формы микрорельефа поверхности отличаются не толь¬
ко по внешнему виду, но и по всему комплексу физических и механи¬
ческих свойств, таких как объемный вес, твердость, воздухопроницае¬
мость и др. Например, осредненные данные 120 измерений твердости
поверхностного слоя снега, сделанные на первый-второй день после
возникновения различных форм микрорельефа, дали следующие резуль¬
таты: барханы — 0,41 кгісм2, шлейфы барханов—1,15 кгісм2, свежие
заструги—1,90 кг/см2, свежие сугробы — 2,38 кгісм2.
Ввиду многообразия встречающихся форм микрорельефа проведе¬
на генерализация и сделана попытка классифицировать их (табл. 7).
Самые большие изменения на поверхности снежного покрова про¬
исходят зимой, когда ветры достигают наибольшей силы и повторяе¬
мости. На рис. 17 показан в изолиниях микрорельеф поверхности на
снегомерной площадке размером 100X100 м. С января по июнь 1957 г.
(рис. 17, а) общая величина снегонакопления, вызванного циклониче¬
скими вторжениями в осенний период, составила 31 см. Снег отложил¬
ся равномерно, что объясняется мощными снегопадами при сравни¬
тельно высокой температуре. В течение зимы нового снега почти не
выпадало, общий прирост составил с 1 июля по 12 сентября (рис. 17, б)
всего 2 см в результате приноса его из более глубоких районов мате¬
рика. Однако этот период характеризовался почти непрерывными низо¬
выми метелями, при которых происходило перераспределение снега.
При том же количестве снега рельеф поверхности стал значительно
более резким. С 12 сентября по 31 декабря (рис. 17, в) снегонакопле¬
ние составило только 9 см. Такое незначительное количество снега не
могло существенно изменить микрорельефа, который к началу лета
остался таким же резким. Лишь в течение летнего периода благодаря
значительному испарению и оседанию произошло некоторое выпола-
живание поверхности (см. рис. 17, в).
Лишь в зоне стоковых ветров встречается старый снежный покров,
имеющий возраст более одного года. Как в центральных, так и в при¬
брежных районах материка любой снег, лежащий на поверхности, об¬
разовался в текущем сезоне. Это объясняется мощным снегонакопле¬
нием у берега моря и равномерным отложением во внутренних районах.
РЕЖИМ НАКОПЛЕНИЯ СНЕГА В ТЕЧЕНИЕ ГОДА
В соответствии с характером погодных условий и процессов, про¬
исходящих в тропосфере над Антарктикой, большинство авторов при¬
нимает следующую продолжительность сезонов: лето — с декабря по
февраль, осень—март и апрель, зима — с мая по сентябрь и весна —
октябрь и ноябрь. Во внутренних районах материка, подверженных
редким циклоническим воздействиям, накопление снега происходит
69
более равномерно в течение всего года, чем в прибрежных районах и на
склоне ледникового покрова.
На всех антарктических станциях, где велись детальные круглого¬
дичные наблюдения за снежным по-кровом, отмечено три максимума
снегонакопления: наиболее значительный осенью и в начале зимы, не¬
сколько меньший в конце зимы и весной и в отдельных случаях
летом (рис. 18). Это явление вполне закономерно и связано с тем, что
основная масса снега выпадает при вторжении на материк циклонов.
Весенний
Рис. 18. Ход накопления снега в течение года на станциях:
Мирный Модхейм (2), Элсуэрт (3), Пионерская (4) и Бэрд (5)
Всюду наибольшие снегопады отмечались с апреля по июнь. В 1957 г.
на Южном полюсе самая сильная общая метель со скоростью ветра до
26 м/сек была 25—29 мая; в Литл-Америке такая же буря без переры¬
вов продолжалась с 13 по 21 июня. Обработка данных по району
Китовой бухты за 1911, 1929—1930 и 1934— 1935 гг. показывает, что
осенью больше, чем в любое другое время года, дней со снегом, позем¬
ками и облачностью и, наоборот, наименьшее количество ясных дней
[48, 245]. Из табл. 6 видно, что осенью повторяемость метелевых явле¬
ний чрезвычайно велика и сравнима лишь с зимним периодом господ¬
ства сильных стоковых ветров. Наиболее интенсивные общие метели в
Мирном отмечаются осенью.
По-видимому, наиболее интенсивное осеннее накопление снега свя¬
зано с самым близким положением кромки чистой воды к побережью
материка. Конечно, наличие морского льда не может существенно из¬
менить атмосферную циркуляцию и пути циклонов, но оно оказывает
прямое воздействие на интенсивность снегопадов. Высокому содержа¬
нию водяного пара в воздухе способствуют два фактора: относительно
высокая температура и короткий путь от открытой воды. Ближе всего
чистая морская вода к материку находится осенью и в начале зимы,
пока не образовался припай и не увеличился пояс паковых льдов. В это
же время сохраняются еще сравнительно высокие температуры воз¬
духа. Поэтому именно осенью при прохождении циклонов бывают са¬
мые сильные снегопады.
70
' Северная граница морских льдов в разные годы занимает различ¬
ное положение, что прямо отражается на выпадении снега в течение
года. В некоторые годы создаются условия, способствующие мощным
снегопадам зимой и весной. Обычно же во второй половине зимы, в
связи с низкими температурами и малым содержанием влаги в воздухе,
снегопады редки и не сильны.
Летом температурные контрасты между ледниковым покровом и
морем несколько сглаживаются, вследствие чего циклоническая дея¬
тельность затухает, и снега выпадает немного. На станции Литл-Аме¬
рика аккумуляция снега с 1 ноября 1957 г. по 1 февраля 1958 г. соста¬
вила всего 5 см [393]. В районе Мирного за летний период 1957/58 гг.
выпало около 10 см снега. Однако в ряде случаев (например, на стан¬
ции Модхейм) отмечается летний максимум, выраженный нерезко из-
за сильного испарения, оседания, а также таяния.
В Мирном, как и в большинстве прибрежных районов материка,
снежный покров формируется при циклонах, сопровождающихся силь¬
ными ветрами восточных румбов, интенсивными снегопадами, срав¬
нительно высокой температурой. Максимум прироста снега приходится
на апрель—июнь и сентябрь-октябрь, т. е. на переходные периоды
(табл. 8). Общие метели происходят в близких условиях при темпера¬
турах от —5 до —10°.
Снегоотложение прямо пропорционально интенсивности снегопада,
а с увеличением скорости ветра при прочих равных условиях умень¬
шается.
Таблица 8
Прирост снежного пскрова в районе Мирного в 1957—1958 гг. (в см)
Месяц
Снегомерная площадка № 1
Снегомерная площадка № 2
за месяц
в среднем
за день
п”и цикло¬
нических
ветрах
при стоковых
ветрах
за месяц
в среднем
за день
■Февраль
4,5
0,24
6,2
—1,7
—
—
Март
12,9
0,42
14,5
—2,1
—
—
Апрель
35,6
1,19
39,9
—3,2
30,5
1,02
Май
23,7
0,76
21,8
1.9
20 0
0,65
Июнь
43,3
1,44
45,2
—1,9
28,5
0,95
Июль
8,5
0,27
11,6
—3,1
7,0
0,23
Август
0,2
1,01
5,4
—5,2
11,7
0,38
Сентябрь
14,8
0,49
17,0
—2,2
46,9
1,56
Октябрь
18,2
0,59
21,4
0,3
27,6
0,89
Ноябрь
—5,2
—0,17
2,8
—
—5,7
—0,19
Декабрь
— 13,7
—0,44
2,7
—
—1,9
—0,06
Январь
—13,8
—0,45
6,6
—
—
—
Февраль
—2,3
—0,21
—
—
—
—
Примечан ие. Знак «минус» означает убыль снежного покрова.
Прирост снежного покрова при циклонах достигает значительных
величин. Например, за шесть дней (20—25 июня) почти не прекращаю¬
щегося снегопада в ААирном отложение снега составило 44 см. При
этом суточный прирост снега в отдельные дни достигал 10 см. Боль¬
шие среднесуточные величины снегонакопления при циклонах наблю¬
даются осенью (5,9; 6,0; 7,4 см в день) и весной (3,0; 5,2 см в день).
71
Увеличение скорости циклонических ветров обычно сопровождается
усилением снегопада. В Модхейме при средней скорости ветров
7,7 м/сек в дни с наибольшим снегонакоплением ветер имел в среднем
скорость 10,6 м/сек [390]. В то же время при увеличении скорости сто¬
ковых ветров увеличивается эрозия снега.
Отложению снега при стоковых ветрах, происходящему крайне
редко (см. табл. 8), способствует восточное направление форм микро¬
рельефа, возникших во время общих метелей. Стоковые ветры, дуя по¬
перек этих форм, откладывают снег между их неровностями. Но все же
чаще они разрушают то, что отложилось при восточных ветрах. Ана¬
лиз баланса накопления снежного покрова в Мирном в 1957 г. пока¬
зал, что при всех случаях стокового ветра снегонакопление составило
18,3 см, в то же время уменьшение высоты при стоковых ветрах было
равно 29,5 см. Таким образом, общий баланс оказался отрицательным
(—11,2 см).
Преобладание накопления или развевания при стоковых ветрах
мало зависит от температуры: накопление происходит при средней тем¬
пературе— 15,6°, а развевание при —15,2°. Главная причина заключает¬
ся в скорости ветра: при накоплении средняя скорость ветра равня¬
лась 14 місек (от 5 до 23 місек), а при сдувании— 19 м/сек (от .10 до
35 м/сек). Этот вывод объясняется механизмом переноса снега. Дей¬
ствительно, при больших скоростях ветра летящие частицы снега воз¬
действуют на поверхность гораздо сильнее, чем при небольших скоро¬
стях. При малых скоростях ветра снег, перенесенный из более глубо¬
ких районов материка, выпадает из снеговетрового потока и отклады¬
вается на поверхности. Это зависит как от закономерною уменьшения
скорости ветра в 1—2 км от берега, так и от некоторого повышения
температуры и влажности воздуха. Кроме того, при низовой метели в
диапазоне 14—16 м/сек интенсивность переноса резко увеличиваемся
при возрастании скорости ветра даже па 1—2 м/сек. При скоростях
ветра, больших 14 —16 м/сек, всегда происходит разрушение поверх¬
ности, и в снеговетровой поток поступают дополнительные массы
снега.
Формирование снежного покрова происходит при определенных по¬
годных условиях, что ведет к тому или иному типу снегонакоп¬
ления.
Типом снегонакопления мы называем совокупность условий и про¬
цессов, происходящих на поверхности снежного покрова и ведущих к об¬
разованию различных видов поверхности. Выделено восемь типов сне¬
гонакопления.
1. Условия стабильны. Существенных изменений повеохности не
происходит.
2. Снегопад небольшой интенсивности при температуре, близкой к
0°. На поверхности отлагается рыхлый снег. Утром- и вечером в резуль¬
тате усиления стокового ветра образуются маломощные сугробы, ко¬
торые днем под влиянием высокой температуры разрушаются.
3. Снегопад небольшой интенсивности при температуре около —10°.
Происходит отложение рыхлого снега, который обычно затем развеи¬
вается.
4. Снегопад средней интенсивности при ветре 10—15 м/сек и темпе¬
ратуре от —5 до —12°. Откладывающийся снег образует свободные
аккумулятивные формы — широкие пологие сугробы высотой 10—20 см,.
которые в процессе отложения частично разрезаются.
5. Ветер восточных румбов со скоростью 10—20 м/сек. Мощный сне¬
гопад. Свежий снег среднею объемного веса отлагается довольно мощ¬
ным ровным слоем.
72
6. Сильный стоковый ветер со скоростью около. 20 м/сек. Происхо¬
дит переотложение снега. Старый снег в значительной степени сду¬
вается, откладываются новые мощные и плотные сугробы. Одновремен¬
но разрезается поверхность снега.
7. Сильный стоковым ветер со скоростью более 20 м/сек. Снежная
поверхность разрушается, создаются эрозионные формы.
8. Поземок средней интенсивности при ветре 10—15 м/сек. Проис¬
ходит переотложение снега, образование движущихся барханов и
шлейфов свежѳпереметенного снега.
Рис. 19. Ход снегонакопления в районе Мирного в 1957 г.
^макс ^мин
Высота снежного покрова: / — средняя; 2 — максимальная; 3 — минимальная; 4
Наибольшего развития достигает тип 1 (45% общего числа случаев).
Этот тип характерен для всего лета и значительной части зимы, когда
ветры не превышают 5—8 м/сек. Говоря об остальных типах, следует
отметить, что и циклонические (2, 3, 4, 5), и антициклонические (6, 7, 8)
развиты в равной степени: соответственно 26 и 29%•
Частое чередование циклонических и антициклонических осадковч
создает в районе Мирного своеобразный режим снегонакопления
(рис. 19). Кривая 1 является результатом осреднения отсчетов мощ-
ности снежного покрова по 100 точкам и таким образом хорошо отра¬
жает действительную картину. Крайние же значения 2, 3 сильно отли¬
чаются от среднего. На рис. 19 приведена также кривая 4, характери¬
зующая относительное превышение одних элементов микрорельефа-
снега над другими. Минимальное значение величины (3—15 см) наблю¬
дается летом, при отсутствии метелевого переноса. Совсем небольшое
переметание снега уже вносит усложнение в строение поверхности.
Превышение отдельных форм микрорельефа особенно велико после
общих метелей с мощным снегоотложением (25 июня — больше 100 см,
26 мая и 27 июля — около 60 см). Однако в последующие дни про¬
исходит нивелирование поверхности, главным образом при поземке,
когда массы рыхлого снега засыпают понижения между резко выдаю¬
щимися формами. Так, 28 июня, через три дня после окончания общей
метели, благодаря поземку разность высот уменьшилась со 100 до
25 см. I
Наоборот, разрезание поверхности и увеличение амплитуды вы¬
сот между отдельными формами наблюдается при сильных стоковых
ветрах, (например, 8 октября). Такое перераспределение снега на по¬
верхности связано в первую очередь с существующим микрорельефом;
как правило, после кратковременного периода расчленения поверх¬
ности идет медленный процесс выравнивания.
73?
РАЗВИТИЕ ПОВЕРХНОСТИ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
Особенности развития в холодное время года
Главная роль в изменении поверхности снега в прибрежных райо¬
нах Антарктиды зимой принадлежит ветру, а летом — солнечной ра¬
диации. Наибольшие изменения происходят зимой. Сезонные различия
меньше выражены в зоне стоковых ветров, где ветры сильны в течение
всего года, и в центральных районах, где, наоборот, круглый год сила
ветров очень невелика.
Основное воздействие ветра заключается в уплотнении снега
(ветровое уплотнение), имеющем двойственный характер. С одной
стороны, под механическим воздействием ветра кристаллы дробятся на
более мелкие осколки и укладываются в снежном покрове до значи¬
тельной плотности. С другой стороны, влажный холодный ветер при¬
водит к сублимации влаги на поверхности снега и ускоряет сублима¬
ционное уплотнение снега.
Поскольку пластинчатые и столбчатые кристаллы разрушаются вет¬
ром в разной степени, то казалось бы, что от их соотношения зависит
и объемный вес снега. Пластинчатые кристаллы, разрушаясь ветром
на мельчайшие частицы, укладываются в снежном покрове более плот¬
но, чем осколки столбчатых кристаллов, которые создают заметную по¬
ристость снега и уменьшают его объемный вес. Однако эти свойства
кристаллов хорошо проявляются в объемном весе снега только там,
где нет сильных ветров, например, на шельфовых ледниках и прибреж¬
ных ледниковых куполах. В береговой полосе материка годовой ход
изменения объемного веса в поверхностном слое соответствует измене¬
нию средней скорости ветра. Поэтому в июле-августе объемный вес
снега, в котором содержится наибольшее количество столбчатых кри¬
сталлов, оказывается не наименьшим, а наибольшим. Скорость ветра в
эти месяцы так велика, что столбчатые кристаллы также разрушаются
на мельчайшие осколки.
Уплотнение поверхности снежного покрова зависит главным обра¬
зом от силы ветра и температуры, которые имеют свои закономерности
в различных районах материка. Аналогичным закономерностям подчи¬
няется и объемный вес. Так, на станции Литл-Америка, не подвержен¬
ной воздействию стоковых ветров, объемный вес весной и летом имеет
следующие значения: ноябрь — 0,307, декабрь — 0,296, февраль —
0,278 г! см3 [393] с максимумом зимой, равным 0,38 г!см3 (по Ф. Уэйду).
В Мирном, где господствуют стоковые ветры, объемный вес поверх¬
ностного слоя снега значительно больше: в ноябре он равен 0,444 г/слі3.
Таблица 9
Зависимость объемного веса снега от высоты местности
и средней температуры на Земле Королевы Мод
Высотный интервал,
м над уровнем моря
Сгедняя
высота, м
Сгедняя
годовая
темпеоатура,
°C
Сгеднее значение
объемного веса,
г/см?
0—500
160
—18,2
0,447
501—1000
770
—21,4
0,423
1001—1500
1280
—24,7
0,422
1501-2000
1770
—28,8
0,406
2001—2500
2380
—35,7
0,390
2501—3000
2710
—40
0,330
74
В. Шютт {368] обнаружил очень правильное уменьшение объемного
веса при удалении от берега (табл. 9). Объяснение этой закономер¬
ности В. Шютт ищет в высоте места и средней годовой температуре,
лишь мимоходом отмечая роль ветра. Нам кажется, что и высота, и
температура в данном случае факторы второстепенные; главное заклю¬
чается в то'М, что в этом районе Антарктиды, начиная с 1500 ж, значи¬
тельно уменьшаются скорости стоковых ветров. Наблюдения в Совет¬
ской экспедиции неоднократно подтверждали это.
Рис. 20. Зависимость объемного веса свежего снега
от скорости ветра для прибрежных районов
Кривая построена по формуле, точки — результаты
измерений
С возрастанием скорости ветра V объемный вес у свежего снега
увеличивается. В районе Мирного при температурах от —5 до —10° и
скоростях ветра от 6 до 35 м/сек, когда отлагаются основные массы
свежего снега, обнаружена правильная параболическая зависимость
(рис. 20)
г = 0,104 уѵ^в.
Характер кривой показывает, что при скорости ветра выше
10 м/сек объемный вес свежеотложенного снега равномерно увеличи¬
вается от 0,21 г/см?. С падением скорости ветра объемный вес резко
уменьшается и при скорости около 6 м/сек близок к нулю. Это явление
вызвано уплотнением снега в момент его отложения под влиянием дви¬
жущегося воздуха и давления летящих частиц снега. Последнее, особен¬
но при небольших скоростях ветра, имеет решающее значение. Как по¬
казали исследования, метелевый перенос в прибрежной полосе начи¬
нается лишь при скоростях ветра 6—8 м/сек. В результате объемный
вес снега, отложенного при штилевой погоде, должен быть ни¬
чтожен.
Однако в прибрежной полосе Антарктиды объемный вес меньше
0,1 г/см? почти никогда не наблюдался, поскольку снегопадов без ветра
не было.
Как показали исследования, и в центральных районах Антарктиды,
и в зоне стоковых ветров соотношения объемного веса, скорости ветра
и температуры воздуха совершенно иные.
75
С течением времени объемный вес снега, лежащего ira поверхности,
увеличивается. Как показали эксперименты [34], наиболее резко изме¬
няется объемный вес вначале, когда в связи с малым начальным объ¬
емным весом даже небольшое приращение нагрузки ведет к резкому
уплотнению снега. Затем объемный вес увеличивается медленнее, так
как воздушные поры постепенно сокращаются. Так, в районе Мирного
объемный вес поверхностного слоя снега в течение 80 дней увеличился
кг/см’
Числа
Рис. 21. Увеличение твердости поверхности снега
со временем
Объяснение условных обозначений дано в табл. 10
с 0,21 до 0,51 г/см3, но происходило это неравномерно. В первые десять
дней произошло уплотнение на 0,15 г/см3, т. е. в среднем на 0,015 г/слг3
в день. В течение последующих 50 дней объемный вес увеличился еще
на 0,14 г/см?, или в среднем по 0,003 г!см3 в день. Дальнейшее увеличе¬
ние объемного веса почти приостановилось, так как даже ветер в 30—
4о м/сек не мог оказать сколько-нибудь существенного влияния на
чрезвычайно плотно упакованные кристаллы снега.
Следует заметить, что уплотнение снега на поверхности происходит
в общем быстрее, чем внутри снежного покрова, что объясняется учас¬
тием сублимационного затвердевания под влиянием ветра. Кроме то¬
го, сильные ветры вызывают циркуляцию воздуха в снеге, особенно если
его поверхность неровная. Такая циркуляция приводит к увеличению
удельной теплопроводности и дополнительному потоку тепла, на что
указывают Е. Зорге [382] и Ф. Лёве [309]. Этот процесс с особой интен¬
сивностью идет в рыхлом снеге, лежащем под поверхностным слоем и
имеющем большой коэффициент воздухопроницаемости. Наибольший
объемный вес имеют те слои, которые долгое время находились на по¬
верхности. Максимальный объемный вес снега, находившегося на по¬
верхности около четырех месяцев, достиг 0,533 г/см3.
Увеличение объемного веса снега сопровождается затвердевани¬
ем поверхностного слоя. Однако твердость является более изменчивой
величиной, нежели объемный вес. Увеличение твердости поверхности
зависит от условий образования и существования снега. Из анализа
данных, приведенных в табл. 10 и на рис. 21, видно, что главным фак¬
тором, определяющим интенсивность увеличения твердости снега, явля¬
ются условия образования тех или иных форм поверхности снега.
Дальнейшие же условия существования играют подчиненную роль,
лишь несколько усиливая или замедляя процесс.
76
Таблица 10
Характеристика участков с разновозрастным снегом
Группа
участков
№ участка
Условия образования
Условия существования
поверхность
снега
метел евые
явления
преобладающая
поіода
преобладающи і
тип
снегонакопле¬
ния
температу¬
ра, °C
А
1
Покров
рыхлого сне¬
га
Снегопад
Общая
метель
3, 5
—2—12
2
Поля за¬
струг в све¬
жем снеге
Общая
метель
Поземе к
6, 7, 8
—10—20
3
Полосы
рыхлого
свежего снега
»
»
6, 8
-5-15
Б
4
Пологие
сугробы
Поземок,
низовая
метель
Поземок
4, 8
-10-22
5
Пологие
сугробы, за¬
струги
Общая
и низовая
метель
»
4, 8
—10—15
В
6
Бугры све-
жэго снега
Поземок
Низовая
метель
4, 7, 8
-10—20
7
Сугробы
свежего сне¬
га
»
Поземок
1. 8
—5—15
Наряду с общей тенденцией затвердевания иногда создаются усло¬
вия, при которых в поверхностном слое начинается разрыхление. Теп¬
лый сухой ветер (типа фёна), несмотря на свое уплотняющее действие,
вызывает усиленную возгонку паров и, как следствие этого, разрыхле¬
ние верхнего слоя снега. Переносимый при стоковых ветрах вниз по
склону ледникового покрова воздух адиабатически нагревается и удаля¬
ется от точки насыщения, достигая побережья иногда в виде настояще¬
го фёна. В течение 1957 г. в Мирном несколько раз отмечалось значи¬
тельное разрыхление поверхности. Однажды при стоковом ветре твер¬
дость трех различных участков поверхности уменьшилась соответственно
с 16,6 до 7,5; с 19.3 до 15,2 и с 21,3 до 16,1 кг/см2, хотя затем темпера¬
тура несколько понизилась.
Твердость снега со временем изменяется в значительно больших пре¬
делах, чем объемный вес Твердость участка снега, находившегося на
поверхности 80 дней, увеличилась с 0,4 до 65 кг!см2 — более чем в
100 раз, тогда как объемный вес этого снега возрос лишь в 2,5 раза.
На основании анализа данных выведена зависимость (рис. 22) меж¬
ду твердостью и объемным весом поверхностного слоя снега при тем¬
пературах от —10 до —15° (средний возраст снега 15 суток), которая
аппроксимируется кривой с уравнениями
y = 0,34//1/в или Н = “4“Т9* ІО"5,
1 О 1
где И — твердость в кг/см2, а т — объемный вес в а/см2.
Из графика видно, что рост твердости сопровождается быстрым
уплотнением снега от 0,10 до 0,34 г!см2, дальнейшему росту твердости
соответствует небольшое увеличение объемного веса.
11
При рассмотрении процесса затвердевания поверхности снега для
большого промежутка времени (и в целом за год), помимо силы вет¬
ра, необходимо учитывать интенсивность аккумуляции снега. Чем боль*
ше аккумуляция, тем большая сила ветра необходима, чтобы довести
снег до такой же твердости. В районе Мирного и на шельфовом ледни¬
ке Модхейм средняя годовая твердость снега на поверхности одинакова,
Рис. 22. Взаимосвязь объемного веса и твердости поверхности снега
для прибрежных районов
хотя скорость ветра зимой на станции Модхейм составляет 7,7 м/сек, а
в Мирном — около 12 м/сек. Это объясняется интенсивностью снегона¬
копления, которое имеет здесь обратные значения: в Модхейме около
400 мм, а в Мирном около 700 мм в год.
На развитие снежного покрова консервирующее влияние оказывают
корки, возникающие на его поверхности: ветровые, радиационные и
гололедные *. Ветровая корка толщиной около 1 см надежно предох¬
раняет лежащий под ней снег от дальнейшего развеивания. Например,
в районе Мирного в течение 20 дней под полусантиметровой ветровой
коркой сохранялся слой рыхлого снега с твердостью 0,70 кг/см2.
Влияние радиационных корок на характер снегонакопления особен¬
но значительно весной. В это время отдельные участки снега, покрытые
радиационной коркой, имеют высокую твердость — до 20 кг/см2. Не¬
смотря на то, что под коркой обычно идет процесс разрыхления, обра¬
зующийся рыхлый снег долгое время не разрушается. В прибрежной
полосе материка при циклонических вторжениях нередко повышается
температура воздуха, выпадает морось и образуется гололедная корка.
Эта корка возникает в начале прохождения теплого сектора циклона,
когда еще нет сильной общей метели, и обледенению подвергается тон¬
кий слой рыхлого снега, лежащий на более плотной основе. Вследствие
этого под коркой обычен рыхлый снег с твердостью всего 0,06—
0,10 кг/см2.
Влияние корки на сохранность и развитие снега, лежащего под ней,
легко определяется измерениями твердости верхнего слоя снега. Поверх¬
ность, образованная в районе Мирного метелями, окончившимися 15 мар¬
та, 22 марта была перекрыта коркой гололеда и законсервирована от
внешних воздействий. 30 марта твердость ее была 3,8 кг/см2. В то же
время снег, отложенный после 22 марта, в течение восьми дней подвер¬
гался действию ветра, в нем образовались заструги, и твердость 30 мар¬
та составила 10,3 кг/см2.
* Подробно об образовании корок и их классификации см. в следующей главе.
78
Рис. 23. Наложение разновозрастных поверхностей друг на друга
Снято в полдень. Тени от колышка и рейки направлены на юг
Образовавшийся непосредственно перед голбледом слой рыхлого
снега 22 марта был перекрыт им. 30 марта твердость этого снега равня¬
лась 0,3 кгісм2. В то же время сугробы молодого снега, возникшие за
2—3 дня до 30 марта, были уплотнены ветром и имели твердость
2,4 кг/см2.
Из этих наблюдений видно, что в результате перекрытия коркой
снежного покрова его твердость может оказаться намного меньше, чем
твердость значительно более молодого снега.
Для определения абсолютного возраста поверхности снега пока нет
критерия, поскольку не изучена точная зависимость твердости от вре¬
мени существования снега, да и зависимости эти будут различны для
разных природных условий. В свете изложенного выше разрешается
вопрос об определении относительного возраста по¬
верхности снега. Признаками, по которым можно определить отно¬
сительный возраст поверхности, являются: а) твердость поверхности,
б) объемный вес поверхностного слоя снега, в) наличие корок различ¬
ного происхождения, г) взаиморасположение форм микрорельефа. По¬
скольку твердость снега со временем увеличивается несравненно быст¬
рее, чем объемный вес, она является более ярким признаком для опре¬
деления возраста снега.
Последний признак требует небольшого разъяснения. Положение
различных форм микрорельефа друг относительно друга может быть
самым различным. Поскольку снег откладывается отдельными линза¬
ми. всегда ярко видны границы различных образований. Более старые
отложения перекрываются молодыми, или молодой снег «прислоняет¬
ся» к старому. На рис. 23 виден старый снег (в середине), образован¬
ный циклоническим ветром (микроложбинки имеют восточное направ¬
ление). В верхней части снимка — снег среднего возраста, переотложен¬
ный метелью, с застругами юго-восточного направления. Внизу виден
свежий сугроб, образованный восточным ветром.
79
Длительность пребывания снега на открытой по¬
верхности. Та или иная линза свежеотложенного снега находится на
поверхности ограниченное время. Рано или поздно она либо испаряется,
либо развеивается ветром, либо перекрывается новым слоем снега.
Детальные наблюдения в береговой полосе Антарктиды позволили
Рис. 24. Значение минимальной твердости поверхно¬
сти снега при разрушении ее ветром определенной
силы
Прямая построена по формуле, точки — результаты
измерений
определить, что средняя продолжительность существования снега на по¬
верхности равна 25 суткам, причем осенью и зимой продолжительность
(в сутках) была следующей:
Среднее
Максимум
Минимум
Осень . . . .
. . 17
30
4
Зима
. . 34
82
15
Значительная разница в длительности существования отдельных линз
снега осенью и зимой хорошо увязывается с характером снегонакопле¬
ния в эти времена года.
Время существования снега на поверхности зависит от микрорелье¬
фа. Максимальное время на поверхности существуют плотные сугробы
с застругами и поля заструг (осенью 30, зимой 80 суток), ровные плот¬
ные сугробы (35 и 40 суток), полого-плоские бугры (40 и 45 суток), на¬
конец, мощные гряды (45 и 60 суток). Минимальное время существуют
шлейфы и полосы рыхлого снега. (4 и 14 суток) и плоские маломощные
сугробы (15 сугок).
Разрушение ветром верхнего слоя снега зависит от его твердости//.
При температурах от —12 до —15°, наиболее часто повторяющихся зи¬
мой на побережье, получена прямолинейная зависимость (рис. 24)
Я = 0,157 — 0,75.
Исходными данными служили главным образом измерения твердости
шлейфов барханов, в которых образованы поля свежих заструг (исхо¬
дя из изложенных выше соображений относительно генезиса этих шлей¬
фов, см. стр. 62—63).. При твердости, равной нулю, значение скорости
ветра равно 5 м/сек. Это значит, что при скорости ветра, меньшей
5 м/сек, поверхность снега не разрушается, какой бы рыхлой она ни
была, что хорошо согласуется с данными, полученными при изучении
метелевого переноса.
Возрастание скорости ветра выше критических значений приводит
к ветровой эрозии снега. М. Меллор [326] на основании измерения вет¬
ровой эрозии составил следующую таблицу (табл. И).
Таблица 11
Абляция при переносе снега на станции Моусон, 1957 г.
Период
Среднее
понижение
поверхности, мм
Средняя оценка
абляции, мм воды
в сѵтки
12—29 июля
29,2
0,72
29 июля — 9 августа
6,3
0,24
9—23 августа
15,9
0,48
23 августа — 2 сентября
12,7
0,53
2—27 сентября
31,7
0,53
27 сентября—26 октября
66,5
0,96
26 октября — 7 ноября
34,8
1,22
7—28 ноября
63,5
1,29
28 ноября — 10 декабря
38,1
1,40
Особенности развития в теплое время года
Летом всюду на континенте, а особенно в береговой полосе, харак¬
тер преобразования поверхности резко изменяется. В районе Мирного
нет существенного прироста снега, происходит значительное оседание,
испарение и таяние снежного покрова, так что его поверхность непре¬
рывно понижается. Наиболее интенсивное понижение наблюдается в де¬
кабре и начале января: в среднем на 0,5—1 см, а максимально изме¬
ренное нами — до 2 см в сутки. Это происходит, в основном, вследствие
перераспределения и уплотнения снега в связи с таянием и оседанием.
В январе в результате превращения снега в инфильтрационный фирн
плотность покрова возрастает, и в верхнем метре толщи, куда проникает
вода, объемный вес становится больше 0,53 г/см3.
В теплое время года значительно усиливается испарение с по¬
верхности снега и льда. Однако в различных природных районах оно
отличается разной интенсивностью. Из прибрежных районов, по-видимо¬
му, на шельфовых ледниках испарение сравнительно невелико. Ч. Суи-
тинбенк [388, 390] прямо утверждает, что непосредственное испарение
с поверхности снега не существенно, так как, с одной стороны, градиент
влажности над снежной поверхностью постоянно низок, а относитель¬
ная влажность все время высока (80—90%), и, с другой стороны, все
понижения уровня снега можно объяснить либо оседанием, либо ветро¬
вой эрозией снега. По наблюдениям Ф. Уэйда [399], на шельфовом лед¬
нике Росса в течение целого года испарение привело к потере слоя снега
толщиной всего 2 см.
На склоне ледникового покрова и в прибрежных районах, подвер¬
женных действию стоковых ветров, испарение возрастает вследствие
больших скоростей ветра и низкой относительной влажности (до20%).
И лишь при большом насыщении потока воздуха снегом испарения, по¬
видимому, не бывает. По мнению X. Листера [302], в результате боль¬
ших скоростей ветра над поверхностью пористого вещества, каким
С) В. М. Котляков
81
рение и лишь на таяние, вследствие
Таблица 12
Средняя величина абляции в районе
станции Моусон, 1957 г.
(мм воды в сутки) [326]
Высота, м над
уіовнем моря
Лето
(ноябрь — февраль)
Зима
(май — июнь)
60
2,92
0,74
150
2,73
0,63
180
2,64
0,66
305
1,23
0,65
335
0,91
0,65
365
0,87
0,64
425
0,90
0,63
местности
является снег, а также в результате оседания снега в нем создается по¬
ток воздуха, направленный снизу вверх, благодаря которому испарение
с поверхности усиливается.
Для испарения снега необходимо большое количество тепла. Это
тепло поступает к поверхности в результате турбулентного теплообмена.
В Мирном величина его составляет 15 ккал в год, в то же время радиа¬
ционный баланс отрицателен и равен 2 ккал. Следовательно, 13 ккал в
год тратятся на испарение и таяние снега [163]. Определение теплового
баланса на станции Оазис показало, что около 3Д тепла идет на испа-
чего суммарная абляция здесь
может составлять за год
600—800 мм воды [6].
Небольшое испарение с
поверхности снега и льда
происходит и в зимнее вре¬
мя. Так, на Земле Мак-Ро¬
бертсона в 0,4 км от берега
с мая по октябрь абляция
составила 7 см снега, а в
5 км от берега (250 м над
уровнем моря) за тот же
период — 7,5 см [308]. В се¬
редине зимы, когда факти¬
чески отсутствует солнечная
радиация и температура
воздуха низка, величина ис¬
парения почти не меняется
(табл. 12), но сильно зависит от
в зависимости от высоты
скорости ветра и турбулентности снеговетрового потока, т. е. в конеч¬
ном счете от конфигурации рельефа.
В целом за год испарение имеет правильный ход. В 1956 г. в Мирном
за 8,5 месяцев благодаря испарению поверхность чистого льда понизи¬
лась на 59 мм [142]. В 1957 г. с мая по октябрь уровень льда понизился
вследствие испарения на 0,5 см, с 30 октября по 10 ноября — на 0,8 см,
а с 10 ноября по 10 декабря — на 3 см [130]. На Земле Адели на высоте
от 40 до 200 м над уровнем моря слой чистого льда уменьшился с поло¬
вины февраля до конца апреля на 5 см, затем до конца октября — на
3 см и в течение ноября — еще на 6 см, что составляет в целом за десять
месяцев (февраль—ноябрь) 13 см льда, или 110 мм воды [309]. На Зем¬
ле Мак-Робертсона на высоте 60 м над уровнем моря в среднем за
1954 — 1957 гг. величины испарения были следующие (в мм льда в сутки)
[326]:
Январь . . .
. . 11,4
Май . . .
. . 0,8
Сентябрь ....
. 0,8
Февраль . .
. . . 3,7
Июнь . .
. . 0,8
Октябрь
. 1,3
Март ....
. . . 1,3
Июль . . .
. . 0,7
Ноябрь
. 1,7
Апрель . . .
. . . 1,1
Август . .
. . 0,8
Декабрь
. 6,3
В Мирном величина летнего испарения с поверхности снежного по¬
крова была измерена двумя методами: по тросам и весовым способом.
Первым методом получены величины испарения за сутки от 0,3 до 1,3 см,
в среднем 0,8 см снега. При втором методе величина испарения за сут¬
ки получилась равной 2% от общей массы снега (0,8 см от первона¬
чального слоя снега в 40 см, из толщи которого происходит испарение).
Такое уменьшение эквивалентно ежедневному расходу вещества 3,6 мм
(при объемном весе снега 0.45 гісм3, характерном для этого времени),
или почти 300 мм за весь летний период.
82
Если испарение с различной интенсивностью происходит в течение
всего года, то таяние снега ограничено как во времени, так и в про¬
странстве. Начало таяния связано с повышением температуры воздуха,
хотя совершенно не обязательно, чтобы температура достигала 0°, так
как таяние в Антарктиде вызывается главным образом солнечной ра¬
диацией. Последние признаки воды в снеге исчезают лишь при темпера¬
туре ниже —10° В большинстве районов континента интенсивное таяние
летом происходит до высоты 300—400 м над уровнем моря, а небольшое
таяние — до высоты 900—1200 м. Интересно отметить, что и на ледни¬
ках Южной Георгии таяние заканчивается на высоте около 1000 м.
Выше небольшое оплавление происходит лишь под действием солнечной
радиации [380]. Следовательно, можно утверждать, что в Антарктиде
заметное летнее таяние происходит до высоты около 1000 ж, независи¬
мо от расстояния от берега.
Интенсивность таяния прямо зависит от широты места. Если на
шельфовом леднике Шеклтина таяние велико, то на леднике Модхейм
оно наблюдается лишь в отдельные летние дни [364, 365]. Небольшие
признаки таяния в виде тонких ледяных корок, ледяных окаймлений
на карнизах заструг, обращенных к северу, появляются еще весной.
Летнее таяние приводит к резким изменениям всей поверхности снега и
инфильтрации воды в снежный покров.
М. А. Кузнецов [130] выделяет две формы таяния снега: сплошное
равномерное таяние поверхности и луночное (парниковое) таяние.
Сплошное таяние происходит на всей поверхности независимо от ориен¬
тировки склонов главным образом в пасмурные дни при мощном при¬
ходе рассеянной радиации, многократно отраженной облаками, или при
редких адвекциях тепла. Такие условия создаются чаще всего в начале
и в конце лета. Луночное таяние происходит в ясные дни с умеренны¬
ми ветрами. На поверхности снега образуются ледяные корки толщиной
около 1 мм и размером 1— 2 дм2, под которыми снег тает очень сильно
вследствие парникового эффекта. В результате радиационного разру¬
шения и таяния льда создается своеобразная бугристая поверхность
[126].
Способствуют таянию и редкие дожди, которые бывают в береговой
полосе материка. В течение 1956 г. в Мирном дождь был 2 раза. На
станции Литл-Америка Р. Бэрд [27] дважды отмечает «самый настоя¬
щий дождь».
Интенсивность таяния сильно уменьшается летними снегопадами.
В Мирном за каждый из летних месяцев бывает 5—10 дней с осадками,
а средние месячные суммы осадков летом составляют около 7 мм.
В результате летних снегопадов на поверхности льда и старого снега
образуются свежие сугробы (рис. 25), которые замедляют испарение
льда. Часто можно видеть, как после исчезновения сугроба на этом мес¬
те остается ледяной бугор.
Поскольку данные о величине абляции летом без снегопадов отсут¬
ствуют, количественную оценку их влияния можно произвести или по
сокращению периода абляции, или по уменьшению ее величины. Такие
сопоставления были сделаны в Мирном для лета 1957 — 1958 гг., когда
было 14 дней со снегопадом. Свежевыпавший снег иногда исчезал лишь
через несколько дней. В результате, из 92 дней, в течение которых про¬
исходила абляция, 20 дней выпадают. Таким образом, при общем по¬
нижении уровня на 44 см в действительности поверхность понизилась
на 36 см, поскольку слой в 8 см был отложен летними снегопадами.
В 6 км от берега на высоте 165 м над уровнем моря это различие выри¬
совывается еще рельефнее: общее понижение поверхности — 17 см, из
них слой в 12 см отложен летом.
6*
83
Рис. 25 Сугробы свежего снега на обнаженном льду пссле сильного снегопада
в районе Мирного
Образующаяся при таянии вода просачивается в нижние слои снеж¬
ного покрова, хотя на поверхности много луж. В районе Мирного в раз¬
гар лета вода просачивается очень глубоко, и часть ее попадает в трещи¬
ны, по которым уходит в море. Количество этой воды пока не известно,
но, по-видимому, оно значительно. Ледяной шурф, в котором весной
проводились гляциоактинометрические измерения, в декабре был затоп¬
лен водой, и приток ее был настолько велик, что шурф оказался хоро¬
шим источником получения питьевой воды для поселка [125].
В прибрежной части Антарктиды уровень поверхности снега летом
понижается. Однако точно ответить на вопрос, поднимается абсолют¬
но уровень поверхности здесь или нет, мы пока не можем, поскольку
кроме учета величины снегоотложения, испарения, таяния и инфильтра¬
ции необходимо вычислить еще и постепенное уплотнение с глубиной
всей снежно-фирновой толщи с учетом ее возраста и движения льда
ВЕЩЕСТВЕННЫЙ БАЛАНС ПОВЕРХНОСТИ ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА
Вещественным балансом поверхности называется суммар¬
ный результат действия всех процессов, участвующих в фор¬
мировании снежно-фирновой толщи. Приходной частьюэтого баланса
являются выпадение атмосферных осадков, образование нарастающих
осадков и отложение снега, принесенного из других районов метелями.
Расходную часть составляют вынос снега во время метелей, испарение
и таяние. Вещественный баланс поверхности определяет интенсивность
питания ледникового покрова.
Главная трудность определения вещественного баланса поверхности
ледникового покрова Антарктиды заключается в том, что существующи¬
ми методами почти невозможно отличить вновь выпадающий снег от
переметаемого. Однако измерение «чистой» аккумуляции при помощи
отсчетов по рейкам и в шурфах дает возможность получить величины
ежегодной аккумуляции снега и тем самым избежать трудных и, как
правило, очень неточных определений составляющих вещественного ба¬
ланса поверхности. Однако для выяснения закономерностей питания в
различных районах материка необходимо сделать краткую оценку этих
составляющих.
Связь между количеством выпадающих осадков и их аккумуляцией
в снежном покрове определяется силой и направлением ветров и релье¬
фом. Поскольку ветры в Антарктиде отличаются исключительным по¬
стоянством, основной причиной этой связи становится рельеф. Теорети¬
чески ясно, что если достаточно ровная площадь большой протяженно¬
сти подвергается воздействию постоянных ветров и однородному выпа¬
дению атмосферных осадков, то величина аккумуляции должна быть
равна количеству выпадающих осадков [388]. Следовательно, на боль¬
ших плоских участках поверхности ледникового покрова Аніарктиды,
к которым относятся шельфовые ледники и центральные районы мате¬
рика, общая величина отложенного снега в общем пявна количеству
выпавших осадков. Наоборот, на склоне материка, подверженном дей¬
ствию стоковых ветров, отложение снега резко неравномерно и опреде¬
ляется метелевым переносом.
До сих пор не решены три вопроса: о путях переноса снега, о даль¬
ности переноса и о выносе снежных масс с материка в море. В соответ¬
ствии с основным направлением ветров на материке перенос снега про¬
исходит в двух направлениях: с востока на запад и с юго-востока на
северо-запад. В первом случае в снеговетровом потоке находится глав¬
ным образом выпадающий в данный момент снег, который в силу зако¬
нов метелевого переноса не может быть перенесен на большие расстоя¬
ния. Кроме того, при восточных ветрах перемещение снега происходит
параллельно берегу моря. Поэтому восточный перенос не имеет большо¬
го значения в перераспределении снега на материке.
Стоковые ветры всецело определяют перемещение больших масс сне¬
га. Характер и дальность переноса зависят от конфигурации рельефа
и времени года. Так как в более южных районах материка выпадает
больше столбчатых кристаллов, при таком переносе в снежном покрове
резко возрастает их количество. В мае и августе 1957 г. на станции
Пионерская дули сильные стоковые ветры, и в это время отмечено поч¬
ти в 2 раза большее количество столбчатых кристаллов в снежном пок¬
рове.
В поясе максимального развития стоковых ветров (225—280 км от
берега) свежий снег почти непрерывно сдувается с поверхности и пере¬
носится к северу. Наоборот, в нижней части склона ледникового покро¬
ва в связи с уменьшением скорости стоковых ветров, а также с повы¬
шением температуры и влажности воздуха снег выпадает из снеговет-
рового потока (особенно летом). В результате аккумуляция снега здесь
больше величины выпадающих осадков.
Наличие переноса снега из зоны стоковых ветров в прибрежную по¬
лосу подтверждается следующими фактами. Для береговой полосы ма¬
терика характерно преимущественное выпадение пластинчатых кристал¬
лов. Однако в слоях, отложенных в середине зимы, преобладают столб¬
чатые кристаллы. Это можно было бы легко объяснить общим пониже¬
нием температуры и более редким прохождением глубоких циклонов.
Однако в выпадающих осадках столбчатые кристаллы отмечались в
значительно меньшей степени, чем внутри снежного покрова. Значит,
резкое увеличение столбчатых кристаллов в середине зимы связано с
приносом снежных частиц из глубины материка.
Доказательством приноса снега с юга является сравнение резуль¬
татов снегонакопления в районе Мирного и в 6 км от берега моря-
85'
которые различаются только зимой. С 3 августа по 19 октября, почти
при полном отсутствии циклонической деятельности, в районе Мирного
мощность снежного покрова увеличилась на 4 см, а в 6 км от берега —
на 33 см.
О существовании метелевого переноса и летом свидетельствует боль¬
шое количество снега в летних слоях в сравнении с зимними. Например,
л.етом и в начале осени 1957 г. в 17 км от берега отложение снега со¬
ставило 160 мм воды (или 17% от общегодового снегонакопления), в
21 км — около 200 мм (16%) и в 40 км — около 250 мм (23%). Указан¬
ные величины значительно больше тех, которые были получены при из¬
мерении выпадающих осадков. Следовательно, перенос снега с юга су¬
ществует и летом, однако он заканчивается дальше от берега моря, чем
зимой.
. На основании анализа формы, величины и кристаллографических
свойств снега установлено, что он переносится максимально на расстоя¬
ние до 50—100 км. Однако основные массы снега проходят гораздо
меньшие отрезки пути, на что указывает следующий расчет. Почти весь
снесенный с материка снег в тех местах, где существует морской при¬
пай, откладывается на нем, образуя огромные сугробы около ледяного
барьера. К концу зимы эти сугробы вырастают до 25 м в высоту и
20 м в ширину; они, следовательно, содержат 5* ІО6 см? снега на каж¬
дый сантиметр береговой линии. Известно (см. стр. 72), что за год вы¬
сота снежного покрова за счет разрушения его стоковыми ветрами
уменьшается примерно на 10 см. Пренебрегая незначительной разницей
объемного веса сугроба и унесенного снега, легко рассчитать, что для
образования такого сугроба необходим снег с полосы шириной всего
5; км. Следует заметить, чю приведенная величина сугроба близка к
максимальной, а высота унесенного снега, возможно, занижена, но эти
отклонения компенсируются тем, что объемный вес унесенного снега
меньше объемного веса снега, слагающего сугроб.
Однако во время метелей мельчайшие взвешенные частицы перено¬
сятся на большой высоте, что увеличивает максимальное расстояние
переноса, но лишь до нескольких десятков километров. Снег не может
быть унесен с полосы материка шириной около 200 км, как это утверж¬
дает Ф. Лёве [309], так как, поднявшись в воздух, снег вскоре будет от¬
ложен. Поскольку перенос определяется характером стоковых ветров,
очевидно, в тех местах, где они достигают наибольшей силы, вынос сне-
г,а усиленный. Таковы, например, Земля Аделщ о-в Инэкспрессибл
[3501, долины выводных и горно-долинных ледников.
Таким образом, вынос снега с материка различен на разных участ¬
ках побережья. Вместе с тем можно утверждать, что абсолютные вели¬
чины выноса, даже в крайних условиях, невелики и значительно ниже
приводившихся до сих пор.
В результате измерений на мысе Денисон (Земля Адели) Мадиган
[313] приводит цифру среднегодового выноса снега около 60 млн. т че¬
рез 1 км береговой линии. Ф. Лёве [309] в другом пункте на Земле Аде¬
ли— Порт-Мартен — получил величину годового выноса 18—20 млн. т
и считает, чю, возможно, перенос достигает 35—40 млн. т. По наблюде¬
ниям Д. Моусона, па Земле Короля Георга V вынос снега за год соста¬
вил в осадках 1900 м [143].
Хотя эти наблюдения проводились в наиболее ветреных районах
материка, с такими громадными величинами нельзя согласиться.
Абсурдность их видна уже из того факта, что для выноса 50 млн. т
снега в год через 1 км береговой линии необходимо, чтобы из прибреж¬
ной полосы материка шириной в 50 км был унесен слой снега толщиной
примерно 2,5 м, или 1000 мм осадков, в то время как в этой полосе,
86
наоборот, наблюдается значительное снегонакопление. Незначитель¬
ность выноса вещества в море подтверждается и характером снегона¬
копления на припае, где огромные массы снега отлагаются непосредст¬
венно под ледяным барьером, а дальше к северу мощность снега неве¬
лика.
Ошибки прежних измерений заключаются не только в несовершен¬
стве приборов, но главным образом в том, что суммировались измерения
как при низовой, гак и при обшей метелях. Однако при общих метелях,
отличающихся большой интенсивностью, выноса снега с материка
не происходит, так как ветер дует вдоль берега, а в снеговетровом пото¬
ке содержится главным образом свежевыпавший снег.
В результате наших измерений в районе Мирного получена средняя
величина интенсивности переноса снега у поверхности во время низо¬
вых метелей 5—6 г/см2-мин и для всего снеговетрового потока — при¬
близительно 50 г/мин через 1 см. В течение года (принимая во внима¬
ние продолжительность низовых метелей и поземков) вынос снега с
материка- составляет около 1 млн. т снега через каждый километр бе¬
реговой линии. Однако при метелях происходит убыль снега за счет
механического разрушения переносимых частиц и усиленной возгонки
их в процессе переноса, особенно во время фёнообразных стоковых вет¬
ров. Это дает основание увеличить цифру выноса снега с материка
приблизительно до 1,5 млн. т в год. Другие исследователи метелей в
Мирном [82, 86, 167, 201, 202], не выделяя іпереноса при низовых мете¬
лях, приводят цифры около 3 млн. т в год.
Таким образом, мешелевый перенос снега является вое-
новном лишь перераспределением вещества на леднике, мало
влияя на его баланс в целом.
Что касается расхода вещества за счет испарения и стока, то, как
было сказано, испарение наиболее велико в прибрежной полосе и в зо¬
не стоковых ветров, а сток талых вод имеет значение лишь непосредст¬
венно у самого берега моря. На территории материка указанные фак¬
торы вещественного баланса поверхности проявляются в различной сте¬
пени и приводят к резкой дифференциации питания ледникового по¬
крова.
ВЫВОДЫ
Атмосферные осадки имеют различное происхождение на по¬
бережье (циклонические) и в центральных районах (антициклониче-
ские). Изредка внутри материка наблюдаются и циклонические осадки.
При температурах выше —20, —25° образуются пластинчатые кристал¬
лы, при более низких температурах — столбчатые. Их соотношение в
снегопадах определяется расстоянием от берега и временем года.
В центральных районах выпадают исключительно столбчатые кристал¬
лы. Величина кристаллов колеблется оі 0,1 до 0.5 мм, возрастая при
повышении температуры и уменьшении скорости ветра. Под влиянием
ветра кристаллы разрушаются, причем больше подвержены дроблению
пластинчатые формы. На шельфовых ледниках и в центральных райо¬
нах, где отсутствуют сильные ветры, широко распространена изморозь.
В перераспределении снежного покрова большую роль играет мете¬
левый перенос. Повторяемость метелевого переноса в течение года
колеблется от 15% на шельфовых ледниках до 55% на Земле Адели и
80% на станции Пионерская. Механизм переноса снега и воздействия
его на поверхность резко различен при общих и низовых метелях.
Интенсивность мегелевого переноса определяется многими условия¬
ми, главными из которых являются скорость ветра и состояние подсти¬
лающей поверхности. Зависимость интенсивности снегопереноса q от
87
скорости ветра V отличается от кубической зависимости как в ту, так
и в другую сторону. Для общих метелей в районе Мирного получена
формула ç = 0,0081 V2’2—0,28. Начальная скорость ветра Ѵо (на высо¬
те флюгера), при которой начинается перенос, равна 5 м/сек. Для ни¬
зовых метелей при различном состоянии подстилающей поверхности
получены следующие формулы:
меньше 1 кг/см2: <?=4,03І/2»8-10-3—0,37; Ѵо= 5 м/сек,
1—5 кг/см2: q = 6,34Ѵ<’0. Ю~5—0,15; Ѵо= 1м/сек,
больше 5 кг/см2: ç=l,11V5»1-ІО-6—0,14; Ѵо=1Ом/сек.
Низовая метель отличается от сильного поземка тем, что при прочих
равных условиях вследствие увеличения скорости ветра на 1—2 м/сек
интенсивность снегопереноса резко повышается. Такое увеличение
происходит при ветре 14—16 м/сек и объясняется свойствами снеговет¬
рового потока и существованием на поверхности снега корок. При ни¬
зовых метелях основная масса снега переносится у поверхности, макси¬
мальная высота перемещения снега 40—50 м. При метелях переносятся
частицы размером даже меньше 0,1 мм\ находясь во взвешенном состоя¬
нии, они образуют явление «снежной мглы».
Микрорельеф снежного покрова формируется под влия¬
нием господствующих ветров. Отложение снега при небольшом ветре
происходит редко; на поверхности рыхлого снега образуются отдельные
пятна, полосы и поля, на которых часто наблюдается снежная
рябь. Формы снежного покрова, возникающие в результате действия
ветра, делятся на свободные аккумулятивные (полого-плоские бугры,
мощные сугробы, валы и гряды), вынужденные аккумулятивные (сугро¬
бы, барханы) и эрозионные (заструги и корразионные впадины). Наи¬
большей величины заструги достигают в зоне стоковых ветров (100—
400 км от берега), наименьшей — во внутренних районах и на шельфо¬
вых ледниках.
Накопление снега интенсивнее всего происходит осенью, что
связано с самым близким положением чистой воды к побережью мате¬
рика. Максимумы накопления весной и летом значительно меньше.
В прибрежных районах материка снежный покров формируется при
циклонах с сильными восточными ветрами, интенсивными снегопадами и
сравнительно высокой температурой. Сильные стоковые ветры чаще
разрушают то, что отложилось при циклонических ветрах.
Различные условия погоды приводят к тому или иному типу снего¬
накопления, т. е. к совокупности условий и процессов, происходящих на
снежной поверхности и ведущих к образованию различных ее видов.
Выделено восемь типов снегонакопления. Отложение снега происходит
неравномерно; как правило, после краткого периода расчленения по¬
верхности идет медленный процесс выравнивания.
Главная роль в изменении поверхности снега в прибреж¬
ных районах зимой принадлежит ветру, а летом — солнечной радиации.
Здесь наибольшие изменения поверхности происходят зимой и связаны
со значительным усилением ветра. Сезонные различия меньше выраже¬
ны в зоне стоковых ветров, где ветры сильны в течение всего года, и в
центральных районах, где, наоборот, круглый год ветры невелики.
Ветровое уплотнение снега, являющееся результатом как механиче¬
ского, так и сублимационного уплотнения, определяется главным обра¬
зом скоростью ветра и температурой воздуха. При температурах от —5
до —10° и скоростях ветра от 6 до 35 м/сек объемный вес у свежеотло¬
женного снега в прибрежных районах обнаруживает параболическую-
88
зависимость от скорости ветра V : у = 0,104 УѴ—6. Уплотнение снега на
поверхности происходит в общем быстрее, чем внутри снежного покрова.
Увеличение объемного веса снега сопровождается затвердеванием
его поверхностного слоя. Изменение твердости снега происходит в зна¬
чительно больших пределах, чем изменение объемного веса. При тем¬
пературах от —10 до —15° получена зависимость между твердостью//
и объемным весом поверхностного слоя снега для прибрежных районов
у = 0,34 Ht/9. Затвердевание снега в целом за год определяется помимо
силы ветра также интенсивностью аккумуляции снега.
На развитие снежного покрова консервирующее влияние оказывают’
корки, возникающие на его поверхности. Твердость снега под коркой
может быть намного меньше твердости значительно более молодого
снега. Относительный возраст различных участков снежного покрова
определяют следующие признаки: твердость поверхности, объемный вес
поверхностного слоя снега, наличие корок различного происхождения
и взаиморасположение форм микрорельефа.
Средняя продолжительность существования снега на поверхности
для прибрежных районов равна 25 суткам. В диапазоне наиболее пов¬
торяющихся зимой в береговой полосе материка температур (от —12
до —15е) получена прямолинейная зависимость предельной твердости
снега при разрушении его ветром определенной силы: // = 0,15Ѵ—0,75.
В течение года происходит испарение с поверхности снега, особенно
усиливающееся летом. Наиболее велико испарение там, где господст¬
вуют стоковые ветры; в районе Мирного за летний сезон оно достигает
300 мм воды. Таяние снега может быть радиационным и адвективным,
оно происходит до высоты приблизительно 1000 м над уровнем моря.
Интенсивность таяния сильно уменьшают летние снегопады. Результа¬
том летнего таяния является понижение уровня поверхности снежного
покрова, однако до сих пор неизвестно, поднимается ли абсолютно уро¬
вень поверхности или нет. Сток на большей части побережья невелик.
Вещественным балансом поверхности называется сум¬
марный результат действия всех процессов, участвующих в формирова¬
нии снежно-фирновой толщи. Приходной частью этого баланса являются
выпадение атмосферных осадков, образование нарастающих осадков и
отложение перенесенного снега. Расходную часть составляют вынос сне¬
га во время метелей, испарение и таяние. Вещественный баланс поверх¬
ности определяет интенсивность питания ледникового покрова.
На плоских участках, к которым относятся шельфовые ледники и
центральные районы материка, величина отложенного снега равна ко¬
личеству выпавших осадков. Склон материка является областью резко
неравномерного отложения снега, определяемого метелевым переносом.
В перераспределении снега основную роль играет юго-восточный, анти¬
циклонический перенос. Основная масса снега переносится на расстоя¬
ние порядка 5 км, мельчайшие взвешенные частицы могут переме¬
щаться на несколько десятков километров. Абсолютные величины вы¬
носа снега с материка в море невелики и значительно ниже приводив¬
шихся до сих пор. В районе Мирного вынос снега составляет около
1,5 млн. т в год через один погонный километр береговой линии. Следо¬
вательно, метелевый перенос является в основном лишь фактором пере¬
распределения снега на леднике, мало влияя на его баланс в целом.
В расходе вещества с поверхности существенную роль играет испа¬
рение, наоборот, величину стока можно не принимать во внимание.
Глава III
РАЗВИТИЕ СНЕЖНО-ФИРНОВОЙ ТОЛЩИ
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ
Температурный режим снежно-фирновой толщи определяет основные
процессы ее развития (интенсивность и направление миграции водя¬
ных паров, скорость оседания, интенсивность таяния снега). В свою
очередь все эти процессы сами влияют на формирование температур¬
ного режима. Как указывает В. Н. Богословский [16], в тепли- и мэссо-
обмене поверхностных слоев снежного покрова участвуют пять основ¬
ных процесов: 1) передача тепла в толще за счет нестационарной тепло¬
проводности; 2) массообмен за счет диффузионного переноса водяного
пара в толще, испарения и конденсации на поверхности и оседания сне¬
га; 3) поглощение энергии солнечной радиации на поверхности и в верх¬
них слоях; 4) аккумуляция снега на поверхности, конвективный тепло¬
обмен поверхности снега с воздухом, перенос тепла и вещества в зави¬
симости от воздухопроницаемости снега; 5) таяние снега и замерзание
талых вод на поверхности и в толще снега, инфильтрация талых вод.
Сочетание этих процессов создает сложное температурное поле в снеж¬
но-фирновой толще.
Летом в Антарктиде температурный режим толщи в значительной
степени определяется ее радиационными свойствами. Гляциоактиномет-
рические исследования М. А. Кузнецова [123] показали, что в береговой
полосе поток радиации проникает на глубину до 80 см и обусловливает
активное таяние в поверхностном слое при отрицательной температу¬
ре воздуха.
Теплопроводность снежного покрова зависит от его объемного веса
и структуры. Согласно Г. Абельсу [1] и А. С. Кондратьевой [76], тепло¬
проводность рыхлого снега к=0,0067 у2, а теплопроводность очень плот¬
ного снега Х = 0,0085 у2 (у — объемный вес снега). С увеличением объем¬
ного веса теплопроводность снега возрастает. На Земле Адели при сред¬
нем объемном весе снега внутри материка 0,37 г! см3 его теплопровод¬
ность на 30% меньше, чем теплопроводность снега на побережье, где объ¬
емный вес снега равен 0,44 гісм3 [309]. По данным И. Д. Копанева [78],
в Мирном с мая по ноябрь теплопроводность Х-10”4 выросла с 5,2 до
12,5 кал/см-сек* град, а температуропроводность а «ІО-3 — с 3,0 до
5,8 см2/сек. В то же время объемная теплоемкость уС существенно не
изменилась, испытывая колебания от 0,21 до 0,24 каліград • см3. За эти
семь месяцев прибор, посредством которого измерялись указанные ха¬
рактеристики, первоначально установленный на глубине 60 см, оказал¬
ся в 125 см от поверхности. Следовательно, теплопроводность и темпе-
90
ратуропроводность с увеличением объемного веса снега (вследствие уве¬
личения мощности) возрастают, тогда как объемная теплоемкость не
изменяется.
На теплопроводность снежно-фирновой толщи существенно влияет
также анизотропия тепловых свойств кристаллов льда. Установлено
[207], что теплопроводность в направлении главной кристаллографиче¬
ской оси кристаллов льда на 10—15% больше, чем в направлении ба¬
зисных плоскостей кристаллов. Это свойство, очевидно, проявляется в
тех участках снега и фирна, которые имеют строго упорядоченную
структуру.
В результате опытов В. Н. Богословский [16] установил, что коэф¬
фициент паропроницаемости снега в 3—4 раза больше, чем воздуха.
Это, по-видимомѵ, зависит от того, что потоки водяного пара при диф¬
фузии в снеге совершают очень короткие пути через поры между сосед¬
ними кристаллами, а в самих кристаллах передача тепла происходит
вследствие теплопроводности.
В тех районах, где происходит таяние, оно в значительной степени
определяет летний температурный режим. Образующаяся на поверхно¬
сти талая вода при просачивании в нижние горизонты замерзает. Из¬
вестно, что при замерзании 1 г воды выделяется тепло, которого доста¬
точно для нагревания на 1° 158 г снега [203]. Следовательно, верхние
слои снежно-фирновой толщи нагреваются за счет замерзания талой
воды и выделения при этом скрытой теплоты. В результате в Мирном
температура толщи на глубине 12 м на 1,2° выше средней годовой тем¬
пературы воздуха.
Тепловые процессы в верхних слоях снежного покрова и на его по¬
верхности в Мирном определяются следующими величинами теплового
баланса (табл. 13) [169].
Таблица 13
Суммы составляющих теплового баланса за месяц в Мирном
(в ккал/см1)
Элементы
Август
Декабрь
Радиационный баланс
—2,4
+3,7
Теплообмен с воздухом
+2,9
+0,9
Затраты тепла на испарение . . . .
—1,2
—1,8
Теплообмен со снегом
+0,7
—0,7
Затраты тепла на таяние
—
—2,1
В условиях Антарктиды наиболее холодной почти всегда оказывает¬
ся поверхность снега, что связано с сильным излучением и отрицатель¬
ным радиационным балансом в течение, большей части года, особенно
сказывается это зимой (табл. 14) [77, 78].
Таблица 14
Разности между температурами воздуха и поверхности снега, 1957 г. (в °C)
Станция
Ян¬
варь
<Гев-
рил ь
Март
Ап¬
рель
Май
Июні
Июлі
Август
Сен¬
тябрь
Ок¬
тябрь
Ноябрь
Де¬
кабрь
Мирный .
0,1
0,1
0,5
0,8
1,2
1,6
0,9
0,9
0,9
0,3
0,4
0,2
Пионерская
—
0,2
0,3
0,3
0,8
1,4
0,6
0,5
0,6
0,4
0,3
0,3
Восток-1 . .
—
—
—
0,7
1,4
1,9
1,7
1,5
0 9
0,8
0,8
—
91
В верхних слоях снежного покрова по мере увеличения глубины тем¬
пература обычно поднимается. На Земле Адели средняя годовая тем¬
пература на глубине 5 см на 0,6° выше, чем на поверхности, а на глу¬
бине 20 см на 1,5° выше, чем на глубине 5 см [309]. Это объясняется
охлаждениехМ поверхностного слоя благодаря излучению, а также по¬
Рис. 26. Ход температур летом в верх¬
ней части снежно-фирновой толщи
в центральных районах Антарктиды
1- Восток, 21 декабря. 12 час\ 2 — Комсо¬
мольская, 7 декабря, 18 час, 3 — Восток-1,
13 ноября, 17 час, 4 — Пионерская, 15 де¬
кабря, 20 час
глощением солнечной радиации верх¬
ними слоями снега. Еще Е. Нидердор-
фер [339] установил, что максимум
притока коротковолновой радиации
приходится не на снежную поверх¬
ность, а на несколько сантиметров
глубже. В дальнейшем было показано
[131, 186], что снег поглощает солнеч¬
ную энергию главным образом в верх¬
нем слое толщиной 20 см, а максимум
поглощения тепла приходится на глу¬
бину 3,5 см. И действительно, при зна¬
чительных потоках радиации и боль¬
шой высоте солнца над горизонтом в
Антарктиде температура на глубине
5 см становилась выше, чем на более
глубоких горизонтах.
Разность между температурой
поверхности и снега, лежащего под
ней, возрастает с удалением от моря.
В центральных районах (рис. 26) мак¬
симальные температуры везде отмече¬
ны на уровне 5 см ниже поверхности,
дальше температура равномерно пони¬
жается до 4—6 м, где лежит область
наинизших температур. Дальше, до
глубины 10—12 м, наблюдается повы¬
шение температуры примерно на 1°,
ниже она стабилизируется. Годовая
амплитуда температур в верхних слоях
снежного покрова не измерена. Мож¬
но лишь говорить об отклонении лет¬
них температур от средней годовой
(табл. 15).
По мере удаления в глубь мате¬
рика происходит более значительное
понижение температуры зимой. Боль¬
шая разница между температурой по¬
верхности и нижележащих слоев снеж¬
но-фирновой толщи создает значитель¬
ные температурные градиенты внутри нее. В верхней 4-метровой тол¬
ще в Мирном градиенты изменялись от 1,5° на 1 м в июле до 2° в де¬
кабре, на Пионерской эти изменения соответственно составляли от
2,5 до 4°. Дальше к югу градиенты температуры в толще еще более
возрастают (табл. 16).
На Земле Адели в верхних 20 еж снейсного покрова температурный
градиент равен 0,1° на 1 см. В прибрежных районах, где часты непери¬
одические изменения температуры, градиенты невелики (табл. 17).
Верхние слои снежно-фирновой толщи испытывают суточные, непе¬
риодические и сезонные .колебания температуры. Как показали иссле¬
дования 1957 г. [207], суточные колебания температуры поверхности про-
92
Таблица 15
Отклонение летних температур от средней годовой (в °C)
Горизонт, м
Пионерская
Восток-1
Комсомольская
Восток
0,05
17.7
15,4
21,9
34,9
1
6,8
4,6
8,9
11,4
2
2,5
1,7
3,6
4,6
3
0,7
—0,1
0,6
0,7
4
—0,6
—0,5
—0,8
—1,2
Примечание. Знак «минус» означает
ниже среднегодовой. Данные по станции Восток
к ноябрю, когда влияния лета почти нет.
температуру
-1 относятся
Таблица 16
Температурные градиенты в толще снежного покрова
по разовым измерениям в конце зимы (в °C)
Горизонт, м
Пионерская
Восток-1
Комсомольская
Восток
0—1
9,1
8,2
9,4
2U,2
1—2
4,3
2,9
6,3
6,9
2—3
1,8
1,8
2,4
3,8
3—4
1,3
1,2
1,0
1,9
Таблица 17
Изменение среднего месячного температурного градиента в Мирном
(в град/см)
Горизонты, см
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
10—20
0,14
0,03
0
—0,01
0,04
0,01
—0,04
20—30
0,04
0,03
0,04
0,06
0,01
0,03
—0,01
30—40
0,05
0,08
0,03
0,08
—0,005
0
—0,02
40—50
0,17
0,09
0,02
0,01
0,01
0
—0,03
50—60
0,13
0,11
0,03
0,03
0,01
—0,01
—0,02
60—70
0,04
0,04
0,04
0,04
0
0
—0,01
70—80
0,04
0,07
0,04
0,04
0,02
0
—0,01
80—100
0,03
0,05
0,06
0,07
0,02
0,015
—0,005
100—120
0,02
0,03
0,03
0,015
0,015
—0,01
—0,02
120—140
—
—
0,03
0,03
0,02
0,02
—0,005
140—160
—
—
0,02
0,015
0
0,025
0,005
никают в снег в среднем на глубину 57 см, где амплитуда уменьшается
до 1/100, с запаздыванием на 15,7—16,1 часа. Годовые колебания темпе¬
ратуры поверхности проникают в снег и фирн в среднем на 11 м с за¬
паздыванием на 8,2—8,4 месяца.
На процессы перекристаллизации наибольшее влияние оказывают
суточные и непериодические колебания температуры, имеющие различ¬
ные интенсивность, продолжительность и глубину проникновения
(табл. 18).
Температурный режим снежно-фирновой толщи зависит от ее мощ¬
ности. В прибрежных районах материка температурные изменения в
снежном покрове в начале зимы, когда мощность толщи еще не достигла
1 м, сильно отличаются от изменений, которые наблюдаются в конце
Таблица 18
Режим изменения температуры
в сезонном снежнсм покрове в Мирном,
июнь — декабрь 1957 г.
зимы при толщине
снежного покрова бо¬
лее 1,5 л. В то же вре¬
мя ход температур воз¬
духа в эти периоды су-
Количество
Средняя
С сд »яя
амплитуда
колебаний
щественно не разли¬
чается.
Глубина, см
перемен знака
изменений
продолжительность
изменения
температуры
между
При маломощном
температуры
одною знака,
потеплением и
снежном покрове пе¬
за 213 дней
сутки
похолоданием,
°C
риодические повыше¬
ния температуры воз¬
10
79
2,7
5,35
духа при прохождении
20
74
2,9
4,09
циклонов и понижения
30
64
3,3
3,30
при антициклональной
40
53
4,0
2,83
погоде захватывают
50
46
4,6
2,45
всю толщу (рис. 27).
60
45
4,7
1,88
Так, 14 июня резкое
70
40
5,3
1,85
понижение температу¬
80
33
6,5
1,81
ры поверхности снега
100
26
8,2
1,77
от —15 до —30° созда¬
120
24
8,9
1,31
ло огромный темпера¬
140
15*
10,5
1,28
турный градиент и при¬
160
14*
11,3
1,20
вело к понижению
температуры в нижних
* За 158 дней.
слоях сезонного снега
на несколько градусов,
причем минимальная температура на границе снег — фирн была заре¬
гистрирована уже через двое суток после того, как был отмечен мини¬
мум на поверхности снега. Последовавшее затем повышение темпера¬
туры поверхности снега до —3° резко изменило температурное состоя¬
ние толщи. 24 июня был зарегистрирован максимум температуры на
поверхности снега, а через трое суток на границе снег — фирн также
было отмечено максимальное повышение температуры — распределение
температуры в толще сезонного снега стало обратным.
Колебания температуры в толще снега создают условия, при кото¬
рых в отдельном горизонте отмечается наименьшая для данного мо¬
мента температура, а выше и ниже этого уровня она возрастает (см.
рис. 27). Это повышает интенсивность процессов перекристаллизации
снега.
К концу зимы изменения температур, аналогичные описанным выше,
происходят главным образом в верхних горизонтах снежного покрова
и достигают границы снег — фирн со значительным запаздыванием
(рис. 28). Так, 4 сентября температура на поверхности снега понизилась
до —30°, а на границе снег — фирн минимальная температура была от¬
мечена только 10 сентября.
Таким образом, температурный режим снежно-фирновой толщи очень
неравномерен и зависит от глубины горизонтов. Однако не меньшее
влияние на процессы, происходящие внутри снежного покрова, оказы¬
вает его неоднородность, поскольку он всегда представлен слоями с
различными теплофизическими свойствами.
94
Рис. 27. Ход температур в маломощном снежном покрове в начале зимы (июнь)
/ — термоизоплеты; 2 —потоки холода; 3 — линия наинизших температур; 4 — граница снег — фирн
\^\г М4 I—I5
Рис. 28. Ход температур в толще мощного снежного покрова в конце зимы
(сентябрь)
1 — термоязоплеты; 2 — потоки холода; 3 — граница проникновения мощной волны
холода; 4 — область влияния погребенных корок на температурный режим; 5 — грани¬
ца снег — фирн
КОРКИ ВНУТРИ толщи
Характерной особенностью снежно-фирновой толщи в Антарктиде яв¬
ляются различные по происхождению корки. Они встречаются как в
прибрежной полосе, так и внутри материка. Многие корки очень долго
сохраняются в снежном покрове и хорошо видны как тончайшие про¬
слойки даже в молодом льду, взятом со значительной глубины. Корки
нарушают вертикальное движение водяного пара. Они отделяют слои
снега один от другого. Уже первые исследователи снега в Антарктиде
обратили внимание на корки и пробовали провести различия между от¬
дельными их видами.
Е. Дригальский [254] на Земле Короля Вильгельма II отметил, что
в конце августа на поверхности снега появились следы оплавления в
виде твердой корки, под которой развивались сублимационные кристал¬
лы. Он ясно отличал эти радиационные образования от ветровых корок.
Р. Пристли [409] на шельфовом леднике Росса наблюдал корки, воз¬
никшие при температурах ниже 0°, и решил, что они являются след¬
ствием воздействия и ветра, и солнечной радиации. Он также говорил
о сублимационных процессах при образовании корок, правда лишь
применительно к снежному покрову, лежащему на теплом морском
льду. Последующие исследователи шельфового ледника Росса связы¬
вали образование поверхностных ледяных корок лишь с отложением ка¬
пель переохлажденной воды из облаков.
Существующие классификации корок и настов, созданные на основе
изучения снежного покрова умеренных широт, не достаточны при рас¬
смотрении антарктических образований, среди которых можно выделить
четыре типа: 1) гололедные, 2) ветровые и 3) радиационные корки
и 4) вторичные прослойки инфильтрационного льда. Корки первых трех
типов образуются при отрицательных температурах воздуха, иногда зна¬
чительно ниже нуля. Последний тип является продуктом таяния снега
и встречается в Антарктиде лишь до высоты 1000 м над уровнем моря.
Подавляющее большинство корок образуется на поверхности снега,
когда она не перекрывается новым снегом в течение 10—20 дней.
В 1957 г. в районе Мирного на снежном покрове образовалось девять
корок, которые были затем погребены и долго сохранялись внутри тол¬
щи (табл. 19).
Гололедные корки образуются при глубоких циклонах из мель¬
чайших капель переохлажденной воды из облаков, лежащих в этом слу¬
чае на поверхности снежного покрова. Поскольку высота облаков при
прохождении циклона обычно достигает 500—600 ж, то максимальное
развитие гололеда приурочено к участкам склона ледникового покрова,
расположенным в 15—35 км от берега, где высота над уровнем моря до¬
стигает примерно 500 м. Конечно, гололедные корки образуются и на
меньших высотах и при более низких температурах. Например, на шель¬
фовом леднике Росса выпадение переохлажденных капель на поверх¬
ность наблюдалось при температуре —33° [27].
Гололедные корки толщиной до 3 мм состоят из более крупных и
более мелких кристаллов, расположенных группами. Гранулированная
поверхность корок состоит из пленки льда, обволакивающей группу
кристаллов (от 3 до 7) и понижения между ними, как бы проявляя ту
микроповерхность снега, которая невооруженному глазу кажется ров¬
ной. На участках, сложенных льдом, поверхность корки повышается
на 1,5 мм, а на сети пор, имеющих ширину в среднем 0,3 мм, она по¬
нижается.
При рассматривании корки толщиной около 3 мм тепло осветителя
оказалось достаточным для оплавления пор и преобразования корки в
96
Таблица 19
Условия образования корок на поверхности снега
Вид кирки
Время нахождения снега
на поверхности
Температура
воздуха, °C
Ско¬
рость
ветра,
м/сек.
Число днеі
с солнеч¬
ным
сиянием
Примечания
даты
ЧИСЛО
дней
от
ДО
Ветровая
30 марта —16
апреля
17
—5
—17
8—24
1
Гололедная
20—21 апре¬
ля
2
0
—2
20—25
0
Ветровая
27 апреля —
—11 мая
15
—8
—18
10—19
3
Ветровая
16—21 мая
6
—20
—23
6-17
4
Ветровая
23 мая —
— 17 июня
25
—1
—25
7—25
8
Солнце низко
над горизонтом,
непрерывный по¬
земок
Радиационная
3—24 августа
21
—10
—25
7—23
4
В ясные дни
слабый поземок
Ветровая
27 августа —
—13 сентября
17
—6
—24
5—2С
2
Радиационная
16—27 сентяб¬
ря
11
—10
—25
3—25
3
В ясные дни
ветра не было
Радиационная
12—28 октяб¬
ря
16
—8
—20
0—20
5
То же
гладкую ледяную поверхность. В тонких шлифах снега такою эффекта
не замечалось. Значит, для оплавления пор необходимы чрезвычайно
малые потоки радиации, а сама корка в таком случае представляет со¬
бой оптическую систему, конденсирующую лучи и аккумулирующую
тепло.
Крупные кристаллы (средний размер 0,87 мм) принадлежат к наибо¬
лее льдистым участкам, мелкие кристаллы (в среднем 0,46 мм) располо¬
жены вблизи пор. Следовательно, эти кристаллы относятся к различным
генетическим образованиям. В этой связи интересно сравнить стерео¬
граммы ориентировки оптических осей тех и других кристаллов (рис. 29)’.
В обоих рассмотренных нами шлифах наибольшее количество кристал¬
лов ориентировано на участке между а и &, мелкие несколько упорядо¬
чены по оси с. Кроме того, в разных местах наблюдается ряд местных
сгущений выходов осей. Такое распределение оптических осей кристал¬
лов указывает на бесконечно сложное распределение тепловых потоков
на поверхности снежного покрова во время образования гололедных
корок. Однако среди множества направлений выделяются некоторые
более интенсивные. По-видимому, в данном случае основная теплопе¬
редача шла по плоскости наклоненной под углом 22° к плоскости ас.
В то же время возникли местные причины изменения теплопередачи,
заставившие ряд кристаллов перестроиться и приспособиться к этим
потокам. Можно поедположить, что направления тепловых потоков оп¬
ределяются конфигурацией микрорельефа снежного покрова и поэтому
не подчиняются какому-либо правилу.
Вследствие большого количества фирновых участков внутри голо¬
ледных корок они всегда обладают большой воздухопроницаемостью.
ПриведеіМ пример расчета влияния гололедной корки, обнаруженной
7 В. М. Котляков
97
в 26 км от берега на высоте 607 ж, .на воздухопроницаемость снега в.
вертикальном направлении:
коэффициент воздухопроницаемости без корки Ко . . .24,8 см/сек
t
коэффициент воздухопроницаемости с ксркой Лкор . . .22,9 »
разность Ко — Ккор ... 1,9 »
К f —
уменьшение воздухопроницаемости за счет [корки—- Ï22 = 7,7%,
Ко
Эти корки частью испаряются, частью постепенно разрушаются вет¬
ром, в результате в снеге появляются ледяные желваки размером 3,0—
3,5 мм. Если же корки попадают внутрь снежного покрова, они почти
всегда разрушаются возгонкой и в слоях второго года обычно бывают
представлены тонкими прослойками разрыхления.
Рис. 29. Стереограмма кристаллографической ориентировки гололедной корки на поверх¬
ности снежного покрова на высоте 607 м над уровнем моря на расстоянии 25,6 км
от берега
а — участок с крупными кристаллами (138 кристаллов); б — участок с мелкими кристаллами
(115 кристаллов)
Гололедные корки, покрытые переметенным снегом, сильно уплот¬
нившимся под действием ветра, образуют ветровые доски с твердостью
до 4,4—5,5 кг/см2. Когда ветровая доска взламывается, под ней оказы¬
вается пустота, так как снег под ней успевает уплотниться. В районе
максимального развития гололеда ветровые доски наблюдаются очень
часто.
Ветровые корки возникают в периоды умеренных, устойчивых
ветров или при сильных ветрах, сопровождающихся лишь небольшим
переметанием. Они могут образовываться и другими путями. При влаж¬
ных ветрах происходит механическое уплотнение снега, возникает твер¬
дое основание корки и одновременно на поверхности происходит суб¬
лимация водяного пара из атмосферы, за счет чего корка растет и
уплотняется. Большие скорости ветра вызывают выход воздуха из снега
и фирна. В. Шютт [367] считает, что ветровые корки образуются при
понижении температуры снега после общей метели, что вызывает в по¬
98
С
с
верхностных слоях сублимацию с увеличением связей между обломкамц
кристаллов. Правильность предположения В. Шютта была доказана
опытами В. Н. Богословского в Мирном.
Ветровые корки представляют собой матовые фирновые образования,
достигающие в толщину 1 мм, а чаще всего 0,3—0,5 мм. Корки состоят
из кристаллов размером лишь около 0,3 мм. Ориентировка оптических
осей кристаллов, как правило, хаотическая. При исследованиях на стан¬
ции Саут-Айс Р. Стефенсон [384] обнаружил у кристаллов ветровой кор¬
ки некоторую вертикальную упорядоченность, которую он объяснил
вертикально направленным переносом водяного пара при сильных вет¬
рах. Однако это скорее исключе¬
ние, чем правило, так как под
действием ветра любая упорядо¬
ченная ориентировка нарушается.
Поры в ветровой корке срав¬
нительно свободно пропускают
воздух. Коэффициент воздухопро¬
ницаемости снега под влиянием
корки возрастает на 6—10%.
Обычно в толще снега эти корки
быстро разрушаются, и их можно
встретить лишь небольшими изо¬
лированными участками.
Когда снег долго лежит на
поверхности, некоторое воздей¬
ствие на него (даже зимой) ока¬
зывает и солнечная радиация.
В результате возникают радиа¬
ционно-ветровые корки сложного
строения толщиной до 1 см. По¬
добные корки были обнаружены
в шурфе в 42 км от берега и на
поверхности снега в 45 км от бе¬
рега. Последняя находилась на
поверхности более трех месяцев.
Очевидно, что в течение этого времени условия погоды менялись неод¬
нократно, при этом воздействие ветра и солнца могло чередоваться.
В сложных радиационно-ветровых корках чередуются матовые фир*
новые и прозрачные ледяные прослойки. Средняя величина кристаллов
в корке 0,54 мм, в фирновых прослойках кристаллы изометричны, а в
ледяных — вытянуты по вертикали. Наблюдения показали, что пример¬
но половина кристаллов имеет хаотическую ориентировку, а остальная
часть — вертикально упорядоченную (рис. 30). По-видимому, первые
кристаллы образовались под воздействием ветра и составляют фирно-
вые участки корки, а вторые — под воздействием радиации.
Объемный вес такой корки равен 0,581 г/см?, в го время как объем¬
ный вес снега, лежащего под коркой, составляет всего 0,418 г)см?. Это
указывает на большую плотность уложенных кристаллов в корке; в ре¬
зультате коэффициент воздухопроницаемости снега уменьшается почти
на 70%.
Со второй половины августа до мая образование границ между
слоями происходит под совместным воздействием ветра и радиационного
таяния, с большим или меньшим, в зависимости от интенсивности ра¬
диации, включением в состав корки ледяной фракции. По мере увели¬
чения высоты солнца над горизонтом радиационно-ветровые корки пре¬
вращаются в радиационные, но в береговой полосе материка роль ветра
Рис. 30. Стереограмма кристаллографиче¬
ской ориентировки сложной радиационно¬
ветровой корки внутри снежного покрова на
высоте 700 м над уровне^м моря на расстоя*
нии 42 км от берега (150 кристаллов)
7*
99
в формировании корок остается значительной даже в период наиболее
интенсивного таяния.
Радиационные корки возникают главным образом в конце
зимы, с августа по октябрь. В середине зимы их образованию препят¬
ствует низкое положение солнца над горизонтом, осенью — частые сне¬
гопады, весной и летом—сильное испарение, а впоследствии и таяние
снега. В прибрежной полосе материка радиационные корки, как прави¬
ло, не образуются, так как в периоды между циклонами при ясном
небе бывает сильный стоковый ветер, несущий массы снега, который
частью поглощает, а частью рассеивает солнечную радиацию.
Наибольшего развития радиационные корки достигают на шельфо¬
вых ледниках и ледниковых куполах, где отсутствуют стоковые ветры.
Особенно много их на северных склонах куполов, занимающих самое
благоприятное положение как по отношению к солнечной радиации, так
и по отношению к господствующим ветрам. Здесь одновременно встре¬
чаются радиационные корки, находящиеся в разных стадиях развития:
ледяные вкрапления в неизмененном свежем мелкозернистом снеге на
южных склонах заструг, сплошная глазурная корка на ровных гори¬
зонтальных участках и двухсантиметровый слой льда сложного строе¬
ния на крутых северных склонах заструг.
Слабые ветры и большая продолжительность солнечного сияния во
внутриматериковых районах, несмотря на очень низкие температуры,
все же приводят к образованию тонких радиационных корок. Они по¬
стоянно отмечались на плато Виктории [395, 397]; Ф. Лёве находил их
на Земле Адели на расстоянии 250 км от берега на высоте 1850 ж, где
максимальные температуры не превышают—10° [309]; на Пионерской
первая радиационная корка появилась в октябре при температуре —30°.
В летних слоях в шурфах на станциях Пионерская, Восток-1 и Комсо¬
мольская неоднократно отмечались однослойные радиационные корки
толщиной порядка 1 мм.
Радиационные корки оказывают значительное влияние на внутрен¬
ние процессы, протекающие в снеге, они уменьшают воздухопроницае¬
мость снега в вертикальном направлении на 50—80%.
В начальной стадии развития радиационная корка представляет
собой слабо гранулированную поверхность, сложенную льдом лишь в
отдельных участках, между которыми лежит фирн. Поры, пронизыва¬
ющие корку, расположены в основном в фирне. Кристаллы, из которых
состоит корка, залегают отдельными группами, дифференцированными
по величине. По мере развития корки средний поперечник кристаллов
возрастает с С,41 до 0,51 мм. Видимо, корки образуются следующим об¬
разом: зарождаются отдельные центры, вокруг которых потом все уве¬
личивается количество льда, пока, наконец, эти центры совершенно не
сольются между собой. Встречаются корки, в которых льдистые участки
расположены отдельными небольшими полосами на северных склонах
маленьких ложбинок.
При анализе ориентировки выходов оптических осей кристаллов в
корках, обнаруженных на о-ве Дригальского, во всех случаях отмечены
два максимума: один в вертикальном направлении, другой — под неко¬
торым углом к плоскости корки в направлении на север. Подобные
радиационные корки, встреченные на разных глубинах в шурфах как в
центральных частях материка, так и в береговой полосе, показывают
преимущественную упорядоченность оптических осей только по вертика¬
ли. В чем причина такого различия, пока не ясно.
В наиболее благоприятных условиях развитие радиационных корок
продолжается до толщины 2—3 см. Такие корки имеют сложное строе¬
ние. Обычно сверху лежит слой сплошного льда, резко ограниченный
Рис. 31. Строение сложной радиационной корки. Крупные изометричные кристаллы
относятся к верхнему слою, мелкие — к среднему, крупные удлиненные — к нижнему
снизу; под ним — слой непрозрачного льда с мельчайшими включениями
воздуха; основную часть корки составляют перемежающиеся с фирном
удлиненные ледяные выросты, направленные книзу на юг под углом
30—60°. Как выяснилось, эти выросты обычно являются отдельными
удлиненными кристаллами (рис. 31). Угол длинной оси кристалла
Радиационная
норна
Рис. 32. Схема образования радиационной
Горизонтальная
•g— поверхность
Северный склон
острова
Поверхность заструга
корки на о-ве Дригальского
с поверхностью снега <р (рис. 32), как правило, равен сумме угла накло¬
на северного склона на данном участке а, угла наклона поверхности за.
струга или сугроба р и высоты Солнца над горизонтом у.
101
Рис. 33. Стереограмма кристаллографической ориентировки сложной радиационной корки
а — верхний слой (72 кристалла); б — средний слой (130 кристаллов); в — нижний слой (132 кристалла)
Рис. 34. Нижняя граница мощной ледяной линзы. В основании линзы видна поло¬
ска пузырьков воздуха, свидетельствующих о наличии здесь вторичной прослойки
инфильтрационного льда
Кристаллы в радиационной корке (рис. 33) только в верхнем слое
ориентированы хаотически, в среднем же слое около 75%, а в нижнем
все кристаллы ориентируются под некоторым углом к плоскости ab в
направлении на север, причем это направление оптических осей точно
совпадает с удлинением кристаллов в нижнем слое. Таким образом,
ясно, что ледяные кристаллы в радиационных корках растут в направ¬
лении на Солнце.
Все эти факты позволяют объяснить происхождение таких мощных
ледяных прослоек при температурах воздуха ниже —20° радиационным
оплавлением кристаллов, возникающим под влиянием двух причин. Во-
первых, выпуклости неровной поверхности корки могут играть роль линз,
собирающих лучи. Эти линзы концентрируют энергию на отдельных
участках, где затем и наблюдается развитие удлиненных ледяных
103
Рис. 35. Стереограмма кристаллографиче¬
ской ориентировки вторичной прослойки ин¬
фильтрационного льда на глубине 133 см
(140 кристаллов)
выростов. Во-вторых, через кристаллы, оси которых направлены парал¬
лельно лучам Солнца, проникает несколько большее количество радиа¬
ции [123]; именно такие кристаллы «собирают» энергию и служат цент*
рами оплавления. Вместе с тем поглощение солнечной радиации подни¬
мает температуру всего поверхностного слоя снега примерно на 10°, что
способствует таянию на нижних
границах кристаллов, изолиро¬
ванных от холодного внешнего
воздуха.
На основании изучения ориен¬
тировки кристаллов в радиаци¬
онных корках можно сделать два
важных вывода: 1) оптические
оси кристаллов радиационных ко¬
рок, залегающих в снежно-фир¬
новой толще (внутри материка),
имеют упорядоченную вертикаль¬
ную ориентировку; 2) оптические
оси кристаллов радиационных ко¬
рок, образующихся на северных
склонах поверхности, ориентиру¬
ются параллельно основному по¬
току радиации, т. е. в идеале
направлены на север и составля¬
ют с плоскостью ab угол, равный
максимальной высоте Солнца
над плоскостью поверхности
корки.
Вторичные прослойки инфильтрационного льда
образуются летом внутри снежной толщи в результате таяния на месте
радиационных или ветровых корок, которые в процессе таяния запол¬
няются водой. Вследствие резкой разницы теплофизических свойств
этих корок и окружающего снега талая вода замерзает в них в первую
очередь. В дальнейшем образовавшиеся водонепроницаемые ледяные
корки задерживают стекающую воду, и образуются крупные ледяные
линЗы. Следы первичных корок видны в виде горизонтальной полоски
небольших пузырьков в основании ледяной линзы (рис. 34). Местами в
этой прослойке вода все же просачивалась ниже, о чем свидетельствует
левая часть шлифа, представляющая собой канал просачивания, в ко¬
тором кристаллы льда в противоположность вышележащей линзе очёнь
мелкие, что связано с большим запасом холода и малым подтоком теп¬
ла в процессе просачивания. В других же местах под этой прослойкой
сохранился в неприкосновенности фирн.
Часто кристаллы вторичных прослоек инфильтрационного льда бы¬
вают вертикально ориентированы (рис. 35). Это указывает на то, что>
произошло заполнение водой первичной радиационной корки. Однако не
исключена возможность, что вертикальную ориентировку кристаллы по¬
лучают в результате самого таяния.
СУБЛИМАЦИОННАЯ ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ
В развитии поверхностных слоев снежно-фирновой толщи главную
роль играют процессы сублимационной перекристаллизации, характер
и интенсивность которых зависят от температурного режима внутри
толщи и исходных свойств отложенного снега [73, 191 —194, 198, 203,
204, 224]. Суть процессов состоит в том, что благодаря различной вели-
104
чййе и форме снежных частиц, а также благодаря существованию тем¬
пературного градиента, снежная толща никогда не находится в состоя¬
нии равновесия. Поверхностная энергия кристаллов зависит от их фор¬
мы и величины. Упругость водяных паров над кристаллами увеличивает¬
ся по мере уменьшения радиуса их кривизны и, следовательно, над наи¬
меньшими кристаллами она будет самой большой. Это приводит к тому,
что с небольших кристаллов, а также с выступающих частей более круп¬
ных кристаллов происходит возгонка, в то время как на вогнутых уча¬
стках наблюдается сублимация. Этот процесс происходит и при самых
низких температурах.
Последними работами 3. Иосида [410, 411] и М. де Кервена [353]
показано, что перенос водяного пара в толще снега происходит путем
возгонки влаги с одного зерна и сублимации на другом, лежащем рядом.
При этом необходимо существование температурного градиента не во
всей толще, как ранее считал Г. Зелигман [373], а лишь в данном слое.
Но обычно температурный градиент существует во всей толще снежного-
покрова. Однако, как было показано выше, он может иметь различное
направление и различный знак, и перенос водяных паров может осуще¬
ствляться одновременно в разных направлениях. Следовательно, харак¬
тер процессов перекристаллизации в разных слоях снега будет совершен¬
но различным.
В Антарктиде в течение большей части года температура верхних
слоев снежного покрова является самой низкой. Это вызывает поток
водяных паров, направленный преимущественно .снизу вверх. С другой
стороны, летом на большей части материка, где отсутствует таяние,
наиболее холодными оказываются слои снега, лежащие на глубине
3—4 м от поверхности, вследствие чего ход сублимационной перекри¬
сталлизации летом отличается от зимнего хода.
Диффузный: массообмфн, возникающий благодаря сублимационной
перекристаллизации, значительно влияет на перенос тепла внутри снеж¬
ной толщи. Оныты, проведенные В. ;Н. Богословским в Мирном, пока¬
зали, что при1 температурах близких к 0° и объемном весе снега
0,4 гіем2, вследствие диффузного массообмена переносится 30% тепла,
остальные 70% теплопередачи осуществляются за счет теплопроводности
скелета снежного покрова. По мере понижения температуры и увеличе¬
ния объемного веса доля диффузного обмена в передаче тепла умень¬
шается [207].
Перекристаллизация снега начинается сразу же после отложения,
его. Ход процессов зависит от строения и свойств снега. В свежеотло-»
женном снеге видна горизонтальная или близкая к ней ветровая слои-,
стость. Поэтому коэффициент воздухопроницаемости в вертикальном на¬
правлении /С' в свежем снеге всегда меньше, чем в горизонтальном /<-*.’
По наблюдениям в районе ААпрного, свежеотложенные слои снега
имели следующие значения коэффициента воздухопроницаемости (в
см/сек): /<Г=17,С и /С=19,8; /С = 9,9 и /<-=17,3; /С=21,3 и /<-=25,9
й т. п. Таким образом, вначале возможность обмена вещества вдоль
простирания слоев значительно больше, чем поперек. В свежем слои¬
стом снеге отмечено и горизонтальное движение воздуха. Однако тем¬
пературный градиент в вертикальном направлении всегда несравненно
больше, чем в любом другом. Это ведет к преимущественной миграции
водяных паров в вертикальном направлении.
Корки, лежащие между слоями снега, влияют на перенос влаги в
зависимости от их происхождения и строения. Пористые ветровые корки
усиливают сублимационные процессы на границе двух слоев с резко
различными теплофизическими свойствами, одновременно они также
подвергаются перекристаллизации и через некоторое время разрушаются.
16£
На их месте возникают прослойки разрыхления толщиной 1—3 мм.
Радиационные корки, в которых льдистая фракция значительно увели¬
чена, а пористость очень мала, не пропускают влагу. Происходит уси¬
ленная сублимация паров, как правило, на нижней стороне корки, и ее
толщина увеличивается. В тех случаях, когда над слоем рыхлого снега
находится плотный мелкозернистый снег, на нижней поверхности по¬
следнего в результате сублимации образуется вторичная фирновая кор¬
ка. Последняя по внешнему виду похожа на ветровую корку, и часто их
трудно различить.
По мере развития снежной толщи (вследствие вертикальной мигра¬
ции водяных паров) горизонтальная слоистость свежеотложенного сне¬
га постепенно исчезает, и появляются признаки столбчатой текстуры.
Интенсивность этого изменения текстуры зависит от первоначального
объемного веса снега (т. е. от его пористости). В результате превраще¬
ния первичного рыхлого снега с горизонтальной слоистостью во вторич¬
ный снег с вертикальной столбчатостью коэффициент воздухопроницае¬
мости возрастает, причем его значение в вертикальном направлении
относительно уменьшается, а в горизонтальном относительно увеличи¬
вается ( габл. 20).
Таблица 20
Изменение коэффициента воздухопроницаемости (в см/сек)
с течением времени
Месяц
Плотный снег
Рыхлый снег
К'
К
к?
Июнь
12
13
93
95
Июль
15
16
67
63
Август
32
42
97
89
Сентябрь . . . .
33
36
105
94
Октябрь
29
25
—
—
В результате собирательной перекристаллизации различия в разме¬
рах отдельных кристаллов постепенно сглаживаются [203]. Интенсив¬
ность этого процесса, происходящего во всех слоях толщи, может быть
различной в зависимости от первичного объемного веса снега и глубины
его залегания.
Для характеристики процесса собирательной перекристаллизации
нами введена величина максимального отклонения от среднего размера
кристаллов. Она вычисляется как отношение половины разности между
максимальным и минимальным размерами к среднему размеру кристал¬
лов и выражается в процентах. По наблюдениям в районе Мирного,
максимальное отклонение, вычисленное для слоев снежного покрова,
образовавшегося осенью (до 1 июня), в июне составляло 325, в июле —
315, в августе — 240, в сентябре — 210, в октябре—170 и в ноябре —
160%. В среднем для снежного покрова в пределах 50-километровой бе¬
реговой полосы материка максимальное отклонение, вычисленное в кон¬
це зимы 1957 г., составляет для снега, отложенного в 1957 г.,— 248,
в 1956 Г;—155 и в 1955 г.— 117%. Отклонение уменьшается за счет
некоторого сокращения разницы между средним и максимальным раз¬
мерами кристаллов и исчезновения мелких кристаллов.
Под влиянием процессов перекристаллизации частицы снежного по¬
крова, первоначально представляющего собой конгломерат беспорядочно
106
ориентированных кристаллов, стремятся к упорядоченной ориентировке,.
Вертикальная миграция водяных паров и вертикальный температурный
градиент'вызывают тенденцию к появлению вертикальной ориентировки
кристаллов снега. Ранее М. Перутц и Г. Зелигман [344] на альпийских
ледниках обнаружили правильную ориентировку большей части кри¬
сталлов фирна, лежащего на поверхности, и объяснили ее появление пере¬
ориентацией кристаллов в направлении, параллельном направлению
температурного градиента, вследствие таяния и повторного замерзания
или сублимации. Однако П. А. Шумский обнаружил в 280 км от берега
Антарктиды на поверхности древний фирн, который никогда не подвер¬
гался таянию, но тем не менее имел ярко выраженную вертикальную
ориентировку. Стало ясно, что появление вертикально ориентированных
кристаллов в снежном покрове является общей тенденцией, следствием
процессов сублимационной перекристаллизации и таяния.
Однако упорядочению кристаллографической ориентировки препят¬
ствует оседание снежного покрова, в результате которого происходит
деформация и движение отдельных частиц снега относительно друг
друга. Древний фирн, о котором говорилось выше, именно потому и
имел вертикальную ориентировку, что не подвергался оседанию. Обычно
же в верхних слоях свежеотложенного снега ориентировка остается хао¬
тической, как это наблюдалось нами в прибрежной полосе материка и
Л. Уорнером [400] на шельфовом леднике Росса. Небольшие признаки
вертикальной ориентировки (6%) отметил на станции Саут-Айс Р, Сте¬
фенсон [384].
Процессы перекристаллизации в толщах однородного и неоднород¬
ного снега протекают по-разному. В однородном снеге они происходят
медленнее и во всех горизонтах более или менее в одном направлении,
при этом свойственные отдельным слоям свежевыпавшего снега разли¬
чия в строении и свойствах с течением времени сглаживаются. Об одно¬
родности толщи снега говорят близкие значения объемного веса, раз¬
меров и типов снежных частиц. Однако микроструктура снега может
быть неоднородна, так как ветер создает в толще снега микрослоистость
с различным наклоном слоев (рис. 36). В процессе перекристаллизации
различия в форме кристаллов отдельных слоев исчезают, а вместе с тем
стираются и границы между слоями (табл. 21).
Мощные слои снега в условиях Антарктиды могут возникнуть лишь
при сильной общей или низовой метели. Следовательно, их объемный
вес всегда будет велик. Естественно, что плотный снег уплотняется с
течением времени очень мало. В данном случае (см. табл. 21) его уплот¬
нение за четыре месяца достигло всего 0,014 гісм3. Объемный вес слоев
выравнивается. Вследствие однородности и малой пористости снежной
массы интенсивность процессов перекристаллизации невелика, за четыре
месяца кристаллы выросли только на 0,12 мм.
Благодаря значительному развитию ветровой слоистости и плотной
ветровой упаковке кристаллов в снеге, абсолютное значение коэффи¬
циента воздухопроницаемости невелико, но разница между А1 и
относительно большая. В результате укрупнения кристаллов размер
пор увеличивается, что ведет к увеличению воздухопроницаемости, но
ветровая слоистость полностью не уничтожается, на что указывает оди¬
наковая воздухопроницаемость в горизонтальном и вертикальном на¬
правлениях. Разрыхление толщи даже такого однородного и плотного
снега ведет к непрерывному уменьшению его твердости, уменьшению
связей между отдельными зернами, что способствует еще большему уси¬
лению процессов перекристаллизации.
В толще, состоящей из неоднородных слоев, перекристаллизация про¬
текает очень интенсивно. При этом в наиболее рыхлых слоях снега, если
107
Рис. 36. График твердости снега, отложенного во время продолжительной
сильной метели
Двойные линии на глубине 7.5 и 58 см — границы однородной толщи снега; пунктир¬
ные линии — изменения условий отложения снега во время одной метели
Таблица 21
Изменения строения и свойств мощной толщи однородного снега
Показатели
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Количество слоев
7
6
4
4
Твердость, кг/см?
Средняя
Разница макс. — мин.
—
36,6
25,8
33,4
11,1
16,8
3,8
Объемный вес, г/см?
Средний
Разница макс. — мин.
0,479
0,049
0,481
0,050
0,489
0,004
0,493
0,015
Размер кристаллов, мм
Средний
Разница макс. — мин.
0,27
0,08
0,33
0,13
0,40
0,04
0,39
0,05
Отклонение от среднего размера кристаллов, %
380
310
245
195
Средний коэффициент
воздухопроницаемости,
см/сек,
Я Я
1
10,4
13,4
15,8
16,8
26.2
26,1
23,0
22,8
они находятся между плотными, образуются горизонты глубинной из¬
морози. Большая абсолютная пористость и значительный размер зерен
рыхлого снега создают высокую воздухопроницаемость и тем облегчают
миграцию водяных паров, которая происходит почти все время снизу
вверх. Опыты, проведенные на Эльбрусе, показали, что в рыхлом снеге
вынос вещества в 1,67 раза больше, чем в плотном мелкозернистом снеге
[122]. Если над нижним слоем лежит горизонт плотного снега с малой
воздухопроницаемостью, в последнем происходят сублимация и уплот¬
нение. Особенно крупный горизонт глубинной изморози образуется в
нижнем слое отложенного зимой снега, лежащем на поверхности ин¬
фильтрационного фирна или льда (в районах с летним таянием). Рас¬
чет, проведенный В. Н. Богословским [16], показал, что на стыке фирна
или льда и свежего снега должна происходить потеря массы. Наши ма¬
териалы подтверждают это предположение.
В районе Мирного наибольшему разрыхлению подвергся самый ниж¬
ний слой снежного покрова, лежащий на поверхности средне- и крупно¬
зернистого прошлогоднего инфильтрационного фирна. Он был отложен
первыми снегопадами в начале февраля и имел объемный вес не больше
0,30 г/см?. Находясь довольно долго на поверхности, он частично испа¬
рился; остаток же его был перекрыт 23—24 февраля слоем 5 см с объ¬
емным весом 0,46 г/см?, а затем 28—30 марта слоем такого же объемного
веса, толщиной около 15 см. В дальнейшем до середины апреля снего-
отложения не было, и мощность снежного покрова не превышалй
20—25 см.
Разрыхление нижнего слоя началось вскоре после его отложения и
вначале протекало особенно интенсивно (рис. 37). Благодаря значитель¬
ному различию в текстуре и объемном весе снега и прошлогоднего фир¬
на, а также вследствие больших температурных градиентов в снежном
іоа
покрове происходила интенсивная миграция водяных паров. Первона¬
чально слой рыхлого снега достигал всего 2 см. В дальнейшем он не¬
уклонно увеличивался за счет вышележащего слоя плотного снега. Ес¬
ли вначале мощность слоя плотного снега равнялась 22 см, то к ноябрю
она составляла всего 14 см, тогда как слой рыхлого снега вырос до
9 см. В течение всего времени граница нижнего слоя была очень рас¬
плывчата, так как интенсивной перекристаллизации подвергались все
новые порции снега.
Месяцы
Рис. 37. Изменение характеристик двух слоев снега,
лежащих на границе с прошлогодним фирном
а — нижний слой рыхлого снега; б — верхний слой плотного снега
В нижнем слое быстро росли кристаллы: от 0,3—0,4 мм при отложе¬
нной (в феврале) до 1 мм в ноябре. В отдельных участках горизонта
разрыхления и особенно на границе с фирном появились вторичные
кубкообразные кристаллы глубинной изморози размером до 2 мм. Воз¬
духопроницаемость снега увеличивалась очень быстро, достигнув к кон¬
цу зимы 400 смісек, — величины, характерной только для глубинной из¬
морози. В то же время наряду с быстрым разрыхлением происходило
увеличение объемного веса этого снега, оседавшего под давлением 1,5-
метровой толщи вышележащего снега. В начале ноября вследствие уве¬
личивающегося давления и чрезвычайно низкой твердости горизонта
разрыхления (около 1 кг/см2) произошло толчкообразное оседание сне¬
га с частичным сломом существующей структуры, вследствие этого тол¬
щина нижнего слоя уменьшилась на 1—2 см, а объемный вес несколько
возрос.
В процессе перекристаллизации наибольшему разрыхлению подвер¬
гаются летние слои. Эта закономерность, впервые обнаруженная в
Гренландии, была подтверждена всеми исследователями в Антарктиде
(В. Виккерс, X. Листер, П. А. Шумский, В. Шютт и др.). Лишь X. Я. За¬
киев [57] ошибочно считает, что минимум твердости и объемного веса
снежного покрова приходится на осенне-зимний (холодный) период.
Крупнозернистость и рыхлость летних горизонтов являются резуль¬
татом метаморфизма в непосредственной близости к поверхности, вы¬
званного интенсивной радиацией, высокими температурами и больши-
110
Рис. 38. Структура снега в горизонте разрыхления. Шлиф в плоскости ас
ми колебаниями температуры летом. Крупнозернистость снега может
быть либо первичной, когда летом откладываются крупные пластинча¬
тые кристаллы, либо вторичной, когда зимний мелкозернистый снег под¬
вергается усиленной перекристаллизации. Определить первичное
или вторичное происхождение летнего снега внутри толщи очень
трудно.
Летний горизонт разрыхленного снега часто 'возникает непосредст¬
венно под радиационной коркой. Под ней создаются условия более ин¬
тенсивной перекристаллизации, ведущей к образованию крупных кри¬
сталлов глубинной изморози. На плато Виктории в течение лета снеж¬
ные зерна вырастали в таком горизонте до 0,8—1,0 мм, в то время как
лежащий ниже зимний снег состоял из зерен размером около 0,3 мм
[397].
Вообще разрыхление чаще развивается -под плотным снегом и кор¬
ками, чем над ними. Образующийся в горизонтах снег-плывун представ¬
ляет собой снег с ярко выраженной вертикально-столбчатой текстурой
(удлинение сростков кристаллов в вертикальном направлении). Однако,
как показали измерения, это удлинение не связано со структурными осо¬
бенностями снега (рис. 38). Кристаллы изометричны: при длине в го¬
ризонтальном направлении 0,88 мм длина в вертикальном направлении
составляет 0,93 мм (удлинение 1,06). Как показали исследования на
станциях Саут-Айс [384] и Мирный, вертикально-столбчатая текстура
снега в горизонтах разрыхления не сопровождается вертикальной ори¬
ентировкой кристаллов.
111
Вследствие сублимационной перекристаллизации во всех слоях снеж¬
ного покрова со временем, а следовательно, и с глубиной, происходит из¬
менение среднего размера зерен. Наблюдая за этим изменением, различи
ные авторы пришли к разным выводам. Исследования Ф. Лёве на Земле
Адели [309], В. Андерсона на станции Бэрд [216] и Е. Зорге в Гренлан¬
дии [382] показали, что зерна снега быстро увеличиваются до 0,5—1 мм
в течение первого года, а в дальнейшем их размеры не изменяются до
глубины 10 м.
Большинство результатов, однако, говорит о росте среднего размера
зерен с глубиной. Такая тенденция отмечена на шельфовом леднике Рос¬
са [400]; на плато Виктории в летних слоях обнаружен постепенный
рост зерен до 5 мм [397]; на станции Саут-Айс зерна снега увеличивают¬
ся от 0,6 мм на поверхности до 1,05 мм на глубине 10 м [384]; наиболее
правильный рост зерен отмечен Г. Зелигманом на альпийских ледни¬
ках [374].
В шурфе на станции Модхейм по мере увеличения глубины от 2 до
9 м наблюдалось некоторое уменьшение зерен. В. Шютт [367] объясняет
это очень теплыми летними сезонами 1944/45, 1946/47 и 1947/48 гг.,
а также обильным выпадением снега летом 1945/46 г. Вместе с тем он
предполагает, что средний размер зерен уменьшается вследствие роста
небольших частиц снега за счет крупных. Наши наблюдения
показывают, что рост зерен с глубиной происходит непрерывно,
и основа крупнокристаллического льда закладывается уже в верхних
слоях снежно-фирновой толщи в результате сублимационной пере¬
кристаллизации.
В связи с этим важным представляется вопрос о соотношении кри¬
сталлов и зерен в снежном покрове — понятия, которые в литературе
частно путают. Исследования В. Шютта [367] привели к выводу, что1 от¬
дельные зерна снега всегда состоят из нескольких кристаллов. В то вре¬
мя как первые с глубиной несколько уменьшаются, площадь вторых в
среднем увеличивается с 0,2 мм2 на глубине 1—2 м до 0,6 мм2 на глу¬
бине 11 м.
Интенсивности увеличения кристаллов с глубиной, полученные
В. Шюттом [367] на станции Модхейм и Р. Стефенсоном на станции
Саут-Айс [384], почти совпадают, хотя в этих районах разные темпера¬
туры и аккумуляция. Это совпадение дало основание Р. Стефенсону
и X. Листеру говорить о постоянном соотношении между размерами
кристаллов и глубиной, независимо от температуры и местной аккуму¬
ляции, и таким образом переходить к установлению относительного воз¬
раста кристаллов. Однако для такого вывода пока имеется слишком
мало оснований.
По нашим наблюдениям зерна инфильтрационного фирна состоят
из нескольких кристаллов, но частицы свежеотложенного снега — это
отдельные кристаллы. С глубиной растут и те, и другие. Там, где тая¬
ния нет, частицы снега представляют собой единичные кристаллы до
значительной глубины; увеличение кристаллов здесь и является увели¬
чением зерен. В районах развития таяния рост отдельных зерен про¬
исходит быстрее роста кристаллов и зависит от температуры. В связи с
высокими температурами вблизи побережья значительное увеличение
кристаллов наблюдается уже в самых верхних слоях свежего снега;
в более глубоких слоях, не подвергающихся таянию, их рост замедля¬
ется.
В районах, где таяние незначительно, укрупнение кристаллов про¬
исходит более или менее равномерно. Быстрый рост их здесь наблюдает¬
ся лишь в зоне проникновения прямой солнечной радиации, где снег
подтаивает и зерна его покрываются тончайшей пленкой воды.
112
Довольно интенсивно происходит укрупнение кристаллов с глубиной
и во внутренних районах материка. На рис. 39 приведены кривые изме¬
нения среднего поперечника кристаллов в снежно-фирновой толще на
станциях Восток-1 и Комсомольская, осредненные на каждый метр тол¬
щи. В пределах верхних 1,5—2 м в обоих шурфах происходит равномер¬
ное укрупнение кристаллов, так как ве¬
личина и форма первичных снежных
кристаллов близки. Однако ниже 2 м
кривые идут различно. В более глубо¬
ких районах материка (Комсомольская)
кристаллы растут медленнее. Чем ниже,
тем менее интенсивен рост кристаллов.
Если на глубине 3 м средний поперечник
кристаллов составляет 0,74 мм (Восток-1)
и 0,68 мм (Комсомольская), то на глу¬
бине 6 м эта величина равна 0,81 и
0,75 мм. В обоих случаях кристаллы вы¬
росли на 0,07 мм. Такой медленный рост
кристаллов приводит к тому, что обра¬
зовавшийся из этого снега лед всегда
имеет мелкокристаллическую структуру.
Процессы перекристаллизации в цент¬
ральных районах материка протекают
очень интенсивно, что связано с большой
амплитудой температурных колебаний и
малыми величинами снегонакопления.
В результате перекристаллизации под
верхним слоем молодого снега толщиной
15—20 см всегда обнаруживается раз¬
рыхленный снег очень незначительной
твердости. Например, в декабре 1957 г.
на станции Комсомольская при темпера¬
туре —34, —35° верхние горизонты снега
имели такую твердость [68]:
Глубина, м 0,01 0,05 0,10
Твердость, кг/см2 . . . 6,18 4,55 1,97
0,20 0,25 0,30 0,40
1,07 0,56 0,67 1,10
Рис. 39. Изменение размеров кри¬
сталлов в снежно-фирновой толще
с глубиной
1 — максимальное отклонение размеров
кристаллов от среднего; 2 — средний по¬
перечник кристаллов по данным на
станции Комсомольская; 3 — ю же, на
станции Восток-1
Интенсивность сублимационной перекристаллизации -при отсутствии
таяния зависит от величины годового снегонакопления. Перекристалли¬
зация, сопровождающаяся укрупнением зерен и разрыхлением снега,
протекает тем быстрее, чем меньше величина аккумуляции: при незна¬
чительном приросте снег долго находится в верхней четырехметровой
толще, где велики температурные градиенты. Среди 45 шурфов, изучен¬
ных В. Шюттом [368] на Земле Ко-ролевы Мод, резко выделяются три
шурфа, лежащие в пределах 250—270 км от берега на высоте 1100, 1925,
и 2425 м над уровнем моря. В них отмечены большая рыхлость и уве¬
личение размеров зерен до 3—5 мм, а в летних слоях до 8 мм уже на
глубине 2 м. Годовая величина аккумуляции в этих шурфах составила
170—190 мм воды, в то время как во всех остальных шурфах она коле¬
балась в общем от 250 до 350 мм.
Следовательно, в центральных районах материка, где отсутствует тая¬
ние, а снегонакопление является наименьшим, сублимационная пере¬
кристаллизация играет наибольшую роль в преобразовании снежно¬
фирновой толщи, по сравнению со всеми другими районами Антарк¬
тиды.
3 В. М. Котляков
ИЗ
ОСЕДАНИЕ
По мере увеличения мощности снега все большую роль в развитии
снежно-фирновой толщи начинают играть процессы оседания и уплот¬
нения. Оседание может происходить в двух формах: в виде пластиче¬
ских деформаций кристаллов и постепенного уплотнения снега с вытес¬
нением воздуха из сообщающихся пор и постепенного замыкания их или
в виде резких обвалов наиболее рыхлых слоев, сопровождающихся
нарушением первоначальной структуры.
Как показали С. Н. Карташов и В. А. Чернигов [70], при оседании
снега одновременно, но с различной скоростью происходят и упрочнение,
и расслабление. Упрочнение выражается в том, что при деформировании
снега увеличивается количество контактов между отдельными зернами,,
благодаря чему ускоряется смерзание частиц снега между собой. Однако
любая деформация нарушает структурные связи, в результате чего проч¬
ность снега нарушается. Преобладание того или иного процесса опре¬
деляется величиной и скоростью действия нагрузки, т. е. вышележащих
слоев снега.
Скорость оседания существенно зависит от физико-механических
свойств снега, которые в свою очередь резко изменяются с изменением
температуры. Очевидно, с понижением температуры при прочих равных
условиях скорость оседания будет уменьшаться, а с повышением —
увеличиваться. В. Шютт [367] обнаружил, что при понижении темпера¬
туры от —0,5 до —17,3° скорость оседания уменьшается на 35% (в сред¬
нем 2% на Г), а от —17,3 до —28,3° на 16% (в среднем 1,5% на Г).
Интенсивность оседания в зависимости от температуры является также
следствием более сильного метаморфизма при более высоких темпе¬
ратурах.
Быстрее всего идет оседание, а вместе с ним и уплотнение в свеже¬
отложенном снеге вследствие сравнительно небольшого объемного веса
этого снега, малой прочности первично отложенных кристаллов и боль¬
шой интенсивности сублимационных процессов. На Земле Адели в 31 км
от берега верхняя часть снежной толщи мощностью 172 см уменьши¬
лась на 13 месяцев благодаря оседанию на 4 см [309], т. е. увеличение
объемного веса за счет оседания составило 2,4%. В Литл-Америке уве¬
личение объемного веса за счет оседания было равно 2,65% [393].
В Мирном оседание отложенного в течение текущей зимы снега из¬
мерялось самописцем оседания. За неподвижное основание был принят
прошлогодний инфильтрационный фирн. Изучение фирна на глубине до
4 м показало, что в течение зимы он не оседает, что связано со строением
его толщи, состоящей из отдельных крупных зерен льда, крепко спаян¬
ных между собой. Небольшое оседание наблюдается в фирне лишь в
летнее время в результате таяния и перераспределения вещества сверху
вниз. Поэтому при изучении оседания сезонного слоя снега нижняя пла¬
стина самописца оседания была установлена на глубине около 2 м в
прошлогоднем фирне, а сам прибор и промежуточная пластина — на
двух горизонтах в свежем снеге. За 117 дней, с 22 июля по 15 ноября,
общее оседание составило 120 мм. В среднем при мощности толщи в
1,5 м величина оседания составляет зимой 1 мм в сутки.
Измерить -максимальное оседание свежего снега весной и летом этим
прибором не удается. Поэтому мы использовали для этой цели тросы.
Один из 50-метровых тросов был натянут на вехах, забуренных с осени
в фирн прошлого года, а другой на вехах, установленных в конце зимы
в свежем снеге. Отсчетами по первому тросу мы получили величины осе¬
дания и испарения, а по второму только испарения (поскольку вехи осе¬
дают вместе с тросами). Сравнивая осредненные результаты отсчетов
114
по обоим тросам, можно вычислить величину оседания. Такие измере¬
ния проводились в течение 70 дней, с 3 декабря 1957 г. по И февраля
1958 г. За это время уровень поверхности понизился на 36,6 см, в том
числе на 20,3 см за счет испарения и на 16,3 см за счет оседания. Более
быстрое оседание снежного покрова летом связано главным образом с
относительно высокой температурой в верхнем слое снега. Средняя ве¬
личина оседания снега летом равна 2,4 мм в сутки при мощности снеж¬
ной толщи около 1,5 м.
В результате оседания объемный вес сезонного слоя снега в Мирном
увеличился с мая по ноябрь на 0,073 гісм3. Его изменение (в г/см3) по
месяцам было следующим:
Май . . .0,406
Июнь . .0,410
Июль . . . .0,420
Август . . .0,431
Сентябрь . . . .0,440
Октябрь . . . .0,465
Ноябрь . . . .0,479
При увеличении мощности снежного покрова изменение скорости
оседания определяется двумя факторами: в результате постепенного
уплотнения снега она должна уменьшаться, а в результате увеличения
давления опа стремится возрасти. Но главным здесь является объ¬
емный вес свежеотложенного снега: если он невелик (0,30—0,40 г/ои3),
оседание в верхних слоях идет быстро, а книзу постепенно уменьшается.
Примером могут служить наблюдения в Гренландии (станция Айсмит-
те) [382] и на станции Литл-Америка [367] (табл. 22).
Таблица 22
Скорость оседания снега на различных станциях
Айсмитте
Литл-Америка 1
Модхсйм
Глубина, м
Оседание,
см/М' год
Средний
объемный
вес,
г/см*
Глубина, м
Оседа¬
ние,
см/М'год
Средний
объемный
вес,
г/см*
Глубина, л
Оседание,
см/м-год
Средний
объем¬
ный
вес,
г/см3
1,50—3,20
4,21
0,396
0,5—2,5
7,7
0,38
,5—4,5
1,55
0,508
4,75—7,85
2,65
0,475
1,5—3,5
6,0
0,39
7,5—6,5
1,87
0,526
6,95-10,05
1,88
0,499
2,5—4,5
5,1
0,44
6,5—9,0
1,68
0,564
—
—
—
—
і
—
9,0—11,0
1,55
0,589
Если снег уже на поверхности оказывается плотным (0,40—
0,50 г/слі3), оседание его сначала идет чрезвычайно медленно и лишь на
глубине 4 м немного увеличивается: слишком малое давление в верх¬
них слоях не в состоянии воздействовать на снег большого объемного
веса. В дальнейшем по мере углубления давление вышележащего снега
растет, увеличивая оседание снежного покрова. Результаты измерения
оседания в Модхейме [367] (см. табл. 22) резко отличаются от приве¬
денных выше.
Величины оседания на Пионерской, полученные самописцами оседа¬
ния, составили на глубине 0—2 м 3,0 мм в год, на глубине 2—4 м —
4,2 мм и на глубине 4—6 м— 13,2 мм. Мы не знаем величины оседания
для лежащего глубже фирна, однако можно предположить, что ниже ин¬
тенсивность оседания будет уменьшаться в связи со значительно увели¬
чившимся объемным весом снега. Беря за основу расчета величины, по¬
лученные самописцами оседания, имеем среднее увеличение объемного
веса за год для глубин О—2 м — 0,0007 г/см3, для глубин 2—4 м —
0,001 г!см3 и для глубин 4—6 м — 0,004 г/см3. Поскольку средняя
8*
115
Рис. 40. Уплотнение снега с глубиной
1 — по Зорге; 2 — на станции Восток-1;
5 — на станции Комсомольская
годовая величина снегонакопления на станции Пионерская равна при¬
близительно 40 см снега и постепенно уменьшается с глубиной из-за
уплотнения, возраст снега на глубине 6 м равен 18 годам. Общее увели¬
чение объемного веса снега по горизонтам толщи происходит следую¬
щим образом:
0—2 м—0,0007 г/см3х5 лет=0,0035 г/си3
2—4 »—0,001 » хб » =0,006 »
4—6 »—0,004 » Х7 » =0,028 »
Следовательно, на глубине 6 м происходит общее увеличение объемного
веса снега на 0,038 гісм3.
Поскольку объемный вес поверхностного слоя снега на Пионерской
равен в среднем 0,41 г/см3, то на глубине 6 м он должен быть 0,45 гісм3.
Однако измерения в шурфах, прове¬
денные в 1956 г. Л. Д. Долгушиным
и в 1957 г. П. А. Шумским, показали,
что объемный вес на глубине 6 м ра¬
вен 0,51 г/см3. Ошибки в величинах,
полученных самописцами оседания,
объясняются ухудшением работы при¬
боров при низких температурах. Если
принять во внимание величину объ¬
емного веса снега по измерениям в
шурфах, то скорость оседания на Пио¬
нерской оказывается 1,4 см!м*год.
Совершенно по-иному происходит
оседание в центральных районах мате¬
рика. Объемный вес поверхностных
слоев снега здесь лишь немногим от¬
личается от станции Айсмитте в Грен¬
ландии. Поэтому кривые уплотнения
аналогичны кривой, полученной Е. Зор¬
ге (рис. 40). Меньшая по сравнению с
Гренландией интенсивность уплотне¬
ния связана с более низкими темпера¬
турами и большим объемным весом
снега. По характеру объемного веса
снега на глубине 5—6 м можно пред¬
положить, что намечается перегиб
кривой уплотнения, соответствующий
перегибу на глубине 7 л в кривой Е. Зорге. Это значит, что в верхней
шестиметровой толще оседание снега идет не путем постепенных
пластических деформаций, а путем резких просадок, ведущих к слому
существующей структуры.
Скачки в оседании снега нередко отмечались в центре Гренландии,
где иногда охватывали области в десятки и даже сотни километров.
Е. Зорге [381] описал три случая толчкообразных оседаний зимой
1930/31 г. Одно из самых больших гренландских сотрясений распростра¬
нилось на 500 км, двигаясь со скоростью 300 місек [310]. Такие оседания
характерны и для центральных районов Антарктиды. Во время перехода
в январе 1958 г. по Земле Мэри Бэрд были отмечены два сильных об¬
вала фирна [216]. О сотрясениях снега на шельфовом леднике Росса,
распространившихся на многие километры, сообщает Т. Поултер [347].
Здесь в результате внезапного опускания огромных масс снега воздух,
находящийся внутри снежного покрова, выбрасывается через трещины
116
наверх вместе со снежной пылью, создавая снежные гейзеры высотой в
15—20 м [24].
Подобные оседания фирна сильно затрудняют сейсмические работы
во внутренних районах материка. Г. Робин [358] отмечает, что обычно
после основной волны к сейсмографам приходили в течение некоторого
времени другие импульсы, которые вызывались оседанием поверхност¬
ных слоев снежного покрова, возникшим в результате взрывной волны.
Эти искусственные оседания стали усиливаться с возрастанием высоты
и понижением температуры льда.
Толчкообразным оседаниям в центральных районах способствуют
многочисленные горизонты разрыхпения, отличающиеся крупнокристал*
лическоп структурой и обилием пустот. На ілубине 5- 6 м давление вы¬
шележащих слоев снега превышает 0.25 кгігм2. что больше’твердости от¬
дельных горизонтов разрыхления. Некоторые участки оказываются осо¬
бенно ослабленными, и здесь обрушивается вышележащий снег. Благо-»
даря сотрясению такое обрушивание передается на большое расстоя¬
ние.
Колебание поверхности, которое происходит при просадках, регистри¬
руется приборами. Не раз магнитологи при наблюдении Солнца в тео¬
долит замечали, как без видимых причин происходило сотрясение снега
и труба теодолита смещалась. Рассматривая строение снежного покрова
в шурфах, мы не раз встречали на глубине двух, трех и более метров
горизонты снежного покрова с явными следами слома первичной струк¬
туры, когда слои, содержащие кристаллы глубинной изморози, были
лишены характерной для них вертикальной столбчатости и состояли из
участков резко неравномерной плотности.
Несколько реже происходят толчкообразные оседания по периферии
центральных районов Антарктиды. На станции Пионерская во время об¬
валов плавная кривая оседания внезапно нарушалась, и перо прыгало
вверх, в максимальных случаях до 1 —1,5 мм. Такие толчки отмечали
обычно все самописцы, однако наибольшего значения эта величина досТИч
гала в пределах 4—6 м. С апреля по сентябрь 1957 г. было зарегистрич
ровано пять толчков. Они не могли быть результатами землетрясений,
поскольку в это время сейсмографы в Мирном не дали особых откло¬
нений от нормы.
Толчкообразные оседания отдельных слоев прекращаются на глубин
не 6—8 м. На станции Саут-Айс скорость уплотнения была наибольшей
на глубинах 5—8 ж, где, по-видимому, происходит основная масса фир¬
новых обвалов [384]. Глубже интенсивность оседания постепенно умень-»
шается вплоть до полного замыкания пор и образования настоящего
льда.
ТАЯНИЕ
В прибрежной полосе материка шириной 50—100 км в теплое время
года ведущим процессом преобразования снежного покрова является
таяние. Его интенсивность зависит как от высоты поверхности над уров¬
нем моря, так и от характера метеорологических процессов в данное
лето. Исследования шурфов на склоне ледникового покрова и на о-ве
Дригальского показали, что интенсивность таяния летом 1956/57 г. была
меньше, чем в 1955/56 г., а в 1957/58 г. она была еще ниже, чем в
1956/57 г. Таким образом, условия таяния могут быть весьма различны^
ми, что накладывает отпечаток на строение снежного покрова и в не¬
которых случаях затрудняет расшифровку условий его отложения.
Два основных вида таяния — радиационное и адвективное — привод
дят к различному строению снежно-фирновой толщи. Еще Е. 3oprè
117
/4 15 16 П 18 19 20 21 22 23 2Ь 25 Чйс/т
Рис. 41. Проникновение нулевой температуры в толщу снежного
покрова в декабре
/ — термоизоплеты; 2— толща снежного покрова с температурой 0°;
3 —> граница снег — фирн
в Гренландии отметил, что благодаря радиационному таянию в снеге об¬
разуются тонкие ледяные прослойки, а благодаря адвективному таянию
возникают более мощные ледяные линзы [383]. В условиях мощного
прихода лучистой энергии, характерного для летних антарктических
условий, инфильтрация воды в снег может происходить и при отрица¬
тельных температурах воздуха. С другой стороны, при неблагоприятных
условиях радиации кратковременные повышения температуры не при¬
водят к появлению воды в снеге. А. Ховард предполагает, что отсутствие
воды в снеге при положительных температурах воздуха в Литл-Америке
указывает на то, что талая вода присутствует только в виде тонких мо¬
лекулярных пленок в количестве, не насыщающем фирн до влажного со¬
стояния [281]. Однако и такое незначительное количество воды ускоряет
превращение снега в фирн.
Обычно первые признаки таяния отмечаются задолго до того, как
температура воздуха приближается к 0°; следовательно, таяние начи¬
нается благодаря солнечной радиации. В 1957 г. в Мирном таяние на¬
чалось 11 декабря, а через трое суток оно захватило 20—30 см верхней
части снежной толщи. В дальнейшем вода просочилась вглубь на 70 см
[130].
В связи с резкими колебаниями температуры воздуха, облачности,
направления и силы ветра картина распределения температур и про¬
никновения в толщу нулевой изотермы очень сложна (рис. 41). Но все
же в течение второй половины декабря температура снега неуклонно
повышается, и уже спустя 10 дней вся толща сезонного снега имеет ну¬
левую температуру. Просачивающаяся вниз талая вода проходит через
снег с различными физическими свойствами. В Мирном к концу перио¬
да снегонакопления снежный покров состоял из слоев с максимальной
водоудерживающей способностью от 75 до 125% и высотой капилляр¬
ного поднятия от 6 до 8 см. Наибольшая скорость -инфильтрации отме¬
чена в рыхлом снеге, особенно в горизонтах разрыхления. По наблюде-
118
ежедневно происходит инфильтрация
а
Рис. 42. Стереограмма кристаллографиче¬
ской ориентировки инфильтрационного фир¬
на в районе Мирного (185 кристаллов)
дней инфильтрации воды радиацион-
ниям М. А. Кузнецова [130], в верхних слоях свежего снега скорость про-
сачивания составляет 2,3—2,5 см/час, а в старом снеге без ледяных про¬
слоек — 6—7 см/час.
Максимум таяния приходится на конец декабря — первую половину
января. В это время в Мирном
воды на всю глубину сезонного
слоя снега, иногда она проникает
и в прошлогодний фирн. Ночью
просочившаяся вода местами за¬
мерзает. Уже через 10—15 дней
весь накопленный за зиму снег
толщиной 1,5—1,7 м превращает¬
ся в фирн, перемежающийся с
ледяными прослоями. Ориенти¬
ровка кристаллов в инфильтраци¬
онном фирне приобретает некото¬
рую вертикальную упорядочен¬
ность (рис. 42), что совпадает с
наблюдениями М. Перутца и
Г. Зелигмана [344].
Основную роль при инфильт¬
рации талой воды и превраще¬
нии снега в фирн играют корки.
Талая вода, просачиваясь вниз, в
холодную часть толщи, замерза¬
ет прежде всего в более плот¬
ных слоях снега, особенно в кор¬
ках. Поэтому уже после первых
ные и ветровые корки превращаются во вторичные прослойки инфиль¬
трационного льда толщиной 1—2 мм. Эти ледяные прослойки служат
в дальнейшем водоупорными горизонтами, над которыми скапливают-
ся излишки воды, постепенно замерзающие и выделяющие при этом
тепло. В результате в таких горизонтах могут возникнуть отдельные
области с нулевой температурой, хотя сверху и снизу температура
остается отрицательной. Впоследствии именно эти участки снежного
разреза содержат наибольшее количество ледяных включений.
Наблюдения за инфильтрацией воды в снежный покров, а также
изучение снежных разрезов доказывают, что ледяные прослойки и лин¬
зы образуются не на поверхности снега, а на некоторой глубине. X. Свер¬
друп {3*86] на Западном Шпицбергене обнаружил, что большинство
ледяных слоев образуется под поверхностью при повторном замерза¬
нии; небольшая корка, возникающая в конце лета или в начале осени,
формирует начало ледяного слоя, являясь водоупором. В результате ис¬
следований на Ватна Екуле Г. Альман считал, что более или менее ин¬
тенсивное поверхностное таяние является обычной причиной образова¬
ния корок, впоследствии вырастающих в ледяные линзы, однако он и
С. Тораринссон [214] также подчеркивали, что ветровые корки могут
быть основой для повторного замерзания.
В. Шютт также считает, что ледяные слои образуются в основном
на некоторой глубине, а не на поверхности. В Модхейме много ледяных
слоев и ледяных включений наблюдалось в снеге сразу же под летней
поверхностью [365]. Следовательно, нельзя относить все слои снега с ле¬
дяными линзами или прослойками к летним слоям, поскольку эти
включения являются вторичными образованиями.
В течение лета таяние идет неравномерно. В начале и конце лета
наблюдаются более теплые периоды, что связано с поступлением теплых
119
масс воздуха и с радиационными условиями. В результате в толще
снега образуются два не соприкасающихся один с другим слоя с не¬
сколько увеличенными кристаллами и ледяными включениями. Обра¬
зование в снежной толще двух слоев (в начале и в конце лета) отмечал
и В. Шютт [368].
В результате таяния происходит инфильтрационное уплотнение, при
котором, по нашим наблюдениям, в районе Мирного уже на второй год
объемный вес снега возрастает с 0,42 до 0,54 г/см3, а на третий — до
0,64 гісм3. Уплотнение происходит не только вследствие перемещения и
замерзания талой воды с увеличением ледяной фракции, но также и в
результате уменьшения пористости всего фирна при повторном под¬
таивании отдельных зерен. Так, средний объемный вес фирна, образо¬
вавшегося в 1955 г., гораздо больше; объемного веса фирна 1956 г.,
несмотря на большее количество льда в слоях 1956 г.
В связи с различными водными свойствами отдельных слоев сне¬
га и в результате миграции воды в нижние слои образуются горизонты
вымывания, объемный вес которых уменьшается, и горизонты вмыва-
ния, объемный вес которых увеличивается. Например, объемный вес го¬
ризонта вымывания может быть равен 0,368 г/см3 или 0,442, а горизон¬
та вмывания соответственно 0,442 или 0,467. Граница между этими
горизонтами существенна при увеличении размеров зерен фирна. Как
отмечает В. Н. Богословский [16], плоскость, выше которой масса в сло¬
ях в целом уменьшается, является границей, где увеличение размера
зерна в период замерзания нравно уменьшению его размера при таянии
этого же цикла. Ниже этой границы, наоборот, размер зерен и объем¬
ный вес снега будут увеличиваться.
В результате просачивания воды в снежном покрове образуются ле¬
дяные включения трех видов, составляющие единый генетический ряд:
ледяные желваки, вертикальные ледяные включения и ледяные линзы.
В начале таяния вся толща снежного покрова, за исключением са¬
мых верхних слоев, имеет отрицательную температуру. Просачивающая¬
ся вода замерзает, образуя ледяные желваки. Так, во время тая¬
ния в районе Мирного в толще снежного покрова на глубине 35 см тем¬
пература небольшого талика была равна 0°, а окружающего снега —4,5°.
В то же время на глубине 75 см аналогичный талик замерз и имел
температуру окружающего снега, равную —7,8° [16].
Размеры ледяных желваков достигают нескольких сантиметров. Ча¬
сто внутри желвака видны продолговатые пузырьки воздуха размером
0,2—0,3 мму расположенные радиально от точки, лежащей в нижней
части желвака. Направление этих пузырьков совпадает с направлением
базисных плоскостей кристаллов (рис. 43). Это дало основание
П. А. Шумскому предположить, что центрами кристаллизации при за¬
мерзании воды служили снежинки с базисной плоскостью, ориентиро¬
ванной в направлении, близком к направлению теплоотдачи В этом
случае появляется поясная ориентировка оптических осей, пер¬
пендикулярная направлению теплоотдачи в каждой части желвака. Та¬
ким образом, ориентировка кристаллов в желваке обусловлена процес¬
сом отбора центров кристаллизации (которыми служили снежинки) по
принципу наиболее выгодной для роста ориентировки. Анализ простран¬
ственного распределения кристаллов в желваке показал, что 87% кри¬
сталлов имеют ориентировку базисных плоскостей, очень близкую к
направлению роста (теплоотдачи).
ГІо мере повышения температуры в толще снега появляются каналы
просачивания. Впоследствии вода в каналах замерзает, и в разрезе
снежно-фирновой толщи в этих местах образуются вертикальные
ледяные включения, иногда достигающие значительных разме¬
120
рив. Как правило, они имеют в плане округлую форму и Заканчиваются4
в нижней части линзой льда. Книзу в связи с большим количеством на¬
капливающейся гравитационной воды ширина этих включений увеличи¬
вается. Однако на фоне общего расширения наблюдается чередование
Рис. 43. Стереограмма кристаллографической ориентировки ледяного желвака
(30 кристаллов)
более узких и более широких участков, которые соответствуют количе¬
ству воды, просачивающейся в плотные и рыхлые слои снега (рис. 44).
Внутри вертикальные ледяные включения неоднородны. Первичная ве¬
тровая слоистость отражается в слоистом характере воздушных пузырь¬
ков в пределах включения. Местами между участками льда залегает
фирн.
В толще снега находятся также ледяные линзы различных раз¬
меров (чаще 3—5 см). На высотах 500—1'000 м над уровнем моря в лет¬
них слоях встречаются единичные линзы льда, образующиеся в периоды
максимальных повышений температуры (выше 0°). Они состоят из од¬
ного ряда кристаллов с прямыми или слабоизогнутыми, ио не извили¬
стыми границами, характерными для инфильтрационного льдообразо¬
вания; удлинение кристаллов по вертикали невелико (длина кристаллов
по оси с 3,0 мм, а в плоскости ab 2,4 мм). Ориентировка их оптических
осей хаотическая.
Линзы толщиной 3—5 см состоят из чередующихся горизонтальных
или слабо наклонных полос чистого льда и полос льда с большим ко¬
личеством воздушных включений. Слоистое строение линз связано с тем,
что появление воды и ее замерзание происходит отдельными этапами.
При значительном притоке воды толщина ледяных линз постепенно уве¬
личивается до 10—25 см. Такие линзы обычно образуются благодаря
движению воды в каналах просачивания и поэтому соединяются с ниж¬
ней расширенной частью вертикальных ледяных включений (см. рис. 44).
По мере притока воды сверху она накапливается над радиационной или
ветровой коркой, служащей водоупором. Линза растет вверх, благодаря
чему ее нижняя граница всегда резко выделяется, в то время как верх¬
няя очень расплывчата. Обычно в линзе выделяются две части: цент¬
ральная и периферическая (рис. 45). В центре линзы внутри льда на¬
ходится масса мельчайших пузырьков воздуха,, размером в среднем
Рис. 44. Вертикальное ледяное включение в снеге прошлого года
В основании — мощная линза льда
0,06 мм, расположенных группами. Кристаллы льда сравнительно мел¬
кие и изометричные.; длина их в вертикальном срезе 3.87 мм, а в гори¬
зонтальном 4,04 мм. По периферии линзы внутри льда располагаются
крупные пузырьки сложной разветвленной формы, размером в среднем
0,4 мм, а максимально 1,36 мм. Они расположены главным образом по
122
Рис. 45. Характер воздушных включений внутри мощной линзы льда
а — в центральной части; б — в периферической части
границам кристаллов, которые здесь значительно крупнее и имеют резко
удлиненную форму в вертикальном направлении: длина кристаллов в
вертикальном срезе 13,33 мм, а в горизонтальном — 6,48 мм.
Такое строение линз говорит о разных условиях таяния и замерза¬
ния. На первом этапе, когда происходит намерзание линзы в середине,
запас холода в снеге велик, и замерзание происходит быстро. Вследствие
этого пузырьки воздуха имеют в основном сферическую форму и неве¬
лики. Они залегают по отдельным часто наклонным плоскостям. По¬
видимому, замерзание в этот -период происходит сложными путями,
сопровождаясь образованием слабо выраженных ледяных прослоек.
В процессе замерзания воды пузырьки поднимаются кверху и задер¬
живаются под уже образовавшимися прослойками, обусловливая пло¬
скостное распределение воздушных включений.
На втором этапе намерзание происходит медленнее, так как запас
холода меньше, а приток тепла больше. В результате пузырьки возду¬
ха значительно больше и извилистее, часто они удлинены в направле¬
нии теплового потока. В верхней части линзы пузырьки залегают слоя¬
ми, что связано с разной степенью промачивания слоистого снега и
разной скоростью замерзания воды в различных слоях. Однако тепло¬
передача при замерзании воды в линзах и вертикальных ледяных вклю¬
чениях осуществляется очень сложными путями, что приводит к хао¬
тической ориентировке кристаллов. Ледяные линзы, являясь водоупо¬
ром, препятствуют вторичному просачиванию воды в лежащие ниже
слои снега, которые часто почти не подвергаются таянию.
Обычно в конце лета формируется флишевая толщсі, предсіаы,-
ляющая собой чередование 20—30 тончайших (1 —1,5 мм) горизонталь¬
ных прослоек льда и фирна. Мощность флишевой толщи достигает 12—
15 см. По мере увеличения высоты над уровнем моря и уменьшения при¬
тока тепла она становится основным летним горизонтом.
Очевидно, оплавляющего действия тепла при образовании флише¬
вой толщи недостаточно. Размер кристаллов в прослойках достигает в
среднем 0,46 мм, причем мелкие кристаллы изометричны, а наиболее
крупные удлинены по направлению простирания. Последнее объясняет¬
ся распространением тепла и воды вдоль прослоек. Наличие горизон¬
тальных прослоек резко изменяет характер процессов дальнейшей пе¬
рекристаллизации во флишевой толще, так как она в значительной сте¬
пени лишается газопроницаемости. В этом отношении характерен коэф¬
фициент воздухопроницаемости: в вертикальном направлении он равен
86,8 см/сек, а в горизонтальном—140,4 см!сек.
Флишевая толща образуется в результате радиационного таяния. При
•поверхностном радиационном таянии через толщу снега, имеющую от¬
рицательную температуру, проникает вода. Просачиваясь через микро¬
слои разной плотности и теплоемкости, она в различной степени насы¬
щает их и по-разному замерзает. Поскольку первичная ветровая слои¬
стость чаще всего горизонтальна, то и прослойки флишевой толщи
залегают горизонтально. В зависимости от интенсивности таяния в
снежно-фирновом покрове можно встретить различные стадии флишевой
толщи, образующие единый генетический ряд от слоистого фирна к лин¬
зе слоистого льда.
, М. А. Кузнецов [130] дает другое объяснение образованию флише¬
вой толщи. Он считает, что она возникает в результате сочетания тая¬
ния и метелевого переноса. Переметаемый ночью снег препятствует ин¬
фильтрации воды, играя роль промокательной бумаги, впитывающей
воду, которая образуется при таянии снега на поверхности. Каждаяле-
дяная прослойка в этих условиях является результатом таяния в тече¬
ние одного дня и всегда бывает отделена от лежащей выше прослойки
124
.льда хотя Ьы тончайшей прослойкой снега, припорашивающего поверх¬
ность в ночное время. Таяние происходит почти на грани баланса при¬
хода тепла и его расхода в результате переноса снега. Таяние захва¬
тывает не всю поверхность снежного покрова, а только отдельные пятна
снега, расположенные наиболее благоприятно по отношению к Солнцу.
Поэтому даже на расстоянии 30—40 см крайне редко встречаются ледя¬
ные прослойки, не прерываемые не затронутым таянием снегом. Ледяные
прослойки располагаются одна над другой с интервалами от 2—3 мм до
3—4 см, что соответствует накоплению снега за несколько дней, в те¬
чение которых таяния не происходило из-за сильного переметания снега
или из-за пасмурной погоды. Расположение прослоек друг над другом
обусловлено также тем, что уменьшение в месте первичного таяния
альбедо поверхности снега благоприятствует таянию на следующий
день. При таких условиях образующаяся влага не проникает вниз, и,
следовательно, флишевая толща растет вверх. В связи с таким объ,іс-
нением подобное образование рассматривается как антарктическое,
лишь крайне редко встречающееся в арктических или горных усло¬
виях.
Процессы таяния заключают годовой цикл развития толщи сезонно¬
го слоя снега. В некоторых районах материка они захватывают всю тол¬
щу и превращают снег в инфильтрационный фирн, перемежающийся
с прослоями льда различной мощности. Такое строение многолетней
толщи характерно для холодной инфильтрационной зоны, которая за¬
нимает наибольшие площади в прибрежных районах Антарктиды.
ПРОФИЛЬ РАЗВИТИЯ СНЕЖНОЙ ТОЛЩИ ВО ВРЕМЕНИ
В настоящее время изучение снежного покрова, как правило,
сводится к описанию его формирования и динамики с изменением лишь
мощности и объемного веса, что не дает возможности проникнуть в суть
процессов, происходящих на поверхности и в толще снега. Количествен
ные методы исследования снега до настоящего времени применяются
главным образом в лабораториях; между тем для пониманш;
природных процессов такие работы необходимо проводить в естествен¬
ных условиях. Это особенно важно в тех районах, где снежный покров
является верхней частью толщи ледникового покрова. Основным резуль¬
татом стационарных исследований должно являться построение профи¬
ля, отображающего развитие снежной толщи во времени.
Первый опыт построения такого профиля был осуществлен в 1936—
1937 гг. в Давосе (Альпы). На нем приведены данные, характеризую¬
щие радиационные, температурные и ветровые условия, кривая прироста
и'убыли снежного покрова и ежемесячные послойные характеристики
снега: объемный вес, твердость, сцепление, воздухопроницаемость и тем¬
пература, измеренная в шурфах [271]. Однако показанные на этом про¬
филе ежемесячные значения основных свойств снега характеризуют в
общем изменение толщи, но не дают возможности проследить за изме¬
нением строения снега. Кроме того, не приведены исходные характе¬
ристики выпадающих осадков, что затрудняет понимание первичных
условий формирования снежного покрова.
В отечественной литературе графики, изображающие развитие снеж¬
ной толщи, мы находим в работе Г. К. Тушинского [194]. На этих графи¬
ках легко проследить характер изменения снежной толщи, но на них
не приведены количественные определения свойств снега. Это затруд¬
няет подробное изучение хода всех процессов.
Нам представляется, что при построении подобного профиля необхо¬
125
димо детально показать исходные условия диагенеза снежного покрова
и весь комплекс явлений, определяющих развитие толщи. Исходя из
этого, профиль развития снежной толщи во времени должен включать:
1) средние суточные температуры воздуха и скорости ветра; 2) характер
облачности, определяющий интенсивность солнечной радиации, а по воз¬
можности радиационные характеристики; 3) характеристику выпадения
и метелевого переноса снега, в том числе данные о кристаллографиче¬
ском составе выпадающих осадков; 4) данные о приросте и убыли снеж¬
ного покрова, образовании каждого нового слоя с характеристикой кри¬
сталлического состава снега; 5) изображение строения снежного покро¬
ва: кристаллического состава, текстурных особенностей, различных
корок, признаков таяния, ледяных включений ит. п.;6) ежемесячные гра¬
фики послойных значений физико-механических свойств снега: твердо¬
сти, объемного веса, величины кристаллов, максимальной водоудержи¬
вающей способности; 7) характеристику температурного состояния
снежной толщи в виде термоизоплет, проведенных через 1—2°.
Для построения такого профиля (рис. 46) с 1 февраля 1957 г. по
15 января 1958 г. в районе Мирного были проведены комплексные ис¬
следования, отдельные результаты которых изложены во 2-й и 3-й гла¬
вах настоящей работы. Полученные материалы характеризуют законо¬
мерность течения процессов развития снежного покрова в полярных
странах. Природные условия района Мирного весьма сходны с природ¬
ными условиями ряда арктических районов, поэтому проведенные иссле¬
дования дают представление о процессах, протекающих в течение года
в снежном покрове на территории прибрежных районов Антарктиды и
в большинстве районов Арктики.
На профиле показан ход средних суточных значений температуры
воздуха и скорости ветра в течение всего периода наблюдений. Для ха¬
рактеристики облачности приняты две градации: меньше четырех бал¬
лов и больше четырех баллов. При облачности меньше четырех баллов
влияние солнечной радиации на процессы, происходящие на поверхности
снежного покрова, становится существенным.
На профиле отражены процессы выпадения и переноса снега. Соот¬
ношение столбчатых и пластинчатых кристаллов в свежеотложенном
снеге дает представление о переносе снега из более южных районов ма¬
терика. Отмечены периоды наибольшего расчленения ветром поверхно¬
сти снежного покрова, указана высота образовавшихся заструг.
На профиле можно проследить возникновение новых слоев снежного
покрова, появление различных корок и дальнейшее их преобразование
в толще снега, оседание снежного покрова, перекристаллизацию снега,
развитие горизонтов разрыхления, процессы таяния и образования ледя¬
ных включений и постепенное превращение снега в фирн. Здесь также
приводятся ежемесячные графики значений основных физико-механиче¬
ских свойств снега, определенных послойно в шурфах: твердости, объ¬
емного веса, величины кристаллов и максимальной водоудерживающей
способности. Отдельно даны термоизоплеты в толще снежного покрова,
построенные на основании непрерывных измерений температуры по го¬
ризонтам через каждые 10 см.
ВЫВОДЫ
Температурный режим снежно-фирновой толщи определяется
ее радиационными и теплофизическими свойствами. Толщина радиаци¬
онно-активного слоя снега достигает 80 см, хотя основное поглощение
лучистой энергии снегом происходит в верхних 10—20 см. На теплопро¬
водность участков фирна, имеющих упорядоченную структуру, сущест-
126
о
О
1 5
Март
5 10 15 20 25
I Ч ' ч ' ТГІ I I I I I I I I I I I Г
1
T
5
/7 прель
10 15 20 25
" I I I ■ I I ■ 'ТІ-ГТ-
Май
5 10 15 20 25
1
'I ' |М I ' іттггт
Нюнь Июль
5 10 15 гО 25 1 5 20 15 20 25
- ---- 1 ,ѵ
■т Г| I I I I I ГІ I I I I I I I I I I I I I I I I I' І'І'І irrp I I |'| I l |T| I I'l I I I ГГГІ'ІГІ I I I
■ПТ
Ов густ
5 10 15 20 25
П’тн I 11 I I |т ■
7
Сентябрь
5 10 15 20 25
I ГГІ I 'I I II I |-H И I 'I Fl I I I I И I I Г I I I I I I T 1 I T
Октябрь
- / 5 10 15 20 25
Tf I I I » , ГІ I > I I I J I I 'I I I ! I Tt I Г| I I 14 [ »7
1
TTTT
ноябрь Декабрь
5 10 15 20 25 1 5 10 15 20 25
TT I 1 1 1 1 11 Г1 1 111 1 1 11 1 1 I I I 1 I I| I I » I 7 ■ 1 ’ Ч ' ЦІ I У I I I
1
Ян-вар<з
10 15
5
■I -|<7
£
-10-
t
-20*
$ -25-
ч
-30
CM/CW
20v
t
I
i<) 0
3.
Г
10-
V
I
§
s
--5
40
-45
--20
--25
170r
150-
5 too-
<ъ
$
50-
і.
*4
О
20 L
I
СЬ
I
£
в
<ъ
п п
и
ï
4 4-
1
6
e<
l[
■2
HD 3
?
>
*
л
І
^'Г\
/\
Л
' \
».
i / i
V’“V
ЛЧ \р.хХч/W
А/
і
I
го
f.
к
і
45
О
CM
170Г
150
100-
I
b
£
£
lS>
50-
Ч|
0-
20L
’ *4-И'4'4' -М-Н 44- Ь^к&Тл
050 OifO
05
<?І0#75#6О #20
еО #0
#50 #30 #25
25см
ООО
*95*100
#50 #5 #0
ГГГР
z| W- к
15
П
П
23
27
г>
45y 35
50см
r{
*65
» и J Г
s 4
■ * *
X
Œ
6
*
9
*
*
♦
12
16
20
=~^2t
28
7
3Z
*35
4^^
*
V
V
4
V|7
д<
6
10
# 6 13
17
21
25
I
29
33
4
8
9
9
/4
EZk
5
S
* 2&
26
22%.
30
74
*
E<
^=36
\.J7
ЬОсм
*35\
2765\
PJ-
*■
* зк
—ѵ~
V
*25
675
y
sr
X—
Zx
—X
.2
X
^60
<7bl)r
TF
7
U X . I . . ■ 1^ ... 1. . . I ... I .
1 5 10 !5 20 25 1 5
*75
#25
! * *
25см
*35
665
^70
#зо L.
*
у
X
X
X
*
*
"F
X
2.
*
»
T~
^10 115^ 20^25
/
*75
#25
*35
#65
50см
^4 *?O.
Г\ wo\
30см
fSO,
*30.
#70.
V
Ь5см
іи^М г^7/>
9 ? 9
V _ 9
70CM
*30
^СМ
А
#85
1
I
9_
—V-
( ★<
~~
* VL * Z~' * Z * J
—зк * зк —■*.—-
-V
t
9
K
9
ДІ -
<•?
$J зк зк— зк ——35—* * *
* — * — зк — * * ,7
‘ 4 9 у ‘ ' 0 ‘ ' p ' ' n ? ‘ -9—
~ѵ
зк
V
-E
Zx
X
X
T
Js
y—
2L
ТГ
—9-
3Z
IT
зк
xL
-9—
' F
57
X
t
T
X
7E~
Z
■5Г
T
~T
у
9
и
ж
• • У 0,6 0,5 Ор
* •* *р1.00,750,5 0,25
• • Г L. 1 I 1
f
5 10 15 20 25 1
Jllh
5 10 15 20 25
*20*95*100*90 *95
#80#5 #0 #10^ 65
. 7Г
T
* !\#^.
625
П г g ~
X +■
4J5
70см
V-
JL
-V
+
I*
*
X
V9-
V ;
V
У
-9-
V
V
ЛЧ
V
V
-S3—
“V
V?
*100^
#JL
■V
г
î
ï
ш
—-y— g.
2 y — *•
T 2k
T ‘
~T
-d
V:
W
,k_"
-J7Û
#85 J-
*15П
*tf7A
^060 1
*10 r
J 90 Z-
-9
V
?
V
I 9
4—9
yb
L.
V
V
X
-V-
V
V
V
V
£
-У-
X
J-X
X
4І-
j—
J-X
X
V
_X_
-I—
2~
-X
IX
V 1
~~Y
*-
SZSp
V
-Ц-
Z
1 ;y
X
-4
_2.
X
хг
—U
-V-
W
x_l
—9-
J_
V
X
V
-5k
-Г
J 9 :
X
Ц-Ѵ
X
Xj
V
9
X
k-
тг ;
—X
V
TV
V
V
jtI
—X
n-
9"
■y—
X
1—9-
V
9
y
_V
P-
X
I
—9-
X
U
I |v
?
V
g
V
X
_ V
4
4
4
32
V
V
-9-
"V
9
tv
V
I
■ÇT
ДГ
_2_
-2.
X
=тЧ—
Tlv-
T-t
V
ï
I
1
>
J’5O
ІЖ-
Si
-Г
J
ТГ
+
X
X
V
X
X
9
—9-
-9І
il
ZE
4-
X
V
-g
ZZx
V
f ГУ—
-f_l_
чУ у
V
V
9
-X
57—
4-
-2-
V
X-
£4
-Ч
V
V
9
TF
• :9
-t-r-
-9—
-V
—2-
9
F
rrz
-U
SL
■V
"K
—h
x-H
-H-:
—U
—g-
9
9
9
I
V
X
X
X
9
9
i
100
4-
V
v!
I
X
9
9
I
Д
LÆ _X~
1
I.:
Fx7
f
ч-
.’Г
л.
л
!
Тг
TZzi
X
9
9
9
9 J
y.
V
I .
h /
I :
у •»
—H-
X
9
?
9
i l- .’ .
Jj .
• il .
’V
-50
$ :
-r*
X
5L —
з£і
2k -зк 4J*—j
7 ' V ТІѴѵ —:
X
X
V
-хі
7І
п
* /0 Ï03ÔW50 ' •у0 ’б0,50Л •
I I I I !//• / l J—J
75100125150m* ^100,750^0,25 •
X —
^зкфг
ізк—н-зк—зк—11
îv j / ■ - y -Ц
j Vj • ' 1
Э
I fa •
TL
X
=ц=
^r
-Л
О
g
‘ • /'l
• . 4 ’. .4 a - 4 -f 0.0
10 20 30 4/7 50u 0,6 0,5 OA
-j I I I—\H |Z I I—I— •
n1,00,750,50,25
4 i—i j à—J •
75 100125150
_I I I I гп
• • •
-5-V
—L
Тд$ 4 T3 5 І S s r \
■|;Q a a 1 а ; а э j а n? л | а2 а с
10 30 30 ^0 50 ѵ 06 0,5 05
—I—I—I—I—I H • • • • л t V І
75100125150 • • • • • 1007505025
—I 1 1 1 /77 • • • • j—j—
o'a ' а э f a zzr л |
4
- •' й / ’ . - Ч. . -I
д .,
И J .5 <z'y j-'-l 5
û |jn n. о : a , Q • а -7 n ’ о. • ç .
* 10 20 30^050., * ----X
1 1 1 •
• 75100125150m
1—1 1 J 1 777
Чу - I!
if
д
С
у ■„
I
H " . 7 ' f 5 7~r
a I \ - a д-.Q -a ' . J o s
ш
I ÿ °( O _ O O
i°â° а а а ° а
» Q . À J О I o
I. а си O o û °j û ) I q о I q
T
В
a
z.
f- <
S
5
, а
• jOp0,50Л • e 1020 30 50Нл • 'y0.60p0p
• 9 y,00p50(50,2697) 100l25il50^ * •*n1,00,750,50,25
У
a
Ц'«°5о ° » ° о
I а z о а а _
10 20 30^0 50^ #т
75100125150* • •
—J 1—J/77 • •
О
а
О о
Ъ О а
о
°o
4 >
О
" ‘и '9 ü 9
9
-7
■6
-6 -2 -2
^16-23
45 -23
-3O'iï-22
~20 -15
-IT
42-У
-10-
>3 4-1.-10-17 -g
-лі70
-150
h 50
-100
— a
'15\-1q
1
40
43 43
40
1
-10 -12 -12
1 1 1 .1 1 J_1U. L1,I 1 I I I 1 I I 1 I I .L_l I I
5 10 15 20 25 1 ’
xL
I Ы Ь I I I I I
5 10 15 20 25
41
1X1J H I I I L< ill I
1 '
40
.І I Іин ІІІ.ХІІ
5 10 15 20 25
u.
/
-9
xl I I l-i I, I 1 L *.I il 11 . u t . ■ I ... . . I . , , X 1 . U.1
5 10 15 20 25 -i 5 10 IS 20 25
-6
4
-6
J_Æ
V -4-Я
4
520
xL
1
-ь .. . I I .... I .... 1. ... 1
5 10 15 20 25 /
£u-ul
5 10 15 20 25
/
xL
5
1 i I
10 1$
Рис. 46. Развитие снежной толщи во времени (Мирный, 1957 г.)
5 — снегопад без переметания:
/ циклонические ветры (В и ВЮВ); 2 — антициклонические ветры (ЮВ и ЮЮВ); 5 — облачность больше 4 баллов; 4 — облачность меньше 4 баллов; 5 — снегопад без переметания: 6 — общая метель: 7 — ИИЗоВаЯ мётёлЬ; # —позеМоК; 9 — крисІалЛЫ ПЛасіийчатЬіе; !b — кристаллы столбчатые;
же с преобладанием столбчатых кристаллов; 14 — переметенный снег4, 15 — снег мелкозернистый; 16— снег среднезернистый; /7 — фирн среднезернистый; 18 — фирн крупнозернистый; /9 —ледяные включения
23 — глубинная изморозь;
// — резкие заструги, их высота; 12 —* свежевыпавший снег с преобладанием пластинчатых кристаллов;
в толще снега; 20 — ветровая слоистость; 2/— следы ветровой слоистости; 22— вертикальная столбчатость;
13 — то
24 — радиационная корка; 25 — ветровая корка; 26 ветровая корка разрушающаяся; 27 — гололедная корка; 28 — граница между слоями по изменению объемного веса Или текстуры снега;
29 — переотложение снеіа низовой метелью; 30 — появление в толще снега воды. В характеристиках свойств снежной толщи: 31 — объемный вес снега, г/см3-, 52 — средний поперечник кристаллов, мм; 35 — твердость снега, кг/см7; 34 — максимальная водоудерживающая способность, %; 35 — термоизоплеты; 36 — температура 0° внутри
снежной толщи; 37 — граница заметного проникновения солнечной радиации по отсчету в 17 час.
венно влияет анизотропия тепловых свойств кристаллов льда (по главной
кристаллографической оси теплопроводность на 10—15% больше, чем
по базисным плоскостям). В прибрежных районах летом в результате
таяния температура на глубине 12 м на 1,2° выше средней годовой тем¬
пературы воздуха.
Наиболее низкую температуру в течение большей пасти года (осо¬
бенно зимой) им°ет поверхность снега. В более глубоких слоях темпе¬
ратура, как правило, повышается. По мере удаления от берега темпе¬
ратурные градиенты в толще снежного покрова возрастают, и годовая
амплитуда температур увеличивается. Верхние слои испытывают суточ¬
ные, непериодические «и сезонные колебания температуры. Суточные ко¬
лебания проникают в снег на глубину 50—60 см, а годовые в среднем на
11 м. Рассматривая температурный режим., всегда необходимо учиты¬
вать глубину залегания и неоднородность строения отдельных горизон¬
тов снежно-фирновой толщи.
Выделено четыре основных типа корок: гололедные, ветровые, ра¬
диационные и вторичные прослойки инфильтрационного льда. Корки
первых трех типов образуются при отрицательных температурах возду¬
ха, иногда значительно ниже нуля. Последний тип является продуктом
таяния снега и встречается лишь до высоты 1000 м над уровнем моря.
Гололедные корки, которые образуются при выпадении капель пере¬
охлажденной мороси из облачного слоя, представляют собой ледяные об¬
разования толщиной до 3 мм с хаотически ориентированными кристал¬
лами. Ветровые корки, образующиеся зимой (с мая по август) под влия¬
нием сильных влажных ветров, являются фирновыми образованиями
толщиной около 1 мм и также состоят из хаотически ориентированных
кристаллов. Радиационные корки образуются главным образом с авгу¬
ста по октябрь и представляют собой ледяные образования толщиной от
1 мм до 2 см. Оптические оси кристаллов в этих корках ориентированы
параллельно основному потоку солнечной радиации и в некоторых слу¬
чаях вертикально.
Сублимационная перекристаллизация определяется
направлением и величиной температурного градиента и воздухопрони¬
цаемостью толщи, которая в свою очередь зависит от абсолютной вели¬
чины пористости (объемного веса) и наличия ветровой слоистости. Кор¬
ки препятствуют вертикальному переносу водяного пара и приводят к
образованию горизонтов разрыхления. В процессе собирательной пере¬
кристаллизации различия в размерах отдельных кристаллов постепенно
сглаживаются за счет сокращения разницы между средними и макси¬
мальными кристаллами и уничтожения мелких. В результате перекри¬
сталлизации кристаллы стремятся к вертикальной ориентировке и при
отсутствии оседания приобретают ее.
Перекристаллизация в однородном и неоднородном снеге протекает
по-разному. В однородном снеге она происходит медленнее и во всех
горизонтах более или менее в одном направлении; при этом свойствен¬
ные отдельным слоям свежевыпавшего снега небольшие различия в
строении и свойствах с течением времени сглаживаются. В неоднород¬
ном снеге перекристаллизация протекает очень интенсивно; при этом в
наиболее рыхлых слоях образуются горизонты глубинной изморози (если
они находятся между плотными слоями). В процессе перекристалли¬
зации наибольшему разрыхлению подвергаются летние горизонты (ког¬
да они находятся близко к поверхности) под влиянием интенсивной ра¬
диации, высоких температур и больших колебаний температуры.
Благодаря перекристаллизации во всех слоях снежного покрова со
временем, а следовательно, и с глубиной происходит увеличение
среднего размера кристаллов. По нашим наблюдениям, зерна инфиль-
127
Грационного фирна состоят из нескольких кристаллов, но частицы све¬
жеотложенного снега представляют собой отдельные кристаллы. Рост
зерен с глубиной происходит непрерывно, и основа крупнокристалличе¬
ского льда закладывается уже в верхних слоях снежно-фирновой
толщи.
Оседание происходит либо в виде пластических деформаций кри¬
сталлов и постепенного их уплотнения, либо в виде резких обвалов наи¬
более рыхлых слоев. Скорость оседания зависит от физико-механиче¬
ских свойств снега и уменьшается с понижением температуры. Быстрее
всего оно идет в свежеотложенном снеге. В среднем при мощности тол¬
щи 1,5 м в Мирном зимой оседание происходило со скоростью 1 мм в
сутки, а летом — 2,4 мм в сутки. В более глубоких слоях скорость осе¬
дания определяется двумя факторами: в результате постепенного уплот¬
нения снега она должна уменьшаться, а в результате увеличения дав¬
ления она стремится увеличиться. Тенденция изменения скорости опре¬
деляется объемным весом свежеотложенного снега. Если объемный вес
снега с поверхности невелик (0,3—0,4 г/см3), оседание в верхних слоях
идет быстро, а книзу уменьшается. Если снег уже на поверхности ока¬
зывается плотным (0,4—0,5 г/см3), оседание его сначала идет чрезвы¬
чайно медленно и лишь на глубине 4 м несколько увеличи¬
вается.
В центральных районах материка часто происходят толчкообразные
оседания наиболее рыхлых слоев, которые передаются на большие рас¬
стояния и ведут к слому существующей структуры снега и фирна. По пе¬
риферии центральных районов такие обвалы происходят реже. Толчко¬
образные оседания прекращаются на глубине 6—8 м.
Радиационное и адвективное таяние приводит к различному
строению снежно-фирновой толщи. Благодаря первому в снеге образу¬
ются тонкие ледяные прослойки, благодаря второму — более мощные
ледяные линзы. Таяние начинается всегда при отрицательных темпера¬
турах воздуха, т. е. за счет солнечной радиации. В период максимума
таяния (конец декабря — начало января) в Мирном ежегодно происхо¬
дит инфильтрация воды на всю глубину сезонного слоя снега, в резуль¬
тате чего образуется инфильтрационный фирн, с некоторой вертикаль¬
ной упорядоченностью кристаллов.
Основную роль при инфильтрации талой воды и образовании фирна
играют радиационные и ветровые корки, которые впоследствии превра¬
щаются во вторичные прослойки инфильтрационного льда, служащие
водоупорными горизонтами. Над ними скапливаются излишки воды,
которые, замерзая, выделяют тепло. Образуются ледяные прослойки и
линзы не на поверхности снега, а на некоторой глубине под ней.
Следовательно, нельзя относить все слои снега с ледяными включени¬
ями к летним слоям, так как эти включения являются вторичными
образованиями.
Инфильтрационное уплотнение происходит не только вследствие того,
что талая вода просачивается вниз и замерзает, увеличивая ледяную
фракцию, но также в результате уменьшения пористости всего фирна
при повторном подтаивании отдельных зерен. В связи с различными
водными свойствами отдельных слоев снега, в результате миграции
воды в нижележащие слои образуются горизонты вымывания, объем¬
ный вес которых уменьшается, и горизонты вмывания, объемный вес
которых увеличивается. 1
В результате просачивания воды в снежном покрове образуются
ледяные включения трех видов, составляющих единый генетический
ряд: ледяные желваки, вертикальные ледяные включения и ледяные
линзы. Выше слоев летнего таяния формируется флишевая толща, кото-
128
рая по мере увеличения высоты над уровнем моря и уменьшения прито¬
ка тепла становится основным летним горизонтом.
На современном уровне гляциологических исследований необходимо
количественное изучение процессов развития снежного покрова в есте¬
ственных условиях. Основным методом анализа стационарных исследо¬
ваний должно являться построение профиля развития снеж¬
ной толщи во времени, на котором необходимо детально пока¬
зать исходные условия диагенеза снежного покрова и весь комплекс
явлений, определяющих развитие снежной толщи. Приводится опыт
построения подобного профиля на основании годового цикла исследо¬
ваний в Мирном.
9 В. М. Котляков
Глава IV
НЕКОТОРЫЕ СВОЙСТВА АНТАРКТИЧЕСКОГО СНЕГА
В результате воздействия сильных ветров снег откладывается на
поверхности неравномерно. Каждый вновь образовавшийся слой пред¬
ставляет собой линзу, размеры которой уменьшаются по мере увеличе¬
ния силы ветра и усиления низовой метели, что затрудняет расшифров¬
ку снежных разрезов. Однако все процессы формирования и развития
снежного покрова всегда отражаются в толще и могут быть вскрыты
при детальном изучении строения с анализом ряда физических и меха¬
нических свойств снега.
В данной главе рассматриваются преимущественно те свойства сне¬
га, которые являются дополнительными характеристиками его структу¬
ры и помогают воссоздать историю формирования снежно-фирновой
толщи. К таким свойствам относятся объемный вес, пористость, твер¬
дость, высота капиллярного поднятия, максимальная водоудерживаю¬
щая способность и воздухопроницаемость.
На основе обработки данных наблюдений с применением способа
наименьших квадратов получен ряд эмпирических формул, которые*
приводятся в этой главе. В них приняты следующие обозначения:
Y — объемный вес, г/cjn3;
и — пористость, % ;
р—размер зерен, мм;
h—высота капиллярного поднятия, см;
т — максимальная водоудерживающая способность, %
— коэффициент воздухопроницаемости в вертикальном на¬
правлении, см/сек;
№*— то же, в горизонтальном направлении;
К— то же, средний из обоих направлений.
ОБЪЕМНЫЙ ВЕС, ПОРИСТОСТЬ, ТВЕРДОСТЬ
Величина объемного веса снега определяется степенью уплот¬
нения и уже на поверхности может колебаться от 0,10—0,20 до
0,50—0,55 гісм3. Увеличение объемного веса в самом верхнем слое боль¬
ше всего зависит от скорости ветра и температуры воздуха. Увеличение
объемного веса внутри снежно-фирновой толщи определяется скоростью
оседания и интенсивностью сублимационной перекристаллизации, кото¬
рые в свою очередь зависят от температуры толщи и величины еже¬
годной аккумуляции. Таяние снега ведет к наиболее быстрому инфильт-
130
рационному уплотнению. В прибрежной полосе материка объемный
.вес снега изменяется больше и быстрее всего.
Как известно, пористость снега является функцией его объем¬
ного веса и связана с ним зависимостью
п =
0,917 —у
0,917
1 — 1,09т-
Учитывая значения объемного веса, приведенные выше, пористость
антарктического снега уже в верхних слоях снежного покрова можег
колебаться от 84 до 40% (в среднем 50—60%).
Пористость снега определяется не только ее абсолютным значением,
но и формой и величиной пор. Размеры пор зависят от величины зерен,
из которых состоит снег. Чем извилистее поры, тем труднее установить
их зависимость от величины зерен снега. Самой сложной является фор¬
ма пор в свежевыпавшем снеге. Однако по мере уплотнения и перекри¬
сталлизации зерна быстро округляются, и спустя несколько месяцев
система сообщающихся пор в снеге в значительной мере упрощается.
В старом снеге и фирне сообщающиеся поры имеют довольно простой
характер, что позволяет при оценке величины пор оперировать размером
среднего поперечника зерен ((который в некоторых случаях равен сред¬
нему размеру кристаллов).
Сравнение послойных значений объемного веса снега и среднего
размера зерен показало, что между ними имеется некоторая связь. При¬
чина такой связи — в самом процессе формирования толщи, протекаю¬
щем при определенных ветровых и температурных условиях. С одной
стороны, как величина выпадающих кристаллов, так и объемный вес
свежеотложенного снега зависят от температуры воздуха. С другой
стороны — и это основное — по мере увеличения скорости ветра проис¬
ходит дробление кристаллов и более плотная их упаковка. В прибреж¬
ной полосе материка получены следующие зависимости (рис. 47): для
свежеотложенного снега у=0,78—1,07 р, при коэффициенте корреляции
г=0,62 и для прошлогоднего снега, не затронутого таянием, у = 0,79—
0,58 р, г=0.60. Зависимость для прошлогоднего снега связана с разви¬
тием толщи, с уплотнением более плотных слоев и разрыхлением более
рыхлых.
Большой разброс точек объясняется значительной изменчивостью
условий формирования снежного покрова: от редких затиший при высо¬
кой или, наоборот, низкой температурах воздуха до бурь и ураганов,
сопровождающихся интенсивными снегопадами.
Твердость снега определяется прочностью связей между отдель¬
ными зернами и кристаллами, она измеряется посредством давления
на снег. Опытами установлено повышение твердости с увеличе¬
нием нагрузки, что можно объяснить уплотнением снега, происходящим
в момент опыта. Однако при некотором значении нагрузки несущая
способность снега является наименьшей. Это критическая нагрузка для
данного вида снега: она достаточно велика, чтобы разрушить связи
между кристаллами, но еще не вызывает большого уплотнения разру¬
шенного снега. В более рыхлых слоях снега значение критической на¬
грузки уменьшается [69]. Твердость увеличивается по мере пони¬
жения температуры. По данным С. Н. Карташова, в пределах от 0 до
—36° эта зависимость линейна.
В ходе внутреннего развития толщи в связи с различиями в природ¬
ных условиях твердость снега изменяется в пространстве, со временем
и с глубиной. Значения твердости зависят от объемного веса, текстуры
снега и размеров зерен (кристаллов). На рис. 48 показаны эти
9*
131
Рис. 47. Связь объемного веса со средним поперечником зерен
для свежеотложенного (/) и прошлогоднего зимнего (2)
снега в прибрежных районах материка
Рис. 48. Зависимость твердости от размеров кристаллов для
снега различного объемного веса и структуры
/ — свежеотложенный снег; 2 — зимний снег; 3 — летний снег; цифры
на графике — значения объемного веса, г/см2
зависимости, выведенные на основании анализа данных, полученных из
шурфов. С возрастанием объемного веса твердость снега увеличивается.
Так же как и для снежной поверхности (см. рис. 22), твердость, как
правило, возрастает более интенсивно, нежели объемный вес. При уве¬
личении размеров зерен прочность связей между ними уменьшается,
Однако твердость снега, выпавшего в одно и то же время_и состоящего
из кристаллов одинаковой величины, неодинакова, что связано с раз¬
личиями в текстуре снега. Так, снег с объемным весом 0,51 гісм? при
размере зерен 0,60—0,70 мм имеет твердость около 13—16 кг/см2. Но
при увеличении кристаллов летний снег с тем же объемным весом ока¬
зывается гораздо менее прочным, чем зимний. Причиной этого являются
вертикальная столбчатость и горизонты разрыхления, ослабляющие
связи между отдельными зернами.
ВОДНЫЕ СВОЙСТВА И ВОЗДУХОПРОНИЦАЕМОСТЬ
Водные свойства снега определяются его пористостью: как ее абсо¬
лютным значением, так и размером пор, а следовательно, и размером зе¬
рен. Высота капиллярного поднятия возрастает в более мел¬
козернистом снеге. Эта зависимость в береговой полосе материка
(рис. 49) выражается эмпирическими формулами: для свежеотложенно¬
го снега h= 14,6—25,8 р, г=0,82; для прошлогоднего снега, в котором
поры имеют более правильное строение, получена хорошая связь этих
двух величин: Zz=12,5—14,3 р, г = 0 87.
Рис. 50. Связь максимальной водоудерживаю¬
щей способности с объемным весом дня свеже¬
го (/) и прошлогоднего зимнего (2) снега
Рис. 49. Зависимость высоты капил¬
лярного поднятия от среднего попе¬
речника зерен для свежего (1) и
прошлогоднего зимнего (2) снега
Гораздо более сложна связь с пористостью максимальной во¬
доудерживающей способности. Последняя зависит как от
количества сообщающихся пор в снеге, так и от «капиллярного потен¬
циала», т. е. в конечном счете от строения и размеров пор. Вследствие
этого хорошая связь максимальной водоудерживающей способности и
объемного веса (пористости) получена лишь для свежеотложенного
снега береговой полосы Антарктиды (рис. 50):
т- 318 —477,5г, г = 0,98.
133
В связи с непрерывным развитием снежной толщи водные свойства
снега изменяются. Как правило, с увеличением глубины высота капил¬
лярного поднятия и максимальная водоудерживающая способность по¬
степенно уменьшаются. Высота капиллярного поднятия уменьшается в
связи с увеличением диаметра пор, а максимальная водоудерживающая
способность — вследствие уменьшения абсолютной пористости с повы¬
шением объемного веса
снега (табл. 23).
При измерениях мак¬
симальной водоудержива¬
ющей способности по опи¬
санной выше методике в
отдельных образцах сне¬
га получали некоторые
удельные величины, по¬
зволяющие сравнивать
это свойство для различ¬
ных слоев снега. Однако
в природе разнородные
слои связаны в едином
Таблица 23
Изменение водных свойств снега с глубиной
(шурф в 35 км от берега, 690 м над уровнем моря)
Глубина, см
Высота капиллярного
поднятия, см
Максимальная
водоудерживающая
способность, %
0—50
6,0
100,0
50—100
5,6
80,5
100—150
4,7
53,5
150—200
4,6
53,0
снежном покрове, насы¬
щенность которого водой в процессе таяния может быть различной в
Зависимости от глубины залегания.
Водные свойства снежной толщи изучал на специальных опытах
В. Н. Богословский [16]. Столбик снега распиливали на отдельные брус¬
ки высотой 5 см. После взвешивания каждого образца их погружали
в воду до полного насыщения, после чего ставили в первоначальное
положение; т. е. столбиком один на другой, и выдерживали до полного
Стекания свободной воды. После этого каждый образец вновь взвеши¬
вали. Таким образом составлялся график зависимости водоудерживаю¬
щей способности снега (івес воды, отнесенный к весу сухого снега) от
высоты его положения в колонке.
Водоудерживающая способность снега по мере удаления вверх от
горизонта насыщения быстро падает, достигая некоторой величины, ко¬
торая затем мало изменяется. В распределении водоудерживающей спо¬
собности наблюдается интересная особенность: если на высоте 22,5 см
она равна 14%, то на высоте 32,5 см она составляет 15,5%. По мнению
В. Н. Богословского, такое распределение влажности снега объясняет¬
ся «выжимающим» влиянием вышележащих слоев.
Как указывает П. П. Кузьмин [132], при любых условиях для каждого,
типа или вида снега с определенными структурой и объемным весом
водоудерживающая способность является величиной постоянной. Наи¬
больших значений она достигает при объемном весе 0,346—0,484 г)см3
(в среднем при 0,415 г/сж3) [171,203]. Для трех основных структурных
градаций снега установлены следующие значения водоудерживающей
способности (в данном случае эта величина получена как отношение
веса воды при полном насыщении образца к весу образца с водой): све¬
жий снег с объемным весом 0,13—0,21 г! см3 удерживает 35—55% воды;
мелкозернистый и среднезернистый снег с объемным весом 0,24—
0,32 г!см3 25—35% и крупнозернистый с объемным весом 0,39—0,45 гісм3
15—20% воды [132].
Нами получены следующие значения водоудерживающей способ¬
ности антарктического снега (понимаемой как отношение веса воды к
весу сухого снега): 1) для свежевыпавшего снега с объемным весом
0,24—0,32 г/см3 75—125%; 2) для свежеотложенного метелевого сне¬
га с объемным весом 0,35—0,45 г)см3 100—125%; 3) для мелкозерни-
134
стого снега с объемным весом 0,45—0,55 г)см3 60—70%; 4) для средне¬
зернистого инфильтрационного фирна с объемным весом 0,50 —
0,60 г!см? 20—30%.
Воздухопроницаемость снега является наиболее важным
свойством, так как характеризует его текстуру. Коэффициент воздухо¬
проницаемости есть средняя ламинарная скорость воздуха, протекаю¬
щего через снег при температуре 0°С и градиенте давления 1 см водяно¬
го столба на 1 см пути. Воздухопроницаемость служит косвенной коли¬
чественной характеристикой абсолютных размеров, извилистости и
разветвленности сообщающихся пор [203] и показывает потенциальную
проницаемость снега для воды и водяного пара.
Исследования воздухопроницаемости снега значительно сложнее ис¬
следований этого свойства ів других пористых телах, главным образом
из-за большой чувствительности снега к температурным колебаниям, вы¬
зывающим перекристаллизацию. Не менее важным является непремен¬
ное условие ламинарного течения воздуха через снег, которое может
происходить лишь при очень небольших скоростях потока. X. Бадер
[223] при опытах рекомендовал для мелкозернистого снега скорости по¬
тока не более 15 см!сек, для среднезернистого — 6 см/сек и для крупно¬
зернистого— 2—3 смісек, Дж. Бендер [233] предложил для мелкозерни¬
стого снега (с частицами размером менее 0,8 мм) скорость не более
5 см/сек, для среднезернистого (0,8—1,2 мм) —2 смісек и для крупно¬
зернистого — 1 смісек. В наших опытах скорость потока воздуха через
снег составляла 5—7 смісек.
Воздухопроницаемость снега зависит от абсолютной величины пори¬
стости, размеров зерен и текстуры снега. X. Бадер считает, что
ьл anN
где а является параметром, определяющим зернистость снега, а коэф¬
фициент Af означает наибольшую пористость для данной формы частиц
снега. Средняя величина N, по данным Дж. Бендера, изменяется от 0,92
для свежевыпавшего снега до 0,50 для плотного старого снега. Опыт¬
ным путем Бендер получил значение величины а. Для естественных и
отсортированных функций снега а= 16,8 d1-63, где d — средняя величина
зерен.
Приведенная выше формула правильно отражает существо воздухо¬
проницаемости как свойства снега. Однако коэффициент N учитывает
лишь структурные особенности, тогда как для воздухопроницаемости
важнейшим является наличие ветровой слоистости или вертикальной
столбчатости. Чтобы учесть эти особенности текстуры, мы во всех опы¬
тах определяли коэффициент воздухопроницаемости в двух направле¬
ниях: в горизонтальном (вдоль слоев) /Сив вертикальном /С. Срав¬
нение этих двух значений позволило проанализировать изменение воз¬
духопроницаемости по мере развития снега.
Наименьшее значение К имеет в свежеотложенном снеге, особенно
образованном сильной низовой метелью. Как правило, в свежем снеге
всегда меньше /С* из-за ветровой слоистости. В среднем из всех из¬
мерений свежеотложенного снега /С меньше №* на 11%. Вследствие
роста зерен снега и их округления К увеличивается, при этом значения
Ю и постепенно сближаются, пока не станут равны (в снеге* проле¬
жавшем внутри толщи не менее 5—7 месяцев). В дальнейшем в связи
с появлением вертикальной столбчатости растет быстрее АС и в
135
среднем для всех измерений прошлогоднего снега, не подвергавшегося
таянию /С больше К-* на 12%.
Наиболее быстро К растет в горизонтах разрыхления, где наряду
с крупными вторичными кристаллами образуются большие пустоты.
Крупнозернистый инфильтрационный фирн, при малом количестве
ледяных включений, также становится чрезвычайно воздухопроницае¬
мым.
Рис. 51. Связь коэффициента воздухопроницаемости
с пористостью для свежеотложенного (/) и прошло¬
годнего зимнего (2) снега
На рис. 51 представлены результаты измерения воздухопроницаем
( zz «' + К7'\
мости I Лер = 2 ) в свежеотложеын°м и в прошлогоднем снеге.
Абсолютные значения КСр для обоих видов снега отличаются мало. Это
объясняется тем, что прошлогодний зимний снег гораздо плотнее све¬
жеотложенного [203]. В результате с некоторым ростом зерен происходит
дальнейшее увеличение объемного веса (уменьшение пористости), бла¬
годаря чему воздухопроницаемость снега сильно не увеличивается. Вме¬
сте с тем, при одной и той же пористости Кср для этих типов снега от¬
личается приблизительно в 2 раза. Это связано с характером строения
и величиной пор: в прошлогоднем снеге, где перекристаллизация зашла
далеко, поры велики и менее извилисты, чем в скелетном мелкозерни¬
стом свежеотложенном снеге.
Сочетания значений рассмотренных свойств в тех или иных типах
снега не случайны, они являются результатом различных процессов, про¬
исходящих в толще и на поверхности снежного покрова при его форми¬
ровании (например, связь у и р). Следовательно, отдельные свойства
снега хорошо связаны между собой, и путем подбора переводных коэф^
фициентов можно получить разносторонние связи между ними.
136
Взаимосвязи физических свойств снега
свежеотлож енного
т = 0,78—1,07р
р = 0,73—0,937
п = 0,154-1,16р
h =- 14,6-25,8р
h = 24,Of—4,2
h ■-= 18,0—22,2«
т = 318,—477,5т
т = 511р—54
т = 439«—121
т = 234—20/г
прошлогоднего зимнего
у = 0,79—0,58р
р - 1,36—1,72у
п = 0,14+1,59р
h = 12,5—14,Зр
h = 24,бу—6,9
h = 13,8—9,On
Наличие хороших связей позволяет в ряде случаев ограничиться из¬
мерениями лишь некоторых свойств, например объемного веса и сред¬
него размера зерен, и по ним вычислить значения других характерис¬
тик. Изученные свойства снега позволяют также провести классифика¬
цию антарктического снега и дать каждому типу и виду комплексную
характеристику.
КЛАССИФИКАЦИЯ АНТАРКТИЧЕСКОГО СНЕГА
Наилучшую из существующих классификаций снежного покрова
создал X. Бадер [223]; она основана на изучении соотношения пористо¬
сти и воздухопроницаемости снега в Альпах (рис. 52, а). На основании
изучения физических свойств снега автор сделал попытку также клас¬
сифицировать антарктический снег и фирн (рис. 52, б) *. Сравнивая обе
диаграммы, легко видеть, как различаются одни и те же виды снега в-
Альпах и в Антарктиде.
Выделены следующие типы и виды снега и фирна, встречающиеся на
всей территории Антарктиды.
I. Свежий снег.
1. Свежевыпавший снег.
2. Свежеотложенный снег:
а) при общей метели,
б) при поземке,
в) при низовой метели.
II. Старый снег.
1. Мелкозернистый уплотненный снег.
2. Среднезернистый снег:
а) уплотненный,
б) разрыхленный,
в) снег-плывун.
III. Фирн.
1. Инфильтрационный фирн:
а) среднезернистый,
б) крупнозернистый.
2. Рекристаллизационный фирн:
а) среднезернистый,
б) крупнозернистый.
* Значения коэффициента воздухопроницаемости у нас не совпадают с соответ¬
ствующими значениями на диаграмме X. Бадера, так как при вычислении К мы не*
вводили в формулу величину пористости п.
137
Н^см/сек
МО г/
К, с м/с ей
О
350
300
250
Ш
200
150
100
50
Инфильтрационный
фирн
среднезернистый
саеЛег
35 4Z7 45 50 55 60 65
10 75п,%
оощеи метели
Отложен¬
ный при поземке
тложенныи при
'низовой метели
Инфильтрационн
фирн
крупнозернистый
41
X ,.ZZ
Среднезернистый
разрыхленный
__1 I I I I I I I 1 1 » 1—1 1 1 I I I I I 1 , 9
0,50 0,^5 0^0 0,35 0,30 0,25 0,20 0,!5 0,10 0,05у,2/см3 0,60 0,55 0,50 0,Ь5 0,Ь0 0,35 0,30 0,25 0,20'у,2/см'3
Рис. 52. Классификация снега
а — альпийского (по Бадеру); б — антарктического (составлена автором). Стрелками обозначен переход одного вида снега и фирна в другой
Слои свежего снега образуются в течение текущей зимы и отли¬
чаются от всей нижележащей толщи тем, что хорошо сохраняют первич¬
ные особенности структуры и текстуры. Свежий снег характеризуется
микрослоистостью, отражающей смены скоростей ветра в большом диа¬
пазоне. Направление микрослоистости обусловлено вихревыми движе¬
ниями в приповерхностном слое воздуха, которые в свою очередь опре¬
деляются микрорельефом снежного покрова. Отдельные мелкие слои
свежего снега различаются, как правило, лишь по изменению объемного
веса и текстуры, что свидетельствует о резких внезапных усилениях или
ослаблениях ветра. В периоды без переметания снега на поверхности об¬
разуются ветровые и радиационные корки, которые впоследствии стано¬
вятся границами между крупными слоями снега.
Свежий снег состоит из сравнительно мелких частиц, хорошо сохра¬
нивших следы первичной правильной формы и представляющих отдель¬
ные кристаллы. Это мельчайшие осколки пластинчатых кристаллов и
менее разрушенные столбчатые. В некоторых случаях средний размер
кристаллов в слое снега резко возрастает уже при 50-процентном со¬
держании в нем столбчатых кристаллов. Увеличение среднего размера
кристаллов в свежеотложенном снеге наблюдается либо в результате
обильного снегопада при скорости ветра не больше 8—10 місек, что
случается крайне редко (в таких случаях преобладают пластинчатые
кристаллы), либо при отложении снега из снеговетрового потока, обо¬
гащенного столбчатыми кристаллами, даже если в этом случае скорость
ветра значительна.
Слои с крупными пластинчатыми кристаллами (0,4—0,6 мм), отло¬
женные в безветренную погоду, обладают очень незначительным объем¬
ным весом, обычно не превышающим 0,35 г)см\ и твердостью меньше
Х),5 ка/сж2. Но поскольку пластинчатые кристаллы быстро разрушаются
при усилении ветра, в снежных разрезах кристаллы таких размеров
встречаются очень редко (только около выступающих форм микрорелье¬
фа, например под большими снежными карнизами или под клювами
заструг).
В свежем снеге велико максимальное отклонение от среднего раз¬
мера кристаллов. Оно связано с тем, что среди мелких угловатых кри¬
сталлов обычно встречаются отдельные крупные, хорошо сохранившие
правильную форму пластинки и столбики или крупные округлые зерна
старого снега, занесенные низовой метелью.
Высота капиллярного поднятия и максимальная водоудерживающая
способность свежего снега больше, чем старого. Это вызвано, с одной
стороны, значительной пористостью, а с другой стороны, очень малым
•размером и сложной формой пор. Коэффициент воздухопроницаемости
мал по абсолютному значению и, как правило, больше в горизонталь¬
ном направлении, чем в вертикальном.
Наименьший объемный вес имеет свежевыпавший снег, так как его
отложение происходит при слабом ветре. Основная же часть свежего
снега отлагается при сильном ветре; строение и свойства такого снега
зависят от характера метели, при которой происходило отложение.
Слои старого снега сильно различаются как по объемному весу,
так и по зернистости. Свойства старого снега определяются характером
процессов, происходящих в нем, основа которых закладывается уже в
свежем снеге. Так, отложенный в результате поземков и низовых мете¬
лей мелкозернистый свежий снег превращается в уплотненный мелко¬
зернистый, а затем и в среднезернистый. Более рыхлые слои, отложен¬
ные при общих метелях, превращаются в среднезернистый разрыхлен¬
ный снег.
Мелкозернистый уплотненный снег наиболее близок по своему харак¬
теру к свежеотложенному снегу. Часто в нем хорошо сохраняется
139
Таблица 24
Классификация антарктического снега и фирна
Разновидности снега и фирна
Объемный вес.
г. см3
Іористость,
%
Твердость,
кг см"
при — 15°С
средний размер
зерен, мм
Отклонени
эт спедн'п
размера
зерен, %
Высота
капилляр¬
ного
поднятия,
см
Макс и маль¬
га я водо-
уд ожива¬
ющая спо¬
собность, °/f
Коэффици¬
ент возду-
хоп оница-
емосги,
см 'сек
Свежий снег
Свежевыпавший
0,20—0,24
62—77
0,1—0,6
0,40—0,60
600
4—6
100—120
75—125
Свежеотложенный
при общей метели
0,34-0,42
53-62
1—3
0,25—0,40
250—350
6-8
1
110—130
50—70
при поземке
0,38—0,44
52-58
2—5
0,25—0,35
175—250
7—9
90—110
40—50
при низовой метели
0,44—0,50
45—52
5—10
0,20-0,25
300—500
8—10
70—90
10—25
Старый снег
Мелкозернистый уплотненный
0,44—0,55
40—52
8—14
0,4—0,8
150
4—5
60—70
40—100
Среднезернистый
уплотненный
0,47—0,57
38—47
15—20
0,8—1,5
120
3—4
50-60
60—120
разрыхленный
0,41—0,49
46—55
5-10
1,0—1,8
120
2,5—3,5
50—70
160—180
снег-плывун
0,34—0,43
54—63
1-3
1,0-3,0
—
1,5—3
50—70
230—330
Фирн
Инфильтрационный
среднезернистый
0,50—0,60
35—45
9—12
2,0—3,0
—
1,5—2
20—30
240—300
крупнозернистый
0,50—0,60
35—45
7—10
>3,0
—
1—1,5
15—25
340—400
Рекристаллизационный
среднезернистый
0,53—0,61
34-42
18—25
1,5-3,0
—
2—3
40-50
60—130
крупнозернистый
1 0,51—0,60
35—44
15—22
>3,0 -
1,5—2
30—40
30—190
первичная ветровая слоистость, и подавляющая часть кристаллов имеет
небольшой размер. В процессе перекристаллизации несколько однород¬
ных слоев, не разделенных корками, иногда сливаются в один. Поэтому
в многолетнем снеге встречаются мощные слои однородного снега раз¬
ного возраста (от нескольких недель до нескольких месяцев).
Со временем снег уплотняется и кристаллы укрупняются — образу¬
ется среднезернистый уплотненный снег. Наряду с этими плотными
слоями в снежном покрове часто встречаются слои среднезернистого
разрыхленного снега; в некоторых из них под влиянием процессов пере¬
кристаллизации образуется снег-плывун, представляющий крайнюю
степень процесса разрыхления снега.
В дальнейшем снег превращается в фирн. Инфильтрационный фирн
образуется вследствие таяния в первое же лето; в следующее, при глу¬
боком просачивании талых вод, происходит дальнейшее укрупнение зе¬
рен и превращение фирна из срезднезернистого в крупнозернистый. При
отсутствии таяния рекристаллизационный фирн образуется на значи¬
тельной глубине лишь через несколько лет. Он очень редко оказывается
на поверхности (в 200—400 км от берега, в районах, относящихся к зоне
іабляции вследствие господствующих сильных ветров, уносящих отсюда
.снег). Воздухопроницаемость рекристаллизационного фирна значитель¬
но меньше, чем инфильтрационного, так как поры последнего менее из¬
вилисты. Следующим этапом развития как инфильтрационного, так и
рекристаллизационного фирна является превращение его в лед.
В табл. 24 приводится характеристика свойств каждой выделенной
разновидности снега.
ПРИЗНАКИ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ГОДОВЫХ И СЕЗОННЫХ СЛОЕВ
СНЕЖНОГО ПОКРОВА
Установленные взаимосвязи между отдельными физическими свой¬
ствами для различных типов и видов снега позволяют определить точ¬
ные признаки слоев снежного покрова, отложенных в различные сезоны.
Таким образом можно вычислить величины годового снегонакопле¬
ния методом шурфов,— собственно, единственным способом, дающим
правильные сведения об аккумуляции снега на большей части террито¬
рии Антарктиды.
Основные признаки сезонных слоев были разработаны еще Е. Зорге
в Гренландии [382], а затем применены многими исследователями в Ант¬
арктиде. Однако не всегда удавалось правильно расшифровать снеж¬
но-фирновую толщу, а в ряде случаев исследователи (например, Ф. Лё¬
ве при работах на Земле Адели) приходили к выводу о невозможности
выделения сезонных слоев снежного покрова. Встречались и ошибоч¬
ные выводы о признаках сезонных слоев [57].
Наша задача заключалась в том, чтобы дать эти признаки по воз¬
можности на количественной основе и применительно к трем различ¬
ным зонам: холодной инфильтрационной (таяние захватывает всю
толщу отложенного за зиму снега); рекристаллизационно-инфильтраци¬
онной (таяние происходит лишь в части отложенного снега) и рекри¬
сталлизационной (таяние отсутствует).
Труднее всего определить сезонные слои в холодной инфильтрацион¬
ной зоне, так как здесь вся толща накопленного за зиму снега видоиз¬
меняется в результате таяния. Однако при детальном рассмотрении
можно установить, что летние слои здесь представляют собой хорошо
оформленные линзы льда. Наибольшее количество льда находится
в слоях, отложенных ранним летом и весной, а иногда и в конце
зимы.
141
Зимние слои снега протаивают неравномерно. Наряду с участками
среднезернистого фирна (размер зерен больше 1 мм) встречается и ма¬
ло измененный снег со сравнительно мелкими зернами (0,5—0,8 мм).
Ледяные включения в таком снеге представлены главным образом жел¬
ваками и вертикальными «столбами». Зимние слои могут иметь мень¬
ший объемный вес вследствие того, что таяние здесь не так интенсивно
и, следовательно, в снеге меньше льда. Последнее приводит к увеличе¬
нию максимальной водоудерживающей способности. В соответствии,
с более мелкими зернами повышается высота капиллярного подня¬
тия.
В рекристаллизационно-инфильтрационной и рекристаллизационной
зонах слои летнего снега отличаются от зимних слоев. В первой из
этих зон летний снег обычно представлен флишевой толщей, т. е. че¬
редованием тонких прослоек льда и фирна. Иногда встречаются ледя¬
ные линзы толщиной около 1 см и горизонты разрыхления, местами
переходящие в снег-плывун. По мере удаления от берега признаки тая¬
ния уменьшаются, но яркое различие в физических свойствах летних И'
зимних слоев сохраняется.
Зимние слои характеризуются большим объемным весом и мень¬
шим размером кристаллов. Это обусловливает сравнительно меньшую
пористость и небольшой размер пор. Последнее обстоятельство приво¬
дит к тому, что максимальная высота капиллярного поднятия и мак¬
симальная водоудерживающая способность здесь больше, чем в лет¬
них слоях. Для зимних слоев характерно также наличие ветровых и в
редких случаях радиационных корок.
Наоборот, летние слои имеют сравнительно небольшой объем¬
ный вес, но больший размер кристаллов, а это значит, что в летнем
снеге велика абсолютная величина пористости и поры значительного
размера, приводящие к небольшой высоте капиллярного поднятия и
несколько меньшей величине максимальной водоудерживающей
способности. Для летних слоев характерно также наличие радиацион¬
ных корок и более мощных ледяных прослоек, возникших при
таянии.
Таким образом, зимние слои обычно сложены мелкозернистым и
♦среднезернистым уплотненным снегом, а летние слои — среднезерни-
'стым разрыхленным снегом и снегом-плывуном.
Зимние слои неоднородны, что обусловлено неодинаковыми условия¬
ми снегонакопления. Чем ближе к середине зимы, тем сильнее ветры
и ниже температуры. Вследствие этого слои, отложенные в середине-
зимы, отличаются наиболь¬
шей твердостью и объем¬
ным весом и наименьшими
-размерами кристаллов. По¬
добная закономерность хо¬
рошо прослеживается в тол¬
ще слоев, отложенных
в предшествущем году
(табл. 25).
Закономерная разница
твердости зимнего и летнего
снега имеет большое значе¬
ние при исследовании снега,
лежащего на глубине боль¬
ше 2—3 м — обычной глуби¬
ны шурфов. Для исследова¬
ния более глубоко лежащих
слоев снега используется
Таблица 25
Некоторые свойства зимнего снега (шурф
в 29 км от берега, 650 м над уровнем моря)
№ слоя
Г вердость,
кг, см2
Объемный вес.
г см3
Размер
кристаллов, мм
25
9,2
0,478
0,62
26
19,2
0,499
0,52
27
19,2
0,499
0,51
28*
25,5
0,498
0,44
29
18,4
0,488
0,47
30
13,0
0,453
0,57
* Отложен в середине зимы.
142
сн 5 Ю 15 20 25 30 35 W 45 50 55Цкг/смг
Оп—і—!—I—I I 1 1—I—I—1 »
WL
Рис. 53. Профиль твердости снежного
покрова на высоте 540 м над уровнем
моря в 17 км от берега (февраль)
профиль твердости, получаемой при помощи твердомера-зонда.
На рис. 53 приведен такой профиль; на нем хорошо видны летние слои
трех сезонов. Два верхних слоя проверены сравнением по другим свой¬
ствам снега и полностью совпали.
По /мере удаления от берега моря
в связи со все уменьшающимися
признаками таяния и понижением
величины снегонакопления все труд¬
нее выделять сезонные слои. Одна¬
ко В. Шютт [365] хорошо опознавал
крупнозернистые летние слои вплоть
до высоты 2700 м в 500 км от бере¬
га. Исследования в шурфах на стан¬
циях Восток-1 и Комсомольская по¬
зволили выделить слои до глубины
6 м. Правильность применения это¬
го метода в центральных районах
материка подтверждают средние
значения свойств зимнего и летнего
снега, вычисленные раздельно на
всю глубину шурфов (дабл. 26).
Во внутренних районах материка
іпри выделении сезонных слоев нель¬
зя опираться и на морфологические
особенности. Интенсивные процессы
перекристаллизации приводят к бы¬
строму исчезновению первичной вет¬
ровой слоистости и к появлению вер¬
тикальной столбчатости как в зим¬
них, так и в летних слоях. Визуаль¬
но найти различия в характере
столбчатости в зимних и летних сло¬
ях подчас бывает трудно и даже не¬
возможно, однако они все же су¬
ществуют, о чем говорит большое
различие коэффициента воздухопро¬
ницаемости.
Для центральных районов харак¬
терно почти равное количество зим¬
него и летнего снега в годовых сло¬
ях. Оно отражает то обстоятельство,
что снегонакопление происходит в
течение круглого года равномерно.
Этим обстоятельством, с одной сто¬
роны, и неоднородностью хода на¬
копления в разные годы, с другой,
объясняется наличие радиационных
корок в кровле как зимнего, так и летнего снега. Возможны три вари¬
анта, усложняющих идеальную картину распределения снега в толще,
зимний слой — летний слой — корка — зимний слой и т. д.
1. (Идеальный случай). Отложение снега летом и зимой происходит
почти одинаково, но, как правило, в середине лета несколько меньше.
В этом случае летний слой относительно велик и прикрыт радиацион¬
ной коркой.
2. Отложение летом очень мало (происходит главным образом
143
Таблица 26
Свойства земнего и летнего снега в центральных районах материка
Физико-механические свойства
Зима
Лето
Разность
зима—лето
Отклонение
зима—лето, %
Восток-
1
Количество слоев
39
34
Объемный вес, г/см3
0,437
0,402
0,035
8
Твердость, кг/см2
8,3
7,5
0,8
9,6
Размер зерен, мм
0,60
0,81
—0,21
35
Высота капиллярного поднятия, см
4,0
2,8
1,2
30
Максимальная водоудерживающая
способность, % ........
75,9
65,5
10,4
14
Коэффициент воздухопроницаемо-
ти Кср, см/сек
104
200
—96
91
к
омсомольская
Количество слоев
38
33
Объемный вес, г/см3
0,410
0,399
0,011
2,7
Твердость, кг/см2
4,9
4,4
0,5
10
Размер зерен, мм
0,57
0,74
—0,17
30
Въізэга к а пиллярого поднятия, см
3,8
2,8
1,0
26
Максимальная водоудерживающая
способность, %
78,8
71,0
7,8
10
Коэффициент воздухопроницаемос¬
ти Кср, см/сек
114
182
—68
61
■осенью); тогда радиационная корка образуется непосредственно на
зимнем снеге, а в дальнейшем под ней начинается разрыхление. В этом
случае зимний снег становится по своему строению и свойствам ближе
к летнему, а мощность настоящего летнего снега очень мала.
3. Летом преобладает высокая перистая облачность, ослабляющая
поток прямой солнечной радиации, или в течение всего лета прирост
снежного покрова идет равномерно. В этом случае радиационная корка
вообще не образуется, а количество зимнего и летнего снега почти оди¬
наково.
Как во втором, так и в третьем вариантах усложняется определение
летних и зимних слоев.
По мере удаления от берега и в связи со стабилизацией природных
условий и уменьшением величины снегонакопления разница между
зимними и летними слоями несколько сглаживается, что хорошо видно
из табл. 26 при сравнении отклонения значений для станций Восток-1 и
«Комсомольская. Но все же отклонения основных свойств настолько ве¬
лики, что на них вполне можно основываться. Конечно, рассматривае¬
мый метод не может дать абсолютно точных результатов. Проверить его
пока трудно, так как почти нет повторных наблюдений в одном и том же
месте.
Большую помощь в определении сезонных слоев снежного покрова
может оказать метод изучения соотношения изотопов кислорода
(Оіб/Оів), так как это соотношение отражает различия в температуре,
при которой выпадали осадки [376].
Описанная методика определения годовой аккумуляции пригодна для
всей Антарктиды в целом, однако, чтобы правильно ее использовать,
необходимо тщательно исследовать целый ряд свойств снега, рассмат¬
ривать сочетания признаков и выделять наиболее характерные в том или
ином случае, не упуская из виду особенностей процессов формирования
и развития снежной толщи в разных районах.
ВЫВОДЫ
Физические и механические свойства снега являются дополнительны¬
ми характеристиками структуры снега и оказывают помощь при анализе
истории формирования снежно-фирновой толщи. Объемный вес оп¬
ределяется степенью поверхностного уплотнения и скоростью процессов
оседания и сублимационной перекристаллизации. Пористость яв¬
ляется функцией объемного веса. Характер пористости определяется ее
абсолютным значением, а также величиной и формой пор. Между объем¬
ным весом 7 и средним размером р свежеотложенного снега в прибреж¬
ных районах материка существует зависимость, вызванная условиями
формирования снега. Она выражается эмпирической формулой
7 = 0,78—1,07 р. Аналогичная зависимость сохраняется и в прошлогоднем
зимнем снеге 7 = 0,79—0,58 р. Твердость зависит от объемного веса,
текстуры снега и размеров зерен. Более твердым оказывается снег боль¬
шего объемного веса, менее крупнозернистый и лишенный вертикальной
столбчатости.
Водные свойства определяются абсолютным значением пори¬
стости и размером лор, а следовательно, и размером зерен. Высота ка¬
пиллярного поднятия h возрастает в более мелкозернистом снеге. Эта
зависимость для свежеотложенного снега выражается формулой
h= 14,6—25,8 р, а для лрошлогоднего зимнего h= 12,5—14,3 р. Макси¬
мальная водоудерживающая способность т зависит главным образом
от объемного веса. Для свежеотложенного снега выведена формула
т = 318—477,5 7. Удельные величины максимальной водоудерживающей
способности определяются строением снежного покрова и характерны
для тех или иных его разновидностей. Величины водоудерживающей
способности внутри снежного покрова зависят также от глубины зале¬
гания слоев.
Воздухопроницаемость характеризует абсолютные разме¬
ры, извилистость и разветвленность сообщающихся пор. Помимо пори¬
стости она сильно зависит от текстуры снега, в связи с чем воздухопро¬
ницаемость в вертикальном (/(f) и горизонтальном (№*) направле¬
ниях может быть различна. В свежеотлсженном снеге меньше К в
среднем на 11%. В прошлогоднем зимнем снеге К больше К-* в сред¬
нем на 12%.
На основании изучения физических свойств проведена классифи¬
кация антарктического снега и фирна. Выделены три
типа: свежий (отложенный в текущем сезоне), старый (фирнизирован-
ный) снег и фирн, подразделенные на подтипы и разновидности. Для
каждой из выделенных разновидностей дана комплексная характери¬
стика.
Приведены признаки для выделения сезонных слоев
снежного покрова. В холодной инфильтрационной зоне летние слои
сложены средне- и крупнозернистым инфильтрационным фирном, содер¬
жат много ледяных включений и поэтому обладают большим объем-
10 в. М. Котлякэв
145
ним весом. Зимние слои сложены среднезернистым (а иногда и мелко¬
зернистым) снегом и фирном, содержат небольшие ледяные включе¬
ния и имеют меньший объемный вес.
В рекристаллизационно-инфильтрационной и рекристаллизационной
зонах летние слои характеризуются небольшими твердостью и объемным
весом, значительной пористостью, сравнительно большими размерами
кристаллов и в связи с этим невысоким уровнем капиллярного подня¬
тия, наличием радиационных корок и более мощных ледяных «прослоек,
возникших при таянии. Для зимних слоев, наоборот, характерна повы¬
шенная твердость, большой объемный вес и, следовательно, меньшая
пористость, небольшой размер кристаллов и высокий уровень капилляр¬
ного поднятия, наличие ветровых и в редких случаях радиационных
корок.
Глава V
ОСОБЕННОСТИ СНЕЖНОГО ПОКРОВА В РАЗЛИЧНЫХ
РАЙОНАХ МАТЕРИКА
ИНТЕНСИВНОСТЬ аккумуляции
Интенсивность аккумуляции снега в Антарктиде подчиняется двум
закономерностям, связанным с общей циркуляцией атмосферы в этой
части земного шара, широтной и меридиональной: 1) вследствие посте¬
пенного затухания циклонической деятельности, по мере удаления от
берега интенсивность аккумуляции уменьшается; 2) в результате суще¬
ствования меридиональных іребней высокого давления и лежащих меж¬
ду ними областей малоподвижных заполняющихся циклонов, а также
определенных участков склона, по которым циклоны обычно проходят на
континент, интенсивность аккумуляции на одной и той же широте оказы¬
вается различной, однако по мере удаления от берега моря эти разли¬
чия сглаживаются. Обе закономерности нарушаются влиянием стоко¬
вых ветров.
Меридиональные различия аккумуляции хорошо иллюстрирует срав¬
нение метеорологических показателей станций Мирный и Моусон [183].
Мирный находится в передней части области пониженного давления,
а Моусон — в его тыловой части, поэтому в Мирном более часты втор¬
жения влажных морских воздушных масс, чем на станции Моусон, гце
обычно преобладает сухой континентальный воздух. В Мирном господ¬
ствуют востоко-северо-восточные и востоко-юго-восточные ветры, харак¬
терные для передней части циклона, а на станции Моусон — юго-вос¬
точные и южные. Число дней со снегопадами в Мирном в 5 раз, а с ме¬
телями в 4 раза больше. Этим объясняются значительные величины
снегонакопления в районе Мирного и, наоборот, бедность осадками
Земли Мак-Робертсона.
Общая величина аккумуляции снега в Антарктиде существенно раз¬
нится в различных районах. Наиболее интенсивно снегонакопление про¬
исходит в субантарктике и по периферии материка, так как здесь про¬
ходят основные пути циклонов, приносящих снег. Еще до МГГ было изве¬
стно, что годовое количество осадков на таких субантарктических
островах, как Южная Георгия, Кергелен, Макуори, Хёрд, Кемпбелл,
колеблется ог 1000 до 1500 мм, а на о-ве Марион превышает 2000 мм
[289, 311].
Во время МГГ была изучена аккумуляция снега на ряде субантарк¬
тических ледников. Оказалось, что на ледниках Южной Георгии за год
накапливается больше 3 м снега [380]. На ледниках Южных
Шетландских о-вов, по измерениям Г. Хаттерслея-Смита, с мая по де-
10* 147
кабръ 1949 г. количество накопленного снега колебалось от 103 до
215 см. Анализ материалов наблюдений в 10-метровом шурфе, вырытом
X. Ноублом на о-ве Короля Георга V, показал, что в среднем за 4 года
(1954—1957 гг.) аккумуляция составила здесь 1420 мм в слое воды [340].
В этих районах, как правило, наблюдается рост снегонакопления с
высотой. Например, на двух ледниках в районе Гритвикен (о-в Южная
Георгия) —Норденшельда и Эсмарка за 1957 г. накопление, измерен¬
ное по рейкам, составило на высоте 60 м над уровнем моря соответ¬
ственно 45,0 и 41,1 см снега, на высоте 370 м— 138,6 и 102,0 см, на вы¬
соте 630 м — 208,0 и 107,4 см [380].
Однако столь значительное снегонакопление на ледниках субантарк-
тики, расположенных изолированно от материка, не влияет на развитие
материкового ледникового покрова. В Восточной Антарктиде выделены
три большие концентрически расположенные зоны, отличающиеся по
характеру и интенсивности снегонакопления: центральная штилевая,
стоковых ветров и внешняя океаническая [44].
Наибольшая аккумуляция снега происходит в прибрежных районах,
в частности на шельфовых ледниках. На шельфовом леднике Шеклтона
по исследованиям в шурфах мы получили для 1957 г. величину около
810 мм, а для 1956 г.— около 580 мм. Сравнение метеорологических
условий и снегонакопления в разных местах района работ Советской
антарктической экспедиции показало, что снегонакопление в 1957 г.
было близко к максимальному, а в 1956 г. несколько меньше среднего.
Поэтому можно предполагать, что среднегодовое снегонакопление на
леднике Шеклтона составляет примерно 650—700 мм.
На поверхности шельфового ледника на Земле Королевы Мод сред¬
няя годовая величина аккумуляции снега за период 1934—1951 гг., вы¬
численная с высокой точностью по исследованиям в шурфе, составляет
365 мм [367]. В период работ Норвежско-британско-шведской экспеди¬
ции в районе базы Модхейм на мель сел молодой столообразный айс¬
берг, отколовшийся от соседнего шельфового ледника. Отвесную стену
этого айсберга сфотографировали, а затем на фотографии были изме¬
рены хорошо видимые годовые слои снежно-фирнового покрова. Выяс¬
нилось, что изученная часть айсберга имеет 10-летний возраст (1924 —
1934 гг.), и величина среднегодового накопления снега за этот период
составляет 379 мм [368]. Данные измерений аккумуляции снега на по¬
верхности ледника Модхейм в 27 точках снегомерного профиля значи¬
тельно различались между собой, что было связано с морфологией по¬
верхности [391]. На основании этих измерений величина накопле¬
ния снега за 1951 г. в среднем для шельфового ледника была нами оп¬
ределена в 340 мм. Как видно, все три величины близки. Однако более
надежны первые две величины, поскольку они являются средними из
многолетнего накопления. Поэтому можно считать, что среднегодовое
накопление снега на шельфовом леднике Модхейм равно 370 мм,.
Исследование снегонакопления на шельфовом леднике Фильхнера
было проведено американцами вовремя траверса (ноябрь 1957 — ян¬
варь 1958 г.). Наблюдения велись в 16 шурфах, глубиной от 2 до 3 м
[221]. Проведенный нами анализ материалов этих исследований пока¬
зал, что снежный покров имел 3—5-летний возраст. В среднем для
шельфового ледника годовое снегонакопление составляет 283 мм. Шурф
на станции Элсуэрт, расположенной у края этого ледника, захватил
снежно-фирновую толщу, образовавшуюся за период 1947—1956 гг.
Выяснилось, что в среднем за год. здесь накапливалось 269 мм, *в пере¬
счете на воду [221], что весьма близко к приведенной выше величине.
Таким образом, среднегодовое накопление снега на шельфовом леднике
Фильхнера составляет 270 мм.
148
Данные по снегонакоплению на шельфовом леднике Росса весьма
различны. Известно, что в результате обследования места расположения
лагеря Р. Скотта иерез шесть с половиной лет Макинтош получил вели¬
чину годового снегонакопления в 34 см [144] , или в переводе на воду
123 мм. Величина, приведенная Ф. Уэйдом [398], составляет 85 см снега
за год, или 283 мм водного эквивалента. Более достоверны цифры, полу¬
ченные при исследованиях по программе МГГ. Так, за 1956 г. в среднем
по сети реек годовая величина снегонакопления составила около 160 мм
[412], за 1957 г. накопилось 172 мм. По измерениям в двух шурфах, охват
тивших слои 18- и 6-летнего возраста, величина годового снегонакопле¬
ния составляла в первом случае примерно 165 мм> а во втором —
196 мм [394]. Исходя из этих данных, можно сказать, что среднегодовое
накопление снега на шельфовом леднике Росса равно 180 мм.
В нижней части склона ледникового покрова снегонакопление значи¬
тельно разнится от места к месту в зависимости от направления и силы
ветров. Как правило, оно составляет здесь 300—500 мм и местами воз¬
растает до 700 мм. В районе Мирного максимальное снегонакопление
(до 900 мм) наблюдается в 15—35 км от берега на высоте 400—550 м
над уровнем моря. По мере повышения склона происходит уменьшение
снегонакошления: на 50-м километре ежегодно накапливается 310 мм,
на 200-м километре — лишь 120 мм, а на 225—280-м километрах — всего
26—46 мм [205]. Дальше к Пионерской аккумуляция снега вновь воз¬
растает до 200 мм в год.
Сильные стоковые ветры искажают правильную картину аккумуля¬
ции. Так, на Земле Мак-Робертсона они приводят к тому, что на участке
от 26 до 80 км от берега аккумуляция равна 50 мм, на участке 80—
192 км— 100 мм, на участке 192—256 км— 170 мм и на участке 256—
320 км — 200 мм [327]. В результате стоковых ветров на Земле Адели,
начиная с 11 км, годовое снегонакопление не превышает 200 мм [309].
По тем же причинам на станции Уилкс аккумуляция составляет лишь
130—150 мм [242, 273].
На склонах ледникового покрова, обращенных на запад или восток,
аккумуляция снега в значительной мере определяется господствующими
ветрами с восточной составляющей. В крупном масштабе результат
этого процесса виден на склонах, обращенных к шельфовому леднику
Росса. Восточными ветрами снег сдувается со склона Земли Мэри Бэрд'
и выносится на поверхность шельфового ледника Росса. На самом
шельфовом леднике происходит увеличение накопления по мере движе¬
ния к западу, и максимум аккумуляции отмечается у подножия склона
Земли Виктории.
В пределах высот от 1000 до 2000 м при отсутствии сильных стоко¬
вых ветров наблюдается закономерное уменьшение аккумуляции, обус¬
ловленное уменьшением содержания влаги в воздухе по мере поднятия
его вверх по склону и удаления от берега моря. Эта закономерность
вскрывается на материалах, относящихся к Земле Виктории [216, 250],
она хорошо видна на графике (рис. 54), составленном автором по мате¬
риалам [216].
Везде, где ровная поверхность ледникового покрова нарушается вы¬
ходами коренных пород, аккумуляция снега испытывает сильные коле¬
бания. Такова, например, область горного хребта, тянущегося вдоль
южного края шельфового ледника Росса. На Земле Королевы Мод в
районе базы Алдане в трех соседних районах на высоте около 2000 м над
уровнем моря накопление с января по ноябрь 1951 г. составило 101,
2 и 0 см снега [391].
По мере движения к югу поверхность выполаживается и условия на¬
копления стабилизируются. Выше 3000 м меридиональные различия1
149
в -питании отдельных областей Антарктиды сглаживаются, и на всем ма¬
терике происходит уменьшение аккумуляции в направлении к центру.
Плато Виктории, как показали материалы трех шурфов, вырытых
В. Виккерсом на высотах от 2350
Рис. 54. Уменьшение аккумуляции снега
на Земле Мэри Бэрд по мере увеличения
абсолютной высоты
до 2700 м, получает в год в сред¬
нем 157 мм осадков. Накопление
на уровне моря в этом районе
(шельфовый ледник Росса) лишь
на 18% больше указанного для
плато. Это дало В. Виккерсу
основание говорить о том, что
в уменьшении аккумуляции к югу
главную роль играет не абсолют¬
ная высота места, а увеличение
расстояния от путей перемещения
морского воздуха. По мнению
В. Виккерса, в отдельные годы
обильные или слабые осадки, оче¬
видно, наблюдаются одновремен¬
но на обширных пространствах
континента [394]. Последнее ут¬
верждение вряд ли верно, поскольку во внутренних частях континента
осадки имеют совершенно иное происхождение, чем в прибрежных
районах.
Периферия центрального района Антарктиды получает около 100 мм
осадков в год: станция Восток-1 —100 мм, Комсомольская — 80 мм, Са¬
ут-Айс— 100 мм, по маршруту трансконтинентального перехода В. Фук¬
са— 80—90 мм, станция Амундсен-Скотт — 60—90 мм [261, 301, 302].
Наиболее высокие участки ледникового покрова Антарктиды (плато
Советское) имеют средние годовые величины снегонакопления около
50 мм. Наблюдениями по рейкам в 1958 г. установлено, что акку¬
муляция на станциях Восток и Советская равна около 39 мм.
Однако на основании сопоставления, сделанного по другим станциям,
можно считать эти величины меньше средних по крайней мере
в 1,5 раза.
По имеющимся в настоящее время материалам нами составлена
карта интенсивности питания ледникового покрова Антарктиды за
исключением Земли Греэма (рис. 55). Впервые попытку составить та¬
кую карту для численной оценки всех осадков в Антарктиде сделал
В. Мейнардус в своей монографии [289]. Тогда это было очень трудно
сделать из-за малого количества данных. Предлагаемая карта основана
на материалах Советских, Американских, Английской трансантарктиче¬
ской, Норвежско-британско-шведской и Французской экспедиций. Эта
карта не претендует на большую точность, поскольку исходных мате¬
риалов пока еше недостаточно. Однако она хорошо отражает имеющие¬
ся фактические величины и общие географические закономерности пи¬
тания ледникового покрова. Кроме того, она дает возможность подсчи¬
тать методом планиметрирования приходную часть вещественного
баланса ледникового покрова.
Большинство проводившихся в последнее время аналогичных под¬
счетов делалось на основании анализа единичных меридиональных про¬
филей. Это вносило в окончательные результаты две важные ошибки.
1) меридиональные профили достаточно правильно отражают картину
широтного изменения аккумуляции по данному профилю, но совершен¬
но не учитывают ее местных различий, которые хорошо видны на пред¬
лагаемой карте; 2) меридиональные профили представляют собой ли-
150
Рис. 55. Карта интенсивности питания ледникового покрова Антарктиды
Заштрихована область неравномерного отложения снега
нейные величины, тогда как при вычислении средней величины аккуму¬
ляции необходимо оперировать с площадями.
При составлении карты были использованы величины ежегодной
аккумуляции, полученные в шурфах, а также по реечным измерениям.
Использовались данные по аккумуляции с разным периодом наблюде¬
ний: в среднем этот период равен 10 годам, максимально 30 и мини¬
мально 1 году. Изолинии на карте показывают величину вещественного
баланса поверхности ледника, которая во внутренних районах Антарк¬
тиды равна интенсивности питания ледника, а в прибрежных районах раз¬
ница между ними пренебрежимо мала. Для разных частей материка дан¬
ные по аккумуляции имеются в различной степени. Для некоторых рай¬
онов, например для Земли Эндерби и для Земли Уилкса, материалов явно
недостаточно. В этих и некоторых других районах изолинии равной акку¬
муляции проведены при помощи интерполирования, а также на основа¬
нии общих закономерностей снегонакопления и по аналогии с близлежа¬
щими районами. Если для некоторых сомнительных районов принять
ошибки величины аккумуляции ± 103—200 мм, то при расчете для тер¬
ритории всего материка это даст приблизительно ошибку в ±\Qmm в год.
Таким образом, общая оценка меняется незначительно.
В результате подсчета методом планиметрирования по¬
лучена средняя величина аккумул щии для всея Антарктиды,
равная примерно 190 мм воды в год. При этом на карте ясно вид¬
на асимметрия снегонакопления Западной и Восточной Антарктиды,
151
которая объясняется ‘асимметрией самого континента. Полученная вели¬
чина значительно больше почти всех ранее дававшихся оценок: В. Мей-
нардуса, Е. Кид.сона, Ф. Лёве, X. Листера и М. Меллора, но меньше
оценки X. Козака.
При расчете средней величины аккумуляции снега в Антарктиде Мей-
нардус [323—325] исходил из того, что современное оледенение конти¬
нента находится в состоянии равновесия. Он правильно предположил,
что внутренняя часть материка покрыта снегом и льдом, и поскольку
имеется сток льда в море, отсюда следует, что над Антарктидой в це¬
лом отложение снега превышает испарение. Движение и расход мате¬
рикового льда на территории с периметром в 17 000 км и толщиной у
края 250 м со скоростью в среднем 150 м в год в итоге дает 640 км3
льда, или 550 км2, воды; следовательно, для поддержания равновесия
необходима аккумуляция снега во всей Антарктиде около 40 мм в год.
Считая, что испарение здесь составляет 30 мм в год, общее количество
выпадающих осадков над Антарктидой, по В. Мейнардусу [325], должно
быть равно 70 мм.
Е. Кидсон [285] в своем расчете допускал, что выпадение всей влаги
в приземном двухкилометровом слое воздушной массы, первоначаль¬
но насыщенной влдГой при 0°, дало бы 5 мм осадков. Этот процесс, по
его мнению, потребовал бы 20 дней. Значит, за год над территорией
Антарктиды в среднем должно выпасть приблизительно 90 мм осадков.
Ф. Лёве [309] исходил из своих данных о радиационном балансе.
Отрицательный радиационный баланс, равный, по Ф. Лёве, во внут¬
ренних районах материка 36 ккаліем2, должен быть компенсирован по¬
ступлением тепла извне: из воздуха или от замерзания содержащегося
в нем водяного пара. При температуре —24е общая теплота замерза¬
ния составляет 7 ккаліем2, т. е. компенсирует не более 7s расхода за
с^-ет излучения. Следовательно, около 30 ккал/см2 в год должны быть
введены в атмосферу над антарктическим ледниковым покровом через
его границы. При этом меридиональная составляющая движения воз¬
духа должна быть не менее 140 см)сек. В действительности, в Литл-
Америке и на Земле Адели она бывает гораздо больше. При меридио¬
нальной скорости 150 смісек один и тот же воздух остается над мате¬
риком в течение восьми дней, охлаждаясь за это время приблизительно
На 14°. При полном обновлении воздуха образуется в среднем 2,6 мм
осадков. Поскольку воздух обновляется 45 раз в год, то годовое сне¬
гонакопление в Антарктиде составляет 120 мм. В более поздней работе
Ф. Лёве [312] дает цифру 100 мм.
X. Козак [289] для получения средней величины аккумуляции на тер¬
ритории Антарктиды впервые применил метод планиметрирования по
карте осадков, однако он имел данные наблюдений лишь в прибреж¬
ных районах. Кроме того, X. Козак использовал величины по выпадаю¬
щим осадкам, полученные только при помощи осадкомеров, хотя он и
отметил их недостатки. Поэтому результат подсчетов X. Козака —
201 мм в год — несколько завышен.
Вычисления X. Листера [302] и М. Меллора [330], сделанные на ос¬
нове материалов МГГ, дали близкие величины: в первом случае 130, §
во втором 140 мм в год. Однако эти цифры получены на основании дан¬
ных лишь меридиональных профилей, дающих заниженные результаты.
Величина 180—190 мм в год, хотя и кажется значительной, наибо^
лее вероятна в отношении всего, континента. Следует заметить, что ее
высокое значение обусловлено интенсивной аккумуляцией по периферии
материка. Это еще раз подтверждает широко распространенный взгляд
о том, что динамика окраинных частей Антарктиды несравненно боль¬
ше, чем ее центральной области.
152
ЗОНЫ ЛЬДООБРАЗОВАНИЯ
Ледниковый покров Антарктиды является ярко выраженным зо¬
нальным образованием (зональность определяется балансом тепла и
влаги). Тепло в данном случае зависит почти исключительно от сол¬
нечной радиации, а влага от интенсивности аккумуляции снега. По¬
скольку наибольшие высоты континента совпадают с наименьшей ин¬
тенсивностью аккумуляции, климатические и географические зоны Ант¬
арктиды [18, 19, 46] расположены концентрически вокруг Полюса от¬
носительной недоступности. Так же концентрически располагаются и
зоны льдообразования.
Климатическая снеговая линия в Антарктиде лежит ниже уровня
моря. Уже первые исследователи Антарктиды [2181 отмечали, что на
подавляющей части побережья и на расположенных рядом с матери¬
ком островах снег лежит близко к уровню моря или даже на самом
уровне моря. Такое положение снеговой линии доказывается повсемест¬
ным развитием шельфовых ледников, относящихся к области аккуму¬
ляции.
Однако в таких крайних условиях развития оледенения, как указы¬
вает Р. Клебельсберг [286], положение фактической снеговой линии не
является функцией высоты места над уровнем моря и температурного
режима, обусловленного этой высотой, а отражает такие климатические
условия, которые сами по себе от высоты места и температуры не за¬
висят. Таким образом, снеговая линия является здесь не столько высот¬
ной, сколько орографической, т. е. обусловленной рельефом. Положе¬
ние ее определяется господствующими ветрами, в ряде мест в течение
круглого года сдувающими снег. Из года в год снеговая линия испы¬
тывает некоторые колебания, но ее сезонное положение определяется
скорее не условиями инсоляции в данный год, как на большинстве лед¬
ников, а ветровыми условиями.
По Г. Альману [213], на климатической снеговой линии при годовом
снегонакоплении 300 мм. средняя годовая температура равна —3°.
Такие условия создаются, например, на станции Порт-Мартен на Зем¬
ле Адели [309]- В ряде участков побережья Антарктиды аккумуляция
снега значительно превышает 300 мм, а средняя годовая температура
гораздо ниже, что лишний раз подчеркивает чрезвычайно низкое по¬
ложение снеговой линии. Однако в районах развития сильных стоко¬
вых ветров, несмотря на весьма низкие температуры годовое сне¬
гонакопление гораздо меньше 300 мм, а местами его совсем нет. Высо'
та снеговой линии прямо связана со скоростью ветра. Так, скорость
ветра на леднике Тейлор значительно ниже, чем в районе станции Моу-
сон, и соответственно снеговая линия на этом леднике на несколько сот
метров ниже [326].
Существование зоны абляции в Антарктиде определяется деятель¬
ностью ветров. На Земле Адели целиком свободна от снега полоса ши¬
риной около 1,5 км, достигающая 150 м над уровнем моря. Большие
площади склонов бывают свободны от снега на протяжении до 5 км
от берега. Пятна чистого льда встречаются на высоте 500 м в 11 км
от берега. Здесь средняя годовая температура равна —18°, а темпе¬
ратура самого теплого месяца — 5° [309]. Эти низкие температуры
говорят о том, что зимнее накопление снега здесь очень невелико.
В районе .Мирного участки льда, совершенно лишенные снега в те¬
чение круглого года, встречались лишь у самого берега не далее
1 км от моря, но некоторые ледяные холмы, лежащие в окрестностях
и поднимающиеся до 400 м над уровнем моря, были всегда лишены
снега.
153-
Широкого развития достигает зона абляции вокруг «оазисов». Учаеь
ки зоны абляции нередко встречаются и во внутренних районах мате¬
рика, где по условиям рельефа снег все время сдувается ветром. Такие
участки отмечены на Земле Эндерби и на леднике Ламберта в 450 км
от берега на высоте 950 м [326, 331]. Интересно, что тот же ледник Лам¬
берта питает шельфовый ледник Эймери, где снеговая линия фактиче¬
ски проходит ниже уровня моря. Это является очевидным доказатель¬
ством чередования зоны абляции и прибрежной зоны аккумуляции (та¬
ковой являются шельфовый ледник и вершины ледниковых куполов).
Подобными же районами абляции являются и «высокогорные озе¬
ра», впервые открытые в западной части Земли Королевы Мод Германс¬
кой экспедицией [356], а впоследствии увиденные с воздуха американца¬
ми на Земле Мэри Бэрд. Существование участков обнаженного льда
площадью до 10 км2 на высотах свыше 10О0 м над уровнем моря пер¬
воначально навело на мысль о том, что это реликты прошлой, более теп¬
лой эпохи. Так утверждали Г. Альман [211], Н. Оделл [146] и др. Одна¬
ко детальные исследования таких «озер», проведенные Норвежско-бри¬
танско-шведской экспедицией, показали, что они сложены льдом, ана¬
логичным льду, залегающему на глубине 50—100 м. Это участки мате¬
рикового льда, обнажившегося в результате мощной ветровой эрозии.
Подобные «озера» были обнаружены и в районе работ Советской
экспедиции: у гор Сандоу, Страткона, Амундсена и Брауна, располо¬
женных на расстоянии более 200 км от берега на высоте от 1000 до
2000 м над уровнем моря. Было выяснено [52], что существование участ¬
ков обнаженного льда возможно лишь около выходов коренных пород,
вызывающих подпор льда и движение его к поверхности. При отсут¬
ствии выходов скал ветер продолжает разрушение верхних слоев снеж¬
но-фирновой толщи, но поскольку нет вертикальной составляющей
движения, лед не обнажается. В этом случае на поверхности оказы¬
вается фирн возрастом нескольких десятков лет. В Восточной Антарк¬
тиде такие локальные участки зоны абляции проходят на расстоянии
225—280 км от берега моря на высоте 2100—2350 м над уровнем моря.
Таким образом, почти вся территория Антарктиды относится к об¬
ласти аккумуляции, в пределах которой выделяются четыре зоны льдо¬
образования: инфильтрационно-конжеляционная, холодная инфильтра¬
ционная, рекристаллизационно-инфильтрационная и рекристаллизацион¬
ная [203]. Инфильтрационно-конжеляционная, или ледяная зона впер¬
вые была выделена в 1948 г. на ледниках Земли Франца-Иосифа
П. А. Шумским, в Скандинавии В. Шюттом [362] и на Баффиновой
Земле П. Бейрдом [227], который предложил называть ледники с ле¬
дяным питанием «баффиновым» типом оледенения.
Ледяная зона характерна для тех областей, где запас холода в ак¬
тивном слое снега превышает примерно 0,4 количества скрытой тепло¬
ты плавления твердых атмосферных осадков [203]. Эта зона обычно на¬
ходится ниже снеговой линии. Поскольку в Антарктиде последняя ле¬
жит ниже уровня моря, развитие ледяной зоны здесь не характерно.
■Она образуется только в тех местах, где мощность слоя свежеотло¬
женного снега достигает к началу периода таяния 100—200 мм в слое
воды и где объем талых вод превышает объем пор нестаявшего снега.
На участке берега в районе Мирного ледяная зона протягивается в
глубь материка максимально до 1,7 км, но обычно бывает значительно
уже. Вдоль всего побережья Антарктиды она встречается лишь местами.
Распространение зон льдообразования в районе работ Советской
экспедиции приведено в табл. 27. В различных зонах льдообразования
юседание и сублимационная перекристаллизация протекают неодинако¬
во, что хорошо видно из табл. 28.
154
Таблица 27
Распространение зон льдообразования
в районе советских исследований
Зона
Характеристика зон
Верхняя граница зон
расстояние
от берега,
гм
высота
іад уровнем
МОРЯ , м.
Инфильтрацион-
но-конжеляцион-
ная (1)
Весь сезонный слой
снега за лето превра¬
щается в лед
0,5—1,7
50—75
Холодная ин¬
фильтрационная (2)
Весь сезонный слой
снега за лето превра¬
щается в фирн
10—13
450-550
Рекристаллиза¬
ционно-инфильтра¬
ционная (3)
Таянием затронуты
только летние слои
снега
50-100
900—1350
Рекристаллиза¬
ционная (4)
Таяние отсутствует
Остальная тер¬
ритория материка
Таблица 28
Уплотнение снега и укрупнение кристаллов в различных зонах льдообразования
Год
отложения
снеіа
Зона 2, 3 км от берега,
120 м над уровнем моря
Зона 3, 43 км от берега,
780 м над уровнем моря
Зина 4,
станция Комсомольская,
8/0 км от берега,
3540 м над уровнем моря
7, г 1см*
р, мм
7, г/смл
р, мм
7, г/см*
р, мм
1957
0,420
0,29
0,415
0,25
0,414
0,25
1956
0,543
1,28
0,436
0,69
0,345
0,41
1955
0,560
0,72
0,470
0,82
0,372
0,47
Из материалов В. Шютта [365, 368] можно видеть, что на Земле Ко¬
ролевы ЛА од границы зон находятся несколько ниже, чем в районе
Мирного. Так, верхняя граница холодной инфильтрационной зоны прохо¬
дит на высоте около 200 м над уровнем моря, а рекристаллизационно¬
инфильтрационной зоны — на высоте 500 м в 100 км от берега
моря.
По данным Ф. Лёве [309], на Земле Адели верхняя граница холодной
инфильтрационной зоны проходит на расстоянии 11 км от берега на вы¬
соте 500 м, т. е. так же как и в районе Мирного. Участки в 16—27 км
от берега (700—800 м над уровнем моря) относятся к рекристаллиза¬
ционно-инфильтрационной зоне. По сообщению М. Меллора [326], на
Земле Мак-Робертсона верхняя граница холодной инфильтрационной
зоны проходит на высоте около 500 м над уровнем моря.
Таким образом, в Восточной Антарктиде зоны льдообразования на¬
ходятся всюду приблизительно на одинаковых уровнях. К сожалению,
для Западной Антарктиды точных данных не имеется.
155
ШЕЛЬФОВЫЕ ЛЕДНИКИ
Шельфовые ледники Антарктиды тесно связаны со всем материко¬
вым ледниковым покровом. Поэтому отдельные проблемы развития
шельфовых ледников могут быть разрешены лишь после выяснения во¬
просов, касающихся оледенения материка в целом, и, наоборот, ряд
проблем, связанных с ледниковым покровом всей Антарктиды, может
найти свое объяснение при изучении шельфовых ледников.
Наиболее правильное определение шельфовых ледников дал Б. Ро¬
бертс [357]: «Это ледяные образования с ровной поверхностью, возни¬
кающие вследствие накопления слоев фирна или на поверхности долго
существующего морского льда, или на простирающихся в море продол¬
жениях континентальных ледников и в дальнейшем растущих за счет
ежегодного накопления снега. Край, обращенный к морю, плавает на
воде». В таком понимании, шельфовые ледники вокруг Антарктиды за¬
нимают больше половины периметра материка. То, что часть шельфо¬
вых ледников находится на плаву, легко доказывается сейсмозондиро¬
ванием. Кроме того, вдоль отвесного края (барьера) шельфового
ледника отсутствует приливы и отливы, в то время как в местах соеди¬
нения материкового льда с шельфовым постоянно наблюдается при-
ливно-отлпвные движения. Наконец, в пределах плавучих участков
шельфовых ледников нет никаких видимых уклонов поверхности [358].
Шельфовые ледники достигают значительных размеров. Наиболь¬
ший — ледник Росса — по площади превышает 550 000 км2. В последние
годы выяснена площадь второго по величине’ледника Фильхнера, рав¬
ная приблизительно 420 000 км2 [234, 338]. Шельфовый ледник Шеклто-
на выступает в море более чем на 200 км, ледники на Земле Королевы
Мод — на 190 км. Толщина льда точнее всего измерена на ледниках Рос¬
са и Модхейм. Мощность последнего была определена при помощи иссле¬
дования объемного веса льда в скважине, точного определения высоты
шельфового ледника в районе скважины и данных о температуре и со¬
лености морской вод^і. Полученные величины (180—190 м) полностью
совпали с данными сейсмозондирования [364]. Толщина шельфового
ледника Лазарева, по-впдимому, также около 190 м [25].
Исходя из того, что температура морской воды под шельфовыми
ледниками не отклоняется существенно от —1,8° (точк;а замерзания мор¬
ской воды при солености 33%о), а объемный вес льда не может, по-види¬
мому, существенно различаться в зависимости от местоположения лед¬
ников, Г. Робин [358] считает, что мощность шельфовых ледников по¬
всюду в Антарктиде равна примерно 200 м. Однако это заключение не¬
правильно, поскольку в зависимости от интенсивности таяния снега
(типа льдообразования) средний объемный вес шельфовых ледников
несколько различается. А главное, большое влияние на изменение тол¬
щины оказывает различие в интенсивности питания шельфовых ледни¬
ков как атмосферными осадками, так и материковым льдом. Действи¬
тельная толщина ледника Модхейм колеблется от 180 м у края до 550 м
в тыловой части, высота поверхности составляет соответственно от 37
до 71 м над уровнем моря [389]. Шельфовый ледник Росса уже в райо¬
не станции Литл-Америка имеет толщину 230—300 м [347], а дальше
к югу его толщина сильно возрастает, на что указывают высоты по¬
верхности ледника: 45 ж у края [409] и 87 м южнее 81° ю. ш. [264].
За 50 лет, прошедших со времени исследований Р. Скотта, по шель¬
фовым ледникам накоплено много новых материалов, обсуждению ко¬
торых все время уделялось большее внимание. Тем не менее к началу
исследований по программе МГГ многие вопросы и прежде всего во¬
просы питания и происхождения шельфовых ледников еще не получили
Д56
окончательного разрешения, поскольку по характеру питания это наи¬
более сложные образования среди форм оледенения Антарктики, что
связано с их краевым положением.
Еще В. Хоббс [278] в своей теории ледникового антициклона вы¬
двинул идею «центробежной снеговой метлы» (centrifugal snow broom),
согласно которой краевые участки материкового ледникового покрова
и главным образом шельфовые ледники вдоль его границы питаются
исключительно снегом, принесенным из внутренних районов материка.
В. Хоббс полагал, что весь снег с Земли Короля Вильгельма переносится
к северо-западу, где образует Западный шельфовый ледник [277]. Эту
точку зрения развивает Г. Д. Рихтер [157]. Он считает, что шельфовые
ледники образуются под воздействием снеговетровых потоков, которые,
по его мнению, имеют определенные русла, часто связанные с выводны¬
ми ледниками. Снеговетровые потоки обтекают некоторые участки по¬
верхности— так появляются оазисы; снег, не поступивший в оазис,
образует мощные скопления, которые и служат основной причиной воз¬
никновения шельфовых ледников. Основываясь на этом предположении,
Г. Д. Рихтер предлагает называть шельфовые ледники «навеянно-снеж¬
ными».
По нашему мнению, шельфовые ледники не могут возникать в ре¬
зультате действия локальных снеговетровых потоков, хотя такие потоки,
обходящие некоторые участки поверхности, безусловно существуют.
Очень быстрое затухание стоковых ветров, по мере того как кончается
склон материка и поверхность шельфового ледника становится горизон¬
тальной, приводит к выпадению всего принесенного с материка снега
в полосе шириной 2—Зкм. В этой полосе аккумуляция снега по сравне¬
нию с большей частью шельфового ледника действительно увеличена,
что является одной из причин большей мощности южной тыловой части
шельфового ледника по сравнению с его остальной поверхностью. Вме¬
сте с тем на ряде участков этой полосы снегонакопление меньше, чем
на остальной поверхности ледника, и они ниже его средней части. Это
объясняется воздействием сильных стоковых ветров, которые проника¬
ют в эту узкую полосу из соседних долин, сдувают снег и способствуют
испарению.
Для тыловой части шельфовых ледников Ларсена [317], Модхейм
[389], Росса [264, 265, 409] характерно наличие депрессий, которые, как
правило, на 5—20 м ниже окружающей поверхности льда. Крупные по¬
нижения (каждое протяженностью до 10 км) в тыловой части шельфо¬
вого ледника Росса обязаны своим происхождением сильным фёнооб¬
разным горно-долинным ветрам, не только сдувающим снег, но и силь¬
но увеличивающим абляцию. Летом в этих местах наблюдаются
небольшие скопления воды (к северу же признаков таяния не заме¬
чено), что свидетельствует о значительном таянии, возникающем под
влиянием фёнообразных ветров, низкого значения альбедо обнаженно¬
го льда и выноса мельчайших частиц мелкозема с близлежащих гор.
Более обычны в тыловых частях шельфовых ледников небольшие
депрессии шириной 700—1600 м и глубиной 3—10 ж, возникающие в
результате выноса части снега стоковыми ветрами. Обычно накопление
здесь снега составляет лишь около половины того количества, которое
откладывается дальше к северу. На связь этих понижений со стоко¬
выми ветрами указывает и то обстоятельство, что глубина депрессий
зависит от крутизны склонов, около которых они находятся. Так, на
леднике Модхейм при уклоне 1 : 14 глубина депрессии составила 7 м,
при уклоне 1 : 16—4,5 м, при уклоне 1 : 21 — 3,0 м и при уклоне 1 : 28 —
0,5 м [389]. По мере движения ледника эти участки попадают в нормаль¬
ные условия накопления и постепенно заполняются Снегом.
157
Огромные пространства шельфовых ледников Росса, Фильхнера,
Шеклтона, Ларсена и других образовались самостоятельно, без влияния
стоковых ветров, в результате отложения атмосферных осадков, при¬
носимых сильными циклоническими ветрами. Так, простирающийся на
восточном побережье Земли Греэма ледник Ларсена почти совершенно
потерял связь с небольшими ледниками на полуострове и, естественно,
не может существовать за счет них. Интересной особенностью этого
ледника является большое
различие между его север¬
ной и южной частями: если
на севере он выступает в
море на 160 км, а высота по¬
верхности достигает здесь
90 м, то в южной части он
выдается всего на 16 км,
а высота над водой достига¬
ет едва 12 м [317]. Такая
разница на протяжении не¬
скольких градусов по ши¬
роте может быть объяснена
только различиями местной
аккумуляции, обусловлен¬
ными крутизной и экспози¬
цией подветренных склонов
полуострова и общим умень¬
шением количества осадков
к югу.
Интенсивность аккуму¬
ляции снега на шельфовых
ледниках следует сопоста¬
вить с их географическим
положением. Ледник Шекл¬
Рис. 56. Связь годового снегонакопления и
объемного веса свежеотложенного снега с ши¬
ротным положением шельфовых ледников
Шеклтона (1), Модхейм (2), Фильхне-
ра (3), Росса (4)
тона (среднее годовое сне¬
гонакопление 650—700 мм) расположен между 65 и 66°33' ю. ш., ледник
Модхейм (370 мм) —на 71°, ледник Фильхнера (270 мм) —в пределах
78—80° и ледник Росса (180 мм) —в пределах 78°30z — 85°. Отсюда сле¬
дует, что чем южнее лежит ледник, тем меньше атмсфеорных осадков
он получает (рис. 56). Уменьшение аккумуляции к югу объясняется
увеличением расстояния от основных путей перемещения циклонов,
обусловливающих отложение снега.
Аналогичную зависимость имеет объемный вес свежего снега: в сред¬
нем по всей снежной толще, отложенной в текущем году, объемный вес
на леднике Шеклтона равен 0,45, на леднике Модхейм — 0,41, на ледни¬
ке Фильхнера — 0,36 и на леднике Росса —0,33 г/см3. Уменьшение объ¬
емного веса по мере движени-я к югу происходит вследствие ослабления
скоростей ветра при уменьшении интенсивности циклонической деятель¬
ности, а стоковых ветров здесь нет.
Отложение снега на шельфовых ледниках происходит вследствие
интенсивных общих метелей, наблюдающихся там круглый год Меха¬
низм переноса и отложения снега при общих метелях, а также сравни¬
тельно высокая температура (до —5°) приводят к тому, что отложение
свежего снега происходит равномерным слоем, насколько позволяет
мезорельеф. На шельфовых ледниках сильные ветры почти всегда
сопровождаются снегопадом. При скоростях ветра 5—8 м]сек сне¬
гопадов, как правило, не бывает. В связи с этим здесь почти не встре¬
чаются обычные для склонов материка заструги и корразионные впади-
158
ны. Для микрорельефа поверхности шельфовых ледников характерны
плавные полого-волнистые бугры и сугробы снега, наиболее рыхлые из
которых превращены ветром в поля мелких неплотных заструг высотой
всего 20—30 см (даже на самом южном леднике Росса высота заструг
не превышает 50 см).
В связи с изменением условий отложения в течение года строение
сезонной толщи снега в разных ее частях иное (рис. 57). Посколь¬
ку наиболее сильные ветры отмечаются в начале зимы, снег, отложен¬
ный в эти месяцы, обладает благодаря низким температурам и силь¬
ным ветрам наибольшим объемным весом: от 0,45 до 0,50 г/см3. По тем
же причинам чрезвычайно малы величины кристаллов — 0,25 — 0,35 жж.
Такие мелкие кристаллы под действием ветра скрепляются между со¬
бой, и твердость снега возрастает, достигая 25—45 кг/сж2.
Осенью и весной с повышением температуры воздуха и некоторым
уменьшением силы ветра снег откладывается менее плотным. В августе
наступает некоторое затишье, и объемный вес свежеотложенного снега
сразу уменьшается. Осенние слои в процессе слеживания уплотняются,
и их объемный вес становится значительным — порядка 0,46—0,48 г/сж3.
Вместе с уплотнением в процессе сублимационной перекристаллизации
происходит рост кристаллов снега от 0,3 мм в верхних слоях до 0,6 мм
в нижних. Значительная величина кристаллов вместе с ослаблением
связей между ними и появлением вместо первичной горизонтальной
ветровой слоистости вертикально-столбчатой текстуры ведет к резкому
падению твердости снежного покрова, которая в этих слоях равна 6,5—
7,5 кгіем2.
Различия в строении слоев снега, отложившихся в разное время
года, хорошо иллюстрирует соотношение коэффициента воздухопрони¬
цаемости в вертикальном и горизонтальном направлениях. В свежем
рыхлом снеге, отложенном в конце зимы, горизонтальная воздухопрони¬
цаемость несколько больше вертикальной вследствие хорошо выражен¬
ной ветровор слоистости: Ю =40,9, а = 51,1 смісек. В начале зимы
благодаря значительной упаковке снега ветром оба коэффициента поч¬
ти одинаковы/^ =26,5 и Æ^ = 24,4 или Ю =38,5 и см)сек.
Наконец, в осеннем снеге появление вертикальной столбчатости ведет
к увеличению вертикальной воздухопроницаемости и уменьшению го-
ризонтальной:/0 = 53,8 и /(_> = 48,2 или /С^=58,1 и К“*=43,0 см/сек.
Сочетание различных погодных условий: сильных ветров, резких по¬
вышений температуры, ясной погоды в перерывах между общими ме¬
телями ведет к образованию различных фирновых и ледяных корок.
Наличие таких корок на шельфовых ледниках было отмечено еще пер¬
выми исследователями Антарктиды, однако удовлетворительного объ¬
яснения их происхождения до сих пор не было найдено. Сайпл и
Уэйд [144] объясняли возникновение в снеге тонких прослоек мел¬
кокристаллического льда гололедными процессами. Однако, как пока¬
зали наши исследования, появление гололедных корок на поверхности
шельфовых ледников наблюдается значительно реже, чем возникнове¬
ние радиационных корок.
ІІоьерхность шельфовых ледников никогда не бывает идеально
ровной. На ней встречаются поднятия высотой до 600 м над уровнем
моря, которые возникают на неровностях подледного рельефа. В пре¬
делах ледника Шеклтона такими внутришельфовыми поднятиями яв¬
ляются ледниковые купола, часто неверно называемые островами:
Массон, Хендерсон, Дейвид, Милл и Боуман; на леднике Росса — «ост¬
рова» Рузвельта, Прествуд; на леднике Фильхнера — большой безы¬
мянный купол, занимающий значительную часть ледника. На больших
159
Состав
Рис. 57. Строение снежно-фирновой голщи на поверхности шельфового ледника Шеклтона
Условные обозначения см. рис. 46
повышениях подледного рельефа формируются крупные ледниковые
купола, принципиально отличные от окружающего их шельфового лед¬
ника, так как они имеют собственное движение. Находясь внутри шель¬
фовых ледников, ледниковые купола не могут не влиять на их дина¬
мику, поскольку, с одной стороны, они поставляют определенные мас¬
сы льда в тело шельфовых ледников, а с другой стороны, нарушают их
движение.
Крупные ледниковые купола влияют на снегоотложение на поверх¬
ности шельфового ледника, так как они создают ветровую тень. Это
приводит к некоторому усилению интенсивности накопления снега и
к уменьшению его объемного веса. Как показывают исследования, на
поверхности ледника Фильхнера объемный вес снега уменьшается во
всех местах, находящихся в ветровой тени какого-либо купола. При
высоте возвышенности относительно поверхности шельфового ледника
в 600 м он уменьшается с 0,37 до 0,30 г/см?, при высоте в 300 м —
•с 0,40 до 0,35 г!см? и при -высоте в 100 м— с 0,40 до 0,38 г/см? (рис. 58).
Рис. 58. Годовое снегонакопление и объемный вес свежеотложенного снега на поверх¬
ности шельфового ледника Фильхнера. Составлено автором по материалам [221].
а — высота поверхности; б — объемный вес снега; в — годовое снегонакопление.
Стрелками обозначено господствующее направление ветров
Поверхность самих шельфовых ледников также неровная. Высота
поверхности ледника Фильхнера в плавающей части колеблется в пре¬
делах 5—15 м. В той части шельфового ледника, которая покоится на
коренном основании, колебания высоты возрастают до 20—25 м (см.
рис. 58). На шельфовом леднике Росса Л. Гульд [264] отмечает складки
высотой около 4,5—6 м, лежащие одна от другой на расстоянии около
11 В. М. Котляков
161
1 км. Ф. Дибенхем [249] говорит о волнах длиной 3,5—5,5 км и высо¬
той около 13 м. Такое строение поверхности приводит к неравномерной
аккумуляции снега. При средней величине годового снегонакопления
на лелнике Фильхнера 283 мм в понижениях рельефа она возрастает
до 296 мм, а в повышениях снижается до 272 мм (вычислено на осно¬
вании материалов П. Уолкера [221]). Столь незначительная, казалось
бы, разница в величине годового снегонакопления тем не менее при¬
водит к серьезным последствиям.
На ледник? Росса было проведено изучение и сопоставление снеж¬
ных разрезов на гребне антиклинали и в понижении между гребнями,
показавшее, что по мере удаления от гребня мощность годовых слоев
снега постепенно увеличивается, так как гребень больше подвержен
ветровой эрозии [412, 413]. Дж. Зумберг выяснил, что в течение
1951--1957 гг. синклинальная ложбина получала на 40% больше снега,
чем прилегающий антиклинальный гребень. В то же время в ложбине
величина снегонакопления была лишь на 5% больше, чем на ровной
поверхности шельфового ледника. Следовательно, эрозия на гребне про¬
текает интенсивнее, чем отложение в ложбине, т. е. снесенный с гребня
снег откладывается на площади больше той, с которой он сдут.
Исследования Дж. Зумберга важны для изучения динамики шель¬
фовых ледников. Если вскрыть снежно-фирновую толщу в разных мес¬
тах ледниковой складки на достаточную глубину и проанализировать
в нескольких точках тенденцию к росту или уменьшению аккумуляции
снега на протяжении ряда лет, можно обнаружить изменение величи¬
ны годового снегонакопления на гребне и крыльях складки, опреде¬
лить скорость роста антиклинали, а отсюда более точно вычислить
степень напряжения и сжатия.
В особых условиях аккумуляции находится внешний край шель¬
фового ледника, где откладывается меньше снега, чем дальше к югу.
К барьеру шельфового ледника обычно подходит поток воздуха, дви¬
гавшийся до сих пор над водой или морским припаем и не насыщенный
до предела снегом. На краю шельфового ледника в полосе до 1—2 км
от берега происходит насыщение снеговетрового потока, вследствие
чего аккумуляция снега в этой полосе понижена. Дальше к югу отло¬
жение снега увеличивается и становится равным количеству выпадаю¬
щих осадков.
С воздуха хорошо заметна разная высота отдельных участков
барьера шельфового ледника. При средней высоте барьера 30 м над
уровнем моря местами она постепенно увеличивается до 40 м, и такой
высокий барьер тянется иногда на несколько километров, а в некото¬
рых местах, наоборот, видны понижения до 20 м. Ч. Суитинбенк [389]
предполагает, что причиной большой высоты барьера является «под¬
водный ледниковый таран» — большой выступ льда длиной 50—100 м,
для уравновешивания этой части шельфовый ледник поднимается.
Однако таких выступов найдено не было. Низкие же участки барьера
Ч. Суитинбенк объясняет утоньшением в данном месте ледника и
опусканием его для восстановления равновесия. В действительности
такого явления также не наблюдалось.
Разрушение в первом случае надводной части ледника Суитинбенк
объясняет морским волнением, а разрушение во втором случае под¬
водной части — морскими течениями и приливно-отливными движения¬
ми. Однако трудно себе представить, чтобы на протяжении всего не¬
скольких километров воздействие моря на лед было совершенно об¬
ратным. Скорее объяснение этого явления следует искать в диффе¬
ренциации снегонакопления на поверхности ледника.
162
Небольшие неровности поверхности шельфового ледника, обуслов¬
ленные подледным рельефом и напряжениями при движении, приво¬
дят к некоторому увеличению здесь мощности снега, а в дальнейшем
к незначительным превышениям высоты барьера, распространяю¬
щимся на несколько сот метров. Крупные ледниковые купола, иска¬
жающие аккумуляцию снега, приводят вследствие быстрого движения
ледника область повышенного снегонакопления к краю шельфового
ледника, и в этом месте наблюдается высокий барьер длиной в не¬
сколько километров. Естественно, что повышение барьера на несколь¬
ко метров отражает в действительности гораздо большую разницу в
накоплении, так как ледник в этом месте будет погружен в воду боль¬
ше среднего.
Неравномерность накопления снега, поскольку она является лишь
перераспределением его на поверхности, не влияет на общую величину
приходной части вещественного баланса шельфового ледника, однако
она может быть одной из причин изменения его мощности на каком-
либо участке. Наиболее значительно повышение мощности в тыловой
части шельфового ледника, примыкающей к материку, где величина
снегонакопления увеличивается благодаря затуханию стоковых ветров,
или в ветровой тени крупных островов, где она возрастает вследствие
падения скорости ветра. Такое увеличение толщи ледника можег
привести к росту как вертикальной, так и горизонтальной составляю¬
щих движения ледника, в результате нарушится его монолитность, по¬
явятся дополнительные трещины.
Неровности поверхности шельфовых ледников небольшой мощно¬
сти, возникшие в процессе снегоотложения, служат одной из причин
образования айсбергов. Так, на шельфовом леднике Элсмира в Ка¬
надском архипелаге узкие и длинные ложбины, простирающиеся обыч¬
но параллельно краю ледника, и являются линиями отлома айсбергов.
Сами гряды, между которыми находятся ложбины, являются след¬
ствием ветрового переноса снега, имевшего место в прошлом, когдй
выпавший зимой снег не успевал летом полностью растаять [274].
Снегонакопление на шельфовых ледниках происходит в течение все¬
го года. На леднике Росса величина летней аккумуляции составляет
около 10% общей величины снегонакопления [394], на леднике Мод-
хейм — 30—35% [3167], а на леднике Шеклтона— 10—12%. Летом сне1
гоотложение увеличивается также за счет нарастающих осадков (из¬
морози) .
Интенсивность летнего таяния находится в прямой зависимости от
широтного положения ледника. Из всех шельфовых ледников Антарк¬
тиды наиболее значительное таяние происходит на леднике Шеклтона.
В течение лета здесь часто наблюдаются положительные температуры
воздуха, поэтому таяние интенсивно, и вода, просачиваясь в Лежа¬
щие ниже слои снега, переносит большие запасы тепла. В разгар лета
температура в толще снежного покрова, мощностью от 10 до 100 см,
а иногда и глубже, почти круглосуточно держится 0°. Максималь¬
ная глубина, на которой была отмечена нулевая температура, дости¬
гала 2 м. Периоды нулевых температур чередуются с частыми кратко¬
временными понижениями и повышениями температур, проникающими
на разные глубины, следовательно, таяние чередуется с замерзанием.
При инфильтрации талых вод повторные замерзания приводят к ин¬
тенсивному росту зерен инфильтрационного фирна (см. рис. 57). На¬
пример, в толще снега, отложившейся в 1957 г., размер зерен возрос
после одного летнего сезона с 0,34 до 2,93 мм, а в самом верхнем лет¬
нем слое, подверженном наибольшему колебанию температур, — до
4 мм.
И*
163
По данным измерений на леднике Шеклтона в 2,5-метровом шурфе
(снежно-фирновая іолща, накопившаяся в течение двух лет) объем¬
ный вес снег і, отложенного в 1957 г., равен 0,450 г!см\ а отложенного
в 1956 г.— 0,527 г'ісл^, высота капиллярного поднятия в толще 1956 г.
равна 6,4 см, а в толще 1957 г.— 2,4 см, максимальная водоудержи¬
вающая способность составляет соответственно 99 и 22%. Большая
величина зерен, обилие пустот и плохие связи между отдельными зер¬
нами приводят к тому, что инфильтрационный фирн становится чрез¬
вычайно рыхлым. Несмотря на обилие ледяных включений и линз, его
твердость не превышает 12,4 кг/см2, в среднем за год она равна
8,5 кг/см2, а в летних слоях составляет всего 0,9 кг/см2.
В связи со значительным развитием корок в снежно-фирновой тол¬
ще, служащих основой для появления водоупорных линз, талая вода
глубоко не проникает, замерзая несколько ниже того горизонта, где
она появилась. Таким образом, таяние не вызывает существенного из¬
менения всей массы отложившегося за год снега, происходит лишь
изменение структуры, увеличение объемного веса, уплотнение толщи,
появление мощных прослоев инфильтрационного льда. Жидкого стока
на поверхности шельфовых ледников не бывает.
Нз леднике Шеклтона в наиболее теплые годы нулевые температу¬
ры могут проникать весьма глубоко, при этом таяние захватывает не
один, а два и даже три годовых слоя, что ведет к более быстрому
превращению инфильтрационного фирна в лед, иногда уже в пределах
первых 20 м толщи. По характеру льдообразования этот ледник, так
же как и Западный шельфовый ледник, следует отнести к холодной
инфильтрационной зоне. На шельфовом леднике Модхейм таяние не
всегда захватывает весь слой отложенного за зиму снега. При менее
благоприятных условиях (обильном снегоотложении, малом таянии)
в фирн превращается лишь часть толщи снега. Однако в разрезе
снежно-фирновой толщи таких слоев не превратившегося .в фирн снега
очень немного. Это дает основание отнести шельфовый ледник Мод¬
хейм также к холодной инфильтрационной зоне (к ее верхней части).
На ледниках Фильхнера и Росса таяние еще менее интенсивно. Тем¬
пература здесь редко поднимается выше 0°; например, на леднике
Фильхнера температуры декабря—января колеблются обычно в преде¬
лах от —2 до —5°, а средняя годовая температура —25, —26° [221].
В таких условиях наибольшее значение имеет радиационное таяние,
захватывающее ограниченный летний слой снега. Основным процес¬
сом, происходящим в снежной толще и способствующим переходу сне¬
га в лед. является оседание снежного покрова. Как показали наблю¬
дения на станции Литл-Америка, верхняя 4-метровая толща снега че¬
рез семь лет уплотнилась до 3,25 м [144]. В этих условиях уплотнение
снега зависит от температуры, возрастание которой повышает скорость
оседания и увеличивает количество ледяных включений в толще, воз¬
никших в результате таяния. Эта связь средних значений объемного
веса и средней годовой температуры хорошо видна на шельфовом лед¬
нике Росса (рис. 59). Таким образом, ледники Фильхнера и Росса от¬
носятся к рекристаллизационно-инфильтрационной зоне.
В полосе, примыкающей непосредственно к материку, в питании
шельфовых ледников, кроме атмосферных осадков, немалое значение
имеют материковые льды, подтекающие под шельфовые. К сожалению,
имеющиеся материалы не дают возможности достаточно точно опреде¬
лить величину этой части питания. С. Райт [408] считает, что матери¬
ковому льду принадлежит треть всей массы шельфового ледника Рос¬
са. Присоединяясь к этому, Ф. Дибенхем [249] говорит, что доля ма¬
164
терикового льда в шельфовом леднике Росса несколько меньше. Мно¬
гие исследователи, начиная с Р. Скотта, утверждают, что ледник
Росса в большей своей части состоит из материкового льда. Однако
эти утверждения основаны на наблюдениях вдоль западных границ
ледника, где в него вливается
Рис. 59. Средние годовые температуры
(1) и объемный вес снежно-фирновой тол¬
щи (2) на шельфовом леднике Росса [14]
много долинных ледников, спу¬
скающихся с плато Виктории.
Л. Гульд [264], изучая перевер¬
нутый айсберг в районе, где по¬
близости нет никаких гор, при¬
шел к противоположному выво¬
ду, что в шельфовом леднике
совершенно нет материкового
льда.
Наиболее точно оценить коли¬
чество покровного льда в общей
массе шельфового ледника уда¬
лось Норвежско-британско-шгед-
ской экспедиции. Структурными
исследованиями было установле¬
но плавное увеличение кристал¬
лов до глубины 70 ж. Ниже ско¬
рость их роста быстро увеличи¬
вается, все чаще начинают встре¬
чаться большие кристаллы пло¬
щадью более 8 мм2. Этот резкий
переход указывает на границу питания за счет аккумуляции и за счет
материкового ледникового покрова [369]. Следовательно, на леднике
Модхейм нижняя 120-метровая толща состоит из льда, принесенного
внутриматериковым ледниковым покровом, тогда как верхняя 70-мет¬
ровая толща является результатом местной аккумуляции осадков на
самом шельфовом леднике.
А. П. Капица [63] объясняет процесс подтекания материкового льда
под шельфовый течением выдавливания, когда придонные части мате¬
рикового льда, не испытывая лобового сопротивления шельфового лед¬
ника, вытесняют воду, на которой плавает шельфовый ледник, и запол¬
няют это пространство. Однако физически это трудно себе представить.
Более вероятно, что в области материковой отмели при существующей
конфигурации донного рельефа поверхность материкового льда служит
основанием, на котором происходит накопление местных осадков,
превращающих этот покров в шельфовый ледник. Участки шельфовых
ледников, в основании которых лежит материковый лед, отличаются
морфологическими чертами своей поверхности.
Рост шельфовых ледников до некоторой степени обусловливается
и образованием вторичных шельфовых ледников. Отдельные айсберги,
дрейфующие вследствие западной циркуляции морских вод, присоеди¬
няются к восточной части шельфовых ледников и в результате акку¬
муляции и таяния постепенно спаиваются с их основным ядром. Такой
путь роста впервые отмечен Е. Дригальским [256], который считал его
одним из основных условий существования шельфовых ледников.
А. П. Капица [63] наблюдал этот процесс на ледниках Западном и
Шеклтона.
Образование вторичных шельфовых ледников безусловно входит в
приходную часть баланса массы ледника, но не следует забывать, что
на западных барьерах шельфовых ледников происходит противополож¬
ный процесс. Так, если на леднике Шеклтона (рис. 60) вторичные
165
Рис. 60. Шельфобый ледник Шеклтона
1— материковый ледниковый покров и его край; 2 — выводные ледники и их границы; 3 шельфо¬
вый ледник и его барьер; 4 — положение барьера на американских картах 1947 г.; 5 — вторичный
шельфовый ледник; 6 — многолетний морской припай и ею внешняя граница; 7 — ледниковые ку¬
пола и участки рекристаллизационно-инфильтрационной зоны на их вершинах; 8 — выходы коренных
пород; 9 — шурфы; 10 — маршруты аэровизуальных исследований
ледники получают особенно большое развитие к северо-востоку от о-ва
Массон и к юго-востоку от о-ва Боуман, то с его западного барьера
длиной 150 км непрерывно откалываются айсберги, из которых обра¬
зуется вторичный шельфовый ледник у восточного барьера Западного
ледника. Возможно, что благодаря этому процессу происходит медлен¬
ное перемещение шельфовых ледников, не ограниченных склонами ма¬
терика, вдоль побережья Антарктиды с запада на восток [87].
Более важным видом приходной части вещественного баланса шель¬
фовых ледников является многолетний припай — образование, стоя¬
щее в одном генетическом ряду с шельфовым ледником. Он возникает
из однолетнего морского припая в местах, наиболее удобных для его
сохранения. По сообщению Л. Гульда [264], огромные пространства
многолетнего припая наблюдаются вдоль побережья Земли Эдуар¬
да VII и вдоль внутренних границ залива Биско. Припай сохраняется
здесь потому, что он укрыт от разрушительного действия моря, а
также потому, что многочисленные острова, из которых в основном со¬
стоит Земля Эдуарда VII, тормозят поступательное движение ледника.
3 противном случае ледник выдвинул бы вновь образовавшийся лед
в открытое море, где тот был бы разрушен. К. К- Марков [139] наблю¬
дал многолетний припай, в который вмерзли многочисленные айсбер¬
ги, в заливах Сандер-Фьорд, Эдуарда VII и Амундсена на протяжении
100 км и более. Эти поля существуют не менее 25 лет, так как в 30-х
годах их здесь видели норвежцы. Б. И. Втюрин [32] отметил многолет¬
ний припай, сохраняющийся севшими на мель айсбергами выводного
ледника Хелен.
166
Такой многолетний припай мы наблюдали на участке между о-вами
Милл и Боуман (см. рис. 60). Обычно его высота над уровнем моря
составляет 3—5 м\ таким образом, его общая мощность равна 25—
35 м. Принимая величины годового снегонакопления около 650 мм, воз¬
раст этого припая определяется в 30—40 лет. Само существование
такого образования, как многолетний припай, говорит о том, что сейчас
шельфовые ледники переживают стадию активного развития и хотя
в некоторых местах площадь их сокращается, в других она увеличи¬
вается. Поэтому не случайно, что на картах Антарктики, составленных
по материалам Американской антарктической экспедиции 1947 г. и бо¬
лее ранним данным, северная граница ледника Шеклтона проходит на
несколько десятков километров южнее сравнительно с тем, где она
проходила в 1957 г.
Наконец, последним возможным источником питания шельфовых
ледников могут быть процессы, происходящие на их нижней поверхно¬
сти. В течение почти 50 лет идет дискуссия’ о том, нарастает или ста¬
ивает нижняя поверхность шельфовых ледников, и до сих пор этот
вопрос окончательно не решен. Ф. Дибенхем [248, 249] высказал пред¬
положение, что рост шельфовых льдов происходит снизу. В виде до¬
казательства он указывает на находки морских животных на поверх¬
ности ледника. По его мнению, в этом случае с поверхности происхо¬
дит непрерывный расход вещества, в результате чего некогда образо¬
вавшийся снизу лед постепенно поднимается наверх. Такие условия
■создаются, по-видимому, в проливе Мак-Мёрдо, ибо здесь известно не¬
сколько находок на поверхности ледника ила, губок, рыб и мираби¬
лита. Однако, поскольку в настоящее время абсолютно доказано, что
основным источником питания шельфовых ледников являются атмо¬
сферные осадки, наличие участков, где происходит нарастание льда
снизу, должно быть очень ограничено. Такие участки могут встречать¬
ся лишь там, где совершенно отсутствует циркуляция морских вод, что
в свете современных исследований кажется маловероятным.
По мнению Р. Скотта [372], соприкасающаяся с морской водой часть
ледника не подвергается ни таянию, ни замерзанию, а лишь неболь¬
шому механическому разрушению под действием течений и волнений.
Но в последнее время все больше утверждается предположение, что
с нижней поверхности ледника происходит непрерывное стаивание.
Еще С. Райт и Р. Пристли [409] писали, что должно происходить не¬
которое стаивание снизу и что количество стаивания по крайней мере
сравнимо с количеством отложения снега на поверхности. Таянием
снизу Т. Поултер [347] объясняет, что находящийся в состоянии равно¬
весия внешний край шельфового ледника, таяние у которого наиболее
велико, лежит на несколько метров ниже, чем поверхность льда на
расстоянии нескольких километров от берега.
Участники Норвежско-британско-шведской экспедиции несколькими
методами доказали наличие постоянного таяния под шельфовым лед¬
ником. Из расчета равновесного баланса ледника было получено, что
за шесть месяцев таяние снизу составило 7 см, что равняется 14%
расхода всего ледника [388]. Аналогичный вывод был сделан и из ана¬
лиза данных температур в глубокой скважине в Модхейме. На глу-
■бине 20 м температура была равна —17,5°, на глубине 100 м—16,5°,
на глубине 185 м она, очевидно, должна быть равна точке замерзания
морской воды. Такой большой градиент в нижних слоях шельфового
ледника может быть вызван только донным таянием [365]. Наконец,
независимые измерения температуры моря и солености привели к тем
же заключениям [387].
167
При изучении процессов, происходящих на границе лед — вода, не¬
обходимо установить, какая же часть шельфового ледника находится
на плаву. Наблюдения последних лет и анализ характера растекания
шельфовых ледников показывают, что в основном они находятся на
плаву и лишь небольшими участками касаются возвышенностей мор¬
ского дна. В этих местах образуются ледниковые купола. Однако су¬
ществование шельфовых ледников обусловлено теми участками, кото¬
рые покоятся на морском дне, так как они препятствуют отлому круп¬
ных айсбергов.
Ледник Шеклтона, так же как и Западный шельфовый ледник, ме¬
стами покоится на дне моря, целиком на плаву находится участок,
расположенный к северу от о-ва Массон. У ледника Модхейм на плаву
находится полоса шириной 20 км, а вся остальная его часть покоится
на грунте [389]. У ледника Фильхнера, судя по морфологии его поверх¬
ности (см. рис. 58), полностью на плаву находится прибрежная поло¬
са шириной не более 150—200 км, а остальная часть местами лежит
на грунте. Следовательно, участки шельфовых ледников, лежащие на
воде, ограничены, но даже и они не участвуют в питании ледника,
так как прироста с нижней стороны ледников практически нет.
Таким образом, шельфовые ледники — явление местное. Их разви¬
тие зависит от местных природных условий, существующих в настоя¬
щее время. Являясь наиболее чутким антарктическим ледниковым об¬
разованием, они резко реагируют на любое изменение этих условий
и главным образом на изменение аккумуляции.
ЛЕДНИКОВЫЕ КУПОЛА
Ледниковые купола представляют собой небольшие самостоятель¬
но развивающиеся ледниковые щиты, обычно имеющие правильную^
форму как в профиле, так и в плане, что обусловлено внутренними
закономерностями ледниковых явлений, не нарушаемых внешними
влияниями [209]. Ледниковые купола находятся в периферических ча¬
стях Антарктиды: в открытом море на расстоянии нескольких десят¬
ков километров от берега материка или в пределах шельфовых ледни¬
ков, там, где последние соприкасаются с поднятиями морского дна.
За последние годы было выяснено, что некоторые ледниковые купола
покрывают приподнятые участки морского дна, лежащие на десятки
метров ниже уровня моря [66, 75].
Типичными ледниковыми куполами у берегов Антарктиды являют¬
ся, например, о-в Уайт в 70 км от берега на границе между Землей
Эндерби и Землей Принца Олафа [138] и о-в Дригальского, открытый
Германской антарктической экспедицией на корабле «Гаусс» в 1902 г.
и названный Д. Моусэном в честь начальника этой экспедиции. О-в Дри¬
гальского расположен в море Дейвиса на расстоянии 78 км к северу
от края материкового ледникового покрова. В окружающем остров
районе внешнего шельфа преобладают глубины 200—350 м. Над этой
подводной равниной возвышается пологая банка, вытянутая с северо-
запада на юго-восток на 60 км. Здесь глубины незначительно колеб¬
лются около 100 м, но близ юго-восточного конца они уменьшаются
местами до 65—70 м. Именно эта наиболее высокая часть банки и по¬
крыта ледниковым куполом. Для изучения особенностей питания и
льдообразования на о-ве Дригальского в 1957—1958 гг. были прове¬
дены обширные исследования.
В плане о-в Дригальского имеет форму неправильного овала дли¬
ной 20,6 км, шириной 13,9 км и площадью 204 км2. Длина его берего¬
168
вой линии составляет 55 км. Высшая точка ледораздела, расположен¬
ная почти в геометрическом центре купола, имеет высоту 327 м над
уровнем моря.
В силу географического положения о-ва Дригальского условия пи¬
тания ледникового купола существенно отличаются от материковых.
Стоковые ветры затухают на материке в 7—12 км от берега, поэтому
характерных для побережья континента юго-юго-восточных и юго-вос¬
точных ветров на острове почти не бывает. Осадки выпадают при час¬
тых циклонических вторжениях, сопровождающихся восточными и се¬
веро-восточными ветрами. Погода здесь резко отличается от погоды в
береговой полосе материка. Когда во время прохождения циклона на
берегу материка господствует восточный ветер, на о-ве Дригальского
дует сильный северо-восточный ветер. Во время же сильного юго-вос¬
точного ветра в Мирном здесь обычен гораздо более слабый ветер1
юго-юго-восточного направления.
Накопление снега происходит главным образом за счет циклониче¬
ских осадков, выпадающих при сравнительно высоких температурах.
Преобладание температур выше —25° ведет к преимущественному вы¬
падению пластинчатых кристаллов, из которых на 80—90% и состоит
снежный покров. Поскольку эти кристаллы легко ломаются еще в-
воздухе, в слоях свежеотложенного снега несмотря на высокие тем¬
пературы преобладают частицы размером всего 0,2—0,3 мм.
Значительным по величине источником снегонакопления являются
нарастающие осадки — изморозь, образующаяся при конденсации
влаги из теплого влажного воздуха на холодной поверхности снега.
Изморозь возникает в любое время года, так как в течение всего года
морской припай вокруг острова, особенно с южной стороны, не обра¬
зуется из-за того, что здесь проходит полоса интенсивного движения
айсбергов, дрейфующих на запад от выводного ледника Хелен. Иногда
изморозь покрывает всю поверхность слоем 1—2 см и сохраняется в
таком состоянии довольно долго, так как при отсутствии циклонов,
здесь могут быть длительные периоды затишья. В середине июля 19571.
на вершине купола была обнаружена изморозь, образовавшаяся еще
в начале мая. Однако ветром, превышающим 5—7 м/сек, она сбивается
в валики (рис. 61), покрывающие все ровные участки снега. При уси¬
лении ветра эти валики передвигаются, постепенно засыпая все углуб¬
ления и впадины между буграми и застругами и выравнивая поверх¬
ность. Валки изморози представляют собой характерное образование на
ледниковых куполах и шельфовых ледниках, т. е. в районах, где гос¬
подствует влажный морской воздух и отсутствуют стоковые ветры. При
ослаблении ветра частицы в валиках смерзаются, затвердевают и в
таком виде перекрываются свежеотложенным снегом. Находясь внутри
снежного покрова, они отличаются от окружающего снега меньшим
объемным весом и более крупными кристаллами. По наличию в слоях
снежного покрова таких особенностей можно определить периоды с
преимущественным отложением нарастающих осадков.
В снегоотложении на острове наблюдается определенная периодич¬
ность. Период накопления снега состоит из фазы циклонической пого¬
ды, когда происходит выпадение снега, и следующей за ней антицикло¬
нальной фазы, когда окончательно формируется слой, частично раз¬
веивается и переотлагается. В течение каждого периода образуется
один новый слой снега. Пауза между периодами приводит к формиро¬
ванию раздела между слоями. Сопоставление строения свежеотложен¬
ного снега в шурфе на северо-восточном склоне острова с ходом из¬
менений погоды показало, что 11 различным периодам погоды соответ¬
ствовало 11 слоев снежного покрова.
169^
Рис. 61. Валики изморози на поверхности снега на о-ве Дригальского
Накопление снега на ледниковых куполах происходит неравномер¬
но главным образом вследствие метелевого переноса. По мере возрас¬
тания высоты куполов, лежащих в пределах шельфовых ледников, ин¬
тенсивность аккумуляции снега на них увеличивается по сравнению
с поверхностью шельфового ледника. Если в 1957 г. накопление на по¬
верхности ледника Шеклтона достигало 810 мм, то на вершине купола
Массон оно равнялось 975 мм. Анализ материалов по другим ледникам
приводит к аналогичному выводу. Например, на леднике Фильхнера
величина снегонакопления достигала на шельфовом леднике 283 мм, а
па вершинах куполов 315 мм [221]. Такое увеличение аккумуляции свя¬
зано с тем, что купола совпадают со средним уровнем конденсации
и облака часто лежат на их поверхности.
В результате преобладания северо-восточных, реже восточных, вет¬
ров происходит перенос снега с северного склона на южный, что имеет
большое значение в дифференциации питания ледниковых куполов.
По реечным наблюдениям на профиле через ледник Модхейм, который
пересекал возвышенность высотой до 350 м, величина годового снего¬
накопления составила на плоской поверхности шельфового ледника
340 мм, на западо-северо-западном склоне 266 мм, а на востоко-юго¬
восточном склоне 652 мм (вычислено по материалам [391]).
На о-ве Дригальского наблюдается закономерное уменьшение го¬
довой величины аккумуляции от 860 мм (в пересчете на воду) в центре
острова до 130 мм на северном склоне на высоте около 90 м над уров¬
нем моря. Наиболее резкое уменьшение отмечается ниже 200 м, по¬
скольку при небольшом снегопаде или при отсутствии его снеговетро¬
вой поток главным образом на высотах менее 200 м получает материал
для своего насыщения. По мере поднятия по склону скорости ветра
несколько падают, и насыщение снеговетрового потока из снежного по¬
крова постепенно уменьшается. На вершине и подветренном склоне на¬
чинается преимущественное выпадение снега. В результате на севере
и северо-востоке свежеотложенного снега мало, и краевые трещины
470
не перекрываются снежными мостами, в то время как на противопо¬
ложной стороне они часто перекрыты снегом и не видны. Все же какое-
то количество снега отлагается на северном склоне до самого края ку¬
пола. Отложенный за год снег летом полностью не стаивает, а лишь
превращается в фирн. Следовательно, вся территория острова является
-областью питания. Таким образом, здесь, так же как и везде в Антарк¬
тиде, снеговая линия лежит не выше уровня моря.
Рис. 62. Снегонакопление и зоны льдообразования на о-ве Дригальского
J—изогипсы; 2 — изолинии равной аккумуляции; 3 — предполагаемые изолинии равной аккумуля¬
ции; 4 — границы зон льдообразования; 5 — рекристаллизационно-инфильтрационная зона; 6- хо¬
лодная инфильтрационная зона; 7 — инфильтрационно-конжеляционная зона; 8 — абсолютные высо¬
ты; 9 — ледниковый барьер
Как показали реечные наблюдения, анализ снежных шурфов глу¬
биной до 3 м и профилей твердости до глубины 7 м, годовые величины
аккумуляции зависят от направления и интенсивности метелевого пе¬
реноса. Максимум снегонакопления приходится на южный склон
(880 мм в год) и вершину купола (860 мм). По направлению к северу,
северо-западу и северо-востоку снегонакопление уменьшается. На се¬
веро-западном крае острова за год накапливается 620 мм (в пересчете
на воду), а на северо-восточном — 660 мм. На северном склоне накоп¬
ление снега происходит следующим образом: на высоте 290 м над уров¬
нем моря — 755 мм в год, на высоте 209 м — 590, «на высоте 115 м—360
и на высоте 90 м—130 (рис. 62).
При вычислении величины питания в среднем для всего острова не¬
обходимо принимать во внимание, что поток воздуха, поступающий на
остров, содержит лишь выпадающий в данный момент снег, так как
перед этим воздух проходил над открытой поверхностью воды. В то
же время, двигаясь над островом, снеговетровой поток насыщается
171
снегом, поднятым с поверхности купола, и уносит его в море. Это не
компенсируется приносом снега извне. Следовательно, общая величина
питания s среднем для острова оказывается несколько ниже суммар¬
ной величины выпадающих и нарастающих осадков. Средняя для все¬
го о-ва Дригальского величина годового накопления снега, полученная^
с учетом всех различий снегонакопления от места к месту, оказалась
равной 604 мм в год.
В разные годы интенсивность аккумуляции различается в зависи¬
мости от условий погоды. Мы имели возможность сравнить между со¬
бой три года: 1956, 1957 и 1958. Наиболее снежными здесь, как и на
материке, был 1957 год: на острове отложилось снега на 10%
больше среднего, причем эта разница больше касалась северного
склона с малыми величинами аккумуляции. Так, на вершине купола
увеличение отложения составило всего 5% по отношению к среднему,,
а на высоте 290 м—10%, на высоте 209 м—15%, на высоте 115 м —
20% и на высоте 90 м — 25%. В 1956 г. снегоотложение было очень
близко к среднему, а в 1958 г.— несколько ниже среднего.
Господствующие на острове ветры накладывают отпечаток и на
характер поверхности снега, которая различна в разных частях остро¬
ва как по формам микрорельефа, так и по ряду физико-механических
свойств. Преобладают заструги, тыловые сугробы и длинные шлейфы,
образованные циклоническим ветром; после изменения направления вет¬
ра они обычно превращаются в крупные поперечные уступы высотой
до 80 см. Редкие низовые метели приводят к усложнению существую¬
щих заструг и к возникновению корразионных впадин.
Зимой высота заструг и сугробов максимальна на вершине (80—
100 см) и постепенно уменьшается до 20—30 см у береговых обрывов.
Летом в связи с отсутствием метелей поверхность постепенно сглажи¬
вается, и общая разность высот отдельных форм микрорельефа не пре¬
вышает 30—40 см. Стабильность направления ветров приводит к тому,
что ориентированность сугробов и заструг хорошо выдерживается по
всему острову вплоть до краевых обрывов. Наблюдаются две системы
заструг: более мощные возникают в результате циклонических ветров
и ориентированы на северо-восток (азимут 310—330°), меньшие по ве¬
личине заструги и корразионные борозды ориентированы на восток
и востоко-юго-восток (азимут 260—290°).
Твердость поверхности снега на о-ве Дригальского всегда больше,,
чем в береговой полосе материка, несмотря на гораздо большие ско¬
рости ветра на материке. На материковом склоне часто дуют сильные,
но относительно сухие стоковые ветры, приводящие помимо механиче¬
ского уплотнения также к разрыхлению поверхности снега от возгон¬
ки. В то же время влажные ветры, дующие с моря на о-в Дригальско¬
го, помимо механического уплотнения приводят к сублимации влаги
из воздуха, вызывающей затвердевание поверхностного слоя снега. Твер¬
дость поверхности снежного покрова на северном склоне острова уве¬
личивается по мере приближения к берегу, что связано с более зна¬
чительными скоростями ветра у северного края острова и меньшей
интенсивностью аккумуляции здесь. По измерениям 8 сентября 1957 г.
твердость старого снега на высоте 210 м над уровнем моря составила
8,1 кгісм2, на высоте 110 м— 15,6 и на высоте 90 м— 18,6.
Объемный вес свежеотложенного снега уменьшается к центру ост¬
рова по мере падения скорости ветра: на высоте 90 м над уровнем мо¬
ря на северном склоне объемный вес равен 0,45 г)см\ на высоте 110 м —
0,44, на высоте 210 м — 0,41, на высоте 290 м — 0,39, на вершине купо¬
ла— 0,37. На всем южном склоне значения объемного веса свежеот¬
172
ложенного снега колеблются между 0,36 и 0,38 г)см?. Такое правиль¬
ное распределение объемного веса снега на территории острова играет
«большую роль в правильном характере уплотнения даже в преде¬
лах верхних трех метров снежно-фирновой толщи (рис. 63).
Рис. 63. Изменение объемного веса снега в верхнем трехметровом
слое на северном склоне и вершине о-ва Дригальского
Характерным поверхностным образованием на ледниковых купо¬
лах являются радиационные корки. Наиболее мощного развития они
достигают на северном склоне, занимающем самое благоприятное по¬
ложение как по отношению к солнечной радиации, так и по отношению
к господствующим ветрам. Здесь на крутых северных склонах засгруг
встречаются самые мощные 2-сантиметровые радиационные корки. Наи¬
большего развития они достигают в конце зимы, образуясь в периоды
относительных затиший между циклонами при температуре от —20 до
—30°. Летом благодаря повышению температуры воздуха начинается
таяние снега с образованием ажурных ледяных корок. При этом внача¬
ле основное значение имеет солнечная радиация. Так, при температуре
воздуха —3,2° под небольшими выступами корок, в мелких выбоинах
снега температура была положительна, а на неровностях, выступаю¬
щих на 5—10 см, был 0°.
В течение лета на всей поверхности о-ва Дригальского происходит
таяние, интенсивность которого зависит от высоты над уровнем моря
и экспозиции склона. Стока в море почти нет. В верхней ч*асти острова
тает лишь небольшая часть летнего снега, что совершенно не отра¬
жается на основной массе снега. По мере приближения к краю купола
интенсивность таяния увеличивается, вода появляется все в более мощ¬
ном слое снега, превращая его в фирн. На северном склоне на высоте
около 200 м таяние захватывает всю толщу годового слоя снега, на
той же высоте на южном склоне интенсивность таяния несколько мень¬
ше, а мощность отложенного снега значительно больше, в связи с чем
таяние захватывает не всю толщу годового слоя снега. Эта разница
достигает значительных размеров.
Сравнение строения снежного покрова на северо-восточном и юго-
восточном склонах в точках, лежащих почти на одинаковой высоте
около 260 м над уровнем моря, показывает большую разницу в годо¬
вом снегонакоплении: на северо-востоке — 660 мм воды, а на юго-вос¬
токе— 840 мм. В результате таяния на северо-востоке наблюдается
несколько летних слоев, представляющих собой мелкозернистый фирн
с многочисленными ледяными включениями: желваками и ледяными
прослойками. Кристаллы в этих слоях достигают 0,9 мм. На юго-восто¬
ке всего один слой толщиной 15 см подвергся таянию, но настолько
слабому, что превращения мелкозернистого снега в фирн не произошло;
173
размер кристаллов не превышает 0,5 мм, небольших ледяных желваков
очень мало. В результате на северо-востоке таянием было захвачено
30% массы годового слоя снега, а на юго-востоке — лишь 10%. На той
же абсолютной высоте (260 м) на северо-западном крае острова таяние
достигает еще больших размеров, захватывая 60% годового слоя
снега.
Различная интенсивность процессов таяния на острове приводит к
тому, что льдообразование на отдельных участках происходит по-раз¬
ному. На основании отношения массы снега, превратившегося в фирн,
ко всему годовому количеству снега на территории о-ва Дригальского
можно выделить две зоны льдообразования: рекристаллизационно-ин¬
фильтрационную и холодную инфильтрационную, каждая из которых
в свою очередь делится на верхнюю и нижнюю части. Границы их и ха¬
рактер строения снега в каждой из этих зон на северном склоне остро¬
ва показаны на рис. 64.
Верхняя часть рекристаллизационно-инфильтрационной зоны харак¬
теризуется очень слабым таянием, захватывающим не более 10% всей
массы отложенного за год снега. В летнем слое встречаются лишь не¬
большие ледяные линзочки, свидетельствующие о радиационном харак¬
тере таяния снега, и сравнительно часто происходит значительное раз¬
рыхление с образованием слоя глубинной изморози. Зимние слои снега
остаются совершенно неизмененными. В толще снега здесь встречаются
помимо тонких радиационных корок также и гололедные. Обра¬
зование гололеда на такой высоте объясняется тем, что облака здесь
иногда лежат на поверхности снега. На северном склоне нижняя грани¬
ца этой части зоны проходит на высоте около 300 м над уровнем моря.
В нижней части рекристаллизационно-инфильтрационной зоны ин¬
тенсивность таяния несколько увеличивается: до 30% общей массы от¬
ложенного за год снега. Происходит небольшое просачивание воды в ни¬
жележащие слои снега, однако оно распространяется не больше чем на
10—20 см. Количество ледяных включений остается очень незначитель¬
ным. Нижняя граница рекристаллизационно-инфильтрационной зоны ле¬
жит на высоте около 250 м над уровнем моря.
Холодная инфильтрационная зона качественно отличается от выше¬
лежащей зоны. Здесь таяние и инфильтрация талой воды захватывают
всю толщу отложенного за год снега, за исключением отдельных лет.
Однако обычно вода просачивается в нижние слои, и ледяные включе¬
ния встречаются во всей толще. В среднем же тает и превращается в
фирн 60—70% годового слоя снега. Нижняя граница этой зоны прохо¬
дит на высоте 170 м над уровнем моря.
В нижней части холодной инфильтрационной зоны таяние захваты¬
вает весь снег и превращает его в среднезернистый фирн. Вода проса¬
чивается в нижележащий прошлогодний фирн, что способствует быст¬
рому увеличению его объемного веса. По мере уменьшения абсолютной
высоты количество уходящей вниз воды все увеличивается, что вызывает
быстрый рост кристаллов, возникновение крупнозернистого фирна,
увеличение его объемного веса и превращение в лед на сравнительно
небольшой глубине. Поэтому на рис. 63 у края ледникового купола кри¬
вые объемного веса резко идут вверх.
Возможно, что на самом крае северного склона острова есть участ¬
ки инфильтрационно-конжеляционной зоны.
На южном склоне о-ва Дригальского границы зон льдообразования
сдвинуты на более низкие отметки, что хорошо видно на гляциологиче¬
ской карте (см. рис. 62). Таким образом, как режим аккумуляции, так
и режим таяния различны на разных склонах ледниковых куполов, что
усложняет и другие процессы, происходящие в ледниковом покрове.
174
ОАЗИСЫ
Антарктическими «оазисами» называются прибрежные участки по¬
верхности, в настоящее время лишенные ледникового покрова. Насколь¬
ко давно эти районы освободились из-подо льда, пока точно не извест¬
но, но предполагают, что в оазисе Бангера, например, это произошло
около 10 000 лет тому назад [6, 7].
Эти участки по своему строению резко отличаются от окружающе¬
го ледникового покрова, хотя происхождение их связано с общими тен¬
денциями его развития. Оазисы состоят из небольших возвышенностей
с понижениями, часто заполненными водой. Воздух здесь очень сухой,
и радиационный баланс увеличен [158], что обусловливает значитель¬
ное испарение и таяние снега. Вследствие таких особенностей климата
м сильных циклонических ветров устойчивого снежного покрова в
оазисах не образуется. В течение зимы не вся их територия покрывается
■снегом, а летом, как правило, стаивает то, что отложилось зимой. В те¬
чение 1957 г. оазис Бангера находился почти целиком под снегом все¬
го 48 дней [173].
Оазисы находятся вне влияния стоковых ветров, на что указывают
■средние месячные скорости ветра. В оазисе Бангера зимой ветер в 2—
3 раза слабее, чем в Мирном. Наряду с этим циклонические ветры в
-силу орографических особенностей местами становятся более сильны¬
ми, чем на поверхности ледникового покрова. Максимальные скорости
ветров ежегодно в оазисе Бангера имеют большие значения, чем в
Мирном. Отсутствію больших масс снега и меньшая повторяемость вет¬
ров в оазисе Бангера по сравнению с Мирным обусловливает менее
интенсивный метелевый перенос. С марта по декабрь 1957 г. здесь бы¬
ло отмечено всего 28 случаев поземков, 26 общих и 13 низовых метелей
'{173]. В отличие от ледникового покрова интенсивность общих метелей
здесь в 3 раза больше, чем интенсивность низовых метелей при тех же
скоростях ветра, что объясняется недостатком материала для насыще¬
ния снеговетрового потока.
В ветровой тени иногда. откладывается чрезвычайно рыхлый снеі
объемным весом 0,04—0,08 гісм3. Однако обычно последующими вет¬
рами он целиком сдувается. Более характерно образование сугробов с
объемным весом снега 0,14 г/см? (отложившихся при ветре8—ІОж/сея)
или из снега с объемным весом 0,22 г/см3 (при ветре 18—20 м]сек). При
дальнейшем усилении ветра до 25—30 м]сек образуются сугробы с объ¬
емным весом 0,36 гіем3 [173]. Эрозионные формы — заструги и впадины —
в оазисах почти не встречаются.
В то время как наветренные склоны холмов иногда в течение всего
года остаются свободными от снега, на их подветренных склонах обра¬
зуются крупные снежники, занимающие около 200—250 м2. В этих
местах в результате падения скорости ветра откладывающийся снег
имеет несколько уменьшенный объемный вес (максимально до 0,32 г/см3).
Благодаря большой интенсивности аккумуляции происходит быстрое
уплотнение снега, а в дальнейшем под влиянием таяния — превращение
его в фирн.
Особенно быстро изменяется объемный вес снежников весной.
В табл. 29 приведены результаты периодических наблюдений на харак¬
терном снежнике [173]. Уменьшение объемного веса в ноябре объясняет¬
ся приростом снежной толщи за счет выпадения рыхлого снега, а также
начавшимся усиленным испарением снега и связанным с ним разрыхле¬
нием поверхностного слоя. Нарастание объемного веса в декабре —
январе происходит вследствие таяния.
В летнее время с поверхности снежников происходит интенсивное
176
Таблица 29
Изменение объемного веса снежника в весенне-летний
период
Дата наблюдения
Объемный вес,
г/см*
Средняя суточ¬
ная температу¬
ра воздуха,
°C
22 сентября
0,40
— 18,8
13 октября
0,41
— 2,2
31 октября
0,43
— 5,5
12 ноября
0,34
— 5,6
22 ноября
0,33
— 2,8
5 декабря
0,37
0
12 декабря
0,47
+ 0,6
15 декабря
0,50
+ 1,9
21 декабря
0,45
+ 3,0
25 декабря
0,54
+ 0,6
5 января
0,55
+ 2,3
7 января
0,61
+ 1,8
испарение. По данным Н. П. Русина [163], в течение суток испарение
составляет около 4 мм, на что требуется приблизительно 250—300 кал
тепла. За счет радиационного тепла поверхность получает лишь 7з этой
величины, около 200 кал в сутки составляет турбулентный поток тепла
к снежной поверхности. Однако расход вещества за счет испарения и
таяния на некоторых снежниках меньше прихода снега. Такие снежники
существуют постоянно и в некоторых местах превращаются в неболь¬
шие леднички.
Но в общем условия для формирования оледенения в оазисах в
настоящее время не благоприятны. По-видимому, необходимо значи¬
тельное изменение климатических условий или сильное возрастание
скоростей движения льда, чтобы оазисы вновь оказались под леднико¬
вым покровом.
БЕРЕГОВАЯ ПОЛОСА
Под береговой полосой материка мы понимаем нижнюю наиболее
крутую часть склона ледникового покрова до высоты приблизительно
1000 м над уровнем моря. Ширина этой полосы в разных районах мате¬
рика различна, но в среднем составляет около 50 км. В связи с резко
выраженной локализацией снеговетровых потоков накопление снега
на разных участках берега происходит крайне неравномерно, а в стро¬
ении снежной толщи наблюдаются большие различия, обусловленные
значительным отклонением в интенсивности аккумуляции и таяния
снега. Вследствие приуроченности наиболее сильных стоковых ветров
к долинам выводных ледников, накопления снега на их поверхности
почти не происходит. Наоборот, на недифференцированном ледниковом
покрове, например в районе Мирного, снегонакопление очень велико.
В береговой полосе, в связи с неглубоким залеганием коренных
пород, рельеф поверхности ледникового покрова повторяет особен¬
ности строения его ложа. В районе Мирного (рис. 65) в пределах пер¬
вых 10 км от берега по направлению в глубь материка расположены
три террасовидных уступа, связанные один с другим короткими и
крутыми склонами. На протяжении последующих 15 км поверхность
12 В. М. Котляков
177
15Г **
а S
Рис. 65. Интенсивность снегонакопления в нижней части склона ледникового покрова в районе Мирного
— инфильтраиионно-конжеляционная зона; 2 — холодная инфильтрационная зона (а — нижняя часть, б — средняя часть, в — верхняя часть); 3 — рекристал¬
лизационно-инфильтрационная зона; 4 — снегомерные рейки на склоне; 5— шурфы; 6—годовое снегонакопление в отдельных точках склона; 7 — кривая,
осредненная по пяти точкам
ледникового покрова представляет собой склон, несколько выполажи-
вающийся по мере удаления от берега. Далее, вплоть до 50-го кило¬
метра, господствуют холмы и западины. На этом 25-километровом
отрезке расположены четыре ложбины; самая большая имеет глубину
30 м. Общий уклон поверхности направлен на северо-восток. Для
береговой полосы в целом характерны уклоны поверхности, ориентиро¬
ванные как на север, так и на северо-восток и на северо-запад, в сторону
выводных ледников (в районе Мирного это выводной ледник Хелен).
Склоны этих экспозиций обращены к влажным морским воздушным
массам, которые поступают на континент во время прохождения цикло¬
нов. Уровень конденсации в этих массах равен 200—800 ж, вследствие
чего береговая полоса является местом повышенной аккумуляции снега.
Снежный покров здесь образуется главным образом из выпадающего
снега, перенос из внутренних районов материка невелик. Основными
ветрами, переносящими снег, являются стоковые ветры юго-восточного
направления. Восточные и востоко-юго-восточные ветры дуют вдоль
побережья и поэтому переносят снег лишь вдоль побережья примерно
на одном и том же расстоянии от него.
Накопление снега строго дифференцировано по элементам рельефа.
Во всех четырех ложбинах скапливается снег, перенесенный с холмов,
лежащих к югу от ложбин (см. рис. 65). Поэтому, если в ложбине,
расположенной в 32 км от берега (точка 21), средняя годовая величина
снегонакопления составляет ИЗО мм в пересчете на воду, то на склоне
этой ложбины (точка 22) она равна лишь 535 мм. В ложбине, располо¬
женной в 40 км от берега, годовая величина снегонакопления равна
873 мм, а на склоне ложбины — всего 370 мм. Еще дальше к югу, в
47 км от берега, эти величины составляют соответственно 710 и 370 мм
в слое воды.
Более сложно происходит отложение снега на склонах. Например,
в 45 км от берега на пологом северо-западном склоне ложбины откла¬
дывается снега гораздо больше, чем на юго-восточном. Кроме того,
вследствие благоприятного положения по отношению к солнечной
радиации, снег на северо-западных и северных склонах летом больше
подтаивает и в нем образуется большее число корок. Таким образом,
строение снега на склонах различной экспозиции оказывается разным.
Для района Мирного к настоящему времени имеются данные по
снегонакоплению за 1956—1958 гг. Наиболее снежным был 1957 г.,
когда максимальное накопление в районе 32-го километра составило
1367 мм в пересчете на воду. Величина снегонакопления в 1956 г., так
же как и в 1958 г., была на 25—30% меньше. Данные измерений в шур¬
фах позволяют оценить годовую величину накопления снега и за другие
годы. Максимум снегонакопления мало превышает величину, отмеченную
в 1957 г., тогда как минимальные величины в 2 раза меньше, чем в
1957 г. Таким образом, величина отложения снега, наблюдавшаяся
в 1957 г., близка к максимальной.
На основании данных измерений по рейкам и в шурфах, а также по
профилям твердости для береговой полосы вычислены средние годовые
величины аккумуляции снега- Кривая, полученная способом перехо¬
дящего осреднения из пяти точек (см. рис. 65), показывает, что в преде¬
лах 1 —1,5 км от берега моря накопление снега ничтожно, здесь он
сдувается ветрами и уносится в море. Лишь у самого барьера скапли¬
ваются значительные массы снега — это пояс прибарьерной аккумуля¬
ции, имеющий большое значение в динамике береговой линии. Из-за
скопления масс снега иной раз откалываются участки лежащего под
ними ледяного барьера, а иногда падают в море огромные массы снега
и фирна, возраст которых не превышает нескольких лет. По мере
12*
179
движения к югу величина снегонакопления равномерно увеличивается,
и ее максимум (900—950 мм) отмечается в полосе от 15 до 30 км от
берега, что объясняется как частым прохождением циклонов с интен¬
сивными снегопадами, так и переносом снега из более южных районов.
С дальнейшим увеличением высоты над уровнем моря снегонакопление
уменьшается и на 50-м километре от берега составляет около 350 мм.
Вся прибрежная полоса материка характеризуется малым развитием
крупных форм микрорельефа снежной поверхности. Образованию высо¬
ких заструг препятствует большое отложение снега, засыпающего их.
Самые высокие заструги (30—40 см) встречаются лишь на наиболее
крутых склонах северной экспозиции, где стоковые ветры достигают наи¬
большей силы: в районе 8—10-го и 34—38-го километров.
Наблюдениями за выпадающими осадками в Мирном было уста¬
новлено, что в снегопадах в среднем за год пластинчатые кристаллы
составляют 75 и столбчатые 25%. Можно было предположить, что в пре¬
делах 50-километровой полосы это соотношение в общем выдерживается.
Однако в отложенных слоях снежного покрова оно было иным. Среднее
для всех шурфов соотношение столбчатых и пластинчатых кристаллов,
отложенных в 1957 г., оказалось следующим:
Расстояние Пластинчатые Столбчатые
от берега, км кристаллы, % кристаллы, %
0-17 65 35
17-30 80 20
30—50 55 45
Полученные соотношения хорошо иллюстрируют условия накопления
и переноса снега в береговой полосе. В пределах 17—30 км наиболее
интенсивна циклоническая деятельность. Здесь на абсолютных высотах
500—600 м облака часто лежат на поверхности. В этих местах нередко
наблюдаются интенсивные снегопады. В то же время стоковые ветры
в этой полосе обладают значительными скоростями, при этом они дуют
равномерно, и перемещающийся с юга снег здесь не задерживается, а
проносится дальше к берегу. Вследствие этого здесь резко увеличено
количество пластинчатых кристаллов. В самой нижней части склона в
связи с повышением температуры, увеличением влажности воздуха
Скорость стоковых ветров снижается и из снеговетрового потока выпа¬
дает снег, что приводит к некоторому увеличению количества столбча¬
тых кристаллов в отложенном снеге по сравнению с выпадающим.
Аналогичная картина наблюдается и южнее 30-го километра. Здесь
;гакже скорость ветра уменьшается, но не на всех участках, а в ложбинах
и на пологих восточных склонах. Но поскольку этот район находится
дальше к югу и расположен на больших высотах, количество столбча¬
тых форм возрастает еще больше.
Для береговой полосы больше, чем для любых других районов
Антарктиды, характерно образование на поверхности снега гололед¬
ных корок. Наибольшее развитие гололеда приходится на участки склона
от 15 до 35 км от берега, где высота 500—600 м над уровнем моря, что
совпадает с преобладающей высотой облачности. Здесь на поверхности
и в шурфах всегда наблюдалось много гололедных корок, под которыми
часто лежал рыхлый снег твердостью всего 0,1 кгісм2. Южнее 35-го кило¬
метра сильные стоковые ветры взламывают тонкую гололедную корку,
сметают и уплотняют лежащий под ней снег, в связи с чем его твер¬
дость возрастает до 1,6—2,0 кг/см2. Дальше 50 км гололедные корки
почти не встречаются.
1180
Радиационные корки в береговой полосе образуются сравнительно
редко, что объясняется значительными метелями, при которых пере¬
носимый снег рассеивает и поглощает солнечную радиацию.
Возрастание высоты поверхности и удаление от берега моря в пре¬
делах 50 км приводит к постепенному уменьшению интенсивности тая¬
ния, что находит свое отражение в изменении типа льдообразования.
Отдельные участки не дальше 1 —1,7 км от берега занимает инфиль-
траиионно-конжеляііионная зона, дальше, до 10—13 км, расположена
холодная инфильтрационная зона.
В пределах холодной инфильтрационной зоны абсолют¬
ная высота поверхности изменяется от 50 до 500 м. Естественно, что
интенсивность таяния, а следовательно, и просачивания воды в разных
местах различны. Поэтому целесообразно подразделить зону на нижнюю,
среднюю и верхнюю части и рассматривать их отдельно. Однако эти
различия имеют количественный, а не качественный характер, так как
талая вода всюду просачивается в снег и не дает стока.
Влияние природных условий, характерных для этой зоны, сказы¬
вается уже в слоях свежего снега. Перекристаллизация снега, укруп¬
нение его кристаллов происходят здесь значительно быстрее, чем в
районах, расположенных южнее. Величины максимального отклонения
от среднего размера кристаллов свежего снега и снега, отложенного в’
предшествовавшем году, близки. Так, у рейки 7 (см. рис. 65) в слоях
снега, отложенных зимой текущего года, максимальное отклонение
составило 141%, в зимних слоях предшествующего года—130%, а у
рейки 11, соответственно, 149 и 113%. В то же время величина откло¬
нения от среднего размера кристаллов свежего снега в среднем для
всей береговой полосы равна 248%. Уже на небольшой глубине кристал¬
лов правильной формы, характерных для свежеотложенного снега,
почти не наблюдается^ местами развита вертикальная столбчатость, а
в некоторых слоях отмечались кристаллы глубинной изморози. Некото¬
рые полуразрушенные корки превращаются в тонкие прослойки раз¬
рыхления. Средняя за год величина твердости слоев свежего снега в
этой зоне равна 4,5 кгіем2, тогда как в инфильтрационно-рекристал¬
лизационной зоне она составляет 9,0 кг/см2.
В нижней части зоны летнее таяние значительно. Почти каждый
год талая вода просачивается через всю толщу снега, превращая его В
фирн. При малой мощности слоя свежего снега или в очень теплое лето
вода просачивается и в слои, отложенные в предшествовавшем году.
Характерным примером разреза толщи снега для нижней части зоны
является разрез снежного покрова у рейки 1 (рис. 66). Вся толща сло¬
жена среднезернистым инфильтрационным фирном, в котором много
различных ледяных включений: линз, желваков, вертикальных «столбов».
Несмотря на большую интенсивность таяния, захватывающего весь
свежеотложенный снег, в разрезе можно обнаружить зимние слои
снега (например, слой 20 в шурфе у рейки 1).
В средней части холодной инфильтрационной зоны интенсивность
таяния несколько уменьшается. В редкие годы, характеризующиеся
мощным снегонакоплением и более холодным летом (таким в районе
Мирного был 1957 г.), вода не просачивается на всю глубину толщи
накопленного за зиму снега. Так, в 6 км от берега при величине годо¬
вого накопления около 2 м снега вода просочилась летом на глубину
94—96 см [130]. Для этой части зоны характерным является разрез
снежного покрова у рейки 7 (рис. 67).
Относительное количество снега, подвергшегося таянию, зависит от
величины снегонакопления: чем меньше толща свежеотложенного
снега, тем больше вероятности, что вся она будет захвачена таянием.
181
9Ê *OHd ‘W3 BHHdhBHCOQO ЭІЧНЯОІГЭД
(1 EMipd) Bjadag ю wx gg иинкоіаэЕгі вн Bdow wansodA Гвн w q%\ эіоэічя eh hïihtqi иононгіиф-онжѳнэ эинѳогі±э ‘99 ‘ои^
ўТ)ШЭВ$
Количество отложенного за год снега равно в этой части склона 500—
600 мм. Для средних условий летнего сезона тепла оказывается доста¬
точно, чтобы талая вода проникла во всю толщу отложенного зимой
снега. Однако в целом интенсивность таяния здесь меньше, чем в ниж¬
ней части зоны, вследствие чего для летних слоев характерно развитие
флишевой толщи, а также желваков льда и небольших каналов проса¬
чивания, в то время как мощные ледяные линзы и вертикальные ледяные
включения здесь не встречаются- По мере углубления в толщу (к сере¬
дине зимы) объемный вес и твердость снега, а также высота капил¬
лярного поднятия и максимальная водоудерживающая способность
увеличиваются, а размер кристаллов несколько уменьшается. На гра¬
нице летних и зимних слоев обычен горизонт разрыхления (слои 22 и
23 в шурфе у рейки 7). Разрыхление происходит за счет лежащего выше
зимнего снега.
Верхняя часть холодной инфильтрационной зоны является переход¬
ной полосой к следующей зоне. Выделение этой части зоны может пред¬
ставляться спорным; есть некоторые основания относить охватываемую
ею территорию к рекристаллизационно-инфильтрационной зоне. Воз¬
можно, было бы правильнее говорить о ежегодном колебании границы
междѵ двумя зонами в полосе 10—13 км от берега. В этой полосе талая
вода часто просачивается не на всю глубину накопленного за год снега.
Однако толща этого не затронутого таянием снега невелика. Строение
снежно-фирновой толщи в этой полосе мало отличается от ее строения
в средней части зоны. Встречается много ледяных желваков, вертикаль¬
ных ледяных включений и линз, однако чаще летние слои представляют
собой фирн, возникший в результате таяния свежеотложенного снега;
при этом хорошо сохраняется первичная текстура снега. Но иногда в
толще залегают и мощные линзы льда. Так, при определении твердости
снежного покрова у рейки 11 на глубине 3 м твердомер-зонд уперся в
ледяную линзу и глубже не прошел.
Рек р иста л л из а цио н н о-и нфильтрационная зона распо¬
лагается далее 10—13 км от берега и занимает высоты свыше 500 м
над уровнем моря. Здесь температуры выше 0° наблюдаются в течение
антарктического лета очень редко. В связи с этим в снежном покрове
отмечаются лишь слабые признаки таяния. На участке склона ледни¬
кового покрова, относящемся к этой зоне, максимальное годовое снего¬
накопление превышает местами 1000 мм. Перерывы в отложении снега
редки и вследствие этого радиационных и ветровых корок здесь мало,
зато много гололедных корок. В результате многочисленных сильных
метелей велик объемный вес свежеотложенного снега.
Для этой зоны характерен разрез снежного покрова у рейки 20
(рис. 68). Здесь слои 1 —17 отложены с февраля по июнь, среди них
слои 8—12 являются результатом одного периода отложения, о чем
свидетельствуют отсутствие резких границ между ними и близкое
соотношение столбчатых и пластинчатых кристаллов. Снегонакопление
в этой зоне происходит не только зимой, но и летом. На это указывают
слои свежеотложенного снега, в которых сразу же появляются признаки
таяния. В течение лета таяние идет неравномерно, и физические свойства
снега в летних слоях более разнообразны, чем в зимних. В пределах лет¬
них слоев встречаются мелкие ледяные включения, тонкие вторичные
прослойки льда и горизонты разрыхления.
Воздухопроницаемость различных слоев снега можно проследить по
ШУРФУ У рейки 20 (см. рис. 68). В свежем снеге коэффициент воздухо¬
проницаемости всегда больше в горизонтальном направлении, что соот¬
ветствует направлению первичной ветровой слоистости (слои 2, 5, 7,
8). В свежем снеге, отложенном весной, уже началась перестройка
184
Рис. 6& Строение снежно-фирновой толщи на высоте 650 м над уровнем моря на расстоянии 28,5 км от берега (рейка 20)
Условные обозначения см. рис. 46
Состав
снега, %
О 50 100
структуры, что привело к уравниванию воздухопроницаемости в обоих
направлениях (слои 9, 11, 12, 14, 16). В летнем снеге главным звеном
текстуры является вертикальная столбчатость, поэтому коэффициент
воздухопроницаемости в вертикальном направлении всегда больше
(слои 18, 20). Наконец, в зимнем снеге предшествующего года, где вер¬
тикальная столбчатость еще не успела возникнуть, а горизонтальная
слоистость уже преобразована, коэффициенты воздухопроницаемости в
обоих направлениях равны (слои 22, 24).
Рейка 34 (рис. 69) расположена в глубокой ложбине, на дне которой
строение снежной толщи резко отличается от обычного для рекристал¬
лизационно-инфильтрационной зоны и приближается к строению, харак¬
терному для средней части холодной инфильтрационной зоны. Большая
часть снега здесь отлагается при характерных для дна ложбины малых
скоростях ветра. Поэтому свежий снег отличается небольшим объем¬
ным весом и твердостью (в среднем 7,6 кг/см2} и иногда отсутствием
ветровой слоистости. Но снег, пролежавший больше месяца, уже под¬
вергся значительной перекристаллизации. На это указывает рост кри¬
сталлов в осенних слоях и превращение корок в прослойки разрыхле¬
ния. Мощность летне-осенних слоев (см. рис. 69, слои 11—20) превы¬
шает обычную. Сопоставление физических свойств и строения отдельных
слоев снега показывает, что летом условия снегоотложения здесь
очень сложны: объемный вес снега колеблется от 0,36 до 0,49 г!см?,
размер кристаллов — от 0,57 до 0,92 мм, а максимальная водоудержи¬
вающая способность — от 47 до 83%.
В слоях, отложенных в предшествовавшем году, всюду были видны
признаки таяния и просачивания воды (в летнем слое очень много жел¬
ваков и линз, а через все слои зимнего снега проходят вертикальные
ледяные включения). Для текстуры прошлогоднего снега характерна
ярко выраженная вертикальная столбчатость, часто встречаются гори¬
зонты разрыхления. В связи с этим коэффициент воздухопроницаемости
в горизонтальном направлении почти в 2 раза больше, чем в вертикаль¬
ном. По мере увеличения глубины наблюдается резкое увеличение кри¬
сталлов. Так, в слоях 1957 г. их максимальный размер был равен 0,92 мм,
в слоях 1956 г.—1,85 мм и в слоях 1955 г.—2,07 мм.
Укрупнение кристаллов, развитие вертикальной столбчатости и вер¬
тикальных ледяных включений говорят о больших температурных гра¬
диентах в толще снежного покрова и об интенсивном таянии. К сожале¬
нию, пока еще не выяснено, в результате чего именно дно ложбины
получает повышенное количество тепла. Можно лишь утверждать, что
при значительном снегонакоплении в ложбине (873 мм в год) большая
часть снега откладывается в летне-осенний период. Летом и осенью
снег подвергается таянию уже во время отложения. Однако объяснить
возникновение аномалии снежной толщи в ложбине только этими при¬
чинами нельзя, так как таяние охватило всю толщу снега. Можно пред¬
положить, что рельеф создает условия, вызывающие накапливание в
ложбине теплого воздуха или увеличение поглощения снегом солнеч¬
ной радиации.
Приведенный случай показывает, что в Антарктиде вместе с зако¬
номерным переходом от более теплой зоны к более холодной встреча¬
ются участки, где особенности рельефа вызывают изменение процессов
и строения всей снежно-фирновой толщи.
Таким образом, нижняя часть склона ледникового покрова Антарк¬
тиды является местом повышенной аккумуляции снежных масс в
результате усиления циклонической деятельности вдоль побережья
материка и переноса снега из более южных районов. Увеличение мощ¬
ности летних слоев показывает, что метелевый перенос происходит
186
Состав
Рис. 69. Строение снежно-фирновой толщи на высоте 700 «и над уровнем моря на расстоянии 40 км от бврега (рейка 34).
Условные обозначения см. рис. 46
и летом. В то же время в береговой полосе наиболее интенсивно проис¬
ходит таяние, значительно разнящееся год от года. В результате анализа
строения летних горизонтов в шурфах оказалось, что летом 1955/56 г.
таяние было более интенсивным, чем летом 1956/57 г. Такая же законо¬
мерность наблюдалась и на о-ве Дригальского. Наблюдения последую¬
щих лег показали, что летом 1957/58 и 1958/59 гг. условия для таяния
были еще хуже, чем в 1956/57 г. Следовательно, за последние годы
самым теплым было лето 1955/56 г.
Однако таяние снежного покрова в береговой полосе не сопровож¬
дается стоком, происходит лишь перемещение воды в более глубокие
слои снега. Вынос снега с материка в море мал, и расход за счет мете-
левого переноса также не играет существенной роли. Основной статьей
расхода антарктического ледника является откалывание айсбергов.
ЗОНА СТОКОВЫХ ВЕТРОВ
На всей территории Восточной Антарктиды и в большинстве районов
Западной Антарктиды зона стоковых ветров протягивается сплошным
поясом шириной до 600 км. В этой полосе, лежащей в пределах от 1000
до 2500—2700 м над уровнем моря, основные особенности природы, а
также процессы снегонакопления определяются господством стоковых
ветров. Однако зона стоковых ветров неоднородна; как северная, так
и южная ее периферии сильно отличаются от центральной части, на¬
званной П. А. Шумским [207] поясом максимального развития стоковых
ветров.
Стоковые ветры зимой имеют максимальные скорости у края мате¬
рика, в нижней части склона ледникового покрова. Летом ветры у бе¬
рега затухают. В то же время в центре зоны стоковых ветров они дуют
почти постоянно, хотя и с несколько меньшими скоростями. Максималь¬
ное воздействие на поверхность снега, да и на всю природу в целом,
стоковые ветры оказывают именно в этом районе, расположенном в
225—280 км от берега.
На южной периферии зоны стоковых ветров (на высоте 2700 м над
уровнем моря) находится станция Пионерская, на которой в 1956—
1958 гг. велись метеорологические и гляциологические наблюдения.
В течение года ход температуры воздуха (рис. 70) обнаруживает пра¬
вильную закономерность, при которой наиболее холодными месяцами
оказываются июль и август (ниже —50°). Средняя годовая температу¬
ра равнялась в 1956 г. —38,3° [36], в 1957 г. —37,0° и в 1958 г. —39,1°
Последняя цифра наиболее близка к климатической норме, о которой
можно судить по измерениям температуры в скважине на глубине 16 м,
где затухают годовые колебания. На этой глубине в течение почти трех¬
летнего периода наблюдений температура изменялась в пределах от
—39,2 до — 39,4°.
Ветровой режим в течение года также подчиняется известной зако¬
номерности, проявляющейся особенно заметно в переходные сезоны,
когда интенсивно развита циклоническая деятельность, что хорошо
видно из хода средних месячных скоростей ветра (в м)сек) в 1957 г.:
Февраль 13,2
Март . . . 12,0
Апрель 13,3
Май 9,4
Июнь 9,8
Июль 9,3
Август . . . . .13,1
Сентябрь . . . .12,4
Октябрь .... 10,9
Ноябрь .... 9,1
Осенью и весной средние месячные скорости ветра наиболее высо¬
ки, поскольку самыми сильными являются циклонические ветры. В по-
188
давляющем большинстве случаев преобладают ветры, дующие с восто¬
ка, востоко-юго-востока и юго-востока (см. рис. 70). Средняя годовая
скорость ветра составила в 1956 г. 10,1 м/сек, в 1957 г.—11,2 и в
1958 г.— 10,2.
см
70г
/ —-г Щр tfkjw - 6 *-4**7 4*^ и
Рис. 70. Ход метеорологических элементов на станции Пионерская в течение года
а — высота снежного покрова; б — температура воздуха; в — ветер; г — метели и поземки; д — объем¬
ный вес поверхностного слоя снега
/— высота снежного покрова в 1957 г.; 2 — то же в 1958 г.; 3 — то же в 1956 г.; 4 — циклонический
характер погоды ь 1957 г., 5 — среднесуточные значения температуры и скорости ветра; 6 — то же,
среднемесячные значения; 7 — общие метели и снегопады; 8—низовые метели; 9 — поземки;
10— объемный вес поверхностного слоя снега по измерениям через 5 дней; // — кривая, полученная
путем переходящего осреднения
Наиболее сильно циклонические воздействия сказываются в север¬
ной периферии зоны, хотя глубокие циклоны неоднократно проникали
и в район станции Пионерская. Господство частых стоковых ветров и
более редких, но чрезвычайно сильных циклонических ветров приводит
к широкому развитию переноса снега, интенсивность которого еще очень
мало изучена. По данным Л. Д. Долгушина [44], интенсивность перено¬
са на Пионерской при поземке со скоростью ветра 11,6 місек составляет
на поверхности снега 5—7 г)см2'Мин, а при общей метели со скоро¬
стью ветра 15—18 місек 20—25 г!см2-мин. На высоте 0,5 м интенсив¬
ность переноса падает в 10 раз, а на высоте 1 м — в 50 раз по сравнению
с переносом у поверхности.
Количество переносимого снега можно оценить по косвенным дан¬
ным, в частности по динамике снежных масс на поверхности, целиком
189*
определяемых метелевым переносом. В течение 1957 г. по ежедекадным
измерениям средняя величина отложения снега за год составила 94 см.
Из этого снега слей в 51 см был унесен, закреплено лишь 43 см. Или
в процентах: отложено 100, унесено 54 и закреплено 46. В июле 1957 г.
было унесено снега в 1,5 раза больше, чем отложено. Следует заметить,
что в связи с метелевым переносом снежный покров изменяется почти
непрерывно, поэтому при более частых измерениях разница между уне¬
сенным и закрепленным снегом возрастает. Так, по ежедневным изме¬
рениям Л. Д. Долгушина [44], за шесть месяцев (июнь — декабрь
1956 г.) было развеяно 91% отложенного снега и закреплено лишь 9%.
Вследствие значительного развития метелевых явлений микрорель¬
еф поверхности все время изменяется. Зимой на поверхности много
свободного снега, который непрерывно перемещается. В южной пери¬
ферической части зоны нередко наблюдается барханный перенос снега,
возникновению которого в районе 200—300 км препятствуют сильные
ветры. В марте 1957 г. П. А. Шумский отметил появление барханов на
315-м километре от берега. Характерной аккумулятивной формой явля¬
ются снежные сугробы, которые при продолжительном ветре одного на¬
правления достигают высоты в 2./и, а поверхность их пазпезается множе¬
ством ложбин выдувания. Поскольку в момент образования сугроба
сохраняется низкая температура воздуха порядка —45°, —60°, сугроб
приобретает высокую прочность. Впоследствии из таких сугробов обра¬
зуются заструги различных форм и размеров. Заструги, образовавшиеся
зимой при 60-градусных морозах и сильных ветрах, разрушаются очень
медленно, сохраняясь до середины лета. Молодые заструги достигают
высоты 80 см с карнизом длиной более двух метров, который постепен¬
но прогибается и опускается вниз.
Л. Д. Долгушин [44] выделил три возрастных типа снежного покрова,
одновременно встречающихся на поверхности, но обладающих различны¬
ми физическими характеристиками и морфологическими особенностями.
1. Старый слежавшийся снежный покров, состоящий из снега, пере¬
жившего не менее одного сезона. Обычно на его поверхности обра¬
зуется радиационно-ветровая корка толщиной 1—3 мм. Твердость этого
снега зимой составляет 10—12 кгіем2, в отдельных случаях достигая 30—
40 кг/см2, а летом вследствие сублимационного разрыхления сни¬
жается до 4—6 кг! см2. Объемный вес снега составляет 0,45—
0,52 г/см3.
2. Молодой формирующийся снежный покров, образующийся в ре¬
зультате заполнения понижений между старыми застругами свежим
метелевым снегом. Формирование его начинается осенью, продолжается
зимой и заканчивается весной, когда он покрывается радиационно-вет¬
ровой коркой и превращается в следующий возрастной тип. Твердость
этого снега колеблется от 4—6 кгіем2 осенью до 2—2,5 кгіем2 весной, а
объемный вес составляет 0,41—0,45 г/см3.
3. Эфемерные скопления метелевого снега, представляющие собой
непрерывно возникающие и разрушающиеся сугробы, барханы и за¬
струги. Твердость их колеблется от 0,2 до 2 кгіем2, а объемный вес равен
0,37—0,42 гіем3.
Изменения объемного веса (в гіем3) поверхностного слоя снега на
Пионерской в течение 1958 г. были невелики:
Январь . .
. 0,42
Май . . .
. . 0,39
Сентябрь . .
. .0,43
Февраль .
. 0,43
Июнь . .
. . 0,42
Октябрь . .
. .0,42
Год
Март . .
. 0,40
Июль . .
. . 0,40
Ноябрь . . .
. .0,41
0,41
Апрель . .
. 0,40
Август
. . 0,41
Декабрь . .
. .0,42
190
%
30Г
Рис. 71. Ход снегонакопления в течение
1957 г. в районах Мирного (/) и Пионер¬
ской (2) (в процентах к годовой величине
снегонакопления)
Основное отличие касается марта — апреля — мая, когда объемный
вес гораздо ниже обычных значений. Еще значительнее падение объ¬
емного веса было в марте—апреле 1957 г. (см. рис. 70) : с 0,40 до 0,20 г[см\
что вызвано обильными снегопадами в осенний период, все время
подающими на поверхность новые порции свежего рыхлого снега.
На Земле Адели на участке склона ледникового покрова от 20 до 300 км
(абсолютные высоты 600—2000 м) объемный вес снега в среднем
составляет 0,43 гісм2* с колебаниями от 0,34 до 0,54 гісм3 [309].
Основная масса снега на¬
капливается осенью и в начале
зимы. Как показали измере¬
ния в 1957 и 1958 гг. (см.
рис. 70), за март — июль от¬
ложилось около 75% величи¬
ны годового снегонакопления.
В середине зимы унесенный к
побережью материка снег ком¬
пенсируется снегом, приноси¬
мым с юга. В эти месяцы рай¬
он становится буквально поя¬
сом стокового транзита снега.
Весной происходит небольшое
снегонакопление. Летом по¬
верхность стабилизируется, небольшое уменьшение высоты снежного
покрова объясняется оседанием верхнего слоя снега в связи с повыше¬
нием температуры воздуха и уменьшением сил сцепления между зерна¬
ми, а также увеличением испарения.
Как показывают сравнения с прибрежными районами материка
(рис. 71), общий ход годового снегонакопления в районах Мирного и
Пионерской аналогичен. Это значит, что большинство циклонов, прохо¬
дящих вдоль побережья, в той или иной мере захватывает и районы, от¬
стоящие от берега моря на 400 км. Главные различия касаются середины
зимы и лета. Если в районе Мирного в течение июля—августа 1957 г.
снег почти совершенно не откладывался из-за отсутствия циклонической
деятельности, то в районе Пионерской в июле преобладал перенос к се¬
веру, а в августе, наоборот — принос с юга. Летом высота поверхности
снега в районе Пионерской остается почти без изменений, тогда как в
прибрежной голосе в связи со значительным развитием процессов тая¬
ния, испарения и оседания сна непрестанно понижается.
Большим своеобразием отличается пояс максимального развития
стоковых ветров [68, 207]. Здесь резко возрастают твердость и объемный
вес поверхностного слоя снега и появляются крупные формы микро¬
рельефа, достигающие 2—2,5 м в высоту (рис. 72). Из-за крупных
заструг, затеняющих поверхность снега при обычном низком положе¬
нии солнца, альбедо антарктического склона в этой полосе, как по¬
казали измерения с самолета, ниже, чем дальше к югу и к северу.
В связи с постоянным усилением ветров в пределах 225—280 км
от берега здесь обычно происходит насыщение снеговетрового пото¬
ка снегом, вследствие чего снегонакопление очень невелико, а места¬
ми встречаются участки зоны абляции, где на поверхность выходит
фирн в возрасте нескольких десятков лет. Его древность подтверждает¬
ся большим объемным весом, превышающим 0,60 г!см\ и упорядо¬
ченной вертикальной ориентировкой кристаллов [207], которая могла
возникнуть лишь после большого промежутка времени, а сохранилась
благодаря тому, что фирн оказался на поверхности и не подвергается
оседанию.
191
а
Рис. 72. Характеристика поверхности снежного покрова в зоне стоковых ветров
(по данным П. А. Шумского и С. Н. Карташова)
а — соотношение свежего (/), старого (2) снега и фирна (<?) на поверхности; б — наибольшая высота
отдельных форм микрорельефа поверхности; в — обьемный вес поверхностного слоя снега; г — твер¬
дость поверхности. Сплошные линии — результаты измерений, шгриховые — результаты осреднения
для полосы шириной 50 км, точечный пунктир — температура
Вследствие господства низких температур и полного отсутствия
таяния льдообразование здесь идет по рекристаллизационному типу,
и вся эта территория относится к рекристаллизационной зоне льдо¬
образования. Северная граница зоны стоковых ветров совпадает с
северной границей этой зоны льдообразования. Превращение снега в
фирн, а затем в лед происходит здесь в результате оседания и субли¬
мационной перекристаллизации. Вследствие большого объемного веса
поверхностного слоя снег оседает очень медленно, соответственно мед¬
ленно происходит уплотнение. На глубине 6 м объемный вес равен
лишь 0,51 г!см\ тогда как отдельные слои свежеотложенного снега уже
на поверхности значительно превышают эту величину.
Зона стоковых ветров, опоясывая центральные районы материка,
является переходной полосой между холодными и тихими районами
внутренней части материка и теплыми штормовыми районами внешнего
его края.
192
ЦЕНТРАЛЬНЫЕ РАЙОНЫ
Центральная часть Антарктиды лежит вне действия сильных стоко¬
вых ветров. Эта область земного шара не имеет себе подобных, за исклю¬
чением самого центра Гренландии. Высоты здесь лежат в пределах
от 3000 [5] до 4600 м над уровнем моря. Такие значительные высоты и
околополюсное положение определяют крайне суровые условия этой
территории.
Характерной чертой природных условий являются сравнительно сла¬
бые ветры и чрезвычайно низкие температуры воздуха (в центре мате¬
рика значительно ниже —80°). Представление о центральных районах
как о штилевой области не соответствует действительности- Если здесь
редко дуют циклонические ветры, то слабые стоковые ветры существу¬
ют всюду, поскольку поверхность и в центре материка не является гори¬
зонтальной. Средние месячные скорости ветра на станциях Восток и
Советская составляют 4—5 м/сек, направление ветров совпадает с макси¬
мальным уклоном поверхности.
В формировании снежного покрова на леднике значительную роль
играют метеорологические ситуации, возникающие над центральными
районами Антарктиды. Проблема ледникового антициклона приобре¬
тает большое значение в связи с вопросом о питании глубинных райо¬
нов. Преобладающими погодными условиями являются антициклони-
ческие. Конечно, циклонические осадки имеют определенное значение,
особенно по периферии центральных районов. Циклоны иногда про¬
никают довольно глубоко на материк, особенно осенью и весной, когда
нередки случаи проникновения циклонов до станции Восток-1 и повы¬
шения температуры с —50 до —20°.
Чем дальше в глубь материка и чем ближе к зиме, тем меньше веро¬
ятность проникновения сюда циклонов. Однако снегонакопление происхо¬
дит в течение всего года, в основном за счет нарастающих осадков
(изморози) и тончайших ледяных игл, выпадающих из прозрачного
безоблачного неба. По наблюдениям В. Г. Аверьянова [4], на 915, 1015
и 1160-м километрах от Мирного по направлению к станции Восток вся
поверхность была покрыта слоем изморози толщиной от 1—3 до 10—
15 сж, сглаживающей следы ветровой эрозии на снеге.
Метелевый перенос в связи с незначительностью ветров не имеет
большого значения как при первичном отложении снега, так и при его
переотложении. В районе станции Комсомольская переноса снега почти
не наблюдается. Балки и тягачи, оставленные здесь на зиму в 1957 г.,
весной оказались не занесенными снегом; следы от тягачей также места¬
ми не были занесены снегом в течение всей зимы. Однако по мере уда¬
ления от центральных районов роль метелевого переноса в формировании
снежного покрова все больше возрастает. В районе станции Восток-1
нередки дни с поземком, но сильных низовых метелей, характерных
для зоны стоковых ветров, и сильных общих метелей, характерных для
береговой полосы, здесь нет. Но если абсолютные величины переноса не
имеют больших значений из-за отсутствия сильных ветров, то в сравне¬
нии с переносом при тех же скоростях ветра в береговой части материка
они значительно выше. На станции Восток-1 при ветрах порядка 6—
7 м/сек, в течение суток через линейный километр (перпендикулярный
направлению ветра и высотой над поверхностью 1 см) переносится
ветром 25 т снега [3].
Вследствие незначительных скоростей ветра отложения снега харак¬
теризуются большой равномерностью и рыхлостью. Огромные простран¬
ства центральных частей материка сложены с поверхности рыхлым
снегом. Упоминание об этой характерной черте природы Антарктиды мы
<3 В. М. Котляков 193
Рис. 73. Движение санно-тракторного поезда в центральных районах Антарктиды
находим уже в дневнике Р. Скотта [172]. Однако, судя по записям в
дневниках Р. Амундсена и Р. Скотта, имеется больше оснований гово¬
рить о преобладании твердой поверхности, нежели рыхлой. Такое пред¬
ставление отразилось и на высказываниях некоторых современных иссле¬
дователей Антарктиды, что можно объяснить лишь тем, что в центре
континента до сих пор не было серьезных исследований снежного
покрова. Так, Н. Оделл [146] пишет: «Скотт и Амундсен в течение своих
длительных рейсов к центру Антарктиды встречали вблизи полюса уча¬
стки, покрытые рыхлым снегом. Но, по-видимому, это были исключи¬
тельные случаи, ибо снег гораздо чаще бывает твердым и плотным
вследствие сильных ветров, господствующих над ледяным покровом
Антарктического материка».
Рыхлый снег, лежащий на поверхности, серьезно влияет на прохо¬
димость территории. Иногда колея, оставляемая тягачами, превышает
60—80 см (рис. 73). Несмотря на рыхлость, объемный вес свежего сне¬
га, образовавшегося зимой, сравнительно велик и колеблется в преде¬
лах от 0,38 до 0,44 гісм3 на станции Восток-1 и от 0,36 до 0,40 г)см? на
станции Комсомольская. Интересна зависимость объемного веса снега
от типа выпадающих кристаллов. На станции Восток-1 слои, целиком
состоящие из столбчатых кристаллов, имеют объемный вес 0,41 ?Ісм\
а слои, где 20% кристаллов составляют пластинчатые, имеют объемный
вес 0,44 г/см3.
С удалением от берега моря объемный вес поверхностных слоев
снежного покрова становится все меньше. По данным, сообщенным ав¬
тору В. Г. Аверьяновым, летом верхний 10-сантиметровый слой снега
характеризуется следующими величинами:
Расстояние Ком-
от берега, Вос- со- Вос-
км ... ток-1 665 725 830 моль- 950 1075 1160 1225 1340 ток
Объемный ская
вес, г/cjw3 0,379 0,374 0,362 0,310 0,362 0,285 0,221 0,301 0,307 0,290 0,298
Вследствие малой интенсивности снегонакопления на поверхности
снежного покрова всегда можно найти снег разного возраста и разных
194
форм. По мере движения в глубь материка это многообразие умень¬
шается в связи с уменьшением ветров. На станции Восток-1 в ноябре на
поверхности было встречено несколько различных форм микрорельефа
с максимальной амплитудой высоты, не превышающей 60 см (обычно
10—15 см). Ярко выраженных заструг почти нет.
Разновидности поверхностного слоя снега в центральных районах
Антарктиды можно объединить в три группы (табл. 30): старый снег
(1, 2), снег среднею возраста (3, 4) и молодой снег (5). Молодой снег
и снег среднего возраста аналогичны выделенным в зоне стоковых вет¬
ров, коренное различие касается старого снега. Если в зоне стоковых вет¬
ров старый снег обычно отложен в прошлую зиму, то здесь в связи с
более равномерным отложением он образован в текущем году.
Таблица 30
Виды снежной поверхности в райсне станиии Есстск-1
7 декабря 1957 г., температура —2Ь°
№
п/п
Описание снежного покрова
Объемный
вес, г/сы?
Твердость,
кгіем?
Господству¬
ющее нап' яв¬
ление ферм,
азимут, град
ПокрЫ-
тость,
%
1
Плоские и ровные бугры старого снега,
покрытые радиационной коркой . . .
0,431
4,26
В —
280
15
2
Редкие старые заструги, покрытые радиа¬
ционно-ветровой коркой
0,409
6,62
в —
285
5
3
Плоско-пологие бугры снега среднего
возраста, покрытые радиационно-ветро¬
вой коркой
0,336
1,44
в —
280
25
4
Плоские полосы и поля снега среднего
возраста (образованы месяц тому на¬
зад), покрытые ветровой коркой, ме¬
стами разрушенной
0,397
3,30
ЕЮВ-
-255
35
5
Надувы и шлейфы свежего снега (воз¬
раст 3 дня)
0,357
0,36
ВСВ-
290
20
Как видно из таблицы, подавляющую часть поверхности занимает
снег, образовавшийся около месяца назад. Такое соотношение, вероятно,
характерно для любого времени года, поскольку сильные метели, соз¬
дающие эти формы, бывают в среднем раз в месяц, а наблюдающийся
чаще поземок создает надувы и шлейфы свежего снега, образования
эфемерного характера. Объемный вес свежего снега в основном колеб¬
лется около 0,40 гісм*. Однако такой рыхлый снег сохраняется на
поверхности в течение нескольких дней и первым же ветром сду¬
вается.
Поэтому в большом количестве его не встречают. Небольшой объем¬
ный вес (0,336 г/сж3) у снега, возраст которого более месяца, объясняет¬
ся тем, что под радиационной коркой происходит процесс разрыхления.
Все формы микрорельефа образованы восточными ветрами (азимут
225—290°).
На станции Комсомольская поверхность покрыта ровным слоем рых¬
лого снега. Крайнее значение твердости при температуре —32° равно
4,47 кг/см2. Обычно же твердость колеблется от 0,30 до 0,90 кг/см2.
Поверхность снега почти идеально ровная. Относительное превышение
высот на небольших сугробах и грядах, как правило, не больше 10 см,
а максимальная высота типичных заструг — 25 см. Все формы микро¬
рельефа снежной поверхности имеют направление в пределах ази¬
мутов от 220 до 310°, т. е. образованы ветрами, дующими < юго-востока,
13* ; 195-
востока и северо-востока. Преобладание ветров этих румбов характер¬
но, таким образом, почти для всех районов континента.
Почти всюду с поверхности снег покрыт ветровой доской толщиной
несколько менее 1 см. Этот твердый слой создает в некоторых случаях
иллюзию плотного снега, поскольку при низких температурах он иногда
выдерживает даже человека. Однако под тонким верхним слоем всег¬
да лежит более рыхлый снег. Еще Р. Амундсен писал, что на Юж¬
ном полюсе можно воткнуть в снег двухметровую палку безо всяких
усилий.
Общий характер поверхности свежего снега и его строения позво¬
ляет показать, как происходит накопление снега. Почти непрерывно при
штиле или очень слабом ветре выпадают ледяные иглы или ложится
пушистым слоем изморозь. Затем редкие ветры, достигающие‘скорости
11 —13 місек, несколько уплотняют этот снег и образуют в его кровле
тонкую ветровую доску. Но в дальнейшем, при установлении безветрен¬
ной погоды, снег снова покрывается слоем изморози. Этот слой создает
большую шероховатость, а отсюда — очень плохое скольжение. Поэтому
ходьба на лыжах, так же как и перевозка грузов на санях, затруднены
и требуют больших усилий.
В центральных районах материка из-за низких температур воздуха
таяния не бывает. Вся эта область относится к рекристаллизационной
зоне льдообразования. Но признаки таяния встречаются всюду в виде
радиационного оплавления кристаллов при низких температурах, при¬
водящего к образованию радиационно-ветровых и радиационных корок.
Такие корки встречаются в снежном покрове довольно часто (рис. 74),
это природное образование весьма характерно для центральных рай¬
онов материка.
Различия между отдельными слоями снежного покрова определяют¬
ся характером погодных условий, сопровождающих формирование
снежного покрова в разные сезоны. Для зимы характерно: отсутствие
солнечной радиации, чрезвычайно низкие температуры воздуха (от —60
до —90°), редкие ветры, достигающие скорости 10—13 місек, а по пери¬
ферии центральных районов материка (Восток-1) 20—22 місек. Летние
условия формирования снежного покрова характеризуются значитель¬
ной величиной солнечной радиации, сравнительно высокой температурой
воздуха, достигающей иногда —30°, и отсутствием ветров.
Указанные факторы приводят к резко различным свойствам снега,
образовавшегося в разное время года. Соотношение зимних и летних
слоев (отложенных в темное и светлое время) и для станции Восток-1,
и для станции Комсомольская одинаковы: зимние слои составляют 52%
Таблица 31
Объемный вес и размер кристаллов зимнего (слева) и летнего (справа) снега
Показатели
Восток-1
Комсомольская
Восток-1
Комсомольская
макс. |
МИН.
макс.
1 мин.
макс.
МИН.
М 1KC. 1
1 мин.
Объемный вес, г/см'*
0,509
0,390
0,517
0,348
10,469
0,363
0,474
0,306
Глубина залегания, см ....
400
40
560
25 !
1 580
80
550
255
Год отложения
1942
1956
1929
1956
11934
1954
1929
1944
Размер кристаллов, мм . . .
0,74
0,38
0,79
0,40 I
1,04
0,50
1,00
0,52
Глубина залегания, см ....
480
100
580
165
520
50
490
35
Год отложения .
1939
1954
1928
1950
1937
1955
1932
1955
196
Рис. 74. Строение снежно-фирновой толщи (шурф на станции Комсомольская),
Условные обозначения см рисл 46
h, cm rn, % 4; см/сек
i \ 6 25 50 75 700 0 50 100 150 200 250 300 350
-+7955
^1956
— 1953
— 195Î
—J —/951
_
— -*-W
—1968
- |-W
^3 —/Ж’
— 7945
HW — 04f
•■Ш rrmj — 1943
жг™
-*-/Ж
—196/
+ 1940
— 1939
—J *- mg
— 1937
= - 1936
— <935
3 rm — 1936
1947го^
+ 1956
V
~ ШЗ
^7932
1931
/w
/Ш
общей массы снега, а лет¬
ние— 48%, что указывает на равно¬
мерное отложение снега в течение го¬
да. Различие объемного веса и сред¬
него размера кристаллов в сезонных
отложения снега хорошо видно из
табл. 31.
Твердость зимнего и летнего снега
здесь сильно различается. Типичный
зимний снег всегда имеет твердость
больше, чем летний. Поэтому график
профиля твердости, полученный с по¬
мощью твердомера-зонда (рис. 75),
имеет правильный ход и состоит из че¬
редования максимумов твердости, со¬
ответствующих середине зимы, и про¬
межуточных минимальных значений,
соответствующих лету.
По данным измерений в шурфах ве¬
личина накопления снега на станции
Восток-1 (среднее из 24 лет) равна
102,5 мм, а на станции Комсомольская
(среднее из 30 лет) составляет 80,1 мм.
В отдельные годы отмечаются значи¬
тельные отклонения от среднего. На
станции Восток-1 они равны соответ¬
ственно 171,6 и 56,0 мм, а на Комсо¬
мольской— 158,2 и 51,2 жж. Интересно
отметить, что по данным реечных из¬
мерений В. Г. Аверьянов [4] получил на
станции Восток-1 общую величину на¬
копления снега за год 100 мм в перево¬
де на воду, а X. Я. Закиев в глубоком
шурфе на станции Комсомольская так¬
же определил среднегодовую аккуму¬
ляцию снега в 80 мм.
Полученные средние величины хо¬
рошо увязываются с общим постепен¬
ным уменьшением интенсивности пита¬
ния ледника к центру материка. Есть
основания полагать, что минимум на¬
копления по профилю Мирный — Во¬
сток находится где-то между станция¬
ми Комсомольская и Восток, а на са¬
мой станции Восток условия накопле¬
ния вновь приближаются к Комсомоль¬
ской. По профилю от Комсомольской к
Полюсу относительной недоступности
наименьшее снегонакопление должно
происходить в центре плато Советско¬
го, т. е. между станцией Советская и
Полюсом относительной недоступно¬
сти. Данные последних иследова-
ний советских экспедиций подтверж¬
дают это предположение.
Рис. 75. Профили твердости снежно¬
фирновой толщи по измерениям на
станциях Восток-1 (оплошная линия)
и Комсомольская (штриховая линия)
197
выводы
Питание ледникового покрова Антарктиды происходит не¬
равномерно. Интенсивность аккумуляции снега определяется характером
циркуляции атмосферы в Антарктиде и изменяется как в широтном, так
и в меридиональном направлениях. Наибольшее количество снега откла¬
дывается на субантарктических островах, где годовые величины снегона¬
копления составляют 1000—1500 мм и увеличиваются с высотой. Интен¬
сивность питания шельфовых ледников атмосферными осадками обнару¬
живает прямую зависимость от их широтного положения: чем дачьше к
югу лежит ледник, тем дальше от него проходят основные пути циклонов,
тем меньше осадков выпадает на его поверхность. Накопление на шель¬
фовом леднике Шеклтона составляет 650—700 мм, на леднике Мод-
хейм — 370 мм, на леднике Фильхнера — 270 мм и на леднике Росса —
180 мм. Аналогичную зависимость имеет и объемный вес, уменьшающий¬
ся в более южных ледниках.
В прибрежных районах материка отложение снега сильно различает¬
ся от места к месту в связи с направлением и интенсивностью ветров и
составляет, как правило, 300—500 мм, местами возрастая до 700 мм.
В пределах 5—60 км от берега находится полоса повышенной аккуму¬
ляции, снегонакопление здесь равно 500—700 мм. В пределах 225—
280 км от берега в Восточной Антарктиде находится пояс максималь¬
ного развития стоковых ветров, выносящих отсюда снег, так что годо¬
вое накопление з^есь не превышает 30—50 мм. К югу наблюдается неко¬
торое повышение аккумуляции снега, составляющей в 300—400 км от
берега около 200 мм. Дальше к центру материка происходит равномер¬
ное уменьшение питания, достигающее минимума в наиболее высоких
частях континента, где за год накапливается не более 50 мм осадков.
На основании имеющихся материалов по аккумуляции снега со¬
ставлена карта интенсивности питания ледникового покрова Антаркти¬
ды. Методом планиметрирования получена средняя величина снегона¬
копления для всего материка (без земли Греэма), равная 190 мм воды
в год. Обнаружена асимметрия снегонакопления тихоокеанской и индо¬
океанской частей (Западной и Восточной Антарктиды), которая объяс¬
няется асимметрией самого континента. Полученная величина больше
почти всех ранее дававшихся оценок: В. Мейнардуса (70 мм), Е. Кид-
сона (90 мм), Ф. Лёве (100 мм), X. Листера (130 мм) и М. Меллора
(140 мм), но меньше оценки X. Козака (201 мм).
Климатическая снеговая линия в Антарктиде лежит ниже
уровня моря. Однако положение фактической снеговой линии опреде¬
ляется характером рельефа и ветровым режимом территории. Высота
снеговой линии и наличие участков абляции определяются господствую¬
щими ветрами, в отдельных местах постоянно сдувающими снег. Круп¬
ные участки абляпии встречаются обычно до 1,5 км от берега, отдель¬
ные площади склонов бывают свободны от снега на протяжении 5 км от
берега. Пятна чистого льда или древнего фирна встречаются на высо¬
тах до 2000 м над уровнем моря в 200 км от берега, часто около выхо¬
дов на поверхность коренных пород. Подобными районами абляции
являются и «высокогорные озера», впервые обнаруженные в западной
части Земли Королевы Мод.
В пределах ледникового покрова, практически целиком относящего¬
ся к области аккумуляции, выделяются четыре зоны льдообразо¬
вания, лежащие в Восточной Антарктиде приблизительно на одинако¬
вых уровнях: инфильтрационно-конжеляционная (до высоты 50—75 м
над уровнем моря в 0,5—1,7 км от берега), холодная инфильтрационная
(д.о высоты 450—500 м в 10—13 км от берега), рекристаллизационно¬
инфильтрационная (до высоты 900—1350 м в 50—100 км от берега) и
198
далее к центру рекристаллизационная. Развитие первой зоны для
Антарктиды не характерно, и она вдоль всего побережья, безусловно,
имеет локальное распространение.
Шельфовые ледники располагаются в областях с наиболь¬
шим в пределах Антарктиды количеством осадков, выпадающих при
частых циклонических вторжениях. Снег, приносимый с материка стоко¬
выми ветрами, играет небольшую роль лишь в узких тыловых частях
шельфовых ледников. Некоторое значение, особенно летом, имеют нара¬
стающие осадки (изморозь). В южных частях шельфовых ледников,
примыкающих к краю материкового ледникового покрова, значитель¬
ная роль в их питании принадлежит массам льда, стекающим с матери¬
ка. Однако количественная сторона этого процесса пока не выяснена.
На восточных краях открытых шельфовых ледников происходит обра¬
зование вторичных ледников путем соединения с дрейфующими с запа¬
да айсбергами. Однако этот процесс в питании играет малую роль,
больше влияя на динамику шельфовых ледников, поскольку с их запад¬
ных краев, наоборот, айсберги усиленно отрываются.
В настоящее время происходит формирование шельфовых ледников
из многолетнего припая. Местами же шельфовые ледники имеют тенден¬
цию к превращению в материковый ледник. Таким образом, в настоя¬
щее время шельфовые ледники находятся в активной стадии своего
существования и при современных климатических условиях не испыты¬
вают тенденции к сокращению, а в ряде случаев, наоборот, увеличива¬
ются как по площади, так и по мощности.
Ледниковые купола представляют собой небольшие само¬
стоятельно развивающиеся ледниковые щиты. Они находятся в перифе¬
рических частях Антарктиды: в открытом море на расстоянии несколь¬
ких десятков километров от берега или в пределах шельфовых ледни¬
ков. В силу географического положения условия питания ледниковых
куполов существенно отличаются от материковых. Влияние континента
на них не распространяется, накопление снега происходит только за
счет циклонических осадков и изморози. В результате преобладания
северо-восточных, реже восточных, ветров происходит перенос снега с
-северного склона на южный, что имеет большое значение в дифферен¬
циации питания ледниковых куполов. На северном склоне аккумуля¬
ция снега увеличивается с возрастанием высоты, достигая максимума
на вершине. Общая величина снегонакопления на куполе всегда
несколько меньше суммарной величины выпадающих и нарастающих
осадков, что объясняется сдуванием части снега в море.
Объемный вес и твердость снега увеличиваются по мере удаления от
вершины купола, особенно на северном склоне. Здесь широко развиты
радиационные корки. Летнее таяние происходит более интенсивно на
северном склоне, нежели на южном. Вследствие особенностей снегона¬
копления и таяния границы зон льдообразования сдвинуты к югу.
На территории ледниковых куполов выделяются холодная инфильтра¬
ционная зона (до высоты 250—275 м над уровнем моря) и рекристал¬
лизационно-инфильтрационная, занимающая вершины куполов. Вдоль
северного края, возможно, встречаются участки инфильтрационно-кон-'
желяционной зоны.
В антарктических оазисах спладГной снежный покров не обра¬
зуется. Здесь отсутствуют стоковые ветры, зато циклонические до¬
стигают большой силы. В ветровой тени холмов откладывается много
снега и образуются снежники, на поверхности которых в летнее время
происходит интенсивное таяние и испарение. Лишь отдельные снежники
'существуют постоянно. Условия для формирования оледенения в оази-
<сах в настоящее время не благоприятны. По-видимому, необходимо
199
значительное изменение климатических условий или сильное возраста¬
ние скоростей движения льда, чтобы оазисы вновь оказались погре¬
бенными под ледниковым покровом.
Береговая полоса — это нижняя наиболее крутая часть скло¬
на ледникового покрова до высоты приблизительно 1000 м над уровнем
моря; ширина ее различна, но в среднем составляет около 50 км. Бере¬
говая полоса является местом повышенной аккумуляции в результате
усиления циклонической деятельности вдоль побережья материка и пе¬
реноса снега из расположенных южнее .районов. Увеличение мощности
летних слоев в шурфах показывает, что метелевый перенос происходит
и летом. Снег здесь откладывается крайне неравномерно, а в строении
снежной толщи наблюдаются большие различия. Накопление снега
строго дифференцировано по элементам рельефа. В ложбинах и на под¬
ветренных склонах мощность снежного покрова увеличена, а на верши¬
нах холмов и наветренных склонах — понижена. Для участка склона от
15 до 35 км от берега характерно широкое развитие гололедных корок.
В береговой полосе наибольшие площади занимают холодная ин¬
фильтрационная и рекристаллизационно-инфильтрационная зоны льдо¬
образования. Первая в зависимости от интенсивности таяния подразде¬
ляется на нижнюю, среднюю и верхнюю части. Вторая отличается боль¬
шей однородностью; однако наблюдаются и аномалии: так, в районе
Мирного в 42 км от берега в пределах высот 700—720 м над уровнем
моря на дне глубокой ложбины строение снежно-фирновой толщи резко
отличается от обычного для этой зоны и приближается к строению,
характерному для средней части холодной инфильтрационной зоны. Это
показывает, что в Антарктиде вместе с закономерным переходом от бо¬
лее теплой зоны к белее холодной встречаются участки, где рельеф
создает условия, вызывающие изменение процессов и строения всей
снежно-фирнбвой толщи.
Зона стоковых ветров располагается в пределах от 1000 до
2500—2700 м над уровнем моря (50—600 км от берега) и состоит из
северной и южной периферийных частей и пояса максимального разви¬
тия стоковых ветров (225—280 км от берега). Основное отложение сне¬
га происходит при вторжении циклонов, однако максимальное воздей¬
ствие на поверхность и на всю природу в целом оказывают стоковые
ветры, дующие непрерывно в течение всего года. Широко развит ме¬
телевый перенос снега, в районе 225—280 км приводящий к возникно¬
вению больших участков абляции, где на поверхность выходит фирн в
возрасте нескольких десятков лет. Льдообразование здесь идет по ре¬
кристаллизационному типу, однако вследствие большого объемного
веса снега на поверхности уплотнение снежно-фирновой толщи проис¬
ходит медленно.
Центральные районы Антарктиды лежат вне действия
сильных стоковых ветров. Однако представление о центре материка как
о штилевой области не соответствует действительности, повсюду средняя
месячная скорость ветров составляет 4—5 міеек. Питание этих районов
происходит главным образом за счет нарастающих осадков и тончай¬
ших ледяных игл, выпадающих из безоблачного неба. Метелевый пере¬
нос невелик, в связи с чем на поверхности преобладает очень рыхлый
снег. Летом поверхностный слой снега обычно покрывается радиацион¬
ной коркой толщиной 1—3 мм. Вследствие низких температур и отсут¬
ствия таяния льдообразование происходит по рекристаллизационному
типу, процессы сублимационной перекристаллизации протекают очень
интенсивно, уплотнение сопровождается толчкообразными оседаниями
снежно-фирновой толщи со сломом существующей структуры.
Глава VI
ЭВОЛЮЦИЯ и ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ ЛЕДНИКОВОГО
ПОКРОВА АНТАРКТИДЫ
МОЩНОСТЬ И ВОЗРАСТ СНЕЖНО-ФИРНОВОЙ толщи
Значение процессов таяния, сублимации и уплотнения различно в
разных зонах льдообразования. По направлению в глубь материка про¬
исходит быстрое уменьшение роли таяния и возрастает относительная
роль сублимации и уплотнения. На подавляющей части континента про¬
цессы фирнизации и льдообразования состоят главным образом из суб¬
лимационной перекристаллизации в верхних 6—8 м, а глубже из оседа¬
ния и уплотнения снежно-фирновой толщи. Вследствие происходящей
фирнизации первичное многослоистое строение снежного покрова посте¬
пенно нивелируется. При сейсмических измерениях скорость прохожде¬
ния волн в верхних слоях обычно оказывается неоднородной: на фоне
медленного увеличения скорости с глубиной в некоторых горизонтах
наблюдаются повышенные скорости, что соответствует более высокому
объемному весу вещества в этих слоях. Однако по мере роста глубины
разница в скоростях уменьшается, поскольку фирновая толща стано¬
вится более однородной.
По мере уплотнения снега увеличение объемного веса замедляется
вследствие сокращения объема и замыкания воздушных пор. Момент
полного замыкания пор и является переходом фирна в лед. Многочис¬
ленные измерения в Альпах показали, что фирн превращается в лед
при объемном весе 0,82—0,84 г/см3. Аналогичный результат-был полу¬
чен и во многих районах Антарктиды, в частности на шельфовом лед¬
нике Модхейм [365].
Опытами установлено [34]. что в момент замыкания воздушных пор
и перехода фирна в лед характер уплотнения меняется, что находит
свое отражение в резком перегибе кривой нагрузка — уплотнение. Поло¬
жение этой точки перегиба на кривой зависит от скорости возрастания
нагрузки: чем меньше эта скорость, тем при меньшем давлении произой¬
дет переход фирна в лед. В природе скорость роста нагрузки поедстав-
ляет собой интенсивность аккумуляции снега на поверхности. Следова¬
тельно, глубина, на которой происходит переход фирна в лед, опреде¬
ляющая мощность снежно-фирновой толщи, зависит также от величины
снегонакопления, что раньше не всегда принималось во внимание.
Другиліи важными факторами, определяющими мощность снежно-фир¬
новой толщи, являются ее температура и первоначальный объемный
вес снега, отлагающегося на поверхности.
201
На о-ве Дригальского у берега льдообразование заканчивается на
глубине не более 20—25 м под поверхностью купола, так как близ уров¬
ня моря обрывы сложены недавно образовавшимся льдом. В центре
купола толщина снежно-фирнового покрова, по-видямому, достигает
60 м. Давление на верхней границе льда у края купола составляет
1,6—2,0 кг/см2, а в центре 4,2 кг/см2. Однако возраст льда на границе с
■фирном в разных частях острова различается немного: у северного бере¬
га он равен приблизительно 30—35 годам, а на вершине купола 45—
■50 годам. Это связано с большой величиной ежегодного снегонакопле¬
ния на вершине купола [209].
Поскольку величина снегонакопления, температура и начальный
объемный вес снега закономерно изменяются по направлению к центру
материка, мощность снежно-фирновой толщи также возрастает от наи¬
меньшей у берега моря до наибольшей в центральных районах. В при¬
брежной полосе она колеблется от нуля на участках с ледяным пита¬
нием до 80 м в холодной инфильтрационной зоне. Здесь ее колебания
достигают больших размеров, что связано с резко неравномерной акку¬
муляцией снега. В среднем мощность снежно-фирновой толщи равна
60 м (например, на шельфовом леднике Модхейм [365]). В то же время
на Земле Адели вследствие малой величины снегонакопления и большо¬
го начального объемного веса снега глубина перехода фирна в лед
составляет всего 35 м [283]. В 40—50 км от Мирного в двух скважинах,
пробуренных на расстоянии 5 км одна от другой, глубина, с которой
начинается лед, была равна в первом случае 60 м (среднее годовое сне¬
гонакопление 370 мм), а во втором 80 м (снегонакопление 710 мм
в год).
По данным сейсмических измерений, проведенных советской экспе¬
дицией в 1958 г., по направлению в глубь материка идет закономерный
рост снежно-фирновой толщи: на Пионерской 120 м, на Комсомольской
137 м, на станции Восток 130 м и на Полюсе относительной недоступно¬
сти 164 м. Судя по результатам сейсмических измерений, в централь¬
ных районах материка мощность толщи испытывает ряд локальных из¬
менений без явной тенденции к общему росту или уменьшению в одном
каком-либо направлении.
В центральных районах материка мощность снежно-фирновой толщи
все же не остается совершенно постоянной. Как правило, меньшая тол¬
щина слоя снега и фирна соответствует повышенному залеганию корен¬
ных пород, а максимальная мощность фирна — пониженным формам
подледного рельефа. Эта закономерность, по-видимому, может быть
объяснена некоторой дифференциацией питания ледника в центральных
районах вследствие неоднородности рельефа его поверхности, которая
и здесь определяется рельефом коренных пород, представляющим собой
высокую горную систему, в связи с чем мощность ледникового покрова
сравнительно невелика (местами уменьшается до 1000 ж).
Зная мощность снежно-фирновой толщи и интенсивность аккумуля¬
ции снега в различных районах материка, не трудно подсчитать возраст
фирна при переходе его в лед. Этот возраст составляет в прибрежных
районах в среднем 60—70 лет, в зоне стоковых ветров — 400—450 лет и
в центральных районах свыше 1000 лет. Следовательно, основные мас¬
сы льда в прибрежных районах гораздо более молодые, нежели внутри
материка. Лед прибрежных районов отложился в иных, более близких
к современным, природных условиях, тогда как время образования глу¬
бинного льда в центре материка уходит в далекие тысячелетия.
П. А. Шумскнй [206] сделал вывод, что существование всего антарк¬
тического ледникового покрова поддерживается периферическими цик¬
лоническими осадками, а центральная антициклоническая область
202
/играет лишь роль мощного источника холода, трансформирующего
поступающую с океана влагу в твердое состояние.
Благодаря значительным различиям в питании снегом прибрежных
•и внутренних частей материка создается известная диспропорция, кото¬
рая компенсируется за счет движения. Как показали структурные ис¬
следования льда, взятого непосредственно у берега моря с поверхности
и на некоторой глубине, местом его первичного образования является
территория материка не дальше 50—100 км от берега. Следовательно,
при откалывании айсбергов расходуется лед, сформировавшийся в
нижней части склона ледникового покрова в результате мощного снего¬
накопления. Вследствие малой аккумуляции в центральных районах
поверхность материка здесь очень плоская, с малым уклоном и поэтому
движение льда крайне медленное. Есть все основания предполагать,
что в результате чрезвычайно малых величин аккумуляции снега в
центральных районах Антарктиды и очень незначительных скоростей
движения, лед из центра материка к берегу поступает в ничтожных
количествах.
РАЗВИТИЕ СОВРЕМЕННОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ
Анализ всего имеющегося материала по четвертичному и современ¬
ному оледенению Антарктиды показывает, что эта проблема не нашла
еще окончательного решения, особенно вопросы о современном состоя¬
нии оледенения, о знаке его вещественного баланса и дальнейших тен¬
денциях развития. В то же время обширный материал по снегонакопле¬
нию, полученный в период МГГ и перед ним, будучи сопоставлен с дан¬
ными по расходу льда и снега в Антарктиде, дает новые, неожиданные
результаты. Ниже мы кратко рассмотрим современные сведения об эво¬
люции оледенения континента и попытаемся уточнить их с помощью
материалов, касающихся снежного покрова материка.
Максимальное распространение оледенения
Причины начала оледенения в южном полушарии не могли быт*
иными, чем в северном. Многие считают, что основным толчком яви¬
лось изменение солнечной радиации, которое привело к изменению ин¬
тенсивности и направления циркуляции атмосферы и к изменению теп-,
лового баланса поверхности земного шара. Кроме того, большое значе¬
ние могло иметь поднятие или опускание суши, изменения положения
материков, направлений морских течений и других факторов, также
вызвавшие изменение климата на Земле. Каковы бы ни были эти при¬
чины, ясно, что максимум последнего оледенения на земном шаре был в
четвертичном периоде, т. е. сравнительно недавно. Однако развитие оле¬
денения в обоих полушариях могло протекать и неодинаково.
Хотя большинство геологов считает, что оледенение Антарктиды не
существовало раньше четвертичного периода, есть и широко известные
высказывания о его третичном возрасте. На основании изучения валунов,
в лаве на мысе Адэр Р. Пристли утверждал, что условия оледенения в
Антарктида установились за миллионы лет до начала оледенения в се-,
верном полушарии. Такого же мнения придерживался и О. Норден-
шельд относительно оледенения на Земле Греэма. В результате изуче¬
ния ледниковых отложений и вулканических пород на склоне г. Эребус
на о-ве Росса, а также определения возраста вулкана Эребус, Р. При¬
стли [409] прищел к выводу, что оледенение в Антарктике началось не
позднее середины третичного периода.
203
Оледенение Антарктики оыло интенсивным и длительным, вероятно,
более интенсивным, чем где-либо еще на Земле. Д. Моусон предполо¬
жил, что основная морена на дне моря у берегов Антарктиды должна
иметь толщину не менее 900 м. Однако, поскольку конфигурация мате¬
риков и океанов в то время не сильно отличалась от существующей,
древнее оледенение Антарктиды не могло быть распространено намного
больше современного оледенения, ибо всякое распространение ледников
за пределы суши возможно лишь при условии небольших глубин дна.
В противном случае морские течения и волнения рано или поздно раз¬
рушат выдвинувшийся далеко в море лед. Ч. Суитинбенк [389] считает
крайним пределом распространения ледников в море изобату в 1000 м.
С. Райт и Р. Пристли [409] подчеркивают невероятность того, что шель¬
фовый ледник Росса даже в период наибольшего оледенения мог прости¬
раться за пределы континентального шельфа.
Однако сравнительно небольшие горизонтальные перемещения внеш¬
ней границы ледникового покрова сопровождались огромными измене¬
ниями его мощности. Вследствие вязко-пластического характера движе¬
ния льда абсолютная высота поверхности увеличивается по направлению
к центру материка вначале очень быстро, а затем медленнее. Следова¬
тельно, если отодвинуть границу ледникового покрова в районе Мирно¬
го на 100—150 км к северу, где, вероятно, она и находилась в эпоху
максимального оледенения, то мощность ледникового покрова в районе
Мирного составила бы 1500—2000 м. Значит, во время максимального
оледенения площадь, покрытая ледниковым покровом, не отличалась
сильно от современней, однако масса льда была значительно
больше. Большие различия в степени оледенения Антарктиды в целом
безусловно сопровождались эвстатическими колебаниями уровня миро¬
вого океана и изостатическими перемещениями континентальных масс.
X. Козак [289] произвел расчет количества льда в антарктическом
ледниковом покрове в эпоху максимального оледенения. Считая, что в
целом ледниковый покров имел мощность на 300 м больше современной
и распространялся несколько севернее, он вычислил, что общий объем
льда был приблизительно на 5 млн. км3 больше, чем в настоящее время
(по X. Козаку около 17 млн. км3*). При сохранении современных
климатических условий этот избыток льда мог бы исчезнуть всего за
5200 лет. Однако принимая во внимание непрерывное изменение клима¬
тических условий, следует заключить, что эта потеря льда продолжа¬
лась в течение более длительного периода. Проводя параллель между
максимальным оледенением в Антарктиде и последним оледенением в
северном полушарии, X. Козак получил среднее уменьшение массы льда
за год 6,26 мм в пересчете на воду. По его мнению, эта величина долж¬
на была быть значительно меньше в начале периода убывания льда и
постепенно увеличиваться, особенно в последние 10—20 тысяч лет.
Но развитие оледенения Антарктиды, которое в течение последних
миллионов лет было постоянно покровным, шло не прямолинейно. На
общем фоне наступания или отступания оледенения происходили отдель¬
ные небольшие его колебания. В. Хоббс [277] объяснял колебания оле¬
денения саморазвитием ледниковых покровов, связанным с зарождени¬
ем и эволюцией ледниковых антициклонов. По его мнению, температура
воздуха, являясь главным фактором в начале оледенения, дальше отхо¬
дит на второй план, а ее место занимают ветры, возникающие по мере
развития ледникового антициклона. Воздействие антициклона выража¬
ется в постепенном уменьшении питания ледника влажными потоками
* По новейшей оценке Бауэра, объем льда в Антарктиде составляет 29,5 млн. км3
(Bauer А. Nouvelle estimation du volume de la glace de l’indlansis Antarctique.
Доклад на ассамблее МГТС в Хельсинки в 1960 г.).
204
воздуха и дополнительном выносе снега из внутренних районов мате¬
рика к -периферии. Оба процесса, по В. Хоббсу, приводят к понижению
высоты центральной области ледникового покрова и росту его краев.
Следовательно, как считает В. Хоббс, в эволюции антициклона заложе¬
на причина уменьшения покровного оледенения. В свете современных до¬
стижений метеорологии и гляциологии Антарктики ясна несостоятель¬
ность этой теории ледникового антициклона как в метеорологическом,
так и в гляциологическом смысле. Большое снегонакопление по краям
континента возникает в результате фронтальной и циклонической дея¬
тельности, а господствующая роль ветра в развитии оледенения отрица¬
ется тем фактом, что метелевый перенос в Антарктиде хотя и Нелик, но
не играет большой роли в перераспределении снега на значительные рас¬
стояния.
Для анализа современного оледенения Антарктиды, так же как и
-оледенения вообще, интересный материал дает теория ледникового
цикла, связывающая эволюцию оледенения с интенсивностью солнеч¬
ной радиации на земном шаре. Возрастание солнечной радиации приво¬
дит как к повышению температуры, так и в еще большей степени к уси¬
лению циркуляции атмосферы, увеличению меридионального переноса и
количества осадков, которые в полярных областях выпадают в форме
снега. Увеличение количества осадков вызывает рост оледенения. Про¬
должающееся повышение температуры вследствие возрастания солнеч¬
ной радиации приводит в конечном счете к торможению льдообразова¬
тельного процесса, а затем и к отступанию ледников, к возникновению
теплого влажного межледникового периода- По мере уменьшения ин¬
соляции и понижения температуры вновь происходит рост ледников.
Он продолжается до тех пор, пока температура не упадет слишком низ¬
ко, тогда расход льда будет превышать выпадение осадков, вследствие
чего возникает более продолжительный холодный сухой межледнико¬
вый период, который заканчивается новым увеличением интенсивности
солнечной радиации. Начинается новый цикл развития оледенения.
В Антарктиде такие колебания в общем характере климата должны
быстрее всего сказываться на шельфовых ледниках, очень быстро реа¬
гирующих на климатические изменения. Поскольку шельфовые ледники
образуются на основании из морского льда и в некоторых случаях на
выступах континентального льда, то, как утверждал Л. Гульд [264], в
течение теплого влажного межледникового -периода районы шельфов
обильно снабжаются материковым льдом, в то время как условия для
образования обширных полей морского льда не подходящие. Наоборот,
в течение холодного сухого межледникового периода температура на
поверхности моря оптимальна для образования крупных массивов много¬
летнего припая и даже шельфовых ледников, тогда как снабжение
льдом из глубины материка несколько сокращается.
Отступание ледников в прошлом
Со времени максимальной эпохи оледенения произошло значительное
отступание ледникового покрова, оставившее много следов. А. Корт [246]
отмечает, что современное оледенение является остатком плейстоценового
ледникового периода. Хотя В. Мейнардус в своей монографии и допускал
климатическое равновесие при вычислении осадков над Антарктидой,
его глубокце исследования указывали, что такого равновесия, по-ви¬
димому, нет. Во всех исследованных районах Антарктики обнаружены
явные признаки значительного отступания ледников в прошлом.
По сообщению Г. Тейлора [392], в южных районах Земли Виктории
вся территория, в настоящее время свободная от снежного и ледяного
205
покрова, имеет явно ледниковый рельеф. По-видимому, ледниковые по¬
токи, связанные с основным массивом континентального ледника, преж¬
де опускались в долины на много сотен метров ниже, чем теперь- По*
мнению Г. Тейлора, признаки ледниковой обработки скал и эрратические
валуны свидетельствуют о том, что поверхность отдельных ледников-
в этой области Антарктики в прошлом была на 500—700 м выше, чем-
теперь. Согласно Р. Скотту [371], поверхность ледникового покрова на
Земле Виктории была на 100—150 м выше его современного уровня.
Ледниковые долины и каровые формы рельефа в настоящее время на
значительном протяжении свободны от льда.
Пролив Бельжика в Западной Антарктиде, имеющий ширину более
15 км, был заполнен языком ледника. Морена этого ледника толщиной
5—8 м обнаружена на высоте 20—25 м над уровнем моря, глубина же
пролива в этом месте составляет свыше 700 м [218]. Эрратические валу¬
ны были найдены на Земле Греэма к западу от пролива Бельжика. По
следам эрозионной деятельности О. Норденшельд [342] установил, что на
Земле Греэма мощность льда была на 300 м больше современной.
Большие изменения касаются шельфовых ледников. Первые сведе¬
ния об отступании шельфового ледника Росса были сообщены еще
С. Борхгревинком Г2361. По мнению Т. Дэвида и Р. Пристли [247], поверх¬
ность шельфового ледника Росса была на 300 м выше, и он простирался
дальше к северу более чем на 350 км. При этом он должен был запол¬
нять все море Росса вплоть до мыса Адэр. Язык шельфового ледника
Норденшельда является остатком древнего шельфового ледника Росса
и не соответствует современному питанию. С 1840 г., когда Дж. Росс
проплывал вдоль его края, Барьер Росса отступил местами на рас¬
стояние до 40 км.
При открытии о-ва Скотта в 1902 г. на его юго-восточном побережье
был обнаружен шельфовый ледник, простиравшийся в море; однако при
посещении этого острова в 1928 г. оказалось, что ледник почти полностью*
исчез [24]- Экспедиция Ф. Ронне установила, что шельфовый ледник
Фильхнера отступил с 1912 по 1947 г. приблизительно на 100 км к югу
[360]. Н. Оделл [146] отмечает, что отступание шельфовых ледников
Фильхнера и Ласситер сопровождалось отколом огромных столовых ай¬
сбергов длиной до 150 км, которые выносились в море Уэдделла. Анало¬
гичное явление наблюдал В. Л. Лебедев [134] у Южных Сандвичевых
о-вов и в море Уэдделла. В последнем случае у о-ва Жуэнвиль из воды
возвышался столовый айсберг высотой более 100 м, тогда как обычно
подобные айсберги имеют в высоту 12—40 м и очень редко немногим
больше.
В районе работ советской экспедиции о былом, значительно боль¬
шем, оледенении свидетельствуют все свободные от льда участки суши.
На вершине г. Гаусберг на высоте 350 м над поверхностью окружаю¬
щего льда еще экспедиция Е. Дригальского нашла эрратические валуны
гнейса [255]. В последние годы следы ледниковой деятельности в виде
штриховки, полировки валунов экзотических пород, террасовидных усту¬
пов и т. п. были найдены на горах Брауна, Гаусберг, Страткона,
Сандоу, Амундсена, в оазисах Бангера, Грирсон и Вестфолль и на мно¬
гочисленных нунатаках [54]. По мнению П. С. Воронова [30], во время
фазы максимального оледенения Антарктиды мощность ледникового
покрова в районе Мирного и в других местах современного побережья
должна была достигать 1000—1100 м.
На основании различных направлений ледниковой штриховки на по¬
верхности скал П. С. Воронов [28,30] делает вывод о нескольких фазах
распространения оледенения, сопровождавшихся изменением направле¬
206
ния генерального движения льдов. Однако это заключение вряд ли вер¬
но. Тщательные исследования гляциологов показали, что изменения
направления штриховки вплоть до разворота на 90° могут возникать в>
процессе движения льда с общим генеральным направлением [54].
Приведенные примеры показывают, что всюду в Антарктиде ледни¬
ковый покров распространялся гораздо больше современного и в даль¬
нейшем отступил. По приблизительному подсчету Л. Гульда [266], умень¬
шение толщины ледникового покрова по сравнению с его максималь¬
ным развитием составляет около 300 м.
Признаки стационарного положения ледникового покрова
Отправляясь в Антарктику, Н'орвежско-британско-шведская экспе¬
диция имела целью ответить на вопрос, реагирует ли ледниковый покрои.
Антарктиды на современные изменения климата, приведшие в северном
полушарии ко всеобщему, хотя и медленному, отступанию ледников,
особенно в течение последних 30—40 лет. Участники экспедиции'
хотели получить доказательства отступания ледников на Земле Короле¬
вы Мод. Однако основным выводом экспедиции было заключение б
том, что ледники зтого района не испытывают тенденции ни к наступа¬
нию, ни к отступанию, они находятся в равновесии. Вслед за этими пер¬
выми появились и другие сообщения о стационарном положении современ¬
ного оледенения.
Хотя в районе г. Гаусберг поверхность льда за прошедшие 55 лет по¬
низилась на 8 ж [206], в других близлежащих районах ее высота оста¬
лась почти без изменений. Т. Певе [345] из сравнения фотографий, сня¬
тых 46 лет назад, с существующим состоянием льдов у пролива Мак-
Мёрдо нашел очень небольшие изменения, свидетельствующие об отсту¬
пании оледенения. После детального обследования краевых участков
льда на Земле Мак-Робертсона и прилегающих районов Земли Уилкса
и Земли Котса М. Меллор [329] пришел к твердому выводу, что в на¬
стоящее время ледниковый покров здесь в среднем стационарен.
Основным доказательством отсутствия современного отступания
ледников Антарктиды служат лишайники, встречающиеся на большин¬
стве нунатаков у самого места контакта скал со льдом. Такие лишайни¬
ки были найдены на Земле Королевы Мод, на Земле Мак-Робертсона, в
оазисе Бангера. Известно, что миграция лишайников даже в условиях
умеренного климата требует много лет, и поэтому на умеренных и арк¬
тических ледниках отчетливо выделяется лишенная растительности по¬
лоса, с которой ледник отступил за последние 30—40 лет [365]. Мало¬
вероятно, чтобы в суповых антарктических условиях распространение
лишайников происходило быстрее. Следовательно, произрастание лиг
шайников на скалах рядом со льдом, так же как и резко выраженное
разрушение пород в результате морозного выветривания непосредствен¬
но до подножья скал, говорит о том, что в последние десятилетия лед¬
никовый покров Антарктиды не отступает.
Следовательно, можно утверждать, что отступание антарктического'
ледникового покрова относится к прошлому; в настоящее же время
он не испытывает тенденции к уменьшению. Интересно отметить, что
М. де Кервен и П. Меркантон пришли к такому же выводу после исследо¬
ваний в Гренландии в 1912 г. Они писали: «Область материкового льда
в первом приближении находится в устойчивом равновесии и в реально
существующих условиях у материкового льда нет сколько-нибудь замет¬
ной тенденции к исчезновению» [354]. Может быть, ледниковый покров
Антарктиды наступает?
207;
Современный рост оледенения
Одним из наиболее распространенных представлений об антаркти¬
ческом ледниковом покрове, господствовавшим еще пепед самым нача¬
лом МГГ [267], являлось мнение о его деградации. Считали, что клима¬
тической причиной, вызывающей спад антарктической деятельности,
является недостаток осадков, а не повышение температуры; что отсту¬
пание материкового ледникового покрова происходит вследствие чрезмер¬
но низких температур, препятствующих выпадению количества снега,
необходимого для обновления ледников.
Это утверждение базировалось на аналогии с некоторыми арктиче¬
скими ледниками, мнении таких авторитетных ученых, как В. Мейнар-
дус, а также на нерешенности вопроса о том, сопровождается ли происхо¬
дящее потепление арктических районов аналогичным потеплением в Ант¬
арктике. Данные многих исследователей по этому вопросу были про¬
тиворечивы. На основании исследований в субполярных широтах южно¬
го полушария был сделан вывод о том, что повышение температуры
здесь имело место в 30—40 гг. XX в. (вместе с потеплением Арктики),
однако дальнейшего ее повышения не наблюдалось. Несоответствие
этого процесса процессам в Арктике объясняли существенно иными
условиями в обоих полушариях [351].
Но многими метеорологическими станциями, расположенными на
субантарктических островах и имевшими длительный ряд наблюдений,
отмечено неуклонное повышение температуры в последние десятилетия.
В течение первой половины XX в. происходил рост температуры на
о-ве Кергелен, причем параллельно ему было отмечено возрастание коли¬
чества осадков: в 1901 г. 852 мм, в 1951 г. 934 мм и в 1952 г. 1251 мм
[289]. Широко известен ряд средних годовых температур, измеренных в
течение почти 50 лет на станции Литл-Америка, к которым теперь при¬
бавились данные за период МГГ:
1911 г. 1929 г. 1934 г. 1940 г. 1956 г. 1957 г.
—27,2° —26,4° —25,7° —26,2° —25,1° —24,2°
Таким образом, потепление, отмеченное для арктических районов,
наблюдается и в Антарктике. Это вполне понятно, поскольку оно имеет
общую причину на всем земном шаре: увеличение солнечной активно¬
сти. 50-е годы как раз и являются кульминационным пунктом солнечного
цикла (а может быть и нескольких солнечных циклов), причем особой
активностью отличались 1957—1958 гг.— период МГГ [210]- Возможно,
что этим объясняется высокая температура в 1957 г. на станции Литл-
Америка и в некоторых других местах.
Увеличение солнечной активности приводит не только к повышению
температур, но и к усилению циркуляции атмосферы, что вызывает воз¬
растание количества выпадающих осадков. Интересно проследить, как
изменялось ежегодное количество осадков в разных районах Антаркти¬
ды в последние десятилетия, что возможно сделать на основании ана¬
лиза глубоких шурфов. По сообщению X. Листера [302J, на станции
Саут-Айс средняя годовая аккумуляция равна 100 мм, в начале века
она была такой же, медленно увеличивалась в течение 20-х годов, затем
уменьшалась в 30-х годах, в дальнейшем испытывала небольшие коле¬
бания и сейчас составляет величину, близкую к средней годовой нор¬
ме. В табл. 32 приведены данные об изменении ежегодного снегонакоп¬
ления на станции Модхейм [367, 368] и внутри материка. Все три станции
в общем показывают одну и ту же тенденцию: некоторое увеличение
аккумуляции в конце 30-х годов, затем уменьшение и в последнее деся¬
тилетие новое увеличение снегонакопления.
208
Таблица 32
Изменение аккумуляции снега со временем (в мм воды)
Годы
Модхейм
Восток-1
Комсомоль¬
ская
1951—1957
—
118,5
83,2
1946—1950
360
83,6
67,5
1941—1945
350
88,2
77,8
1936—1940
390
108,6
76,1
1931—1935
367
97,0*
93,4
Среднее за год . . .
1 370
102,5
1 80,1
* Среднее за 1934—1935 гг.
Как же реагирует ледниковый покров Антарктиды на повышение
температуры? Е. Кидсон [285] считал, что в умеренных, а вероятно так-
же и в антарктических районах южного полушария осадки чаще всего
бывают зимой, так что для увеличения оледенения было бы необходимо
заметное падение температуры. Р. Флинт [258] выразил господствующий
взгляд геологов, что максимальное оледенение обязано общему пони¬
жению средней годовой температуры Земли (вероятно, из-за уменьше¬
ния солнечной радиации), вследствие чего большая часть осадков Зем¬
ли выпадала в виде снега.
Однако большинство исследователей Антарктиды, начиная с Р. Скот¬
та, придерживалось противоположного мнения. Р. Скотт [370] считал,
что наступление оледенения является результатом более мягкого клима¬
та. Мнение о том, что не понижение, а повышение температуры вызы¬
вает увеличение массы ледников, высказали также Е. Филиппи [346],
Е. Брюкнер [238], В. Мейнардус [324], Г. Симпсон [379], Л. Гульд [266],
О. Л и столь [296], В. Шютт [365], К. К. Марков [139] и многие другие.
Действительно, потепление климата вызывает активизацию ат¬
мосферной циркуляции и усиление меридионального обмена воздушных
масс. На материк поступает более теплый и более влажный воздух. Од¬
нако повышение температуры на несколько градусов не вызывает ника¬
кой абляции внутри материка, в то время как увеличение влаги приводит
к более обильным снегопадам. Следовательно, потепление на земном
шаре приведет к усилению атмосферной циркуляции в Антарктике, уве¬
личению питания и росту оледенения Антарктиды.
Каково же современное состояние баланса массы ледникового покро¬
ва Антарктиды? Прежде всего необходимо уточнить приходную статью
баланса. По данным Л. Д. Долгушина, в зоне стоковых ветров на 25%
всей территории на поверхность всегда выходит прошлогодний снег.
Таким образом, данные шурфов для этого пояса завышены в среднем на
25%. Исходя из того, что годовое снегонакопление в зоне стоковых вет¬
ров равно в среднем 200мм (отсюда 25% составляют 50жж), ширина
зоны равна 300 /ot, а ее длина — приблизительно 14 000 км, получаем
поправку 210 км'Ігод. Внося ее в приходную статью, значение которой
после вычислений по карте составляет 2550 км^/год (см. гл. V), получим
ежегодный прирост массы 2340 км31год.
Расход ледникового покрова Антарктиды складывается, с одной сто¬
роны, из движения льда, откалывания айсбергов и таяния стены ледя¬
ного барьера, с другой стороны, из таяния на нижней поверхности шель¬
фовых ледников и, наконец, из испарения участков льда, обнаженных в
течение всего гида. К сожалению, до сих пор мы имеем лишь отрывоч¬
ные данные о скоростях движения ледников Антарктиды и процессах,
14 В. М. Котляков
209
происходящих на границе лед — вода, недостаточно известна и площадь
обнаженных участков льда; работы в период МГГ мало что прибавили к
этому. На основании приведенных в литературе данных о скоростях
движения и мощностях льда в краевых частях материка можно соста¬
вить следующую таблицу (табл. 33).
Таблица 33
Расход льда Антарктиды в результате откалывания айсбергов и таяния стенки барьера
Типы ледников
Длина берего¬
вой ли иа*,
1 м
Скорость
движения,
м/год
Мощность
у края, м
Объемный
вес, г/глі3
Расход,
км3/год
Недифференцированный
край ледникового покрова
7970
100
300
0,88
260
Шельфовые ледники ....
12640
зео
200
0.84
765
Выводные ледники ....
2240
650
400
0,90
525
Итого . . .
1
1 1
1 1550
* По карте Антарктиды масштаба 1 : 3 000 000, составленной в 1960 г-
Исходя из того, что величина таяния на нижней стороне шельфовых
ледников равна у их края приблизительно 200 мм в год, а по мере уда¬
ления от края уменьшается на некоторых участках до нѵля, поймем сред¬
нюю годовую величину донного таяния равной 100 мм *• Тогда при об¬
щей площади плавучих участков шельфовых ледников около 1,2 млн. км2
(по карте Антарктиды масштаба 1:3000 000, составленной в 1960 г.)
это даст ежегодный расход 120 км3.
Участки обнаженного льда, подверженного испарению в течение все¬
го года, занимают, как правило, 40% полосы шириной около 5 км, рас¬
полагающейся непосредственно у берега. Исходя из общей длины бере¬
говой линии материка, а также из величины ежегодного испарения на
таких участках 400—500 мм, получаем общий расход льда примерно
20 км3/год. Таким образом, Антарктида (без Земли Греэма) расходует
за год 1690 км3 воды, в то время как приходная часть равна 2340 км3.
Следовательно, современный баланс питания материка положителен, и
разница составляет 650 км3 или 40—50 мм в среднем для всей площади.
Конечно, это лишь грубая оценка, и она может измениться, главным
образом в связи с уточнением данных по расходной части бюджета. Од¬
нако ясно, что разница настолько велика, что даже сильно изменив¬
шись, она останется положительной.
Из полученного результата следуют два важных выводы. Возможно,
что мы пока не полностью учитываем какие-то дополнительные статьи
расхода, например, таяние льда у нижней границы его с коренными по¬
родами и сток этих вод. Можно также предполагать, что скорости дви¬
жения ледникового покрова, может быть в отдельных местах, очень вели¬
ки, и таким образом Антарктида разгружается от избытка льда. Анализ
аэрофотоснимков свидетельствует о значительных скоростях движения
льда {45, 252]. Однако простой расчет показывает, что если принять
среднюю толщину льда у края материка 250 м, а объемный вес
0,89 г/см3, то для сохранения равновесия необходимы скорости движения
льда у края в среднем 460 м/год. Кажется невероятным, что весь лед
может двигаться с такими скоростями. Остается предположить, что в
настоящее время масса ледникового покрова увеличивается.
* Расчеты при различных допущениях скорости движения и температуры шель¬
фовых ледников дают большие величины таяния [405], однако для таких расчетов пока
еще слишком мало данных.
210
К подобному жг выводу пришли почти все современные исследова¬
тели Антарктиды. Ф. Лёве [312] считает, что аккумуляции 100 мм в год
в среднем для материка достаточно, чтобы вещественный баланс ледни¬
кового покрова был безусловно положительным. Расчет X. Листера '302],
в котором главную статью расхода составляет таяние шельфовых ледни¬
ков, что вряд ли правомерно, дает превышение прихода над убылью
льда в среднем для всего материка на 40 мм. У М. Меллора [330] баланс
массы оказался положительным как при расчете для сектора между 45 и
80° в. д., так и для всего материка.
На основании материалов 1958 г. по снегонакоплению, а также в ре¬
зультате анализа гипсометрической карты Восточной Антарктиды
X. Я. Закиев [58] получил положительный вещественный баланс в широ¬
ком секторе Восточной Антарктиды от Полюса относительной недоступ¬
ности до побережья Индийского океана. Н. П. Русин [163] подсчитал при¬
ход снеіа за счет аккумуляции и расход за счет испарения, метелевого
выноса и движения льда для внутренних областей Антарктиды, лежащих
в пределах 70° ю. ш. Оказалось, что мощность ледникового покрова на
этой территории увеличивается примерно на 6—7 см в год.
Гравиметрическими исследованиями установлена изостатическая
уравновешенность Антарктиды, за исключением прибрежных районов,
где наблюдается положительная аномалия силы тяжести, свидетельству¬
ющая об уменьшении массы льда у края континента. Однако это не про¬
тиворечит всему вышесказанному о современном положительном балансе,
который относится, по-видимому, к последним десятилетиям, но никак
не к тысячелетиям, в течение которых изменения в ледниковом покрове
могли бы отразиться на изменении силы тяжести.
Вместе с тем неоспоримые факты показывают, что местами в при¬
брежной полосе материка в течение XIX и начале XX вв. происходило
отступание льда, выразившееся как в снижении высоты поверхности, так
и в отступании ледяного барьера- Это противоречие объясняется тем, что
потепление климата в прибрежных районах, где в летнее время темпера¬
туры близки к 0°, вызывает усиление абляции и отступание края ледни¬
кового покрова — процесс, который наблюдается в последнее столетие.
Увеличение массы ледникового покрова Антарктиды ведет к возра¬
станию скоростей движения ледника и через какой-то промежуток вре¬
мени отразится на его периферии. Конечно, это произойдет не скоро,
вследствие чрезвычайно медленного движения льда в центральных рай¬
онах. Ф. Лёве [304, 309, 312] считает, что могут пройти столетия и тыся¬
челетия, прежде чем увеличение накопления снега в центральных рай¬
онах отразится на периферии. Однако следует напомнить, что наиболее
значительные изменения питания происходят в прибрежіных районах
Антарктиды. Кроме того, здесь же находятся и шельфовые ледники, бы¬
стрее всего реагирующие на изменение климатических условий. Совре¬
менная активная стадия их существования, тенденция к расширению по
площади, а местами и к превращению в материковый ледник свидетель¬
ствуют о том, что условия для современного оледенения Антарктиды
чрезвычайно благоприятны. Наступание шельфовых ледников может
происходить не только под влиянием снегонакопления на самой поверх¬
ности шельфового ледника, но также и вследствие значительного уве¬
личения снегонакопления в нижней части склона ледникового покрова.
По-видимому, в последнем случае воздействие на шельфовый ледник
увеличившихся скоростей движения материкового ледника будет проис¬
ходить дифференцированно, в большей степени там, где этому способ¬
ствует строение подледного рельефа. Ярким результатом такого воздей¬
ствия служат большие языки, образовавшиеся в западных частях шель¬
фовых ледников Шеклтона и Западного с 1947 по 1957 г.
14* 211
В то же время детальные исследования на о-ве Дригальского пока¬
зали, что расход льда этого ледникового купола в два с лишним раза пре¬
вышает его приход и таким образом он должен быстро сокоащаться в
размерах. При сохранении в дальнейшем такого же дефицита веще¬
ственного баланса запаса льда купола хватит всего на 230 лет. Такое
несоответствие тенденций развития отдельного ледникового купола и
всего ледникового покрова Антарктиды, находящихся в близких кли¬
матических условиях, заключается в различии их размеров. По-види¬
мому, происходящее потепление климата, помимо роста питания, вызы¬
вает также значительное повышение температуры льда в сравнительно
небольшом ледяном массиве, а, следовательно, и повышение его теку¬
чести, вследствие чего сильно возрастают скорости движения и расход
льда. Не исключено также, что на состояние вещественного баланса лед¬
никовых куполов воздействует опускание внешнего шельфа Антарктиды
и относительное поднятие уровня моря [209].
Выяснившееся несоответствие между приходом и расходом
льда заставило исследователей искать дополнительные пути возмож¬
ного расхода. Многие видят объяснение такого несоответствия в суще¬
ствовании шельфовых ледников и процессах, происходящих в них. Дей¬
ствительно, в связи со значительными скоростями движения расход
шельфовых ледников очень велик. Так, в районе моря Дейвиса из
600 км края ледников 240 км приходится на долю шельфовых. За один
год в этом районе сброс льда в море только шельфовыми ледниками
составил 96,5 км2 или 35% всего расхода [61]. По мнению Ф. Лёве [95]
излишек материкового льда может таять в области шельфов. Хотя та¬
кое таяние действительно есть [405], это не объясняет всей проблемы, по¬
скольку шельфовые ледники окружают лишь часть побережья Антаркти¬
ды и, следовательно, не могут иметь значения для всего материка.
Несоответствие между приходом и расходом пытаются объяснить
большими скоростями течения льда в выводных ледниках и огромной
величиной расхода льда в них. За год, например, в районе между 82
и 110° в. д. у выводных ледников откалывается полоса шириной 655,3 ж,
в то время как от шельфовых ледников откалывается 121,7 ж, а от лед¬
никового барьера всего лишь 57,3 ж [26]. Однако и выводные ледники
не в силах разрешить проблему превышения прихода над расходом,
поскольку хотя они и собирают в верховьях лед с большой площади, все
же в общем дренируют небольшой процент склона ледникового покрова.
Наконец, серьезным доводом против современного роста леднико¬
вого покрова Антарктиды является неуклонное повышение уровня ми¬
рового океана [137, 240, 359]. Однако, хотя ежегодное превращение в
твердое состояние такого большого количества воды на Земле должно
вести к понижению уровня моря, все же есть много других причин,
искажающих это влияние. Непрерывная седиментация осадков на дне
океанов, а также рост температуры морской воды всего на доли граду¬
са может дать несравненно большее повышение уровня, чем его пони¬
жение вследствие роста ледников Антарктиды. Тектонические процессы
на дне океана и изменения конфигурации материков, о которых мы пока
еще знаем очень мало, также могут привести к большим изменениям
уровня мирового океана.
Таким образом, остается заключить, что основная тен¬
денция развития современного оледенения Антарктиды та¬
кова: его ма:са увеличивается и при сохранении современных
климатических условий отступание и стационарное положе¬
ние краевых частей сменится наступанием ледникового пок¬
рова.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изучение закономерностей развития современного оледенения Ант¬
арктиды невозможно без знания особенностей формирования, режима,
строения и свойств снежно-фирновой толщи, представляющей собой
верхнюю часть ледникового покрова. Интенсивность аккумуляции и тая¬
ния снега определяет распространение зон льдообразования, в каждой
из которых формирование льда идет по особому типу. В Антарктиде,
где климатическая снеговая линия лежит ниже уровня моря, существо¬
вание пятен зоны абляции, так же как и отдельных участков инфиль-
трационно-конжеляционной зоны, зависит главным образом от перерас¬
пределения снега в результате метелевого переноса. Перенос снега
обусловливает возникновение участков обнаженного льда или древнего
фирна на высотах до 2000 м над уровнем моря.
В результате полувекового периода исследований и особенно работ
во время МГГ основные особенности формирования и развития снежно¬
го покрова в Антарктиде выяснены. Доказано различие в жизнедеятель¬
ности внутренних и краевых частей материка. Первые отличаются ма¬
лой аккумуляцией снега, плоской поверхностью и вследствие этого
чрезвычайно медленным движением льда, они сложены очень древним
льдом, глубинные части которого образовались, вероятно, еще на заре
ледникового периода. Прибрежная, периферическая часть континента
испытывает влияние постоянной мощной аккумуляции снега, уклоны
поверхности здесь велики и лед движется быстро; эти районы сложены
молодым льдом даже на больших глубинах.
В силу своего высотного и широтного положения прибрежные рай¬
оны испытывают непрерывные колебания температуры воздуха и осад¬
ков, тогда как до центральных районов эти колебания доходят в значи¬
тельной степени ослабленными. Поэтому на изменения климатических
условий реагируют главным образом прибрежные районы, в которых
мощность льда возрастала или уменьшалась на сотни метров, а тип
льдообразования изменялся от холодного инфильтрационного до рекри¬
сталлизационного. В то же время внутри материка высота поверхности
могла колебаться лишь в пределах десятков метров, а льдообразование
шло все время по рекристаллизационному типу.
Формирование и развитие поверхности снежного покрова на крупных
ледниковых покровах определяется существованием стоковых, катаба-
тических ветров. В Антарктиде эти ветры существуют всюду (в том
числе и в центральных районах), однако наибольшей силы достигают
на крутой части ледникового склона, в поясе, южная граница которого
лежит в 600—800 км от побережья. Стоковые ветры сильно уплотняют
поверхность снега и переносят его к северу по определенным путям,
пока еще не известным. Однако, поскольку дальность переноса ограни-
15 В. М. Котляков 213
чивается немногими километрами, а общие метели, происходящие при
циклонических восточных ветрах, переносят снег вдоль побережья,
вынос его с материка в море невелик. Поэтому основной статьей расхо¬
да льда в Антарктиде остается откалывание айсбергов и таяние на
нижней стороне шельфовых ледников.
Таяние снега, происходящее при современных климатических усло¬
виях только в прибрежной полосе, шириной до 20—50 км, в веществен¬
ном балансе ледникового покрова не участвует, поскольку происходит
лишь просачивание воды вглубь, без стока в море. Напротив, испаре¬
ние имеет большое значение, особенно в прибрежных районах, подвер¬
женных воздействию сухих стоковых ветров. В то же время в централь¬
ных районах и на шельфовых ледниках преобладает конденсация водя¬
ных паров на поверхности снежного покрова с образованием изморози.
Основными процессами фирнизации и льдообразования в леднико¬
вом покрове Антарктиды являются сублимационная перекристаллиза¬
ция и оседание. Интенсивность их в разных частях материка различна
главным образом в связи с различиями в температуре снежно-фирновой
толщи и величинах аккумуляции снега. Закономерное понижение тем¬
ператур и уменьшение снегонакопления по направлению к центру мате¬
рика приводят к постепенному увеличению глубины перехода фирна в
лед, которая в прибрежных районах в среднем составляет 60 м, на рас¬
стоянии 400—600 км от берега — 120 ж, а в центре материка свыше
160 м. Такие крупные различия в мощности снежно-фирновой толщи, а
в связи с этим и в давлении на верхней границе льда обусловливают
разницу в строении льда, сформировавшегося в различных районах
материка даже в пределах одного рекристаллизационного типа льдооб¬
разования.
Еще значительнее различия в прибрежных районах материка, где
в связи с влиянием коренного рельефа и близостью моря происходит
разделение ледникового покрова на ледниковый барьер (недифферен¬
цированный край), выводные ледники, шельфовые ледники и леднико¬
вые купола. Если наибольшую длину береговой линии занимают недиф¬
ференцированный край ледникового покрова и шельфовые ледники, то
наибольшие скорости движения имеют выводные ледники. Поэтому для
расхода льда материка почти в равной степени важны все три типа
ледников. Однако наиболее интересны для изучения выводные и шель¬
фовые ледники: первые потому, что движутся с огромными скоростями-
(до 1000 м и более в год), дренируют большие площади склона ледни¬
кового покрова и поити лишены снега; вторые потому, что, обладая
скоростями движения приблизительно 350 м в год и образуясь преиму¬
щественно из местных осадков, являются наиболее динамичными из со¬
временных ледниковых образований и очень чутко реагируют на изме¬
нения климата.
. В настоящее время условия для развития ледникового покрова Ант¬
арктиды благоприятны. Анализ интенсивности питания ледникового
покрова и сравнение питания и расхода льда показывают, что основной
тенденцией современного оледенения Антарктиды является увеличение
его массы и при сохранении существующих условий смена отступания
или стационарного состояния краевых частей наступанием.
Таким образом, изучение сне кно-фирнового покрова на ледниках
позволяет решать многие широкие проблемы гляциологии. Работы по
снежному покрову должны являться большим самостоятельным разде¬
лом современных гляциологических исследований. Их основной задачей
должно быть изучение вещественного баланса поверхности ледникового
покрова, т. е. суммарного результата всех процессов, участвующих в
формировании снежно-фирновой толщи» Для выяснения приходной ча¬
214
сти этого баланса необходимы наблюдения за выпадением атмосферных
осадков, образованием нарастающих осадков и отложением снега, при¬
несенного из других районов метелями. Для выяснения расходной части
необходимо измерение выноса снега во время метелей, испарения и
таяния.
Другой важной задачей исследования снежного покрова на ледни¬
ках является изучение строения и свойств снежно-фирновой толщи и
процессов льдообразования. На ледниках и ледниковых покровах, где
толща снега и фирна имеет большую мощность и многолетний возраст,
важно уметь различать сезонные и годовые слои и на основе их опре¬
делять средние годовые величины снегонакопления.
Методика всех этих исследований в основном разработана. Они не
представляют большой сложности, могут проводиться и проводятся на
любых ледниках, в том числе антарктических. Однако проблемы оледе¬
нения Антарктиды пока еще далеки от окончательного разрешения. Со¬
вершенствование методики и приборов, а также развитие гляциологии
ставят новые задачи, которые необходимо решить.
Направление дальнейших исследований
Будущие исследования снежного покрова Антарктиды должны глав¬
ным образом охватывать те районы, которые до сих пор еще недоста¬
точно изучены: Землю Уилкса, Землю Эндерби, внутренние районы
Земли Королевы Мод и, конечно, центральные районы. Маршрутные
работы как во вновь исследуемых, так и в уже известных районах долж¬
ны обязательно сопровождаться изучением снега в шурфах глубиной
по возможности не меньше 2,5—3 ж, так как только такая глубина дает
возможность охватить слои снега, отложенные в течение 2—5 послед¬
них лет. Изредка (через каждые 100—200 км, в центральных районах —
через 500 км) должны быть вырыты контрольные шурфы глубиной не
менее 6 м или пробурены скважины с отбором керна. Монолиты снега
из этих шурфов или керн лучше всего изучать в холодной лаборатории
на ближайшей научной станции.
В дальнейших исследованиях основными должны являться стацио¬
нарные работы, в задачу которых входит изучение все еще недостаточ¬
но известных процессов формирования ледникового покрова. В связи с
трудностью определения выпадающих осадков в Антарктиде надо про¬
вести детальные измерения колебания высоты снежного покрова по
тросам и сопоставить их с синоптическими наблюдениями, в результате
чего показать, как аккумуляция снега связана с прохождением опреде¬
ленных частей циклонов и фронтальных движений воздуха, и подтвер¬
дить наличие глубоких связей этих явлений с выпадающими осадками.
Правильное решение количественной стороны метелевого переноса
снега возможно лишь с помощью новых приборов вместо неточных су¬
ществующих метелемеров. Большое значение будет иметь применение
радиоактивного снегомера, испол^зѵющего д-лучи для определения
плотности снеговетрового потока [37]. Этим же прибором можно изме¬
рять объемный вес снега, что позволит построить непрерывный профиль
объемного веса по глубине, подобный профилю твердости, получаемому
с помощью твердомера-зонда. Для измерения плотности и интенсивно¬
сти метелевого переноса можно рекомендовать световой способ, осно¬
ванный на исследовании свойств параллельных лучей постоянного
источника света и на изменении фототока в зависимости от затенения
активной поверхности фотоэлемента снегом, переносимым метелью
[147]. Для детального изучения метелей необходимо в течение всего перио¬
15’
215
д,а одной метели измерять ее интенсивность, рассматривать выпадающие
и переносимые частицы снега под микроскопом, измерять твердость и
объемный вес откладываемого снега и динамику его прироста или убы¬
ли. Все это поможет глубже познать суть метелевого переноса и точнее
определить его дальность, а также построить зависимость между твер¬
достью снега и скоростью ветра, при которой начинается разрушение
снега. Для исследования метелевого переноса на большой высоте следо¬
вало бы устанавливать метелемеры на вершинах высоких радиомачт,
поскольку такие мачты имеются на всех антарктических станциях. Не¬
обходимы и более детальные наблюдения над характером переносимых
частиц, структурой снеговетрового потока, изменением кристаллов льда
в процессе переноса (испарением, деформацией). Для изучения дально¬
сти переноса снега внутри материка, а также путей переноса может
быть применен метод меченых атомов или интенсивной окраски снега
стойким веществом, например, флюоресцином. Изучение путей переноса
снега позволит окончательно решить вопрос о роли переноса в форми¬
ровании оазисов и шельфовых ледников.
Необходима дальнейшая детализация признаков для определения
сезонных и годовых слоев снежно-фирновой толщи. Здесь нужно шире
применять геохимические, изотопные анализы, в частности анализ изо¬
топов кислорода Оіб/Оі8, тритиевый метод и др.
Ближайшей задачей также является выяснение роли трех основных
составляющих в питании шельфовых ледников: местных атмосферных
осадков, материкового льда и процессов на нижней стороне ледника.
Исходя из того, что лед, образовавшийся этими путями, сильно разли¬
чается, необходимы его структурные исследования. Образцы льда мог^ут
быть получены лишь из скважин, пробуренных на всю глубину шельфо¬
вого ледника в местах, находящихся на разном удалении от края.
Самой важной и наиболее сложной задачей являются исследования
на внутриматериковых станциях. В данном случае станция на Южном
полюсе не может решить многих проблем, так как она находится слиш¬
ком далеко от наиболее высоких частей ледникового покрова. Гораздо
более ценный материал дает станция Восток, и поэтому необходимо не¬
прерывно продолжать на ней метеорологические и гляциологические
исследования. Здесь также следует вырыть шурф глубиной 40—50 м,
в котором при помощи структурных и изотопных методов исследовать
изменения снегонакопления за последние столетия, чтобы подтвердить
или отвергнуть гипотезу о современном увеличении аккумуляции в Ант¬
арктиде. На всех внутриконтинентальных станциях одной из основных
задач должно быть возможно более точное определение их абсолютных
высот, чтобы через какой-то промежуток времени посредством повтор¬
ных измерений можно было проверить высказанное предположение о
росте высоты поверхности внутренних районов ледникового покрова.
Вся сумма новых материалов по метеорологии и гляциологии Ант¬
арктиды позволит более точно построить пути прохождения циклонов
вдоль материка и над ним и понять закономерности в выпадении осад¬
ков на материке. Новые гипсометрические данные дадут возможность
построить более точную карту рельефа материка. И лишь после этого
можно надеяться на получение точных данных по современному питанию
ледникового покрова Антарктиды (с построением подробной карты).
Таковы основные вопросы, которые требуют рассмотрения в ближай¬
шее время. В связи с быстрым развитием науки и техники и большими
еилами и средствами, вкладываемыми в антарктические исследования,
можно надеяться, что многие из не решенных до сих пор проблем гля¬
циологии Антарктиды будут разрешены еще до того, как придет время
для проведения нового Международного геофизического года.
ABSTRACT
The monograph is based mainly on the data obtained in Antarctica in
1957—1958 by the glaciological group of the Second Continental Antarctic
Expedition, in which the author took part. The data of the First and the
Third Soviet Expeditions are also used, as well as the materials received
in the IGY World Data Center В (in Moscow) concerning foreign, mainly
American, expeditions. Besides that, the monograph gives the analysis of
all basic literature on snow cover in Antarctica and on associated prob¬
lems.
The monograph shows the peculiarities of processes of formation and
development of snow-firn cover in Antarctica, and its features
in different regions of the continent. The author describes certain natural
regularities inherent to modern glaciation of the continent.
The study of the snow-firn cover on glaciers is a large independent part
of glaciological researches. The main aim of these works is to study the
surface mass balance of the ice sheet, i. e. the summarised result of all
processes taking part in the formation of the snow-firn cover. Precipitation
makes the income part of that balance, as also the formation of hoar-frost
and accumulation of snow transported by blizzards from other regions. The
waste is determined by snow which is carried off during blizzards, by
evaporation and melting. Another important task of snow cover researches
on glaciers is the study of the structure and properties of the snow-firn co¬
ver and of the ice formation processes which help to distinguish the seaso¬
nal and annual layers of snow and firn and on their basis to determine the
mean annual values of snow accumulation.
The formation and development of the snow surface on large ice
sheets also depends on katabatic winds. In Antarctica these winds are obser¬
ved everywhere (including the central regions), and they are the strongest
in the belt the southern border of which lies 600—800 km from the coast.
Besides causing considerable densification of the snow surface these winds
transport it to the north, but the drifting of snow into the sea is not great,
because the katabatic winds transport it from 5 to 10 km, and blizzards
occurring during the cyclonic eastern winds shift the snow along the coast
The main waste of ice in Antarctica is the calwing of icebergs and melting
of the lower part of the ice shelves.
In Antarctica the climatic snow line lies lower than the sea level, and the
existence of ablation patches and infiltration — congelation zone depends
mainly on the redistribution of snow as the result of the blizzard transport.
The transport of snow causes the formation of patches of naked ice or anci¬
ent firn on the altitudes up to 2,000 m above sea level.
The melting of snow occuring in the modern climatic conditions only
21Ï
in the coastal region 20—50 km wide does not influence the mass balance of
the ke sheet, because the water only trickles down without flowing into
the sea. On the contrary, evaporation has great significance, especially in
the coastal regions which are effected by the dry katabatic winds. At the
same time, in the central regions and on the ice shelves the condensation
of water vapour on the snow surface with the formation of hoar-frost pre¬
vails.
The main processes of firn and ice formation in the snow cover of An¬
tarctica are the sublimative recrystallisation and sinking. Their intensity in
diverse parts of the continent is different mainly in connection with the
deviations in temperature of the snow — firn layer and in the values of snow
accumulation. The regularity in the lowering of temperatures and in the
decrease of accumulation further into the continent causes gradual increase
of depth of the transformation of firn into ice which in the coastal regions
is averagely 60 m, at the distance of 400—600 km inland — 120 m,
and in the center of the continent more than 160 m- These considerable va¬
riations in the thickness of the snow-firn cover, and in connection with it
in the pressure on the upper limit of ice, create the dissimilarity in the
structure of ice which was found in different regions of the continent.
As the result of researches during the IGY the existence of differences
in the activity of the inner and the marginal regions of the continent has
been convincingly proved. The inner regions of the continent are characte¬
rised by small accumulation of snow, flat surface and, consequently, by
extremely slow movement of ice. They are formed by very ancient ice the
deep parts of which appeared, evidently, in the beginning of the ice age.
The coastal peripheric part of the continent is influenced by powerful accu¬
mulation of snow, the slopes are considerable and the ice moves quickly.
Those regions are formed by young ice even at large depths.
Because of their altitude and latitude location the coastal regions con¬
stantly experience changes of air temperature and precipitation which In
the central regions are observed in a much weaker form. Therefore, now
as before it is mainly the coastal regions that react to the changes of clima¬
tic conditions, because in these regions the thickness of ice is measured
by hundreds of meters and the type of ice formation changed from cold
infiltralional to recrystallisational. Meanwhile on the continent the altitude
of the surface could vary only in the limits of several dozens of meters
and the ice formation always followed the recrystallisation type.
The analysis of the ice sheet feeding and the comparison of the accu¬
mulation and expenditure of ice show that the main tendency in modern
glaciation of Antarctica is the increase of the ice mass.
ЛИТЕРАТУРА
Звездочкой отмечены работы, выполненные по программе МГГ.
1. А б е л ь с Г. Суточный ход температуры снега и определение зависимости между
теплопроводностью снега -и его плотностью. Записки Академии наук, 72, кн. 1,
приложение 12. СПб., 1893.
2*. А в е р ь я н о в В. Г. О температурном режиме снежной толщи во внутренних
районах Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 1. Л., 1958.
8*. А в е р ь я н о в В. Г. Динамика снежного покоова на станции Восток-1. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 6. Л., 1959.
4*. А в е р ь я н о в В. Г. Метеорологический режим внутренних районов Восточной
Антарктиды. Изв. Всесоюз. геогр. о-ва, 1959, 91, вып 5.
5*. А в е р ь я н о в В. Г. Граница Центральной Антарктиды. Информ, бюлл. Сов.
антарк. экспедиции, № 20. Л., 1960.
6*. А вс юк Г. А., Марков К. К., Шумский П. А. Географические наблюдения
в антарктическом «оазисе». Изв. Всесоюз. геогр. о-ва, 1956, 88, вып. 4.
7*. А в с ю к Г. А., Марков К. К., Шумский П. А. Холодная пустыня в Антарк¬
тиде. Изв. АН СССР, серия геогр., 1956, № 4.
8. Амундсен Р. Южный полюс. Собр. соч., т. 2. Л., Главсевморпуть, 1937.
9*. А с т а п е н к о П. Д. О циклонической деятельности в высоких широтах южного
полушария в зимнее время. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 5. Л.,
1959.
10*. Астапенко П. Д. О природе некоторых изменений погоды над антарктическим
плато зимой. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 13. Л., 1959.
11*. Астапенко П.Д. Атмосферные фронты в Западной Антарктике. Метеороло¬
гия и гидрология, 1959, № 9.
12*. Астапенко П.Д. Об атмосферных фронтах в Западной Антарктике. Метеоро¬
логия и гидрология, 1960, № 5.
13*. Астапенко П.Д. Об основных формах атмосферной циркуляции в Антарктике.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 14. Л., 1960.
14*. Астапенко П.Д. Шельфовый ледник Росса. Природа, 1960, № 1.
15. Беллинсгаузен Ф. Ф. Двукратные изыскания в Южном Ледовитом океане
и плавание вокруг света в продолжение 1819, 20 и 21 годов, совершенное на
шлюпах «Востоке» и «Мирном» под начальством капитана Беллинсгаузена. М.,
Географгиз, 19.9.
16*. Богословский В. Н. Температурный режим поверхностных слоев материко¬
вого ледника. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент, экспе¬
диция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
17. Бончковский В. Ф. Метели и поземки. М., 1925.
18*. Бугаев В. А. Климатические зоны Восточной Антарктиды. Научная конферен¬
ция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1959 г. (Тезисы до¬
кладов.) М., 1959.
19*. Бугаев В. А. Климатические зоны Восточной Антарктиды и Южного океана.
Метеорология и гидрология, 1960, № 3.
20*. Бугаев В. А., Толстиков Е. И. О профиле антарктического склона между
НЮ и 105° в. д. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 4. Л., 1959.
21*. Бугаев В. А., Толстиков Е. И. Профиль поверхности Антарктиды по линии
Мирный — Южный полюс — Мак-Мердо — Мирный. Изв. АН СССР, серия геогр.,
1959, № 3.
22*. Бугаев В. А., Толстиков Е.И. Основные черты рельефа Восточной Антарк¬
тиды. Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 ок¬
тября 1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
219
23 . Бугаев В. А., Толстиков Е. И. Основные черты рельефа Восточной Антарк¬
тиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 16. Л., 1960.
24. Б у й н и ц к и й В. X. Антарктика. М., Географгиз, 1953.
25*. Буйницкий В. X. Шельфовый ледник Лазарев, его морфология и происхож¬
дение. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 18. Л., 1930.
26*. Бурлаченко М. Г. О величинах сброса льда в море Дейвиса. Научная кон¬
ференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1959 г. (Гезисы
докладов.) М., 1959.
27. Бэрд Р. Э. Над Южным полюсом. Л., Главсевморпуть, 19*35.
28*. Воронов П. С. К геоморфологии Восточной Антарктиды. Информ, бюлл. Сов.
антарк. экспедиции, № 1. Л., 1958.
29*. Воронов П. С. Работа выносной станции. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспеди¬
ции, № 4. Л., 1959.
30*. Воронов П. С. Геологическое строение района работ экспедиции. В кн.: «Сов.
антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 19'55—1957 гг. Научные
результаты». Л., 1959.
31*. Воронов П. С., Кручинин Ю. А. Краткая физико-географическая характе¬
ристика района южногюлярной станции Лазарев. Информ, бюлл. Сов. антарк.
экспедиции, № 12. Л., 1959.
32*. Втюрин Б. И. На собаках к шельфовому леднику Шеклтона. В кн.: «На самой
южной земле». М., Географгиз, 1959.
33*. Втюрин Б. И., Долгушин Л. Д., Капица А. П., Модель Ю. М. Совре¬
менный ледниковый покров Восточной Антарктиды и его динамика. В кн.: «Сов.
антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 1955—1957 гг. Научные
результаты». Л., 1959.
34*. Вялов С. С. Закономерности деформирования льда. В кн.: «Сов. антарк. экспе¬
диция, т. 10. Вторая континент, экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследова¬
ния». Л., 1960.
35*. Гайгеров С. С. Некоторые результаты аэрологических исследований II Конти¬
нентальной антарктической экспедиции. Информ, сб. № 7. Л., 1959. (ГУГМС. Ко¬
митет по проведению МГГ).
36*. Гусев А. М., Русин Н.П. Метеорологическая характеристика внутреннего
района Восточной Антарктиды по наблюдениям на станции Пионерская. Докл.
АН СССР, 1957, 117, № 1; в кн.: «Климат Антарктики». М., Географгиз, 1959;
в кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 1955—1957 гг.
Научные результаты». Л., 1959.
37. Данилин А. И. Применение гамма-излучения в исследованиях водного режи¬
ма почв и снежного покрова. Изв. АН СССР, серия геогр., 1959, № 3.
38*. Д з е р д з е е в с к и й Б. Л. Погода в Антарктике в период плавания дизель-
электрохода «Лена» в 1957 г. и некоторые вопросы метеорологии южной поляр¬
ной области. В кн.: «Климат Антарктики». М., Географгиз, 1959.
39*. Долганов Л. В. Особенности рельефа Восточной Антарктиды в связи с погод¬
ными характеристиками. Научная конференция по проблемам метеорологии
Антарктики, 26—28 октября 1959 г. (Тезисы докладов.). М., 1959.
40*. Долганов Л. В. Об изменении температуры и влажности при стоковом ветре.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 7. Л., 1959.
41*. Долганов Л. В. Скорость стокового ветра в районе Мирный — Пионерская.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 8. Л., 1959.
42*. Долганов Л. В. Некоторые оценки стокового ветра в Антарктиде. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 10. Л., 1959.
43*. Долганов Л. В. Антарктический склон и скорость стокового ветра. В сб.: «Про¬
блемы Арктики и Антарктики», вып. 3. Л., 1960.
44*. Долгушин Л.Д. Географические наблюдения в Антарктиде. Сообщ. 1. Изв.
АН СССР, серия геогр., 1958, № 1.
45*. Долгушин Л.Д. Гляциологические наблюдения в Антарктиде. Изв. АН СССР,
серия геогр., 1958, № 6.
46*. Долгушин Л.Д. Природные зоны Восточной Антарктиды. В сб.: «Материалы
гляциологических исследований [МГГ]. Хроника, обсуждения», вып. 1. М., 1961.
47*. Долгушин Л. Д., Втюрин Б. И, Модель ЮМ., Капица А. П. Пред¬
варительные результаты гляциологических исследований Первой советской кон¬
тинентальной экспедиции в Антарктиде. Изв. Всесоюз. геогр. о-ва, 1958, 90, вып. 2.
48. ДуговскаяВ. О климате ледяного барьера Росса (Антарктика). Проблемы
Арктики, 1937, № 4.
49. Дюнин. А К. Структура метелевого снега и закономерности снегового потока.
В кн.: «Вопросы использования снега и борьба со снежными заносами и дави-
нами». М., Изд-во АН СССР, 1956.
50. Дюнин А. К. Основы теории метелей. Изв. Сиб. отделения АН СССР, 1959,
№ 12.
51. Дюнин А. К. Опытные исследования закономерностей метелей. Изв. Сиб. отд.
АН СССР, 1960, № 1.
220
52*. Евтеев С. А. На «замерзших» озерах. В кн.: «На самой южной земле», М.,
Географгиз, 1959.
53*. Евтеев С. А. Предварительные итоги изучения структуры ледников побережья
Антарктиды (между 77 и 105° в. д.). В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вто¬
рая континент экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
54*. Евтеев С. А. Предварительные итоги изучения геологической деятельности
ледников побережья Восточной Антарктиды. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция,
т. 10. Вторая континент, экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования» Л.,’
1960.
55. Ес кин Ф. И. К вопросу об определении явления «заструг». Вестник Ленингр.
ун-та, серия геол, и геогр., вып. 2, 1958, № 12.
56*. Жданов Л. А. К характеристике синоптических процессов южного полушария
в летнем сезоне 1955/56 г. В кн.: «Климат Антарктики». М., Географгиз, 1959.
57*. 3 а к и е в X. Я. Некоторые особенности отложений снежного покрова береговой
зоны и зоны высокогорного плато Восточной Антарктиды. Научная конференция
по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1959 г. (Тезисы докладов).
М., 1959.
58*. Закиев X. Я. Опыт приближенного определения баланса снега и льда в районах
исследований Советской антарктической экспедиции (Восточная Антарктида).
Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября
1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
59*. Закиев X. Я. О распределении среднегодовых температур воздуха в Восточ¬
ной Антарктиде. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 8. Л., 1959.
60*. Закиев X. Я. Снежный покров. Материалы гляциол. исследований [МГГ].
Третья континент, антарк. экспедиция. М., i960.
61*. Закиев X. Я., Бур'лаченко М. Г. О динамике края материкового оледене¬
ния в море Дейвиса. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 5. Л., 1959.
62. И з ю м о в И. Н. Измерения переноса снега. В кн.: «Работы по снегоборьбе». М.,
1931.
63*. Капица А. П. Предварительные итоги сейсмозондирования ледникового покро¬
ва Антарктиды в течение Первой советской антарктической экспедиции Акідемчи
наук СССР 1955—1957 гг. Информ, сб. о работах географии, фак-та МГУ по МГГ,
№ 1. М., 1958.
64*. Капица А. П. О зависимости формы ледникового купола Восточной Антаркти¬
ды от рельефа подледного ложа и характера растекания льда. Информ, бюлл.
Сов. антарк. экспедиции, № 1. Л., 1958.
65*. Капица А. П. К вопросу о тенденции развития оледенения материка Антаркти¬
ды. Науч. докл. высш, школы, геол.-геогр. науки, 1958, № 1.
66*. Капица А. П. Динамика краевой части ледникового покрова Антарктиды в
районе работ Советской антарктической экспедиции 1955—1957 гг. Вестник Моск,
ун та, серия биол., почвовед., геол., геогр., 1958, № 1; Бюлл. Моск, о-ва испыт.
природы, т. 63. Отд. геол., 33, вып. 2, 1958.
67*. Карташов С.Н. Некоторые данные о температурном режиме ледникового по¬
крова Антарктиды. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент,
экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
68*. Карташов С. Н. О несущей способности поверхности снежного покрова антарк¬
тического ледникового щита. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая кон¬
тинент. экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
69*. Карташов С. Н. О физико-механических свойствах снежно-фирнового покрова
антарктического ледника. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент,
экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
70*. Карташов С. Н., Чернигов В. А. Влияние скорости роста нагрузки на де¬
формацию снега. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент, экспе¬
диция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
71. Клинов Ф. Я. Полярный снег. Изв. АН СССР, серия геофиз., 1958, № 6.
72. К о з л о в М. П. Об измерении зимних осадков на полярных станциях. Проблемы
Арктики, 1937, № 2.
73. К о л о с к о в П. И. К вопросу о факторах и процессах фирнизации снега. Изв.
АН СССР, серия геогр. и геофиз., 1945, 9, № 5—6.
74. К о м а р о в А. А. Повышение эффективности снегозащитных средств на железных
дорогах Сибири (гл. 2). Новосибирск, 1959.
75*. Кондратьев О. К., Лопатин С. С., Манилов С. А. Методика и некото¬
рые предварительные результаты сейсмогляциологических исследований в Антарк¬
тиде. В сб.: «Сейсмические и гляциологические исследования в период Междуна¬
родного геофизического года», № 2, серия «Результаты МГГ». М., Изд-во
АН СССР, 1959.
76. Кондратьева А. С. Теплопроводность снегового покрова и физические про¬
цессы, происходящие в нем под влиянием температурного градиента. В сб.: «Фи¬
зико-механические свойства снега и их использование в аэродромном и дорож¬
ном строительстве». М., 1945.
22Î
77*. Копанев И. Д. К вопросу о тепловом балансе в Антарктиде. Информ, сб. № 7.
Л., 1959. (ГУГМС, Комитет по проведению МГГ).
78*. Копанев И. Д. Тепловой режим снежного покрова в Антарктиде. Изв. АН СССР,
серия геофиз., 1959, № 12.
79*. Копанев И. Д. Об особенностях формирования снежного покрова в Антарктиде.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедицию, № 5. Л., 1959.
80*. Копанев И.Д. О радиационном балансе Восточной Антарктиды. Информ, бюлл.
Сов. антарк. экспедиции, № 6. Л., 1959.
81*. Копанев И. Д. Туманы и «снежная» мгла в Антарктиде. Информ бюлл. Сов.
антарк. экспедиции. № 10. Л., 1959.
82*. Копанев И.Д. Метели в Антарктиде. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции,
№ 13. Л., 1959.
83*. Копанев И Д. О температуре воздуха в Антарктиде. Труды Главной геофиз.
обсерватории, вып. 96. Вопросы методики метеорол. наблюдений и наблюдения в
Антарктиде. Л., 1959.
84*. Копанев И. Д. Об измерении осадков в Антарктиде. Труды Главной геофиз.
обсерватории, вып. 96. Вопросы методики метеорол. наблюдений и наблюдения в
Антарктиде. Л., 1959.
85*. Копанев И.Д. Турбулентное трение в Антарктиде. Информ, бюлл. Сов.
антарк. экспедиции, № 17. Л., 1960.
86*. Копанев И. Д. Снежный покров Антарктиды. Л., Гидрометеоиздат, 1960.
87*. Короткевич Е. С.-Физико-географическая характеристика района работ Со¬
ветской антарктической экспедиции 1955—1957 гг. Изв. Всесоюз. геогр. о-ва, 1958,
90, вып. 3
88*. Короткевич Е.С. Общее физико-географическое описание района работ экспе¬
диции. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 1955—
1957 гг. Научные результаты». Л., 1959.
89*. Котляков В. М. Особенности строения верхней толщи ледникового покрова в
центральных районах Антарктиды. Изв. АН СССР, серия геогр., 1959, № 4.
90*. Котляков В. М. О резкой дифференциации снегоотложения в прибрежных рай¬
онах Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 9. Л., 1959.
91*. Котляков В. М. О накоплении снежного покрова в 50-километровой береговой
полосе Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 13. Л., 1959.
92*. Котляков В.М. Роль структурных методов изучения снега и фирна при гля¬
циологических исследованиях в Антарктиде. В кн.: «Географические сообщения.
Материалы 6-й конференции молодых ученых Института географии АН СССР».
М., 1959.
93*. Котляков В.М. Формирование снежного покрова в прибрежных районах
Антарктиды. Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики,
26—28 октября 1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
94*. Котляков В.М. Метелевый перенос снега в Антарктиде и его роль в балансе
питания ледника. В сб.: «География снежного покрова». М., Изд-вс АН СССР,
1960.
95. Котляков В.М. Доклад австралийского гляциолога Ф. Лёве в Институте гео¬
графии АН СССР. Изв. АН СССР, серия геогр., 1960, № 1.
96*. Котляков В. М. Обвалы снега в Антарктиде. Природа, 1960, № 3.
97*. Котляков В. М. Особенности природы района станции Пионерская как южной
периферии зоны стоковых ветров в Антарктиде. Изв. АН СССР, серия геогр.,
1960, № 4.
98*. Котляков В.М. Твердость и плотность поверхностных слоев снежного покрова
прибрежной полосы Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 20.
Л., 1960.
99*. Котляков В.М. Строение сезонного слоя снега в прибрежных районах Антарк¬
тиды в связи с условиями его отложения. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции,
№ 21. Л., 1960.
100*. Котляков В.М. Изменение прихода массы ледникового покрова Антарктиды
(опыт обработки новейших советских и зарубежных материалов гляциологических
исследований) В сб.: «Гляциол. исследования», № 5, серия «Результаты Ml Г».
М., Изд-во АН СССР, 1960.
101*. Котляков В.М. Динамика поверхности ледникового покрова прибрежных рай¬
онов Антарктиды. В сб.: «Гляциол. исследования», № 5, серия «Результаты
МГГ». М., Изд-во АН СССР, 1960.
102*. Котляков В. М. Режим накопления снежного покрова в береговой полосе Вос¬
точной Антарктиды. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент,
экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
103*. Котляков В.М. О корках в снежном покрове Антарктиды. В кн.: «Сов. антарк.
экспедиция, т. 10. Вторая континент, экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. иссле¬
дования». Л., 1960.
222
104*. Котляков В.М. Некоторые методы и результаты 'изучения процесса оседания
снежного покрова в Антарктиде. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая
континент, экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
105*. Котляков В.М. Интенсивность питания ледникового покрова Антарктиды.
В сб.: «Материалы гляциол. исследований [МГГ]. Хроника, обсуждения», вып 1.
М., 1961.
106*. Котляков В.М. Результаты изучения процессов формирования и строения
верхней толщи ледникового покрова Восточной Антарктиды. В сб.: «Материалы
гляциол. исследований ГМГГ]. Хроника, обсуждения», вып. 1. М., 1961.
107*. Котляков В.М. Питание шельфовых ледников Антарктиды и некоторые про¬
блемы их происхождения. В сб.: «Исследования ледников и ледниковых рай¬
онов», вып. 1. М., Изд-во АН СССР, 1961.
108*. Котляков В.М. Опыт исследования развития снежной толщи в полярных
условиях. В сб : «Исследования ледников и ледниковых районов», вып. 1 М.,
Изд-во АН СССР, 1961.
109*. Котляков В.М. Строение многолетнего снежного покрова в нижней части
склона ледникового покрова Восточной Антарктиды. В сб.: «Роль снежного по¬
крова в природных процессах». М., Изд-во АН СССР, 1961.
НО*. Котляков В.М. Схема интенсивности питания ледникового покрова Антарк¬
тиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 25. Л., 1951.
111*. Котляков 'В.М. О признаках сезонных слоев снега в центральных районах
Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 26. Л., 1961.
112*. Котляков В.М. О комплексной методике исследования снежного покрова в
районах развития современного оледенения. В сб.: «Изучение снежного покрова».
М., Изд-во АН СССР (в печати).
113*. Котляков В.М. Профиль развития снежной толщи во времени как основной
результат стационарных исследований снежного покрова. В сб.: «Географические
сообщения. Материалы 7-й конференции молодых ученых Ин-та географии
АН СССР». М., 1961.
114*. Котляков В. М., Кузнецов М. А. Результаты изучения кристаллического со¬
става осадков в районе Мирного. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 24.
Л., 1961.
115*. Котляков В.М., Кузнецов М. А. Стационарные исследования в районе
Мирного. Материалы гляциол. исследований [МГГ], Вторая континент, антарк.
экспедиция. Снежный покров, вып. 1. М., 1960.
116*. Котляков В. М., Кузнецов М. А. Полевые исследования в береговой по¬
лосе, на шельфовом леднике Шеклтона и на острове Дригальского. Материалы
гляциол. исследований [МГГ], Вторая континент, антарк. экспедиция. Снежный
покров, вып. 2. М., 1960.
117*. Котляков В. М., Кузнецов М. А., Макаров H. М. Лабораторные иссле¬
дования в Мирном; стационарные исследования на Пионерской. Материалы гля¬
циол исследований [МГГ], Вторая континент, антарк. экспедиция. Снежный по¬
кров, вып. 3. М., 1960.
118*. Крича к О. Г. Некоторые характеристики атмосферной циркуляции над
Антарктидой. Метеорология и гидрология, 1958, № 4.
119*. Кричак О. Г. Работы аэрометеорологического отряда II Континентальной
антарктической экспедиции. Информ, сб. № 7. Л., 1959 (ГУГМС, Комитет по про¬
ведению МГГ).
120*. Кричак О. Г. Атмосферная циркуляция Антарктики и южного полушария.
Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—23 октября
1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
121*. Кричак О. Г. Особенности атмосферной циркуляции над Антарктикой и ее
связь с циркуляцией Южного полушария. В сб.: «Некоторые проблемы метеоро¬
логии», № 1, серия «Результаты МГГ». М., Изд-во АН СССР, 1960.
122. Куваева Г. М., Сулаквелидзе Г. К. Миграция водяных паров и перекри¬
сталлизационные процессы в толще снежного покрова. Информ, сб. о работах
МГУ по МГГ, № 2. Эльбрусская экспедиция МГУ и ИПГ АН СССР. М., 1958.
123*. Кузнецов М. А. Гляциоактинометрические наблюдения в Мирном. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 5. Л., 1959.
124*. Кузнецов М. А. Автоматическая установка смачивающего уровня. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 13. Л., 1959.
125*- Кузнецов М. А. Летом на Берегу Правды. Информ, бюлл. Сов. антарк.
экспедиции, № 13. Л., 1959.
126*. Кузнецов М. А. Скульптурные формы поверхности льда в Антарктиде и их
происхождение. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 17. Л., 1960.
127*. К у з н е ц о в М. А. Приспособление для обработки снежных срезов. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 18. Л., 1960.
128*. Кузнецов М. А. Главная причина закономерного уменьшения альбедо тающего
снежного покрова. В сб.: «Проблемы Арктики и Антарктики», вып. в. Л., 1960.
223
129*. Кузнецов М. А. Барханный перенос снега в ветровом поясе Восточной Антарк¬
тиды. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10. Вторая континент, экспедиция 1956—
1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
130*. Кузнецов М. А. Характерные формы радиационного таяния снега и льда и
инфильтрации воды в снежный покров. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 10.
Вторая континент, экспедиция 1956—1958 гг. Гляциол. исследования». Л., 1960.
131. К у з ь м и н А. А. Проникновение температурных колебаний в снег. Метеорология
и гидрология, 1939, № 1.
132. Кузьмин П. П. Физические свойства снежного покрова. Л., Гидрометеоиздат,
1957.
13'3. Кузьмин П. П. Формирование снежного покрова и мётоды определения снего-
запасов. Л., Гидрометеоиздат, 1960.
134. Лебедев В. Л. Антарктика и ее проблемы. Изд-во Моск, ун-та, 1955. Его же.
Антарктика. М., Географгиз, 1957.
135*. Леонов Н. Г. Некоторые особенности изменения ветра с высотой над восточным
побережьем Антарктиды. Метеорология и гидрология, 1958, № 6.
136. Литвинов И. В. Определение установившейся скорости падения частиц сне¬
гопадов. Изв. АН СССР, серия геофиз., 1956, № 7.
137*. М а к с и м о в И. В. Изменение уровня мирового океана в связи с изменением
мощности материковых льдов Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспеди¬
ции, № 19. Л., 1960.
138*. Марков К. К. Два частных вопроса географии Восточной Антарктиды. Изв.
Всесоюз. геогр. о-ва, 1958, 90, вып. 4.
169*. Марков К. К. Современная Антарктида — древнеледниковая область северного
полушария. Науч. докл. высш, школы, геол.-геогр. науки, 1958, № 1.
140*. Марков К- К. Средняя высота Антарктиды. Вестник Моск, ун-та, серия V, гео¬
графия, 1960, № 3.
141. Мельник Д. М. О законах переноса снега и их использовании в снегоборьбе.
Техника железных дорог, 1952, № 11.
142*. Модель Ю. М. О гляциологических исследованиях в районе обсерватории Мир¬
ный, проведенных в Первой комплексной антарктической экспедиции Академии
наук СССР. В сб.: «Гляпиол. исследования в период МГГ», № 1, серия «Резуль¬
таты МГГ». М., Изд-во АН СССР, 1959.
143. М о у с о н Д. В стране пурги. История австралийской антарктической экспедиции
в 1911 —1914 гг., Л., Главсевморпуть, 1935.
144. Николаева Л. М. Шельфовый ледник Росса, его режим и условия существо¬
вания. В сб.: «Проблемы севера», вып. 1. М., Изд-во АН СССР, 1958.
145. Новосильский П.М. Южный Полюс. Из заметок бывшего Морского офицера.
М., Географгиз, 1951.
146. Оделл Н. Э. Антарктические ледники и гляциология. В кн.: «Современная
Антарктика». М., ИЛ, 1957.
147. Орлов Н. И. О новом методе измерения переноса снега. В кн.: «Географические
сообщения. Материалы 6-й конференции молодых ученых Ин-та географии АН
СССР». М., 1959.
148. Основные методические указания по гляциологическим исследованиям, вып. 9.
Наблюдения за метелевым переносом снега. М., 1957.
149. Основные методические указания по гляциологическим исследованиям, вып. 10.
Измерения твердости снежного покрова портативным и индикаторным твердоме¬
рами и конусным твердомером-зондом. М., 1957.
150*. Погосян Х.П. Особенности циркуляции атмосферы в Антарктике. Метеороло¬
гия и гидрология, 1958, № 8.
151*. Погосян Х.П. Об атмосферной циркуляции в Антарктике. В кн.: «Климат
Антарктики». М., Географгиз, 1959.
152*. Погосян X. П. Сезонные особенности режима температуры и атмосферной
циркуляции в Антарктике и Арктике. Информ, сб. № 7. Л., 1959 (ГУГМС, Ко¬
митет по проведению МГГ).
153. Попов Е. Об измерении осадков в полярных условиях. Метеорол. вестник, 1929,
№ 6.
154*. Расторгуев В. И., Альварес X. Описание антарктической циркуляции, на¬
блюдавшейся с апреля по ноябрь 1957 г. В кн.: «Климат Антарктики». М., Гео¬
графгиз, 1959.
155. Р ихтер Г. Д. Снежный покров, его формирование и свойства. М—Л., Изд-во
АН СССР, 19ч5.
156. Рихтер Г. Д. Роль снежного покрова в физики-ісиі раірическом процессе. Труды
Ин-та географии АН СССР, вып. 40. М.— Л., Изд-во АН СССР, 1948.
157*. Рихтер Г. Д. Происхождение и эволюция «оазисов» Антарктиды. В сб.: «Во¬
просы физической географии, к 75-летию со дня рождения акад. А. А. Григорьева».
М., Изд-во АН СССР, 1958.
158*. Русин Н. П. Метеорологический режим антарктических оазисов и их влияние
на окружающую ледяную поверхность. Метеорология и гидрология, 1958, № 3.
224
159*. Русин Н.П. Радиационный баланс снежной поверхности в Антарктиде. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 2. Л., 1958.
160*. Русин Н.П. Загадки климата Антарктиды. В кн.: «На самой южной земле».
М., Географгиз, 1959.
161*. Русин Н.П. Стоковые ветры на побережье Восточной Антарктиды. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 4. Л., 1959.
162*. Русин Н. П. Испарение и конденсация в Антарктиде. Информ, бюлл. Сов. антарк.
экспедиции, № 13, Л., 1959.
163*. Русин Н.П. Климат Антарктиды. Л., Гидромстеоиздат, 1959.
164*. Русин Н.П. Турбулентный тепло-влагообмен в приземном слое воздуха в
Антарктиде. Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики,
26—28 октября 1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
165*. Русин Н.П. Радиационный баланс снежной поверхности Антарктиды. Научная
конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1959 г.
(Тезисы докладов.) М., 1959.
166*. Русин Н. П. Радиационный баланс снежной поверхности Антарктиды. Труды
Главной геофиз. обсерватории, вып. 96. Вопросы методики метеорол. наблюдений
и наблюдения в Антарктиде. Л., 1959.
167*. Русин Н.П. Горизонтальный перенос снега в Антарктиде. Труды Главной гео¬
физ. обсерватории, вып. 96. Вопросы методики метеорол. наблюдений и наблюде¬
ния в Антарктиде. Л., 1959.
168. Русин Н. П. Метеорологическая характеристика района обсерватории Мирный.
В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 1955—1957 гг.
Научные результаты». Л., 1ъ59.
169*. Русин Н. 11. Некоторые характеристики радиационного и теплового баланса в
Восточной Антарктиде. В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент,
экспедиция. Научные результаты». Л., 1959.
170*. Русин Н.П. Турбулентный теплообмен в приземном слое -воздуха в Антарктиде.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 14. Л., 1960.
171*. Савельев Б. А. О влагопоглощающей способности и фильтрации снега. В сб.:
«Гляциологические исследования в период МГГ», № 1, серия «Результаты МГГ».
М., Изд-во АН СССР, 19ь9.
172. Скотт Р. Ф. Последняя экспедиция Р. Скотта. М., Географгиз, 1955.
173*. Смирнов С. А. Особенности формирования и некоторые характеристики снеж¬
ного покрова в оазисе Бангера. Труды Главной геофиз. обсерватории, вып. 96.
Вопросы методики метеорол. наблюдений и наблюдения в Антарктиде. Л., 1959.
174*. Сорохтин О. Г., Авсюк Ю. Н., Коптев В. И. Результаты определения мощ¬
ности ледникового покрова в Восточной Антарктиде. Информ, бюлл. Сов. антарк
экспедиции, № И. Л., 1959.
175*. Сорохтин О. Г., Кондратьев О. К., Авсюк Ю. Н. Строение Восточной
Антарктиды в свете новых данных. Вестник АН СССР, 1960, № 3.
176*. Сорохтин О. Г., Авсюк Ю. Н., Коптев В. И. Строение центрального сек¬
тора Восточной Антарктиды по данным сейсмических и гравиметрических исследо¬
ваний. Информ, бюлл. МГГ, № 8. М., Изд-во АН СССР, 1960.
177. Таубер Г.М. Основные черты климата Антарктики. Метеорология и гидрология,
195b, № 1.
178. Таубер Г. М. Антарктика, ч. 1. Основные черты климата и погоды. Л., Гидро-
метеоиздат, 1956.
179*. Таубер Г. М. Аэрометеорологические исследования в Антарктиде I Советской
антарктической экспедиции 1955—1957 гг. Метеорология и гидрология, 19э7,
№ 6.
180*. Таубер Г.М. Характеристика стоковых (катабатических) ветров Антарктиды.
Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября
19с9 г. (Тезисы докладов.). М., 1959.
181*. Таубер Г. М. Климатический циклон в западной части Индийского сектора
Антарктики. Научная конференция по проблемам метеорологии Антарктики,
26—28 октября 1959 г. (Тезисы докладов.) М., 1959.
182*. Таубер Г. М. Характеристика стоковых ветров Антарктиды. Информ, сб. № 7.
Л., 1959. (ГУГМС, Комитет по проведению МГГ).
183*. Таубер Г. М. Некоторые особенности атмосферных процессов в Антарктике.
В кн.: «Климат Антарктики». М., Географгиз, 1959.
184*. Таубер Г. М. Синоптические условия индийского сектора Антарктики. В кн.:
«Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 1955—1957 гг. Науч¬
ные результаты». Л., 1959.
185*. Таубер Г. М. Характеристика метеорологических условий Антарктики в 1956 г.
В кн.: «Сов. антарк. экспедиция, т. 2. Первая континент, экспедиция 19й5—1957 гг.
Научные результаты». Л., 1959.
186. Т и м о ф е е в Н. А. Расчет суточного хода температуры и интенсивности таяния
снега в весенний период. Труды Главной геофиз. обсерватории, вып. 94. Вопросы
физики приземного слоя воздуха. Л., 1960.
225
187*. Т о л с т и к о в Е. И. Воздушные массы в районе Восточной Антарктиды. Науч¬
ная конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1969 г.
(Тезисы докладов). М., 1959.
188*. Т о л с т и к о в Е. И. Воздушные массы в районе Мирного. Информ, бюлл. Сов.
антарк. экспедиции, № 11. Л., 1959.
189*. Т о л с т и к о в Е. И. Воздушные массы над центральными районами Восточной
Антарктиды. Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 19. Л., 19*50.
190*. Трешников А. Ф. Новые данные о высотах Восточной Антарктиды. Информ,
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 1. Л., 1958.
191. Т у ш и н с к и й Г К. Процесс перекристаллизации снежной толщи и возникнове¬
ние лавин. Вестник Моск, ун-та, 1948, № 6.
192. Т у ш и н с к и й Г. К. Эволюция снежной толщи. Вопросы географии, сб. 24.
'М., 1951.
193. Ту ш и некий Г.К., Г у с ь к о в а Е. Ф., Губарева В. Д. Перекристаллизация
снега и возникновение лавин. Ученые записки Моск. гор. пед. ин-та им. В. П. По¬
темкина, т. 21. Кафедра физ. страноведения, вып. 3. М., 1953.
194. Ту ш и нск ий Г. К., Г у с ь к о в а Е. Ф., Губарева В. Д. Перекристаллизация
снега и возникновение лавин. Изд-во Моск, ун-та, 1953.
195*. У ш а ко в С. А., Л а з а р е в Г. Е. К вопросу об изостатическом равновесии Антарк¬
тиды Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 11. Л., 1959.
196*. У ш а к о в С. А., Л а з а р е в Г. Е. Об изостатическом прогибании земной коры
в Антарктиде под тяжестью ледовой нагрузки. Докл. АН СССР, 1959, 129, № 4
197*. Ч е р н о в Ю. А. Обзор синоптического положения и погоды за период с 23 июля
по 3 августа 1957 г. В кн.: «Климат Антарктики». М., Географгиз, 19э9. Его же.
Ураган в районе поселка Мирный в ночь с 14 на 15 августа 1957 г. Там же.
198. Ш а X о в А. А. Физические процессы в снеговом покрове. Изз. АН СССР, серия
геогр. и геофиз., 1948, 12, № 3.
199. Шеклтон Э. В сердце Антарктики. М., Географгиз, 1957.
200*. Шляхов В. И. О минимальных температурах в Антарктиде. Метеорология и
гидрология, 1958, № 4.
201*. Ш л я X о в В. И. Методика метелемерных наблюдений в Антарктике. Научная
конференция по проблемам метеорологии Антарктики, 26—28 октября 1959 г.
(Тезисы докладов). М., 1959.
202*. Шляхов В. И. Методика метелемерных наблюдений в Антарктике. Информ.'
бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 20. Л., 1960.
203. Шумский П. А. Основы структурного ледоведения. Петрография пресного льда
как метод гляциологического исследования. М., Изд-во АН СССР, 19С5.
204. Шумский П. А. Диагенез и фирнизация снежного покрова. В сб.: «Снег и та¬
лые воды». М., Изд-во АН СССР, 1956.
205*. Ш у м с к и й П. А. Исследование ледникового покрова Антарктиды. Природа,
1957, № 7.
206*. Ш у м с к и й П. А. Советские гляциологические исследования в Антарктиде. В сб.:
«Сейсмические и гляциологические исследования в период Международного гео¬
физического года», № 2, серия «Результаты МГГ». М., Изд-во АН СССР, 1959.
207*. Шумский П. А. Исследования антарктического ледникового щита. В кн.: «Сов.
антарк. экспедиция, т. 9. Вторая континент, экспедиция 1956—1958 гг. Научные
результаты». Л., 19г0.
208*. Ш у м с к и й П. А., К а р т а ш о в С. Н., К о т л я к о в В. М. Маршрутные исследо¬
вания в зоне стоковых ветров, на станции Восток-1 и на станции Комсомольская.
Материалы гляциол. исследований [МГГ], Вторая континент, антарк. экспедиция.
Снежный покров, вып. 4. М., 1960.
209*. ШумскийП.А., К о т л я к о в В. М., Е в т е е в С. А. Ледниковый купол острова
Дригальского. В сб.: «Гляциологические исследования», № 6, серия «Результаты
МГГ». М., Изд-во АН СССР, 1961.
210*. Э й г е н с о н М. С. Льды Антарктики, колебания климата и солнечная активность.
Информ, бюлл. Сов. антарк. экспедиции, № 8. Л., 1959.
211. AhlmannH. Nutidens Antarktis och Istidens Skandinavien. Nâgra Jâmfôrelser.
Geol. foren i Stockholm fôrhandl., Bd. 66, H. 3. 1944.
212. Ahlmann H. Glaciological research on the North Atlantic coasts. R. G. S. re¬
search series, 1. London, 1948.
213. Ahlmann H., Olsson H., Sverdruo H. Scientific results of the Norwegian-
Swod sh Spitsbergen Expedition in 1934. Geogr. ann, 17, 1935, 1935.
214. AhlmannH., T horar i nss on S. The accumulation. Scientfic results Swedish-
Iceland’c investigations 1936—37—38. Geogr. ann., 21, N 1, 1939.
215. Amundsen R. Sydpolen. Oslo, 1912.
216*. Anderson V H. Byrd station glaciological data 1957—1958. In: Report by the
Ohio State Unive~sity Research Foundation USNC — IGY, Antarctic glaciological da¬
ta. Fie’d work 1957 and 1958. Project 825, rep. N 1, pt. 2, 1959.
217. A n d г é e S. A. Om yrsnôn i de arktiska trakterna. Ôfversigt af Kong. Vet. Akad.
FôrhandL, N 9, 1883.
226
218. Arctow ski H. The antarctic voyage of the «Belgica» during the years 1897, 1898
and 1899. Geogr. J., v. 18, N 4, 1901.
219. ArctowskiH. Die Antarktischen Eisverhâltnisse. Auszug aus meinem Tagebuch
der Südpolarreise der «Belgica», 1898—1899. Petermanns geogr. Mitt., Bd. 49, H. 144,
1903.
220. A u f m К a m p e H. J., W e i c k m a n n H. K-, К e 11 y J. J. The influence of tempera¬
ture on the shape of ice crystals growing at water saturat.on. J. Meteorol., v. 8,
N 3, 1951.
221*. Aughenbaugh N., Neuburg H. a. Walker P. Ellsworth station glaciologi-
cal and geological data 1957—1958. In: Report bv the Ohio State Unive~s:fy Re¬
search Foundat:on USNC — IGY, Antarctic glaciological data. Field work 1957 and
1958. Project 825, rep. N 1, pt. 1, 1958.
222. Australian Antarctic Expedition 1911 —14 (Mawson). Scientific reports, vol. V, Me¬
teorology. P. 1: Records of the Qu°en Marv Land Station. Sydney, 19 0.
223. BaderH. Mineralogische und strukturelle Charakterisierung d°s Schnees und sei¬
ner Metamorphose. In: Beitrâge zur Geologie der Schweiz, Geotechnische Serie,
Hydrologie, Lfg. 3. Zurich, 1939.
224. Bader H., HaefeliR., Bucher E., NeherJ., Eckel O., Thams Chr. Der
Schnee und seine Metamorphose. BeTrâge zur Geologie der Schweiz, Geotechnische
Serie, Hydrologie, Lfg. 3. Zürich, 1939.
225. B a g n о 1 d R. A. The movement of desert sand. Proc. Roy. Soc., A, v. 157, 1936.
226. Bagnold R. A. The physics of blown sand and desert dunes London, 1941.
227. Baird P. D. Method of nourishment of the Barnes Ice Cap. The glaciological stu¬
dies of the Baffin Island Expedition 1950, Pt. 1. J. Glaciol., v. 2, N 11, 1952.
228. В a 1 1 F. K. The theory of strong katabatic winds. Austral. J. Phys., v. 9, N 3, 1956.
229. Ball F. K. The katabatic winds of Adélie Land and King George V Land. TeLus,
v. 9, N 2, 1957.
230. BarréM. Blizzard. Paris, 1953.
231. Barré M. Propriétés électriques du blizzard. Ann. géophys., t. 9, fasc. 2, 1953.
232. B a u e г A. Ober die in der heutigen Vergletscherung der Erde als Eis gebundene
Wassermasse. Eiszeit u. Gegenwart, Bd. 6, 1955.
233. Bender J. A. Air permeability of snow. In: Assemblée générale de Toronto, 3—
14 Sept. 1957. T. 4. Neiges et glaces. Gentbrügge, Belgique, 1958 (Association Inter¬
nationale d Hydrologie Scientifioue, publ. N 46).
234*. Bentley C. R., C r a r y A. P , O s t e n s о N. A., Thiel E. C. Structure of West
Antarctica. Science, v. 131, N 3394, 1960.
235. В о n a c i n a L. C. W. Discussion on glaciological research in the Antarctic. J. Gla¬
ciol., v. 1, N 3, 1948.
236. BorchgrevinkC. Das Festland am Südpol. Breslau, 1905.
237. В о u j о n H. Observations météorologiques de Port-Martin, fasc. 1. Res. scient. Exp.
Pol. Franc.. Ser. V, 1954.
238. Brückner E. Die Schneegrenze in der Antarktis. Z. Gletscherkunde, Bd. 7, 1913.
239. B u 1 1 C. The use of the rammsonde as an instrument for determining the density
of firn. J. G’acioL, v. 2, N 20, 1956.
240. C a i I 1 e u X A. Récentes varmtions du niveau des mers et des terres. Bull. Soc.
géol. France, Sér. 6, t. 11, 1952.
241. C a i 1 1 eu X A Effects modélants du vent sur les particules de neige de Terre Adé¬
lie. Compt. rend. Soc. géol. France, N 1—2, 1957.
242*. Cameron R. L., Loken O. H., Mol holm J. R. T. Wilkes station glaciological
data, 1957—1958 In: Report by the Ohio State University Research Foundation
USNC — IGY, Antarctic glaciological data. Field work 1957 and 1958. Project 825,
rep. N I, pt 3, 1959.
243. C h a p 1 i n J. H. A note on snow crystal types in the Falkland Islands Dependencies.
J. Ghciol , v. 2. N 20, 1956.
244. Cou г t A. Weather observations during 1940—1941 at Little America III, Antarcti¬
ca. Reports on scientific results of the U. S. Antarctic Service Expedition, 1939—
1941. Proc. Amer. Pirlos. Soc., v. 89, 1945.
245. С о u г t A. Meteorological data for Little America III. Monthly Weather Review,
Suppl. N 48, U. S. Weather Bureau, Washington, 1949.
246. Coui t A. Antarctic atmospheric circulation. Compendium of Meteorology, Amer.
Meteorol. Soc., Boston, 1951.
247. D a v i d T. W. E. a. P r i e s t 1 e y R. E. Glaciology, physiography, stratigraphy and
tectonic pco’ogy of South Victoria Land. Reports on the scientifc investigations of
the British Antarctic Expedition 1907—1909, Geology, v. 1. London, 1914.
248. Debenham F. A new mode of transportation by ice The raised marine muds of
South Victoria Land. Quart. J. Geol. Soc., London, v. 75, pt. 2, 1919.
249. DebenhamF. The problem of the Great Ross Barrier. Geogr. J., v. 112, N 4—6,
1949.
227
250*. Den Ha r tog. Little America, Victoria Land Traverse, Movement Studies. Field
work 1958 and 1959. In: Report by the Ohio State University Research Foundation
USNC — IGY, Antarctic glaciological data. Project 825, rep. N 2, pt. 2, 1959.
251. Dobro wo Isk iA. Météorologie: La neige et le givre. Résultats du vovage du
S. Y. «Belgica» en 1897—1899. Anvers, 1903.
252*. D о 1 g о u c h i n e L. D. Les particularités morphologiques essentielles et les régula¬
rités des mouvements des glaciers de la marge de l’Antarctique Orientale (d'après
les observations (les relevés) dans la region des travaux de la partie continentale
de l’Expédition Complexe Antarctique de l’Académie des Sciences de l’U.R.S.S.).
In: «Physique du mouvement de la glace». Symposium de Shamonix, Publ. N 47
de l’Association Internationale d’Hydrologie Scientifique, 1958.
253. D о r s e y H. G. An Antarctic mountain weather station. Proc. Amer. Philos. Soc.
V. 89, 1945
254. Drygalski E. Zum Kontinent des eisigen Südens. Berlin, 1904.
255. D г y g a 1 s к i E. Die Bewegung des Antarktisches Inlandeises. Z. Gletscherkun-
de, Bd. 1, 1906—1907.
256. Drygalski E. Das Schelfeis des Antarktis am Gaussberg. Sitzungsber. Bayer.
Akad. Wis-s, Math.-phys. KL, 1910.
257. Drygalski E. Das Eis der Antarktis und die subantarktischen Meere. Deutsche
Südpolarexpedition 1901 —1903. Bd. 1, Géographie, H. 4, 1921.
258. F 1 i n t R. F. Glacial geology and the Pleistocene epoch. London, 1949.
259*. Fuchs V. The Commonwealth Trans-Antarctic Expedition. Geogr. J., v. 124, N 4,
1958.
260*. Fuchs V. a. Hillary E. The crossing of Antarctica. The Commonwealth Trans¬
Antarctic Expedition 1955—58. London, 1958.
261 *. Gaskell T. F. Characteristics of the Antarctic Ice-sheet. Nature, v. 183, N 4675,
1959.
262. G 1 e n A. R. A sub-arctic glacier cap: the West Ice of North East Land. Geogr. J.,
v. 98, N 3, 1941.
263. G о u 1 d L. M. Some geographical results of the Byrd Antarctic Expedition. Geogr.
Rev, v. 21, N 2, 1931.
264. Go u 1 d L.M. The Ross Shelf Ice. Bull. Geol. Soc. America, v. 46, N 9, 1935.
265. G о u 1 d L. M. Glacial geology of the Pacific Antarctic. Proc. Sixth Pacif. Sci. Congr,
v. 2, 1940.
266. Gould L. M. Glaciers of Antarctica. Proc. Amer. Philos. Soc, v. 82, 1940.
267. G о u 1 d L. M. Antarctic prospect. Geogr. Rev, v. 47, N 1, 1957.
268. GourdonE. Géographie physique. Glaciologie, pétrographie. Exp. Ant. Française
(1903—05). Paris, 1908.
269. GrimmingerG. a. H a i n e s W. C. Meteorological results of the Byrd Antarctic
Expeditions, 1928—30, 1933—35. Tables. Monthly Weather Rev. Suppl. N. 41,
U. S. Weather Bureau. Washington, 1939.
270. H a e f e 1 i R. Schneemechanik mit Hinweisen auf die Erdbaumechanik. In: Beitrâ-
ge zur Geologic der Schweiz, Geotechnische Serie, Hydrologie, Lfg. 3. Zurich, 1939.
271. Haefeli R, Bader H, Bucher E. Das Zeitprofil, eine graphische Darstellung
der Entwicklung der Schneedecke. In: Beitrâge zur Geologic der Schweiz, Geotechni¬
sche Serie, Hydrolog.e, Lfg. 3. Zürich, 1939.
272. Hallett J, Mason B.J. The influence of temperature and supersaturation on
the habit of ice crystals grown from the vapour. Proc. Roy. Soc, A, v. 247, N 1251,
1958.
273*. Hatherton T. Antarctic research. Nature, v. 182, N 4631, 1958.
274. Hattersley-Smith G. The rolls of the Ellesmere ice shelf. Arctic, v. 10, N 1,
1957.
275. Heim F. Diamantstaub und Schneekristalle in der Antarktis (Wedellsee). Meteorol.
Z, Bd. 31, H. 5, 1914.
276. Herrmann E. Die geographischen Arbeiten. In: Vorbericht über die deutsche
antarktische Expedition 1938—39. Ann. Hydrogr, Bd. 67, 1939.
277. Hobbs W. H. Characterist.es of existing glaciers. N. Y, 1911.
278. HobbsW. H. The glacial anticyclones, the poles of the atmospheric circulation.
N. Y, 1926.
279. Hobbs W. H. Nourishment of the Greenland continental glacier. J. Geol, v. 52,
N 2, 1944.
280. H о b b s W. H. The Greenland glacial antycyclone. J. Meteorol, v. 2, N 3, 1945.
281. H о w a r d A. D. Further observations on the Ross Shelf Ice, Antarctica. Bull. GeoL
Soc. America, v. 59, N 9, 1948.
282. Hughes T.P. a. Seligman G. The temperature, melt water movement, and
density increase in the névé of an Alpine glacier. Roy. Astron. Soc, Geophys. Suppl,
v. 4, 1939.
283. ImbertB. Sondages séismiques en Terre Adélie. Rapp. Scient. Exp. Pol. Franc.
S. Ill, 2. Ann. de Geophys, 9, 1, 1953.
228
284. JülgH. Dichtebestimmungen und Schneesondierungen auf der Route von 1—400 km,'
Wissenschaffliche Ergebnisse der deutschen Grônland-Expedition Alfred Wegener,
1929 und 1930/31, Bd. 4, H. 2. Leipzig, 1939.
285. K i d s о n E. Australien Antarctic Expedition 1911—14 (Mawson). Scientific Reports,
vol. VII, Meteorology: Daily Weather Charts and Discussion. Sydney, 1947.
286. KlebelsbergR. Antarktika. In: Handbuch der Gletscherkunde und Glacialgeolo-
gie, Bd 2. Wien, 1949.
287. К о s а с к H. P. Eine neue Karte von Antarktika. Überschau über den Stand der
Kartierung des sechsten Erdteils. Petermanns geogr. Mitt., Jg. 95, N 2, 1951.
288. KosackH. P. Die Antarktis. Heidelberg, 1955.
289. К о s а с к H. P. Zur Frage des Wasserhaushalts in der Antarktis. Polarforschung,
Jg. 24, N 1—2, 1956.
290*. К о 11 j а к о v V. M. The intensity of the nourishment of the Antarctic ice sheet
In: Assemblée générale de Helsinki, 1960. Simposium on Antarctica. Gentbrügge,
Belgique, 1961 (Association Internationale d’Hydrologie Scientifique, publ. N 55)\
291*. Kotljakov V. M. The results of study on the processes of formation and struc¬
ture of the upper part of the ice sheet in Eastern Antarctica. In: Assemblée générale
de Helsinki, 1960. Simposium on Antarctica. Gentbrügge, Belgique, 1961 (Association
Internationale d’Hydrologie Scientifique, publ. N 55).
292. L a m b H. H. Topography and weather in the Antarctic. Geogr. J., v. Ill, N 1—3,
1948.
293. Lamb H. H. Meteorological situations over the South Polar regions and aFmen-
tation of the Antarctic ice-cap. In: Assemblée Générale de Bruxelles, 1951, t. L
Gentbrügge, Belgique, 1952. (Association Internationale d’Hydrologie Scientifique,
publ. N 32).
294. L a m b H. H. South polar atmospheric circulation and the nourishment of the Au¬
tarcie ice-cap. Meteorol. Mag., v. 81, N 956, 1952.
295. L a m b H., В r i t t о n G. General atmospheric circulation and weather variation in
the Antarctic. Geogr. J., v. 121, pt. 3, 1955.
296. L iestol O. Et forsok pa maling av breforandring i Antarktis. Norsk geogr. tidsskr.,
14, N 1—4, 1953.
297. Li Ij equist G. H. Radiation, wind and temperature profiles over an Antarctic
snow-field — a preliminary note. Proc. Toronto Meteorol. Conf. (1953). London, 1954.
298. L i 1 j e q u i s t G. H. Energy exchange of an Antarctic snow-field. Norwegian-British-
Swedish Antarctic Expedition 1949—52. Scientific results. Oslo, 1956—1957.
299. L i 1 j e q u i s t G. H. Halo-phenomena and ice crystals. Norwegian-British-Swedish
Antarctic Expedition 1949—52. Scientific results, v. II, pt. 2A. Oslo, 1956.
300. Lil j equist G. H. Wind structure in the low layer. Norwegian-British-Swedish
Antarctic Expedition 1949—52. Scientific results, vol. II, pt. 1C. Oslo, 1957.
301*. Lister H. International glaciology in the Antarctic. Times Sci. Rev., N 31, 1959.
302*. Lister H. The climate and ice mass balance. Geophysical invest'gations of the
Commonwealth Trans-Antarctic Expedition. Geogr. J., v. 125, pt. 3—4, 1959.
363. L oeu e F. Die Bedeutung des Schneefegens für den Massenhaushalt von Inlandei-
sen. Meteorol. Z., Bd. 50, H. II, 1933.
304. L о e w e F. Wie erhârt sich Grônlands Inland-Eis? Natur u. Volk, Bd. 67, H. 10, 1937.
305. L о e w e F. A note on katabatic winds at the coasts of Adelie Land and King George
V Land. Geofis. pura e appL, 16, 1950.
306. L о e w e F. Beitrâge zur Kenntnis der Antarktis. Erdkunde, Bd. 8, H. 1, 1954.
307. Loewe F. Contributions to the glaciology of the Antarctica. J. GlacioL, v. 2, N 19,
1956.
308. Loewe F. Notes on firn temperatures and ablation in Mac-Robertson Land, Antarc¬
tica. J. GlacioL, v. 2, N 20, 1956.
309. L о e w e F. Etudes de glaciologie en Terre Adélie 1951 —1952. Paris, 1956. ‘j
310. L о e w e F. Über den FirnstoB im gronlândischen Inlandeis. Z. Gletscherkunde u.
GlazialgeoL, Bd. 3, N 2, 1956.
311. L о e w e F. Precipitation and evaporation in the Antarctic. In: Meteorology of the
Antarctic, ch. 5. Pretoria, 1957.
312*. L о e w e F. Notes concerning the mass budget of the Antarctic inland-ice. Sympo¬
sium on Antarctic A\eteorology, Melbourne, 1959.
313. M a d i g a n С. T. Meteorology of the Cape Denison Station. Australian Antarctic;
Expedition 1911—14. Scientific Reports, Ser. B, v. 4, 1929.
314. Marshall J. S., Langleben M. P. A theory of snow-crystal habit and growth,
J. Meteorol., v. 11, N 2, 1954.
315. Mas on B. J. The nature of ice forming nuclei in the atmosphere. Quart. J. Roy.
Meteorol. Soc., v. 76, N 327, 1950.
316. Ma son B. J. The study of snow crystals. New Scientist, N 8, 1957.
317. M a s о n D. The Larsen Shelf Ice. J. GlacioL, v. 1, N 8, 1950.
318*. Mather К. B. a. Goodspeed M. Y. Australian Antarctic ice thickness measu-;
rements and sastrugi observations, Mac-Robertson Land, 1957—58. Polar Rec., v. 9,
N 62, 1959.
319. M a w s о n D. The Home of the Blizzard. London, 1914.
229
320. Meinardus W. Die mutmassliche mittlere Hôhe des antarktischen Kontinents.
Petermanns geogr. Mitt., Bd. 11, 1909.
321. MeinardusW. Aufgaben und Problème der meteorologischen Forsunung ni dei
Antarktis. Geogr. Z., Bd. 20, 1914.
322. M e i n a r d u s V/. Die mittlere Hôhe und Eisbedeckung der Antarktis. Nachr. Ges.
Wiss. Gottingen, Math.-phys. KL, 1927.
323. Meinardus W. Über den Wasserhaushalt der Antarktis. Nachr. Ges. Wiss.
Gottingen, Math.-Phys. KL, 1928.
324. MeinardusW. Über den Wasserhaushalt der Antarktis in der Eiszeit. Nachr.
Ges. Wiss. Gottingen, Math.-Phys. KL, 1928.
325. M e i n a r d u s W. Klimakunde der Antarktis. Kôppen-Geider, Handb. KlimatoL,
IV, U, 1938.
326*. Mellor M. Ablation in Mac-Robertson Land and Princess Elizabeth Land. 1958.
(Рукопись в 'МЦД B2).
327*. Mellor M. Australian glaciological contributions in Antarctica. Preliminary re¬
port. J. GlrcioL, V. 3, N 24, 1958.
328*. Mellor M Gauging Antarctic drift snow. Symposium on Antarctic meteorology.
Melbourne, 1959.
329*. Mellor M. Variations of the ice margins of East Antarctica. Geogr. J., v. 125,
N 2, 1959.
330*. Mellor M. Mass balance studies in Antarctica. J. GlacioL, v. 3, N 26, 1959.
331*. Mellor M., McKinnon G. The Emery Ice Shelf and its hinterland. Polar Rec.,
v. 10, N 64, 1960.
332*. Mellor M. a. Radok U. Some properties of drifting snow. Symposium on An¬
tarctic meteorology. Melbourne, 1959.
333. Meteorology of the Antarctic. Ed. by M. P. van Rooy. Pretoria, 1957.
334. Moss R. The physics of an ice-cap. G-^ogr. J., v. 92, N 3, 1938.
335. N a k a y a U. The formation of ice crystals. Compendium of Meteorology, Amer.
Meteorol. Soc. Boston, 1951.
336. NakayaU. Snow crystals: natural and artificial. Cambridge, 1954.
337. N a k a y a U., TodaY. a. MaruyamaS. Further experiments on the artificial
production of snow crystals. J. Fac. Sci. Hokkaido Univ., Ser. II, 1938; Mitt. Deutsch.
Akad. Luftfahrforsch., Bd. 2, H. 1, 1943.
338*. Neuburg H.A. C. a. oth. The Filchner Ice Shelf. Ann. Assoc. Amer. Geographers,
v. 49, N 2, 1959.
339. NiederdorferE. Messungen des Wârmeumsatzes über Schneebedecktem Boden.
Meteorol. Z., N 6, 1933.
340*. Noble H. M. Report on glac’ological observations at Admiralty Bay (lat. 62°05'S,
long. 58°24' W), King George Island, South Shetland Island. 1957—1958. Fa’kland
Islands Dependencies survey 1GY, glaciological reports. (Рукопись в МЦД Б2).
341. NordenskjôldO. Einige Beobachtungen über Eisform n und Vergletscherung
der antarktischen Gebiete. Z. Gletscherkunde, Bd. 3, H. 3, 1909.
342. NordenskjôldO. Wissemchaftliche Ergebnisse der Schwedischen Südpolar-
Expedition 1901 —1903. Bd. 1, Lfg. 1. Stockholm, 1911.
343. Pea ryR.E. Journeys in North Greenland. Geogr. J., v. 7, 1898.
344. P p r u t z M. F. a. Seligman G. A crystallographic investigation of glacier struc¬
ture and the mechanism of glacier flow. Proc. Roy. Soc., A, v. 172, N 950. 1939.
345*. Péwé T. L Glacier fluctuation between 1911 and 1958 in the McMurdo Sound ré¬
gion, Antarctica. Bull. Geol. Soc. America, v. 69, N 12, pt. 2, 1958.
346. P h i 1 i p p i E. Ànderungen von postglazialen Klimaschwankungen in der Südpolar-
region. In: «Die Verânderungen des Klimas seit dem Maxim, der letzten Eiszeit»,
1910.
347. Poulter Th. C. Seismic measurements on the Ross Shelf Ice. Trans. Amer. Geo-
phys. Union, v. 28, 1947.
348. Poulter Th. C. Geophysical studies in the Antarctic. Stanford Research Institute.
California. 1950.
349*. Pound T. N. Calibration of Antarctic snow gauges. A. T, M., N 139, Aeronautical
Research Labs.. Melbourne. 1958.
350. P r i e s t 1 e v R. E. Antarctic adventure. London, 1914.
351. Proh a ska F. Bemerkungen zum sâkularen Gang der Temperatur im Südpolarge-
biet. Arch. Meteorol., Geophys. u. BioklimatoL B, Bd. 6, H. 3 (4), 1954.
352. Pr u d h о m m e A. et BoujonA.H. Sur les tempêtes observées en Terre Adélie.
Météorologie, Juillet — Septembre, 1952.
353. Quervain M. P. de. On metamorphism and hardening of snow under constant
pressure and temperature gradient. In: Assemblée générale de Toronto, 3—14 Sept.
1957. T. 4. Neiges et glaces. Gentbrügge, Belgique, 1958. (Association Internationale
d’Hydrologie Scientifique, publ. N 46).
354. Q u e r v a i n A. de et M e r c a n t о n P. Z. Résultats scientifiques de l’expédition
suisse en Groenland, 1912—1913. Medd. Gronland, 59, 1925.
230
355*. Remington E. W. Glaciology report of the South pole station, 1957, In: Report
by the Ohio State University Research Foundation USNC— IGY, Antarctic glacio<
logical data. Field work 1957 and 1958. Project 825, rep. N 1, pt. 1, 1958.
356. R i t s c h e г A. Wissenschaftliche und iliegensche Ergebnisse der Deutschen An-
tarktik-Expedition 1938/39, Bd. 1, 1942.
357. R о b e г t s B. Shelf ice — a note of terminology. J. Glaciol., v. 1, N 8, 1950.
358. R о b i n G Q. Summary of seismic shooting investigations in Dronning Maud Land.
The Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition, 1949—52. J. Glaciol., v. 2.
N 13. 1953.
359*. Robin G. Q. de. Progress report on the Antarctic ise sheet. Polar Rec., v. 10.
N 64, 1960.
360. R о n n e F. Ronne Antarctic research expedition 1946—1948. Geogr. Rev., v. 38, N 3,
1948
361. R о y d s G. W. On the meteorology of the part of the Antarctic regions where the
«Discovery» wintered. Geogr. J., v. 25, 1905.
362. SchyttV. Refreezing of the meltwater on the surface of glacier ice. Geogr. Ann.,
Bd. 31, h. 1—2, 1949.
363. Schytt V. Die norwegisch-britisch-schwedische Antarktis-Expedition 1949 bis 1952.
Erde, N 3—4, 1953.
364. SchyttV. The Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition, 1949—52. I. Sum¬
mary of the glaciological work. Preliminary report. J. Glaciol., v. 2, N 13, 1933.
365. SchyttV. Glaciology in Queen Maud Land: work of Norwegian-British-Swedish
Antarctic Expedition. Geogr. Rev., v. 44, N 1, 1954.
366. SchyttV. Report on glaciological investigations during the Norwegian-British-
Swedish Antarctic Expedition 1949—1952. In: Assémblee Générale de Rome, t. IV.
Ne.ges et glaces. Gentbrügge, Belgique, 1954. (Association Internationale
d’Hydrologie Scientifique, publ. N 39)
367. SchyttV. Snow studies at Maudheim. Norwegian-British-Swedish Antarctic Ex¬
pedition, 1949—52. Scientific results, v. IV, A. Oslo, 1958.
368. Schytt V. Snow studies Inland. Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition,
1949—52. Scientific results, v. IV, B. Oslo, 1958.
369. SchyttV. The inner structure of the ice shell at Maudheim as shown by core dril¬
ling. Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition, 1949—52. Scientific results,
v. IV, C. Oslo, 1958.
370. Scott R. Results of the National Antarctic Expedition. I. Geographical. Geogr. J.»
v. 25, N 4, 1905.
371. S с о 11 R. F. The voyage of the «Discovery». Second impression. London, 1905.
372. S с о t t R. F. The Great Ice Barrier and the inland ice (Antarctica). Geogr. J., v. 46,
1915.
373. S e I i g m a n G. Snow structure and ski fields. London, 1936.
374. Seligman G. The structure of a temperate glacier. Geogr. J., v. 97, pt. 5,
1941.
375. Shackleton E. H. The heart of the Antarctic. 2 vols. London, 1909.
376*. Sharp R. P Objectives of Antarctic glaciological research. In: Antarctica in the
International Geophysical Year. Washington, 1956.
377*. Shumskiy P. A. Is Antarctica a continent or an archipelago? J. Glaciol., v. 3,
1959
378. Simpson G. S. British Antarctic Expedition 1910—1913. Meteorology, v. 1,
Discussion Calcutta, 1919.
379. Simpson G. S. Chief results of the meteorological observations made on Scott’s
Expedition 1911/12. Quart. J. Roy. Meteorol. Soc., v. 40, 1914.
380*. Smith J. Preliminary report for the field season January 1957 — March 1958.
IGY Glaciological Program, Grytviken, South Georgia. (Рукопись в МЦД B2).
381. Sorge Е. The scientific results of the Wegener Expeditions to Greenland. Geogr.
J., v. 81, N 4, 1933.
382. Sorge E. Glaziologische Untersuchungen in Eismitte. Wissenschaftliche Ergebnisse
der deutschen Grônland-Expedition Alfred Wegener, 1929 und 1930/31, 3. Leipzig,
1935.
383. Sorge E. Glaziologische Untersuchungen bei 200 km Randabstand. Wissenschafb
liche Ergebnisse der deutschen Grônland-Expedition Alfred Wegener 1929 und
1930/31, 4, 2. Leipzig, 1939.
384*. Stephenson P.J. a. Lister H. Preliminary results of the glaciological work
of the Trans-Antarctic Expedition, 1955—58 J. Glaciol., v. 3, N 25, 1959.
385*. Stewart R. H. A. Summary of obserwations at Shackleton, Antarctica, 1956—1957.
Quart. J. Roy. Meteorol. Soc., v. 84, N 3b0, 1958.
386. Sverdrup H.U. The temperature of the firn on Isachsen’s Plateau, and gene¬
ral conclusions regarding the temperature of the glaciers on West-Spitsbergen.
Scientific Results Norw.-Swed. Spitsbergen Expedition 1934. Geogr. ann., Bd. 17,
N 1—2, 1935.
231
387. Sverdrup H. U. The currents of the coast of Queen Maud Land. Norsk georg.
tidsskr., 14. 1953.
388. Swithinbank Ch. Ice shelves. Geogr. J., v. 121, pt. 1, 1955.
889. Swithinbank Ch. The morphology of the ice shelves of Western Dronning
Maud Land. Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition 1949—52. Scientific
results, v. Ill, A. Oslo, 1957.
390. Swithinbank Ch. The regime of the ice shelf of Maudheim as shown by stake
measurements. Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition, 1949—52. Scientific
results, v. Ill, B. Oslo, 1957.
391. S w i t h i n b a n.k Ch. The regime of the ice sheet of Western Dronning Maud Land
as shown by stake measurements. Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition,
1949—52. Scientific results, v. Ill, E. Oslo, 1959.
392. Taylor G. Physiography and glacial geology of East Antarctica. Geogr. J., v. 44,
N 4, 1944
393*. Vickers W. Glaciological report of the airborne traverse unit 1957—1958. In:
Report by the Ohio State University Research Foundation USNC — IGY, Antarctic
glaciological data. Field work 1957 and 1958. Project 825, rep. N 1, pt. 1, 1958.
394*. Vickers W. W. On snow accumulation and meteorologic observation. In: Prelimi¬
nary reports of the Antarctica and Northern Hemisphere glaciology programs,
group III. N. Y., 1958. (Amer. Geogr. Soc., IGY World Data Center A).
395*. Vickers W. W. Snow accumulation on the Ross Ice Shelf and the Victoria Pla¬
teau. Symposium on Antarctic research. Wellington, 1958.
396*. Vickers W. W. Wind transport of Antarctic snow. Trans. Amer. Geophys. Union,
v. 40, N 2, 1959.
397* Vickers W. W. Antarctic snow stratigraphy. Trans. Amer. Geophys. Union, v. 40.
N 2, 1959.
398. Wade F. A. North-eastern borderlands of the Ross Sea; glaciological studies in
King Edward VII Land and North-western Marie Byrd Land. Cieogr. Rev., v. 27,
N 4, 1937.
399. Wade F. A. The physical aspects of the Ross Shelf Ice. Reports on scientific re¬
sults U. S. Antarctic Service Expedition 1939—1941. Proc. Amer. Philos. Soc., v. 89.
N 1, 1945.
400. Warner L. A. Summary of crystallographic investigations of the Ross Shelf Ice.
Appendix in Wade. «The physical aspects of the Ross Shelf Ice». Proc. Amer. Philos.
Soc., v. 89, N 1, 1945.
401. Wegener K. u. Holzapfel R. Das Schneefegen. Wissenschaftliche Ergebiisse
der Deutschen Grônland-Expedition Alfred Wegener, Bd. 1. Leipzig, 1933.
402. Weickmann H. Die Eisphase in der Atmosphare. Berichte des Deutschen Wetter-
dienstes der US-Zone, N 6. Bad Kissingen, 1949.
403. WestmannJ. Form und GroBe der Schneekristalle, beobachtet auf Spitzbergen.
Meteorol. Z., Bd. 24, H. 8, 1907.
404: West mam mJ. Beobachtungen über den Wasseraustausch zwischen der Schneedecke
und der Luft im Mittelschwedischen Tieflande. Stockholm, 1913.
405*. Wexler H. Heating and melting of floating ice shelves. J. Glaciol., v. 3, N 26,
1960.
406. Wilkes Ch. Narrative of the United States Exploring Expedition, v. 2, Philadelphia,
1845.
407*. W о о 11 a r d G. P. Preliminary report on the thickness of ice in Antarctica. Trans.
Amer. Geophys. Union, v. 39, N 4, 1958.
408. Wright C. S. The Ross Barrier and the mechanism of ice movement. Geogr. J.,
v. 65, N 3, 1925.
409. Wright G. S. a. Priestley R. E. Glaciology. British (Terra Nova) Antarctic
Expedition 1910—1913. London, 1922.
410. Y о s i d a Z. a. К о j i m a K. Acceleration of metamorphosis of snow by temperature
gradient. In: Assémblee Générale de Rome, t. IV, Neiges et glaces. Gentbrügge,
Belgique, 1954. (Association Internationale l’Hydrologie Scientifique, publ. N 39).
411. Yosida Z. a. oth. Physical studies on deposited snow thermal propertes. Contribu¬
tion from the Institute of Low Temperature Science, N 7. Sapporo, 1955.
412*. ZumbergeJ. H. Preliminary report on the Ross Ice Shelf deformation project.
In: Preliminary Reports of the Antarctica and Northern Hem'sphere Glac.ology Pro¬
grams, group IV. N. Y., 1958. (Amer. Geogr. Soc., IGY World Data Center A);
Trans. Amer. Geophys. Union, v. 39, N 4, 1959. (IGY Bulletin, N 14)
413*. Zumberge J. H., Giovinetto M., Kohle R., Reid I. Deformation of the
Ross Ice Shelf near the Bay of Whales, Antarctica. IGY Glaciological Report Series
N 3, 1960. (Amer. Geogr. Soc., IGY World Data Center A).
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Абляции зона 141, 153, 154, 191, 198, 200.
213
Абляция 7, 18, 19, 25, 82, 83, 157, 209, 211
Аккумулятивные формы микрорельефа
снега 60, 61, 88, 190
Аккумуляция снега см. снегонакопление
«Алмазная пыль» 44
Альбедо 31, 32, 38, 125, 157, 191
Анизотропия тепловых свойств кристаллов
льда 91, 127
Антарктический антициклон 27—30, 37, 39,
193
Атмосферная циркуляция 27, 28, 30, 208,
209
Базисные плоскости кристаллов 91, 120,
127
Баланс массы ледника см. вещественный
баланс ледникового покрова
Барханный перенос снега 63, 190
Барханы 60—63, 66, 69, 73, 88, 190
Барьер ледниковый И, 13, 60, 86, 87, 156,
162, 163, 165, 172, 179, 209—211, 214
«Баффинов тип» оледенения см. инфильт-
рационно-конжеляционная зона
Береговая полоса 61, 80, 83, 85, 87, °9,
100, 131—133, 145, 169, 172, 177—188,
193, 200, 202, 214
Бугры снежные 60, 68, 77, 80, 88, 159, 169,
195
Валики изморози 169, 170
Валы снежные 61, 88
Вертикальная столбчатость 106, 111, 117,
133, 135, 136, 143, 145, 159, 181, 186
Вертикальные ледяные включения 120—
122, 128, 142, 181, 182, 186
Ветровая доска 63, 98, 138, 196
— слоистость 53, 60, 62, 105, 106, 121, 124,
127, 135, 141, 143, 159, 186
— эрозия 54, 81, 154, 162, 193
Ветры стоковые 19, 31, 33, 35—38, 46, 47,
50, 57, 61, 63, 64, 66, 70, 72—75, 77, 81,
85—89, 100, 147, 148, 153, 157, 158, 169,
172, 176, 177, 179, 180, 188, 189, 193, 199,
200, 213, 214
—'Циклонические 33, 35—38, 47, 61, 72, 79,
88, 158, 172, 176, 188, 193, 199
Вещественный баланс ледникового покро¬
ва 20, 87, 89, 150, 163, 165, 166, 203,
209—214
поверхности 7, 25, 84—87, 89, 151,
214
Внешняя океаническая зона снегонакопле¬
ния 148
Внутренние районы материка см. цент¬
ральные районы
Водные свойства снега 133—135
Водоудерживающая способность 25, 118,
126, 130, 133—135, 139, 140, 142, 144—
146, 164, 184
Воздухопроницаемость снега 25, 66, 76,
90, 97—100, 105—107, 109, НО, 124, 125,
127, 130, 135—137, 139—141, 143—145,
159, 184, 186
Возраст поверхности снега 79, 89
— снежно-фирновой толщи 7,23,26,84,202
Волны давления Симпсона 27, 29
Впадины корразионные 63, 64, 88, 158, 172,
176
Вторичные прослойки инфильтрационного
льда 96, 103, 104, 119, 127, 128, 184
Выводные ледники 8, 11, 86, 157, 177, 179,
210, 212, 214
Вынос снега с материка в море 86, 87, 89,
188, 214
Выпадающие осадки 15—18, 20, 26, 27,
39—47, 84—87, 89, 125, 126, 131, 145, 150,
152, 156, 158, 162, 164, 167, 169, 180, 199,
202, 205, 208, 209, 213—216
пластинчатого типа роста 40—46. 74,
85, 87, 111, 126, 139, 169, 180, 184, 194
столбчатого типа роста 40—46, 74,
85, 87, 126, 139, 180, 184, 1°4
«Высокогорные озера» 154, 198
Главная кристаллографическая ось 91, 127
Глубинная изморозь см. изморозь глуОин-
ная
Гляциоактинометрические измерения 90
Годовое снегонакопление 15, 16, 19, 78, 85,
89, 113, 130, 141, 143—145, 147—153, 158,
161, 162, 167, 170—173, 176, 178, 179,
181, 184, 191, 195, 197, 201, 202, 208, 209,
213 215
Годовые слои 15, 16, 19, 141, 143, 148, 162,
173, 174, 215, 216
Горизонт вмывания 120, 128
— вымывания 120, 128
— разрыхления 111, 117, 118, 126, 127, 133,
136, 142, 184, 186
Гребни высокого давления 29, 147
Гряды снежные 60, 61, 68, 80, 88, 195
Движение льда 14,. 84, 152, 199, 203, 209—
214
16 В. М. Кобляков
233
Депрессии на шельфовых ледниках 157
Длительность существования снега на по¬
верхности 80
«Длина разгона метели» 54
Дождь 83
Долинные ледники 11, 86, 165
Затвердевание снега 54, 69, 76—78, 89,172
Заструги 12, 19. 60, 63—66, 69, 77—80, 83,
88, 100, 126, 139, 158, 159, 162, 172, 173,
176, 180, 191, 195
Зимние слои 13, 132, 133, 141—144, 146,
174, 184, 186, 196
Зоны льдообразования 153—155, 171, 198,
199, 201, 213
— снегонакопления 148
Измерение высоты снежного покрова по
тросам 18—20, 26, 82, 114, 215
Изморозь 17, 44, 46, 47, 84, 87, 89, 163,
169, 172, 192. 196, 199, 200, 214. 215
— глубинная 409, 111, 117, 127, 174, 181
Интенсивность аккумуляции снега см. го¬
довое снегонакопление
— снегонакопления см. годовое снегона¬
копление
Инфильтрационно-конжеляпионная зона
154, 155, 171, 174, 175, 178, 181, 198, 199,
202, 213
Инфильтрация воды в снеге 20, 83, 84, 90,
118, 128, 163, 174, 181, 214
Испарение снежного покрова 20, 32, 68,
71-, 81—84, 87, 89, 91, 100, 114, 115, 152,
176, 177, 191, 199, 209—211, 215, 216
Капиллярное поднятие воды в снеге 25,
130, 133, 134, 139, 140, 142, 144—146, 164,
184
Карнизы у заструг 63, 69, 83, 139, 190
Карта интенсивности питания ледникового
покрова 150; 151, 198, 216
Корки 13, 14, 20, 56, 78,79,88,96—105,111,
119, 126, 127, 141, 164, 179, 181, 186
— ветровые 78, 96—99, 104—106, 119, 121,
127, 128, 139. 142, 146, 184, 195
— гололедные 78, 79, 96—98, 127, 159, 174,
180, 184, 200
—-ледяные 31, 83, 159, 173
— радиационно-ветровые 99, 190, 195, 196
— радиационные 54, 78, 96, 97, 99—104,
106,' 111, .119, 121, 127, 128, 139, 142—144,
146, 159, 173, 174, 181, 184, 195, 196, 199,
200
— фирновые 31, 159
Лабораторные исследования 24—26
Ледникового антициклона, теория 27, 157,
204, 205
— цикла, теория 205
Ледниковые купола 11, 46, 47, 74, 100,
154, 159, 161, 163, 168—177, 199, 212, 214
Ледоломы И
Ледяная зона см. инфильтрационно-коч-
желяционная зона
Ледяной туман см. «алмазная пыль»
Ледяные включения 24, 119, 120, 126, 128,
136, 142, 146, 164, 173, 174, 181
— желваки 120, 121, 128, 142, 173, 174, 181,
182, 186
— иглы 17, 39, 43, 44, 193, 196, 200
23 î
— линзы 103, 104, 118—124, 128, 141, 142.
164, 174, 181, 182, 186
— прослойки 99, 118, 119, 124, 125, 142, 146,
173
Летние слои 13, 86, 100, ПО, 119, 127—129,
132, 133, 142—144, 146, 164, 173, 174,
184, 186, 196, 200
Максимальное отклонение от среднего
размера кристаллов 106, 109, 139, 140,
181, 186
Маршрутные исследования 23, 24
Метелевый перенос 14, 15, 18—20, 26, 27,
31, 44, 47—59, 70, 72, 73, 75, 79, 81, 84—
89, 124—126, 147, 170, 171, 176, 181, 184,
186, 188, 190, 193, 195, 200, 205, 211,
213, 215, 216
Метелемер 20, 21, 215, 216
Метели низовые 17, 47—59, 66, 68, 72, 77,
87, 88, 107, 130, 135, 137—140, 172, 176,
193
— общие 17, 47—53, 57—59, 61, 68, 70—
73, 77, 78, 87, 88, 98, 107, 137—140, 159,
176, 193, 214
Микрорельеф поверхности снега 7, 14, 18,
20, 23, 56—69., 72, 73, 79, 80, 88, 89, 97,
139, 159, 172, 180, 190, 191, 195
Монолиты снега 21—24, 26, 215
Морской припай 169
'многолетний 166, 167, 199, 205
Мощность ледникового покрова 9, 10, 11,
14, 156, 206, 210 213 -
— снежно-фирновой толщи 7, 201, 202, 214
Навеянные ледники 11
Направление форм микрорельефа 23
Нарастающие осадки см. изморозь
Нунатаки 10, 12, 18, 206, 207
«Оазисы» 12, 32, 154, 157, 176, 177, 199,
216
Объемный вес снега 14, 15, 20, 23—25, 31,
53, 59, 60, 66, 68, 69, 74—79, 81, 86,
88—91, 99, 105—107, 109, 110, 114—116,
120, 125—128, 130—134, 136, 137, 139, 140,
142, 144—146, 156. 158, 159, 161, 164,
165, 169, 172—174, 176, 177, 184, 186, 190,
191, 194—196, 198, 199, 201, 202, 210, 215,
216
Осадкомер 17, 18, 26, 152
Оседание снега 7, 14, 22, 26, 71, 81, 82, 90,
107, 114—117, 126, 128, 130, 145, 154,
164, 191, 192, 214
толчкообразное ПО, 114, 116, 117,
128, 200
Осенний максимум снегонакопления 32,
70, 80, 88, 191
Парниковый эффект снеготаяния 83'
Питание ледников 7, 11, 14, 16, 39, 46, 47,
84, 85, 87, 89, 151, 156, 157, 164, 167, 168,
172, 193, 196, 199, 200, 202, 203, 206, 209,
211, 212, 214, 216
Пластические деформации кристаллов 114,
128
Поземки 18, 44, 47—50, 53—57, 69, 70, 73,
87, 88, 97, 137, 139, 140, 176, 193, 195
Пористость снега 13, 74, 106, 109, 120,
127, 128, 130, 133—137, 139, 140, 142,
145, 146
Потепление в Антарктике 208, 209
Пояс, максимального развития стоковых
ветров 188, 191, 198, 200
Прибрежная полоса см. береговая полоса
Приземная температурная инверсия 33
Прослойки разрыхления .98, 106, 181, 186
Профиль развития снежной Толщи во вре¬
мени 125, 126, 129
—твердости 23, 26, 142, 143, 171, 179, 196,
215
Радиационный баланс снежного покрова
15, 30—32, 38, 82, 91, 152, 176
— режим 30—32, 38
Развитие снежной толщи во времени 12'5,
126
Разрыхление снежного покрова 77, 78,
109, НО, 131, 141, 144, 172, 176, 184, 190
Реечные измерения 15, 18, 19, 23, 26, 84,
148, 149, 151, 171, 179
Рекристаллизационная зона 141, 142, 146,
154, 155, 192, 196, 198
Рекристаллизационно - инфильтрационная
зона 141, 142, 146, 154, 155, 164, 171, 174,
175, 178, 181, 184, 186, 198, 199
Сальтация 53
Самописец оседания 21, 22, 114—117
Сезонные отложения снежного покрова 14,
15, 19, 22, 23, 114, 115, 118, 119, 125,
128, 141, 143, 144, 146, 155, 159, 215, 216
Скважины 156, 188, 202, 216
Слоистость айсбергов 12, 13, 148
Снег крупнозернистый 134, 135
— мелкозернистый 106, 109, 133, 134,
137—140, 145
— плывун 24, 111, 137, 138, 140—142
— свежевыпавший 44, 57, 107, 127, 131,
134, 135, 137—140
— свежеотложенный 46, 75, 88, 106, 107,
112, 114, 115, 126, 128, 131—1’34, 136—
140, 145, 154, 159, 169, 171, 172, 181, 184,
192
— свежий 47, 50, 53, 60, 68, 72, 75, 77, 84,
85, 100, 109, 112, 114, 119, 134, 135,
137—140, 145, 158, 159, 181, 184, 186,
190, 191, 191, 196
— среднезернистый 134, 135, 137—141, 146
— старый 53, 58, 60, 73, 79, 83, 131, 185,
139, 145, 195
Снеговая линия 153, 154, 171, 198, 213
Снеговетровой поток 20, 50—54, 57, 72,
82, 85, 87, 88, 139, 157, 162, 170, 171,
176, 177, 180, 191, 215, 216
Снегонакопление 18—15, 17—19, 23, 25,
26, 47, 66, 70—73, 85, 87, 90, 112, 118,
141, 143, 147—152, 157, 158, 162, 163,
165, 168, 169, 171, 174, 179—181, 184,
186, 188, 191, 193, 198—200, 202, 203, 205,
208, 211, 213—216
Снегопады 17, 20, 30, 32, 36, 39, 41—45,
47, 50—54, 57. 59, 60, 66, 68, 70—72, 75,
77, 84, 88, 100, 109, 131, 189, 147, 158,
170, 180, 191, 209
— летние 83, 89
«Снежная мгла» 58, 88
— рябь 60, 61, 68
Снежники 12, 176, 177, 199
Снежные гейзеры 117
Собирательная перекристаллизация 106,
127
Солнечная радиация 27, 30, 37, 74, 82,
88, 88, 90, 92, 96, 99, 100, 104, Н8, 126,
128, 144, 153, 173, 179, 181, 186, 196, 203,
209
поглощенная 31
прямая 80, 31, 112
рассеянная 31, 83
суммарная 30, 31
Спикулы см. ледяные иглы
Стационарное положение ледникового по¬
крова 207
Стационарные исследования 19—22, 129,
215
Стоковых ветров; зона 61, 63, 66, 74, 75,
85, 87, 88, 148, 188—193, 200,.202, 209
Сток талых вод 87, 89, 210
Структура льда 14, 118
— снега 15, 21, 26, 90, 91, ПО, 114, 116,
117, 127, 130, 134, 139, 164, 200
Структурные исследования 24
Сублимационная перекристаллизация 7,
93, 94, 104—113, 126, 127, 130, 131, 185,
136. 141, 143, 145, 154, 159, 181, 186, 192,
200, 214
Сублимация влаги из воздухи 46, 47, 74,
98, 99, 172
Сугробы 58, 60—63, 66, 68, 69, 72, 73, 77,
79, 80, 84, 86, 88, 159, 172, 176, 190, 195
Таяние 7, 10, 12—14, 18, 20, 22, 24, 31, 32,
71, 81—84, 90,91, 96, 99, 100, 104, 105, 107,
112, 114, 117—127, 130, 134, 136, 141 —
143, 146, 155—157, 163—165, 173, 174,
176, 177, 184, 186, 188, 191, 196, 199, 201,
209—211, 218—215
— адвективное 89, 117, 118, 128
— радиационное 89, 117, 118; 124, 128,
164, 174
Твердомер-зонд 28, 26, 142, 184, 196, 215
Твердомер индикаторный 21, 23
Твердость снега 13, 20, 21, 23, 60, 66, 68,
69, 76—80, 89, 98, 107—110, 117, 125,
12'6, 130—133, 139, 140, 144—146, 159,
164, 172, 180, 181, 184, 186, 190, 191, 195,
196, 199, 216
Текстура снежного покрова 24—26, 106,
109, 131, 183, 135, 139, 145, 184
Температурный градиент в толще 7, 92,
94, 105, 107, 109, 127, 186
— режим снежного покрова 21, 90—95,
126, 127
Температуропроводность снега 90, 91
Тепловой баланс снежного покрова 15,
34, 82, 91
Теплоемкость снега, объемная 90, 91
Теплопроводность снега 76, 90, 91, 105,
127
Тип льдообразования 26, 156, 181
— снегонакопления 72, 73, 77
Трещины 10, 11, 24, 84, 116, 171
Турбулентный теплообмен 32, 82
Укрупнение кристаллов 113, 141, 155, 181,
186
Уплотнение снега 19, 53, 74—77, 81, 84, 89,
98, 109, 114—117, 128, 130, 131, 155, 159,
164, 172, 173, 176, 192, 201
— ин фильтрационное 120, 128, 131
Фён 37, 38, 77, 157
Фирн 13, 15, 24, 25, 31, 68, 93—95, 100,
16* 235
104, 107, 110, 111, 118, 120, 124, 126, 128,
131, 137, 138, 140—142, 146, 155, 156,171,
173, 174, 176, 179, 184, 201, 202, 214
— древний см. фирн рекристаллизацион¬
ный
— инфильтоационный 81, 109, 112, 114,
119, 125, 128, 135—138, 140, 141, 146,
163, 164, 181
— рекристаллизационный 107, 115, 137,
138, 140, 141, 154, 191, 200, 213
Фирновая зона см. холодная инфильтра¬
ционная зона
Флишевая толща 124, 125, 128, 142, 184
Фоторегистратор высоты поверхности сне¬
га 18
Холодная инфильтрационная зона 20, 125,
141, 146, 154, 155, 164, 171, 174, 175, 178,
181, 184, 186, 198, 199, 202
— лаборатория 24, 215
Центральные районы материка 10, 13, 16,
27. 3Q, 31, 33, 38, 44, 61, 66, 74, 75, 85,
87—89, 92, 100, 113, 116, 117, 128, 143,
144, 150—152, 154, 193-197, 200, 202,
203, 211, 213-^15
Центральная штилевая зона снегонакопле¬
ния 148
Циклоническая деятельность 28—30, 32,
36, 39, 44, 50, 71, 86, 147, 158, 180, 186,
188, 189, 191, 200
Циклоны малоподвижные 29
Шельфовые ледники 8, 11, 13—15, 33, 36,
46, 47, 64, 74, 81, 85, 87—89, 100, 148,
153, 154, 156—170, 198, 199, 205, 206,
209—212, 214, 216
вторичные 165
Шлейфы барханов 60, 61, 63, 66, 69, 73,
80; 172, 195
Шлифы 24, 97, 104, 111
Шурфы 13—16, 19, 21—23, 26, 84, 99, 100,
113, 116, 117, 125, 126, 133, 140, 142, 143,
148, 149, 169, 171, 179, 188, 196, 200, 208,
209, 215, 216
Эрозионные формы микрорельефа снега
60, 63, 73, 88, 176
Эффективное излучение снега 31, 32
ИМЕННОЙ УКАЗАТЕЛЬ
Абельс Г.
о теплопроводности снега 90
Аверьянов В. Г.
об -изморози в центральных районах
материка 193
о метелях в районе станции Восток-1 56
об объемном весе поверхности в цент¬
ральных районах 194
о снегонакоплении на станции Восток-
197
Альм ан Г.
организация Норвежско-британско-швед¬
ской экспедиции 15
о методике исследований 14, 17
об образовании ледяных прослоек 119
о снеговой линии 153
о «высокогорных озерах» 154
Амундсен Р.
путешествие к Южному полюсу 9, 13,
44, 194, 196
Андерсон В.
об изменении размеров зерен с глуби¬
ной 112
Андре С.
об измерении метелевого переноса 20
Арктовский X.
о слоистости айсбергов 12
Астапенко П. Д.
о циклонической деятельности 30
об осадках на Южном полюсе 44
Бадер X.
о воздухопроницаемости снега 25, 135
о классификации альпийского снега 137,
138
Барре М.
об измерении метелевого переноса 20
Бауэр А.
о площади Антарктиды 8
о количестве льда на земном шаре 204
Бегнолд Р.
о закономерностях переноса песка 50
Бейрд П.
о ледяном типе питания 154
Беллинсгаузен Ф. Ф.
открытие Антарктиды 12
Бендер Дж.
о воздухопроницаемости снега 135
Богословский В. Н.
о факторах теплообмена в снеге 90,
105
о паропроницаемости снега 91, 109
об образовании ветровых корок 99
об изменениях размеров зерен в снеге
120
о водных свойствах снега 134
Болл Ф.
о стоковых ветрах 37, 57
Боначина Л.
о выпадающих осадках 39
Бончковский В. Ф.
о метелях 49
Борхгревинк С.
первая зимовка на материке 12
об отступании шельфового ледника
Росса 206
Бриттон Г.
о циклонической деятельности 29
о стоковых ветрах 36
Брюкнер Е.
о связи оледенения с климатом и осад¬
ками 209
Бэрд Р.
участие в американских экспедициях 9,
14
о дожде на станции Литл-Америка 83
Вегенер А.
исследования в Гренландии 14
Вестм-ан
об атмосферных кристаллах 40, 45
Виккерс В.
об определении понятия «заструг» 63
о разрыхлении летнего снега ПО
о снегонакоплении на Земле Виктории
150
Воронов П. С.
о древнем оледенении 206
Втюрин Б. И.
о строении ледникового барьера 60
о многолетнем морском припае 166
Глен А.
о двух видах изморози 46
Гульд Л.
об антарктическом ледоразделе 9
о слоистости снежного покрова 14
о неровностях поверхности шельфового
ледника 161
о развитии шельфовых ледников 205
о питании шельфовых ледников матери¬
ковым льдом 165
о многолетнем морском припае 166
об уменьшении ледникового покрова
в четвертичном периоде 207
о связи оледенения с климатом и осад¬
ками 209
Дибенхем Ф.
о неровностях поверхности шельфовых
ледников 162
237
о питании шельфовых ледников матери¬
ковым льдом 164
о процессах на нижней поверхности
шельфовых ледников 167
Добровольский А.
об атмосферных кристаллах 40
Долгушин Л. Д.
об измерении высоты снежного покро¬
ва по тросам 18, 190
о метелевом переносе на станции Пио¬
нерская 189
о микрорельефе снежного покрова 61,
190, 209
об объемном весе снега на станции Пио¬
нерская 116
Дригальский Е.
о слоистости айсбергов 12, 13
о корках 96
об образовании вторичных шельфовых
ледников 165
о следах древнего оледенения 206
Дэвид Т.
о слоистости айсбергов 13
о прошлом шельфовом леднике Росса
206
Дюнин А. К.
о закономерностях метелевого переноса
51, 53, 54, 57
Закиев X. Я.
о признаках для определения сезонных
'.отложений снега ПО
о снегонакоплении на станции Комсо¬
мольская 197
о росте ледникового покрова 211
Зелигман Г.
об оседании снежного покрова 21
о миграции водяных паров в снеге 105
о вертикальной ориентировке кристал¬
лов фирна 107, 119
об изменении размеров зерен с глуби¬
ной 112
Зорге Е.
о методике исследований 14, 17, 24, 25
о циркуляции воздуха в снеге 76
об изменении размеров зерен с глуби¬
ной 112
об оседании снежного покрова 21, 116
о радиационном таянии снега 117
о признаках для выделения сезонных
слоев 141
Зумбепг Дж.
о снегонакоплении на шельфовом ледни¬
ке Росса 162
Иосидд 3.
о миграции водяных паров в снеге 105
Капица А. П.
об изморози на о-ве Дригальского 47
о подтекании материкового льда под
шельфовый ледник 165
об образовании вторичных шельфовых
ледников 165
Карташов С. Н.
о средней годовой температуре 34
об измерениях твердости снега 23, 131,
192
о закономерностях оседания снега 114
Кервен де М.
о миграции водяных паров в снеге 105
о равновесии гренландского ледникового
покрова 207
Кидсон Е.
об антарктическом антициклоне 27
о циклонической деятельности 29
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
Клебельсберг Р.
о снеговой линии 153
Козак X.
о площади Антарктиды 8
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о количестве льда в Антарктиде в эпоху
максимального оледенения 204
Комаров А. А.
о закономерностях метелевого переноса
51
Кондратьева А. С.
о теплопроводности снега 90
Копанев И. Д.
о тепловых свойствах снега 90
Корт А.
о связи современного оледенения Ант¬
арктиды с древним 205
Кузнецов М. А.
о методике исследований 24
о гляпиоактинометрических исследова¬
ниях 31, 90
о барханном переносе снега 63
о двух формах таяния снега 8*3
о механизме таяния снега 119
о происхождении флишевой толщи 124
Кузьмин П. П.
о водных свойствах снега 134
Лазарев М. П.
открытие Антарктиды 12
Лебедев В. Л.
об огромных столовых айсбергах 206
Лёве Ф.
участие во Французской экспедиции
1949—1951 гг. 15
о вытаивании реек 18
об антарктическом антициклоне 28
о радиационном балансе 30, 31
о слоистости снежного покрова 19,
141
об измерении метелевого переноса 20
о повторяемости метелевого переноса 49
о закономерностях метелевого переноса
51, 54, 57, 58
о выносе снега с материка в море 86
о микрорельефе снежного покрова 61
о циркуляции воды в снеге 76
о корках 100
об изменении размеров зерен с глубиной
112
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о границах зон льдообразования 155>
о росте ледникового покрова 211
Лемб X.
о высшей точке Антарктиды 9
■об антарктическом антициклоне 28
о циклонической деятельности 29, 39
о стоковых ветрах 36
о выпадающих осадках 69
238
Лильеквист Г.
участие в Норвежско-британско-швед-
екой экспедиции 15
о радиационном режиме 30, 32
о температурной инверсии 33
об атмосферных кристаллах 42
о закономерностях метелевого переноса
51, 54
об ориентировке кристаллов в снеге 46
Листер X.
о закономерностях метелевого переноса
57
об испарении снежного покрова 81
о разрыхлении летнего снега ПО
об укрупнении кристаллов с глубиной
112
о ходе снегонакопления на станции
Саут-Айс в XX в. 208
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о росте ледникового покрова 211
Листоль О.
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
Ллибутри Л.
об измерении твердости снега 23
Мадиган
об измерении метелевого переноса 20
о выносе снега с материка в море 86
Макинтош
о величине снегонакопления на шельфо¬
вом леднике Росса 149
Марков К. К.
о зональности антарктического леднико¬
вого покрова 8
о многолетнем морском припае 166
о связи оледенения с климатом и осад¬
ками 209
Мейнардус В.
о средней высоте Антарктиды 9
об антарктическом антициклоне 27, 67,
39
о циклонической деятельности 29
о карте распределения осадков в Ант¬
арктиде 150
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о равновесии ледникового покрова 205
о связи оледенения с температурой и
осадками 208, 2G9
Мейсон Б.
об атмосферных кристаллах 40
Меллор М.
о микрорельефе снежного покрова 61,
63
о ветровой эрозии снега 81
о средней величине снегонакопления
в Антарктиде 152, 198
о границах зон льдообразования 155
о стационарном положении ледникового
покрова 207
о росте ледникового покрова 211
Мельник Д. М.
о закономерностях метелевого переноса
51
Меркантон П.
о равновесии гренландского ледниково¬
го покрова 207
Мосс Р.
об оседании снежного покрова 21
Моусон Д.
участие в Австралийской экспедиции
1911—1914 гг. 14, 168
об измерении метелевого переноса 20, 86
о древнем оледенении Антарктиды 204
Накайя У.
о форме атмосферных кристаллов 40
Нидердорфер Е.
о поглощении солнечной радиации сне¬
гом 92
Норденшельд О.
участие в Шведской экспедиции 1901—
1904 гг. 13
о делении Антарктиды 8
о древнем оледенении Антарктиды 203,
206
о «сухой» зиме в Антарктиде 13
Ноубл X.
о снегонакоплении на о-ве Короля Геор¬
га 148
Оделл Н.
о «высокогорных озерах» 154
о рыхлом снеге в центральных районах
194
Певе Т.
■о стационарном положении ледникового
покрова 207
Перутц М.
о вертикальной ориентировке кристал¬
лов фирна 107, 119
Нири Р.
об интенсивности метелей 57
Погосян X. П.
об антарктическом антициклоне 28
Поултер Т.
о слоистости снежного покрова 14
о толчкообразных оседаниях 116
о процессах на нижней поверхности
шельфовых ледников 167
Пристли Р.
о снежном покрове 1'3—15
о снегоотложении 59, 61
о слоистости айсбергов 13
о корках на шельфовом леднике Росса
96
о процессах на нижней поверхности
шельфовых ледников 167
о древнем оледенении Антарктиды 203,
204, 206
Райт С.
о строении снежного покрова 13—15
о снегоотложении 59, 60
о питании шельфовых ледников матери¬
ковым льдом 164
о процессах на нижней поверхности
шельфовых ледников 167
о древнем оледенении Антарктиды 204
Рихтер Г. Д.
о роли метелевого переноса в образова¬
нии шельфовых ледников 47, 157
Робертс Б.
о шельфовых ледниках 156
Робин Г. , . •
о толчкообразных оседаниях 117
239
о 'мощности шельфовых ледников 156
Ронне Ф.
об отступании шельфового ледника
Фильхнера 206
Росс Дж.
путешествие вдоль Барьера Росса 206
Русин Н. П.
о радиационном режиме '30, 31
о стоковых ветрах 37
о выпадающих осадках 44
об изморози внутри материка 47
о закономерностях метелевого переноса
54, 57
о летнем испарении в «оазисе» 177
о росте ледникового покрова 211
Сайп л
о корках на шельфовом леднике Росса
159
Свердруп X.
организация Н о р в еж с к о - бри т а иск о - шв е д-
ской экспедиции 15
об образовании ледяных прослоек 119
Симпсон Г.
об антарктическом .антициклоне 27, 29,
37
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
Скотт Р.
участие в Английской экспедиции 1901 —
1904 гг. 12, 13, 156
путешествие к Южному полюсу 9. 30
44, 65, 194
о снегонакоплении на шельфовом лед¬
нике Росса 149
о питании шельфовых ледников мате¬
риковым льдом 165
о процессах на нижней поверхности
шельфовых ледников 167
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
° 2063еВНеМ °ЛеДеНеНИ,И Антарктиды
Стефенсон Р.
о закономерностях метелевого переноса
57
о ветровых корках 99
об ориентировке кристаллов в снеге 107
°б1 |^крупінен'ии кРисталлов с глубиной
Суитинбенк Ч.
о снегонакоплении на шельфовых лед¬
никах 15
о связи аккумуляции снега с количе¬
ством осадков 17
об изморози на шельфовых ледниках 47
о формах микрорельефа снежного по¬
крова 60
об испарении на шельфовых ледниках 81
о неравновысотности ледникового барье¬
ра 162
о пределе распространения ледников в
Антарктиде 204
Таубер Г. М.
о циклонической деятельности 29 30
о ветрах 35
° закономерностях метелевого переноса
Тейлор Г.
о следах древнего оледенения 205, 206
240
Тораринссон С.
об образовании ледяных прослоек 119
Тушинский Г. К.
о профиле развития снежного покрова
во времени 125
Уилкс Ч.
о слоистости айсбергов 12
Уорнер Л.
об Оіриентировке кристаллов в снеге 107
Уэйд Ф.
о снегомерных работах 19
о слоистости снежного покрова 15
о снегонакоплении на шельфовом ледни¬
ке Росса 149
об испарении на шельфовом леднике
Росса 81
о корках на шельфовом леднике Росса
14, 159
об оседании снежного покрова 21
Филиппи Е.
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
Флинт Р.
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
Фукс В.
участие в трансконтинентальном походе
16, 23, 51, 150
о застругах в районе Южного полюса 64
Хаттерслей-Смит Г.
о снегонакоплении на Южных Шетланд¬
ских о-вах 148
Хефели Р.
об определении твердости снега 23
Хиллари Е.
участие в трансконтинентальном походе
16
Хоббс В.
о ледниковом антициклоне 27, 37, 39,
204, 205
о значении метелевого переноса 47, 157
Ховард А.
о снегомерных работах 19
о лабораторных исследованиях 24
о таянии снега в Литл-Америке 118
Хьюис Т.
об оседании снежного покрова 21
Чернигов В. А.
о закономерностях оседания снега 114
Чернов Ю.
о выпадающих осадках 44
Шарко Ж.
участие во французских экспедициях
1904—1905 и 1908—1909 гг. 13
Шарп Р.
об измерении снегонакопления 18
Шеклтон Э.
участие в Английской экспедиции 1908—
1909 гг. 13, 30
о слоистости айсбергов 1'3
Шляхов В. И.
о минимальных температурах в Антарк¬
тиде 34
Шумский П. А.
участие в работах 1957—1958 гг. 17
работы в походе Мирный — Пионерская
23
об оси пояса стоковых ветров 36, 188
об атмосферных кристаллах 43
о микрорельефе снежного покрова 61,
63, 190, 192
о древнем рекристаллизационном фирне
107
о разрыхлении летнего снега ПО
об объемном весе снега на станции Пио¬
нерская 116
об образовании ледяных желваков 120
о ледяном типе питания 154
о существовании ледникового покрова в
Антарктиде 202
Шютт В.
об исследованиях снежного покрова 12г
15
о годовых слоях снега и фирна 15, 113
об объемном весе снежного покрова 75
об образовании ветровых корок 98, 99
о разрыхлении летнего снега НО, 142
об изменении размеров зерен с глубиной
112
об образовании ледяных прослоек 119,
120
об оседании снежного покрова 21,
114
о ледяном типе питания 154
о границах зон льдообразования 155
о связи оледенения с температурой и
осадками 209
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Адванс, база 149
Адэр, мыс 49, 2С6, 206
Айсмитте, станция 115, 116
Амундсена, гора 154, 206
Амундсена, долинный ледник 11
Амундсена, залив 166
Амундсен-Скотт, станция 16, 33, 44, 150
Альпы 125, 137, 201
Антарктические Анды 10
Арктика 17, 126, 208
Бангера, «оазис» 12, 176, 177, 206, 207
Баффинова Земля 154
Беллинсгаузена, море 29
Бельжика, пролив 206
Берег Короля Георга V 29
Берег Нокса 29
Бирдмор, ледник 11, 13, 36
Биско, залив 166
Боѵман, ледниковый купол 23, 159, 166,
167
Брауна, гора 154, 206
Бэрд, станция 16, 70, 112
Ватна Екуль 119
Вестфолль, «оазис» 206
Вольтат, горный массив 11
Восток, станция 16, 17, 63, 34, 36, 44, 47,
50, 58, 64, 92, 93, 150, 193, 197, 202, 216
Восток-1, станция 16, 23, 34, 36, 44, 55, 56,
91—93, 100, 113, 116, 143, 144, 150, 193—
197, 209
Восточная Антарктида 8—12, 16, 22, 28,
60, 33, 37, 38, 148, 151, 154, 155, 188,
198, 211
Гаусберг, гора 206, 207
Гофмана, горы 10
Гренландия 9, 14, 23, 39, ПО, 112, 115,
116, 118, 141, 193, 207
Грирсон, «оазис» 12, 206
Гритвикен, район 148
Давос 125
Дейвид, ледниковый купол 154
Дейвис, станция 16
Дейвиса, море 29, 168, 212
Денисон, мыс 14, 35, 49, 50, 86
Денмана, выводной ледник 11
Дригальского, остров 11, 23, 100, 101,
117, 168—175, 188, 202, 212
Жуэнвиль, остров 206
242
Западная Антарктида 8, 9, 16, 33, 40, 151,
155, 188, 198, 206
Западный шельфовый ледник 11, 47, 157,
164—166, 168, 211
Земля Адели 10, 11, 15, 18, 19, 61, 35, 36,
51, 57, 58, 82, 86, 87, 90, 92, 100, 112, 114,
141, 149, 152, 153, 155, 191, 202
Земля Александра I 13
Земля Вильгельма II 12, 96, 157
Земля Георга V 14, 86
Земля Греэма 10, 13, 14, 150, 158, 203,206,
210
Земля Кемпа 16
Земля Котса 16, 207
Земля Королевы Мод 9, 11, 15, 17, 29, 59,
74, 113, 148, 149, 154—156, 198, 207, 215
Земля Мак-Робертсона И 15, 16, 64, 66,
82, 147, 149, 155, 207
Земля Мэри Бэрд 9, 16, 116, 149, 150, 154
Земля Принца Олафа 168
Земля Уилкса 16, 151, 207, 215
Земля Франца-Иосифа 154
Земля Эдуарда VII 166
Земля Эндерби 16, 151, 154, 168, 215
Земля Южной Виктории 9. 12, 16, 67, 63,
100, 111, 112, 149, 150, 205, 206
Инэкопрессибл, остров 86
Кемпбелл, остров 147
Кергелен, остров 147, 208
Китовая бухта 13, 70
Комсомольская, станция 16, 23, 34, 36, 45,
50, 58, 64, 92, 93. 100, ИЗ, 116, 143, 144,
150, 155, 193—197, 202, 209
Королевы Мод, горы 9
Короля Георга, остров 148
Лазарев, станция 11, 16
Лазарева, шельфовый ледник 156
Ламберта, ледник 66, 154
Ларсена, шельфовый ледник 16, 157, 158
Ласситер, шельфовый ледник 206
Литл-Америка, станция 16, 33, 35, 49, 70,
71, 74, 83, 114, 115, 118, 152, 156, 164,208
Макензи, залив 29
Мак-Мёрдо, пролив 13, 66, 167, 207
Мак-Мёрдо, станция 16
Макуори, остров 147
Марион, остров 147
Массон, ледниковый купол 23, 159, 166,
168, 170
Мерца, выводной ледник 11, 14
Милл, ледниковый купол 23, 159, 167
Мирный, станция 10, 12, 16—18, 20—24,
29—31, 33—37, 41—46, 48—51, 53, 56—
59, 61, 64, 70—78, 81—94, 96, 99, 105,
106, 109, 111, 114, 115, 117—120, 126, 129,
147, 154, 155, 169, 176—181, 191, 193, 197,
200, 202, 204, 206
Модхейм, станция 17, 18, 30, <31, 33, 35, 36,
40, 43, 44, 51, 63, 70—72, 112, 115, 119,
147, 149, 153, 167, 208, 209
Модхейм, шельфовый ледник 35, 78, 83,
148, 157, 158, 163—165, 168, 170, 198, 201,
202
Моусон, станция 16, 18, 44, 49, 61, 81, 82,
148, 153
Нинниса, выводной ледник 11, 14
Норденшельда, ледник 148
Ноірденшельда, выводной ледник 206
Оазис, станция 16, 31, 35, 58, 82
Обручева, холмы 12
Пионерская, станция 16—18, 20, 22, 23, 30,
31, 33, 34, 36, 42—46, 48, 49, 55, 58, 63,
67, 70, 85, 87, 91—93, 100, 115—117, 149,
188—191, 202
плато Советское 150, 197
Полюс относительной недоступности 9, 17,
153, 197, 202, 211
Порт-Мартен, станция 35, 49, 50, 57, 86,
153
Прествуд, остров 159
Прюдс, залив 10
Ритчера, горы 10
Росса, барьер 206
Росса, море 10, 11, 13, 16, 29, 206
Росса, остров 203
Росса, шельфовый ледник И, 13, 14, 16,
33, 47, 81, 96, 107, 112, 116, 149, 150,
156—159, 161 — 165, 198, 204, 206
Рузвельта, остров 11, 159
Сандер-Фьорд, залив 166
Сандоу, гора 151, 206
Саут-Айс, станция 16, 21, 99, 107, 111, 112,
117, 208
Северная Атлантика 14
Сёр Роннане, горы 10
Скандинавия 154
Скотт, станция 16
Скотта, выводной ледник 11
Скотта, остров 206
Сноу Хилл, база 13
Советская, станция 9, 10, 16, 33, 34, 36,
45, 50, 58, 150, 193, 197
Страткона, гора 154, 206
Тейлор, ледник 153
Уайт, остров 168
Уилкс, станция 16, 149
Уэдделла, море 10, 16, 29, 40, 43, 44, 206
Уэйда, долинный ледник 11
Фильхнера, шельфовый ледник 16, 35, 148,
156, 158, 159, 161, 162, 164, 168, 170, 198,
206
Фолклендские острова 43
Фрамхейм, база 13
Халли Бей 35
Хат Пойнт, база 49
Хелен, выводной ледник 166, 169, 179
Хендерсон, ледниковый купол 159
Хёрд, остров 147
Шеклтон, станция 16
Шеклтона, долинный ледник 11
Шеклтона, шельфовый ледник 11, 14, 23,
35, 47, 83, 148, 156, 158—160, 163—168,
170, 198, 211
Шпицберген 20, 40, 45, 119
Эванс, мыс 49
Эдуарда VII, залив 166
Эймери, шельфовый ледник 10, 154
Элсмира, шельфовый ледник 163
Элсуэрт, станция 16, 18, 70, 148
Эребус, гора 2СЗ
Эсмарка, ледник 148
Южная Георгия 83, 147, 148
Южные Сандвичевы острова 206
Южные Шетландские острова 147
Южный полюс 8—10, 13, 16, 17, 24, 30, 33,
44, 61, 64, 70, 196, 216
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 5
Введение 7
Снежный покров как объект специального исследования 7
Антарктида и ее современное оледенение 8
Общие сведения о современном оледенении 8
Основные черты ледникового покрова 10
Исследования снежного покрова Антарктиды 12
Современная методика исследований 17
Выводы 25
Г лава I. Климатические и метеорологические факторы, обусловливающие форми¬
рование снежного покрова 27
Атмосферная циркуляция 27
Радиационный режим 30
Температуры воздуха 32
Ветры 35
Выводы 37
Г лава II. Формирование снежного покрова 39
Атмосферные осадки 39
Метелевый перенос 47
Повторяемость метелевых явлений 48
Интенсивность переноса снега 50
Микрорельеф поверхности и его динамика 59
Режим накопления снега в течение года 66
Развитие поверхности снежного покрова 74
Особенности развития в холодное время года 74
Особенности развития в теплое время года 81
Вещественный баланс поверхности ледникового покрова 84
Выводы . 87
Г лава III. Развитие снежно-фирновой толщи 90
Температурный режим 90
Корки внутри толщи 96
Сублимационная перекристаллизация 104
Оседание 114
Таяние 117
Профиль развития снежной толщи во времени 125
Выводы 126
Глава IV. Некоторые свойства-антарктического снега 130
Объемный вес, пористость, твердость 130
Водные свойства и воздухопроницаемость 133
Классификация антарктического снега 137
Признаки для определения годовых и сезонных слоев снежного покрова . 140
Выводы 144
Глава V. Особенности снежного покрова в различных районах материка . . 147
Интенсивность аккумуляции 147
Зоны льдообразования 153
Шельфовые ледники 156
Ледниковые купола 168
Оазисы ; 176
244
Береговая полоса 177
Зона стоковых ветров 188
Центральные районы 193
Выводы 197
Глава VI. Эволюция и тенденции развития ледникового покрова Антарктиды . 201
Мощность и возраст снежно-фирнзвой толщи 201
Развитие современного оледенения 203
Максимальное распространение оледенения 203
Отступание ледников в прошлом 205
Признаки стационарного положения ледникового покрова .... 207
Современный рост оледенения 208
Заключение 213
Направление дальнейших исследований 215
Abstract 217
Литература 219
Предметный указатель 233
Именной указатель 237
Географический указатель 242
CONTENTS
Preface 5
Introduction . 7
Snow cover a's the object of special study 7
Antarctica and its modern glaciation 8
General information on modern glaciation 8
Main features of the ice sheet 10
Snow cover studies in Antarctica 12
Modern methods of snow cover studies 17
Conclusions 25
Chapter I. Climatic and meteorological factors in the formation of snow cover 27
Atmospheric circulation 27
Radiation regime 30
Air temperatures 32
Winds 35
Conclusions . 37
Chapter II. The formation of snow cover 39
Precipitation 39
Snow transport 47
Regularity of blizzard nhenomena 48
Intensity of snow transport 50
245
Microrelief of the surface and its dynamics 59
Snow accumulation regime during the year 66
Development of the snow cover surface 74
Peculiarities of development during the cold time of the year .... 74
Peculiarities of development during the warm time of the year ... 81
Surface mass balance of the ice sheet 84
Conclusions 87
Chapter III. Development of the snow — firn cover 90'
Temperature regime 90
Crusts within the cover 90
Sublimative recrystallisation 104
Sinking 114
Melting 117
The profile of development of the snow cover with time 125
Conclusions 126-
Chapter IV. Some properties of Antarctic snow 130
Density, porosity, hardness 13Œ
Water properties and air permeability 133
Classification of Antarctic snow 137
Evidences for determination of annual and seasonal layers of snow cover . 140’
Conclusions 144
Chapter V. Peculiarities of snow cover in different regions of the continent . . 147
Intensity of accumulation 147
Zones of ice formation 153-
Ice shelves 156.
Ice domes 168І
Oases 176
Coastal strip 177
Zone of katabatic winds 188
The central regions 193
Conclusions 197
Chapter VI. Evolution and tendencies in the development of the ice cover of
Antarctica 201
Thickness and age of the snow — firn cover 201
Development of modern glaciation 203
The maximum distribution of glaciation 203
Recession of glaciers in the past 205
Evidences of the stationary postition of the ice sheet - 207
Modern growth of glaciation 208-
Conclusion . 213
Direction of further researches 215
Abstract 217
Literature 219
Glossary 233
Personal 237
Geographic 242.
Результаты исследований по программе
Международного геофизического года
Владимир Михайлович Котляков
Снежный покров Антарктиды и его роль
в современном оледенении материка
Гляциология
№ 7
Редактор Е. П. Щукина
Технический редактор В. Е. Волкова
РИСО АН СССР № 14—117В. Сдано в набор 23/Ѵ 1961 г-
Подписано к печати 26/ѴІІІ 1961 г. Формат 70Х108’/ів.
Печ. л. 15,5+2 вкл. Усл. печ. л. 21,20. Уч.-издат, л. 19,4
Тираж 2150 экз. Т-10032. Изд. № 120. Тип. зак. 3858
Бесплатно
Издательство Академии наук СССР.,
Москва, Б-62, Подсосенский пер., 21
2-я типография Издательства АН СССР.
Москва, Г-99, Шубинский пер., 10
Сканирование - Беспалов, Николаева
DjVu-кодирование - Беспалов
Бесплатно