Характеристика полярных пустынь. Часть 1

Характеристика полярных пустынь. Часть 1

Материал нашел и подготовил к публикации Григорий Лучанский

Источник: Короткевич Е.С. Полярные пустыни. Арктический и антарктический научно-исследовательский институт. Гидрометеоиздат, Ленинград, 1972 г.

Предисловие

Полярные области нашей планеты до недавнего времени были изучены крайне слабо, в связи с чем невозможно было составить достаточно полную характеристику их природы. В значительной мере спорными оставались предлагаемые различными учеными критерии выделения географических зон и определения их места в общей схеме физико-географического районирования земного шара. За последние десятилетия положение резко изменилось. Накоплено огромное количество данных наблюдений за различными элементами природы высоких широт. Появилась возможность и необходимость обобщения этих материалов и создания на их основе более развернутой характеристики природы полярных стран.

Задачей настоящего исследования является обоснование выделения зон полярных пустынь Земли, характеристика основных особенностей их природы, выяснение и анализ причин сходства и различия арктических и антарктических пустынь. Особенное внимание уделяется условиям и характеру развития органической жизни на пределе возможности ее существования, степени адаптации растительных и животных организмов к максимально суровым внешним условиям.

Практическое значение работы состоит в том, что знание общих законов развития физико-географической оболочки в высокополярных районах помогает их освоению, которое уже началось и будет продолжаться все более быстрыми темпами. В связи с бурным развитием техники расширяются возможности освоения и преобразования природы полярных областей. Проведение сколько-нибудь крупных мероприятий без понимания этих общих законов может нарушить естественный ход природных процессов, привести к непроизводительной затрате огромных средств и нанести непоправимый вред.

Автор ограничивается характеристикой ландшафтов суши полярных пустынь, а океанические пространства описываются лишь в той мере, в какой это необходимо для понимания общих законов развития географической оболочки приполюсной области. В связи с тем, что многие основные черты природы полярных пустынь северного (арктические пустыни) и южного (антарктические пустыни) полушарий подобны, приводится сравнительная их характеристика с анализом характера и причин подобия и различия этих зон. Сравнительное изучение обеих полярных стран помогает лучше понять многие процессы и явления, в них происходящие. Так, природные условия Антарктики в настоящее время имеют много общего с природными условиями севера Евразии и Америки во время ледникового периода, и их изучение дало и, несомненно, даст еще много полезного для познания процессов, происходивших в северном полушарии в четвертичное время, а следовательно и истории формирования современных ландшафтов. В частности, можно указать на предположение о развитии сухих холодных пустынь по периферии четвертичного ледникового покрова, которое находит подтверждение в существовании холодных сухих пустынь по краям ледникового щита Антарктиды.

Полярные пустыни — наиболее высокоширотные зоны, располагающиеся в приполюсных районах Земли. Они характеризуются наличием полярного дня и полярной ночи, отрицательным радиационным балансом, низкими температурами в течение всего года, малым содержанием влаги в воздухе, широким распространением льдов как континентальных, так и морских, слабым развитием вод суши, интенсивным физическим (особенно морозным) выветриванием при очень слабом химическом выветривании, крайним угнетением почвообразовательных процессов, очень скудным и разорванным растительным покровом с резким преобладанием лишайников и напочвенных водорослей над сосудистыми растениями и даже мхами, крайне бедным животным миром суши. Это — зоны, в которых живые организмы вследствие недостатка тепла находятся на грани существования.

Такие условия в северном полушарии развиты на северных островах Северного Ледовитого океана: Северо-Восточной Земле (Шпицберген), Земле Франца-Иосифа, Северной Земле, Де-Лонга, Королевы Елизаветы, Канадского Арктического архипелага и в Гренландии (в ее северной и центральной частях). Таким образом, зона арктических пустынь простирается на юг почти до 74° с. ш. на низменностях и до 61° с. ш. на гренландском ледниковом плато. В южном полушарии полярные (антарктические) пустыни развиты на всем Антарктическом материке и прибрежных островах до 63° ю. ш.

Работа написана на основании советских и иностранных литературных источников, неопубликованных материалов арктических экспедиций Арктического и антарктического научно-исследовательского института и Советской антарктической экспедиции, а также данных наблюдений, собранных автором в арктических и антарктических экспедициях.

Ордена Ленина

Арктический и антарктический

научно-исследовательский институт

 

Климат

Радиационный режим

Зональность географической среды обусловлена в первую очередь экзогенным фактором — интенсивностью солнечной радиации. Поскольку же радиационный режим полярных областей Земли в основных чертах сходен, то в Арктике и Антарктике наблюдается принципиальное сходство всех обусловленных экзогенными факторами элементов ландшафта, таких как оледенение, водный режим, почвенно-грунтовые процессы, растительность, животный мир и т. д. Приход солнечного тепла на границу атмосферы в обеих полярных областях почти одинаков. Вследствие эллиптичности орбиты Земли солнечная постоянная в течение года изменяется и в период нахождения Земли в перигелии на 3,4% больше ее среднего значения. Поскольку Земля в современную эпоху приходит в перигелий тогда, когда в южном полушарии лето (1 января), то интенсивность солнечной радиации в Антарктике летом на 6,9% больше, чем в Арктике. Правда, полярный день в Арктике на 7 суток 14 часов длиннее, чем в Антарктике, и поэтому обе полярные области в течение года получают примерно одинаковое количество тепла. Однако в середине лета интенсивность солнечной радиации в Антарктике выше, что должно было бы сделать антарктическое лето более теплым, но вследствие особенностей подстилающей поверхности этого не происходит.

Благодаря большой прозрачности атмосферы интенсивность прямой солнечной радиации в полярных странах очень высока, тем более в высокогорных странах, таких как Гренландия и особенно Антарктида. В последней максимальные значения интенсивности солнечной радиации приближаются к характерным для идеальной атмосферы, достигая в отдельных случаях 1,7 кал/кв.см ·мин.

Вследствие большой облачности в Арктике доля прямой радиации в суммарной мала и равна всего 20—30%, тогда как в Антарктиде, где облачность невелика, прямая солнечная радиация играет основную роль, составляя 60—80% суммарной.

Количество солнечного тепла, поступающего к поверхности Земли в полярных странах, очень велико. Летом оно достигает в Центральной Арктике 19 ккал/кв.см в месяц и в Антарктиде 30 ккал/кв.см в месяц, а в среднем за год соответственно 80 и 120 ккал/кв.см. Антарктида является областью максимальных месячных сумм солнечной радиации на Земле. При этом максимальные суммы радиации наблюдаются в центральных районах материка, откуда во все стороны суммарная радиация убывает, достигая минимума над океаном в субантарктических широтах. В Арктике над северными районами Баренцева и Гренландского морей наблюдается минимум суммарной радиации, от которого во все стороны количество поступающего солнечного тепла увеличивается.

Несмотря на значительные величины солнечной радиации, вследствие большого альбедо снега и льда, покрывающих значительные площади полярных стран в течение большей части или всего года, поглощенная радиация очень мала. Известно, что альбедо водной поверхности равно 10%, грунта в полярных странах 20—30%, льда — 60%, а снега 80—95%. Поэтому в Антарктиде отражается 75—90%, а в Арктике 50—75% приходящей солнечной радиации, а поглощается всего лишь соответственно 17—20 ккал/кв.см·год и 15—30 ккал/кв.см·год.

Баланс длинноволновой радиации (эффективное излучение) отрицательный и достигает в Арктике 15—25 ккал/кв.см · год, а в Антарктиде 20—25 ккал/кв.см · год.

Вследствие большого альбедо снега и льда полный радиационный баланс как в Центральной Арктике, так и в Антарктиде отрицательный. Над многолетними льдами Арктического бассейна он колеблется от 0 до —2,7 ккал/кв.см · год, а в центре Гренландии, по-видимому, снижается до —10 ккал/кв.см · год. В Антарктике изолиния нулевого значения радиационного баланса совпадает с летним положением кромки морских льдов, а на материке величина баланса колеблется, как правило, от —5 до —10 ккал/кв.см · год. Характерно, что в центральных районах материка радиационный баланс имеет меньшую отрицательную величину, чем на периферии, так как мощные приземные инверсии зимой в глубине Антарктиды увеличивают противоизлучение атмосферы. Наблюдения в последние годы не подтвердили существования в наиболее высокой области Антарктиды средних многолетних отрицательных величин радиационного баланса, меньших —5 ккал/кв.см · год, полученных в первые годы исследований. Поэтому следует считать распределение величин радиационного баланса над ледниковым покровом Антарктиды менее правильным (уменьшение отрицательных значений с приближением к наиболее высокой центральной области), чем представлялось ранее, и более зависящим от состояния облачного покрова, довольно значительно меняющимся от района к району и от года к году.

От центральной (приполюсной) области отрицательных значений радиационного баланса как в Арктике, так и в Антарктике радиационный баланс резко возрастает по мере продвижения в более низкие широты. На побережье Северного Ледовитого океана он составляет 10 ккал/кв.см · год, а в юго-западной части Баренцева и южной части Чукотского морей, где морские льды отсутствуют значительную часть года или весь год, достигает 15—20 ккал/кв.см · год. В Антарктике вблизи границы максимального распространения морских льдов радиационный баланс равен 20—30 ккал/кв.см·год, а вблизи антарктической конвергенции достигает 30—40 ккал/кв.см ·год.

Итак, общей закономерностью радиационного режима полярных стран является радиационное выхолаживание центральных областей и более суровый радиационный режим Антарктиды по сравнению с Центральной Арктикой. Однако в прибрежных районах Антарктиды и на арктических островах распределение величин радиационного баланса несравненно сложнее. Здесь пространства открытой воды чередуются с морскими льдами различной сплоченности, а не покрытая снегом и льдом суша — со снежными и ледяными поверхностями ледников. Можно без преувеличения сказать, что в зоне полярных пустынь наблюдаются максимальные для земного шара контрасты радиационного режима. На небольших пространствах величины радиационного баланса колеблются от —10 до 40 ккал/кв.см · год. Для района Земли Франца-Иосифа радиационный баланс в среднем равен 1,7 ккал/кв.см · год, но на ледниковых куполах архипелага он отрицательный (—2 ккал/кв.см · год), а на суше — положительный (7,1 ккал/кв.см · год). Еще большие контрасты наблюдаются в северной части о. Элсмир. Здесь при средней величине 0—5 ккал/кв.см · год, на льдах в проливах и ледниковых куполах радиационный баланс снижается до —2,5 ккал/кв.см · год, а на не покрытых льдом участках суши поднимается до 22,3 ккал/кв.см · год.

Однако наибольшие контрасты отмечены в Антарктиде. При средних величинах радиационного баланса в прибрежной полосе моря, близких к 0, на снежных поверхностях шельфовых ледников и в нескольких километрах в глубь материка баланс отрицательный и может снижаться до —10 ккал/кв.см ·год, а в оазисах поднимается до 30—40 ккал/кв.см · год. Примерно такие же, а возможно, и большие величины наблюдаются для водной поверхности прибрежных стационарных полыней.

Рассмотрение характера распределения величин радиационного баланса показывает следующее:

1. Поверхность, в течение всего года покрытая снегом, не может иметь положительного радиационного баланса ни при каких величинах суммарной радиации.

2. Поверхность суши, в продолжение всего года лишенная снежного покрова, не может иметь отрицательного радиационного баланса ни на каких широтах. Если поверхность зимой покрыта снегом, а летом обнажена, то она находится в еще более благоприятных радиационных условиях, так как при снежном покрове излучение меньше.

3. Поверхности льда, которые не покрыты снегом весь год или в летний период, не могут иметь отрицательного радиационного баланса, тем более, если лед разбит трещинами, которые являются поглотителями лучистой энергии.

4. Морской лед, сплоченный в течение всего года и покрытый снегом, который полностью не стаивает или стаивает к концу лета, имеет отрицательный баланс.

5. Разреженные льды или льды, летом свободные от снежного покрова, а тем более чистая вода не могут иметь отрицательного радиационного баланса.

В последние годы в связи с детальным картированием высокоширотных районов полярных стран стало возможным более точно учесть влияние подстилающей поверхности на радиационный баланс. Как уже указывалось, альбедо открытой воды, темных скал и каменных россыпей оазисов и горных хребтов очень мало. Сравнительно невелико и альбедо ледяных поверхностей, особенно вблизи скал, где они часто сильно запылены, и в выводных ледниках, которые разбиты многочисленными открытыми трещинами. Именно такие поверхности занимают значительную часть площади горных хребтов в Антарктиде. Удалось также учесть некоторые стационарные полыньи и прибрежные разрежения морских льдов. В связи с этим несколько изменились карты радиационного баланса полярных стран, особенно Антарктики, где в ряде прибрежных районов моря оконтурены области с радиационным балансом выше нуля, а на материке выделены значительные области с величиной баланса выше —5 ккал/кв.см · год и даже выше нуля (рис. 27).

 

Казалось бы, большие величины радиационного баланса (20—40 ккал/кв.см · год) должны были привести к формированию на территории оазисов ландшафтов не полярных пустынь, а тундр и даже лесов. Однако этого не происходит. Ландшафты антарктических оазисов ярко иллюстрируют роль адвекции холода из соседних районов. Как в макромасштабах велика роль адвекции тепла и холода в формировании ландшафта, так и здесь в микро- и мезо-масштабах проявляется подавляющая роль адвекции холода с огромного ледникового антарктического покрова на маленькие территории не покрытых льдом участков суши. Резко снижая температуру воздуха и сокращая период положительных температур, адвекция приводит к формированию здесь ландшафтов антарктических пустынь. Примерно такая же, хотя и менее ярко выраженная картина наблюдается в Северной Гренландии и на севере Канадского Арктического архипелага (о-ва Королевы Елизаветы), где адвекция холода из покрытого льдами Арктического бассейна и с ледников приводит к формированию на Земле Пири и на о. Элсмир ландшафтов арктических пустынь (правда, с небольшими участками тундр), несмотря на большие величины радиационного баланса (20—30 ккал/кв.см · год).

В связи с тем, что даже в самых высоких широтах вблизи полюсов встречаются участки не покрытой льдом суши, радиационный баланс которых положителен, можно предполагать, что в случае существования у полюсов суши, не поднимающейся высоко над уровнем моря, она не покрылась бы ледниками и имела бы положительный радиационный баланс. И только высокий уровень поверхности антарктического ледникового покрова поддерживает его существование. В Арктическом бассейне снег с многолетних льдов стаивает полностью, но лед растаять не успевает, стаивает только 30—50 см,  поддерживая сравнительно высокое альбедо, а этим и обусловливая отрицательный годовой радиационный баланс.

Таким образом, отрицательный радиационный баланс значительной части поверхности полярных стран обусловлен характером этой поверхности. Происходит радиационное выхолаживание высоких широт, которое компенсируется адвекцией тепла из более низких широт, что приводит к частичному выравниванию температурного режима между теплыми и холодными поясами Земли.

Межширотный теплообмен осуществляется морскими и воздушными потоками. Роль морских течений уже была охарактеризована. Значительна также роль обмена воздушными массами. Известно, что циклоны, зарождающиеся в умеренном поясе, проникают до полюса как в Арктике, так и в Антарктике, принося огромные количества тепла. Соответственно в гребнях повышенного давления происходит вынос холодных масс воздуха из приполярных районов в более низкие широты.

 

Давление и циркуляция атмосферы

Вследствие постоянного радиационного выхолаживания приполюсные районы являются областями повышенного давления. Особенно ярко это проявляется в Антарктиде, над центральной частью которой располагается практически постоянный антициклон, являющийся низким барическим образованием. Над ним располагается высотный циклон, в котором теплые и влажные воздушные массы морского происхождения поступают на Антарктический континент. В нижнем, антициклоническом слое воздух движется от центра Антарктиды к периферии, к поясу пониженного давления, располагающемуся над океаном вокруг материка.

Атмосферное давление во внутренних районах Антарктиды невелико вследствие большой высоты поверхности и на уровне 3500 м составляет 620—630 мб. В связи с этим до настоящего времени о существовании антарктического антициклона судят главным образом по барическому полю на уровне моря в прибрежной полосе, стоковым ветрам, низким температурам, небольшой облачности и малым осадкам. Высказываются даже сомнения в существовании антициклона. Попытка приведения давления, наблюдаемого в центральных районах Антарктиды, к уровню моря (что могло бы решить вопрос о существовании антициклона) привела Н. П. Русина к выводу об отсутствии реального смысла полученных величин из-за их большого значения (в июле на станции Комсомольской 1095,5 мб и на станции Советской 1125,1 мб).

Поэтому Н. П. Русин ограничился приведением давления во внутренних районах материка к уровню 2700 м. Однако это не решило вопрос о существовании антициклона. Кроме того, полученные таким образом величины не соответствуют характеру изменения давления в направлении от побережья к центру материка. Так, согласно приведению давления к уровню 2700 м, в июле на станции Восток-1 оно оказалось ниже (679,8 мб), чем на станциях Комсомольской (717,1 мб) и Пионерской (685,0 мб), что противоречит всему комплексу наблюдающихся в этом районе метеорологических явлений.

На наш взгляд, все же следует вернуться к вопросу о приведении давления в Антарктиде к уровню моря, что позволит наглядно представить распределение давления, а отсюда и характер воздушных потоков, обусловливающих многие черты метеорологического режима.

Результаты подсчетов, приведенные Н. П. Русиным, показывают, что величины давления летом (на станции Советской в декабре 1021,7 мб, на других станциях еще ниже) не превышают обычных для других районов земного шара. Зимой давление значительно выше, однако, в среднем за месяц оно не превышает 1125,1 мб (станция Советская, июль). Если учесть, что в азиатском антициклоне давление в январе составляет 1036 мб, а единичные значения доходят почти до 1070 мб, то становится очевидным, что для Антарктиды с ее приполюсным положением и исключительно низкими температурами вполне допустимы еще более высокие величины давления. Однако, если воспользоваться для приведения давления к уровню моря данными аэрологического зондирования и этим исключить влияние температурных инверсий, величины его в центральной области материка оказываются не очень большими и вполне сопоставимыми с давлением в других районах земного шара.

Известно, что в слое выше постоянной приземной инверсии температура убывает с высотой линейно. В этом случае справедлива формула

где р0 и рz — давление воздуха на нижнем уровне и на высоте z;

Т0 — температура воздуха в °К на нижнем уровне;

γ — вертикальный градиент температуры;

R — удельная газовая постоянная;

gφ — ускорение силы тяжести, отнесенное к широте места.

При средних месячных значениях высот и температуры воздуха для уровней 300, 400 и 600 мб получились следующие величины атмосферного давления на уровне моря для ряда станций за отдельные месяцы (табл. 1):

На основе этих данных и материалов наблюдений на прибрежных станциях выявляется обширный антициклон над Восточной Антарктидой и четко выраженные депрессии над морями Росса и Уэдделла (рис. 28).

В Арктике также намечается область повышенного давления в приполюсном районе и над Гренландией и пояс пониженного давления в субарктических и умеренных широтах. Последний летом охватывает как океаны (исландский и алеутский минимумы с ложбинами вдоль полярного побережья), так и прогретые Северо-Американский и Евразийский континенты, а зимой распространяется только над океанами, тогда как над континентами формируются области повышенного давления, которые соединяются гребнем, проходящим через Арктический бассейн. Зимой над Гренландией и канадско-азиатским районом Северного Ледовитого океана давление достигает 1020—1025 мб. Устойчивость области повышенного давления невелика, и она часто нарушается циклонами, проходящими главным образом от исландского минимума через всю Арктику, и часто доходящими до полюса (рис. 29). Вынос масс теплого воздуха из северной части Атлантического океана происходит очень интенсивно вследствие большого температурного контраста между морским воздухом умеренных широт и холодным арктическим воздухом. Циклоны очень глубоки и часто заходят в приполюсный район. Развивающиеся на севере Тихого океана циклоны сравнительно редко проникают в Арктику, обычно не заходя далее Чукотского моря. В сибирско-канадскую область циклоны проникают еще реже и приносят сравнительно мало тепла и влаги.

 

 

Летом над Гренландией сохраняется область повышенного давления 1020—1025 мб, в Арктическом же бассейне, где воздух выхолаживается над поверхностью многолетних льдов незначительно, формируется размытое барическое поле с величинами давления 1010—1015 мб. В результате уменьшения контраста температуры между арктическим воздухом и воздухом умеренных широт циклоническая циркуляция ослабевает. Глубина циклонов уменьшается, и хотя они часто заходят в приполюсный район, но приносят сравнительно мало тепла.

Аналогичная картина наблюдается и в Антарктике. Зимой при максимальной контрастности воздушных масс — исключительно холодной антарктической и сравнительно теплой морской — циклоны более глубоки и заходят во внутренние районы Восточной Антарктиды. Летом же, когда антарктические воздушные массы становятся менее холодными, а морские прогреваются незначительно и контраст между ними уменьшается, циклоны становятся менее глубокими и реже проникают во внутренние районы Восточной Антарктиды.

Над Западной Антарктидой циклоническая деятельность проявляется довольно активно во все сезоны, однако все же более часты и глубоки циклоны зимой. Обычно циклоны движутся вокруг Антарктиды с запада на восток по широтным траекториям часто с южной составляющей. Движение циклонов блокируется гребнями высокого давления, отходящими от антарктического антициклона. В результате этого наблюдается стационирование циклонов в определенных районах вблизи антарктического побережья. Наиболее часто стационирование наблюдается в морях Росса, Беллинсгаузена, Уэдделла и Содружества. Эти квазистационарные циклоны углубляются за счет адвекции тепла из умеренных широт и могут распространяться далеко в глубь Антарктиды. В передних частях циклонов происходит заток теплого и влажного воздуха на континент, а в тыловых частях вынос холодных и сухих антарктических воздушных масс с материка в океан.

Сравнение составляющих теплового баланса для некоторых районов Северного Ледовитого океана показало, что тепло, поставляемое в него морскими течениями из Атлантического и Тихого океанов в течение года, превышает сумму радиации и адвекции тепла атмосферой.

Радиационный и циркуляционный факторы обусловливают основные черты распределения тепла на поверхности Земли. Это распределение в общем зонально и симметрично по отношению к экватору, в связи с чем в холодных поясах северного и южного полушарий выделяются зоны субполярные (субарктическая, или тундровая, и субантарктическая) и полярных пустынь (арктических и антарктических).

 

Ветровой режим

В соответствии с распределением атмосферного давления режим ветра в Арктике значительно менее устойчив, чем в Антарктике (рис 30). В Антарктиде преобладают ветры из центральных районов материка к периферии - стоковые ветры. У подножия материкового склона на стоковые ветры накладываются прибрежные циклонические ветры, дующие вдоль побережья, в большей части Восточной Антарктиды - с востока. Даже в самом центре материка где различия в высоте местности очень невелики и стоковые ветры только зарождаются, влияние наклона поверхности на направление ветра все же является решающим. Так, преобладающие направления ветра на станции Восток имеют западную составляющую, на станции Советской, по другую сторону пологого повышения ледникового покрова, — восточную составляющую, а на станции Комсомольской, расположенной на северной периферии этого гребня, — юго-восточную составляющую. Четкое преобладание определенных направлений ветра удерживается в течение всего года, но наиболее резко оно выражено в холодный период. Летом в результате прогрева у побережья возникают ветры и других направлений, однако, очень слабые и кратковременные. В горных районах и крупных оазисах указанная закономерность в направлении ветра нарушается местными орографическими и термическими условиями. Здесь часто наблюдаются местные долинные ветры, бризы.

В арктических пустынях в разных районах ветры имеют различные направления. Значительно большее значение, чем в Антарктиде, имеют местные условия. Так, в Северной Гренландии преобладают ветры с ледникового щита, на Земле Франца-Иосифа — ветры с восточной составляющей, на о-вах Королевы Елизаветы — с северной и западной составляющей. Значительные изменения наблюдаются в направлении ветра от сезона к сезону. Зимой направления ветра в общем близки к средним годовым, тогда как летом отмечается некоторое увеличение повторяемости северных ветров, что связано с большей выраженностью области повышенного давления в Арктическом бассейне. Очень часто направление ветра зависит от местных орографических условий. В горных районах преобладают долинные ветры, у побережий — направленные вдоль берега.

Различия скоростей ветра в разных районах Антарктиды значительно больше, чем в Арктике. В Антарктиде средние годовые значения скорости ветра колеблются от 2,0 м/с (станция Альмиранте-Браун) до 22,1 м/с (станция Кейп-Денисон). Последняя, как и расположенная поблизости станция Пор-Мартен, находится, по-видимому, в совершенно особых географических условиях, поэтому более вероятно, что для побережья Земли Адели типична скорость ветра на станции Дюмон-д'Юрвиль (10,7 м/с). На станции Моусон она несколько больше (11,9 м/с), и с учетом этого значения амплитуда средних годовых скоростей ветра в различных районах Антарктиды достигнет 9,9 м/с. Наибольшие скорости ветра наблюдаются у подножия склона ледникового покрова в Восточной Антарктиде, где сток достигает максимальной силы, а также очень сильны и циклонические ветры вследствие больших градиентов давления на границе между мощным материковым антициклоном и проходящими вдоль берега циклонами. Однако и в Центральной Антарктиде, в антициклонической области, скорости ветра довольно значительны: на станции Восток 5,0 м/с. Наименьшие скорости ветра наблюдаются на Антарктическом полуострове, где, несмотря на значительную циклоничность, большие градиенты давления, как правило, не возникают, а стоковые явления не достигают большого развития вследствие небольших размеров и высоты ледникового покрова полуострова.

Минимальные скорости ветра наблюдаются, как правило, летом, когда отмечаются наименьшие градиенты температуры и давления, а наибольшие — осенью и зимой.

В арктических пустынях различия средних годовых скоростей ветра несколько меньше — от 3,1 м/с (станция Алерт) до 7,2 м/с (станция Остров Рудольфа). Наименьшие скорости ветра наблюдаются в Северной Гренландии и на о-вах Королевы Елизаветы — в областях с повышенным атмосферным давлением, а наибольшие — на Земле Франца-Иосифа, в наиболее циклоничном районе. Максимальные скорости ветра отмечаются в большинстве районов, как и в Антарктиде, осенью и зимой, однако на о-вах Королевы Елизаветы и в Северной Гренландии — летом. Минимумы регистрируются обычно весной или летом, хотя в отдельных пунктах могут быть и в другое время года.

На ледниковом щите Гренландии и иногда на ледниковых куполах других островов наблюдаются стоковые ветры, правда, не такие устойчивые и сильные, как в Антарктиде.

Значительно более развиты характерные и для Антарктиды феновые ветры. Они играют большую роль как в образовании антарктических оазисов, так и в создании наиболее благоприятных для жизни условий в горных долинах и у подножия гор в арктических пустынях. Понижая влажность и повышая температуру воздуха, феновые ветры способствуют более раннему освобождению территории от снега и тем самым большему развитию растительности и животного мира. Во многих долинах в зоне арктических пустынь наблюдаются участки развития ландшафтов тундр. Особенно большой силы достигают фены в горных «сухих долинах» Земли Виктории в Антарктиде, часты они в Северной Гренландии, на о-вах Королевы Елизаветы (рис. 31), на Северной Земле. Известны случаи, когда при фенах относительная влажность понижалась до 5%,  наблюдались также случаи повышения температуры за одни сутки на 30°.

 

Температурный режим

Адвекция тепла морскими и воздушными течениями из умеренных широт препятствует прогрессивному выхолаживанию полярных областей, однако температура воздуха остается очень низкой. Температура самого холодного месяца в арктических пустынях не бывает выше —20°, а в Антарктиде — выше —15°. В наиболее холодных районах полярных пустынь она опускается до —40° на уровне моря. На ледниковом куполе Гренландии температура февраля равна —47°, а на ледниковом плато Антарктиды, центральная часть которого является наиболее холодной областью нашей планеты, температура августа на станции Восток составляет —68°, абсолютный же минимум равен —88,3°. Для температурного режима этих областей характерна так называемая безъядерность зим, когда температура трех, а иногда и четырех месяцев приблизительно одинакова, причем самым холодным месяцем в арктических пустынях может быть январь в районах с континентальным климатом, февраль в переходных районах или март в районах с морским климатом. В Антарктиде на побережье чаще всего самым холодным месяцем является июль, на большинстве высокоширотных станций — август, а на некоторых прибрежных станциях — июнь или сентябрь.

Самым теплым месяцем в арктических пустынях является июль, а в антарктических — на побережье материка, как правило, январь (рис. 32), а на высокоширотных станциях — декабрь. Температура самого теплого месяца обычно близка к 0° или отрицательная, причем на ледниковом куполе Гренландии она ниже —10°, а в Центральной Антарктиде — ниже —30°. Максимальных величин температура самого теплого месяца достигает в районах с резко континентальным климатом, где в отдельных пунктах она может подниматься до 5—6° (на о-вах Королевы Елизаветы, в Северной Гренландии). В Антарктиде наиболее высокая температура самого теплого месяца отмечена в оазисе Бангера (1,1°).

 Необычно высокие температуры лета на о-вах Королевы Елизаветы и в Северной Гренландии способствуют образованию ландшафтов, переходных от полярных пустынь к арктическим тундрам. В защищенных от ветра и достаточно увлажненных местах этих районов развиваются арктические тундры, а в более ветреных и сухих — полярные пустыни. Высокие температуры объясняются тем, что здесь летом устанавливается квазистационарный антициклон (часть арктического антициклона), обусловливающий ясную погоду и, следовательно, усиление солнечной радиации. Повторяемость ясной погоды в ряде мест увеличивается вследствие действия феновых ветров, довольно сильных и частых на севере Гренландии и на гористых островах Королевы Елизаветы.

Средняя годовая температура в арктических пустынях, как правило, колеблется от —10 до —20°, а в Антарктиде от —10 до —30° на побережье и до —55° в центральных частях материка. Только в районах, переходных к тундрам, она может быть несколько выше —10°. В тундрах же годовые температуры изменяются от —15 до 0°, а иногда бывают и положительными.

Как видно из приведенных данных, температурный режим зон полярных пустынь довольно неоднороден. Известно, что для формирования ландшафтов полярных стран наибольшее значение имеют температуры в летний период, когда появляется вода в жидкой фазе и все процессы протекают несравненно активнее, чем в холодные сезоны. Многие процессы (вегетация, эрозия, почвенные процессы и др.) практически могут протекать только в летний период. В результате термическую характеристику полярных пустынь можно выразить параметром, представляющим собой сумму средней "годовой температуры и средней месячной температуры в летний сезон. Этот параметр можно назвать температурным индексом (табл. 2):

В зоне полярных пустынь значение индекса Т£ —10°, в зоне тундр Г> —10°. Естественно, что в переходной между зонами полосе могут быть некоторые отступления в ту или иную сторону. Так, станции Мыс Челюскин и Остров Котельный имеют индекс Т< —10°, но эти районы относятся к зоне тундр, так как данные станций характеризуют условия узкой прибрежной полосы, тогда как в небольшом удалении от берега формируются ландшафты тундр. С другой стороны, районы бухты Хоп-Бей и о. Хорсшу на Антарктическом полуострове мы относим к зоне полярных пустынь, хотя они имеют индекс Т> —10°. Это оправдывается тем, что названные станции также характеризуют нетипичные локальные участки, тогда как подавляющая часть Антарктического полуострова имеет ландшафты полярных пустынь.

Таблица 2

 

Безморозный период в полярных пустынях практически отсутствует. Период с положительными средними суточными температурами либо также отсутствует, что является обычным для Антарктиды, либо очень короткий — 0,5—1,5 месяца и редко превышает 2 месяца. Сумма градусо-дней тепла за этот период обычно не превышает 100. В то же время в тундрах этот период, как правило, длится 2—3, а у южной границы — более 4 месяцев, и сумма градусо-дней тепла составляет в среднем 500—700, при максимуме более 1000.

 

Распределение влаги

В связи с низкими температурами абсолютная влажность воздуха в полярных пустынях крайне мала. Даже в Арктике, где суша представлена небольшими островами среди океанических пространств, зимой она не превышает 0,5—1 мб, а летом 5—6 мб. В Антарктиде значения абсолютной влажности еще более низки, а в Центральной Антарктиде не превышают сотых долей миллибара зимой и десятых долей — летом.

Относительная влажность воздуха не высока по сравнению с тундровой зоной, а в ряде мест, особенно в Антарктиде, очень низка. На высокоширотных арктических островах средняя годовая относительная влажность, как правило, не превышает 90%, а на севере Гренландии и на о-вах Королевы Елизаветы, где располагается область повышенного давления, составляет 70—80%. Понижению относительной влажности в этих районах способствуют частые феновые ветры. В Антарктиде феновым эффектом обусловлена низкая относительная влажность воздуха у подножия ледникового склона и особенно в оазисах, где, как правило, она не превышает 65%, а в оазисах Ширмахера и Бангера составляет соответственно 52 и 56%. Летом в оазисах опускающийся из внутренних районов материка воздух, проходя над нагретой поверхностью оазиса, дополнительно нагревается, и его относительная влажность принимает крайне низкие, пустынные значения. В оазисах Земли Виктории, например, отмечалась относительная влажность воздуха всего 5%. Над шельфовыми ледниками влажность выше и достигает 80—85%, но и здесь она ниже, чем обычно в тундровой зоне (85—957о). Однако все же следует отметить, что в распределении относительной влажности основную роль играет не широта места, или широтная зональность, а положение района относительно берега океана, морских и воздушных течений, а также орография местности.

Распределение облачности тесно связано со степенью континентальное™ климата. В евразийском секторе арктических пустынь, где сильно сказывается влияние атлантических циклонов, повторяемость пасмурного неба в среднем за год составляет 70— 80%, в то время как в американском секторе — всего 50—60%. Максимальная повторяемость пасмурного неба наблюдается во второй половине лета — начале осени, когда в евразийском секторе она достигает 90% и более, а в американском 70—80%. Минимальная повторяемость (35—45%) отмечается зимой.

В Антарктиде на большей части побережья повторяемость пасмурного неба в среднем за год составляет 60—70%. Только в высоких широтах (шельфовые ледники Росса и Фильхнера) она снижается до 45—50%- В глубине Антарктиды она еще меньше (на станции Восток — 34%). Распределение повторяемости пасмурного неба по сезонам в Антарктиде менее правильное, чем в Арктике, однако и здесь намечается увеличение повторяемости во второй половине лета — начале осени, когда она составляет 60—85%. Минимум же приходится на конец зимы — начало лета и составляет 30—55%. Преобладают слоистые облака, кучевые облака редки.

С увеличением широты местности вследствие уменьшения влагосодержания воздуха из-за понижения его температуры количество осадков также уменьшается. В арктических пустынях годовая сумма осадков редко превышает 150 мм, а в районах с более континентальным климатом (Северная Гренландия, о-ва Королевы Елизаветы) составляет всего 50—100 и даже 25 мм.

В антарктических пустынях годовое количество осадков значительно выше. На прибрежных станциях выпадает в среднем 200—400 мм, однако в ряде пунктов Восточной Антарктиды годовое количество осадков иногда превышает 500 мм (в Мирном — 626 мм), а на Антарктическом полуострове доходит до 700 мм (на станции Альмиранте-Браун —726 мм). На ледниковом склоне количество осадков несколько возрастает, а затем по мере продвижения в глубь материка резко падает, и в Центральной Антарктиде не превышает 50 мм, часто составляя около 30 мм.

Осадки выпадают почти полностью в виде снега (подавляющая часть Антарктиды, внутренняя Гренландия). Летом на арктических островах и в некоторых районах побережья Антарктиды (особенно на Антарктическом полуострове) выпадают дожди. Однако они почти не увлажняют почву, так как количество выпадающей влаги очень мало и она быстро испаряется.

Максимум осадков в Антарктиде приходится на зиму, тогда как в арктических пустынях — на конец лета и осень, что способствует быстрому установлению снежного покрова в Арктике.

Незначительное количество осадков обусловливает образование невысокого снежного покрова, как правило, не превышающего 20—30 см. Исключение составляют некоторые районы побережья Антарктиды и ледникового склона, где годовая аккумуляция снега может достигать 150—200 см и более. В центральных районах Антарктиды и на севере гренландского ледникового щита годовая аккумуляция снега всего 10—20 см [2, 387].

Выпадающий при низких температурах сухой и мелкий снег легко переносится ветрами, достаточно сильными в большинстве районов полярных пустынь. Происходит постоянное перераспределение снега и неравномерное его отложение. В понижениях рельефа накапливаются огромные снежные сугробы, а на повышениях снег иногда сдувается совершенно, что особенно характерно для Антарктиды, где в горных странах и в оазисах на больших площадях вообще не образуется постоянного снежного покрова. Установлению снежного покрова в оазисах препятствует также большая сухость воздуха, приводящая к испарению значительной части выпадающего снега.

Снежный покров на подавляющей части ледникового покрова Антарктиды, гренландского ледникового щита и на значительной части других ледников не стаивает. В нижних частях ледников и на не покрытых ледниками участках суши он сходит на 1—2,5 месяца, редко больше. В понижениях рельефа часто образуются многолетние снежники.

 

Соотношение тепла и влаги

Как известно, из всех элементов климата для формирования ландшафтов в целом наибольшее значение имеет распределение тепла и влаги. Эти элементы всегда находятся в теснейшей взаимосвязи и взаимозависимости.

Для выражения комплексной характеристики теплового и водного режима территорий пользуются рядом показателей, среди которых наибольшее распространение получили коэффициент увлажнения Н. Н. Иванова К=r/E и радиационный коэффициент сухости М. И. Будыко K= R/L·r.

Коэффициент увлажнения К= r/E применялся еще в начале нашего столетия В. В. Докучаевым и Г. Н. Высоцким. Н. Н. Ивановым была предложена только новая формула для определения испаряемости

где Е — испаряемость;

tº — температура;

а — относительная влажность.

 

Испаряемость рассчитывается для каждого месяца отдельно, поэтому в высоких широтах, где средние температуры зимних месяцев опускаются ниже —25°, эта формула не применима. Н. Н. Иванов предполагал, что при температурах ниже —25° испарение практически отсутствует. Однако это справедливо только для тех районов, где нет сильных ветров и снег не переметается. В полярных же странах снег переносится на большие расстояния, поднимаясь при этом на высоту нескольких метров, а иногда десятков и даже сотен метров. Поэтому даже при низких температурах происходит довольно интенсивное испарение, чему способствует невысокая влажность воздуха, часто наблюдающаяся в ряде районов полярных пустынь. А. К. Дюнин установил, что несомая ветром снежинка через несколько километров полета полностью испаряется. Ясно, что для определения испаряемости в высокоширотных районах необходимо разработать новые методы.

В последнее время для определения значения испарения (что соответствует испаряемости в районах, покрытых круглый год снегом и льдом) применяется формула А. Б. Константинова 

Е = 0,1и10(е0,0 — е2,0) мм/сутки,

где Е — испарение,

и10 — скорость ветра на высоте 10 м;

е0,0 — максимальная упругость водяного пара над снегом;

е2,0— упругость водяного пара на уровне 2 м.

 

 

Рассчитанные по этой формуле значения близки к величинам испарения, полученным весовым методом,  но значительно превышают данные, полученные по формуле Н. Н. Иванова (табл. 3).

В действительности величины испарения, по-видимому, еще больше, вследствие большего испарения снега при ветровом переносе.

Но несмотря на ошибки в определениях количества осадков, относительной влажности и испарения, совершенно очевидно, что в зоне полярных пустынь, в отличие от тундровой, наряду с обширными территориями, где осадки явно превышают испарение и где происходит аккумуляция снега, есть участки, на которых испарение превышает осадки и формируются ландшафты не только холодных, но и сухих пустынь. Так, коэффициент увлажнения на о. Рудольфа (на Земле Франца-Иосифа) равен 3,8, в обсерватории Мирный — 4,5, т. е. увлажнение избыточное, а на станции Юрика (о-ва Королевы Елизаветы) он составляет 0,6, в Бренлунд-Фиорде в Северной Гренландии — 0,3, в оазисе Бангера в Антарктиде — 0,7, и в этих районах резкий дефицит влаги.

Радиационный индекс сухости также может применяться для характеристики зоны полярных пустынь весьма ограниченно. Действительно, выражение К= R/(L·r) (где R — радиационный баланс; r — осадки, а L — скрытая теплота парообразования) показывает отношение приходящего к поверхности тепла к теплу, необходимому для испарения всех выпадающих в этом районе осадков. Если радиационный баланс отрицательный, что типично для большей части зоны полярных пустынь, то получаемый результат не имеет смысла. Однако характерно, что во многих из тех районов, которые не покрыты ледниками и радиационный баланс поверхности которых положителен, радиационный индекс сухости больше единицы. Это указывает на дефицит влаги, причем в некоторых районах этот индекс достигает значений, характерных для пустынь (в Антарктиде оазис Бангера — 2,5, Молодежная—1,6 и др.; в Арктике Юрика — 5,4), что так же, как и коэффициент увлажнения, меньший единицы, свидетельствует о резком недостатке влаги и формировании в этих районах ландшафтов сухих пустынь.

Как мы видели, приведенные коэффициенты мало пригодны для характеристики зон полярных пустынь, что также подчеркивает специфику этих зон. Тем не менее, видоизмененный коэффициент увлажнения, в котором испаряемость определяется по формуле А. Р. Константинова, может дать удовлетворительные результаты. Однако применение этой формулы затрудняется необходимостью определения скорости ветра на высоте 10 м. Кроме того, значительные затруднения и ошибки при разработке и применении любых коэффициентов, выражающих соотношение тепла и влаги, вызывает неразработанность методик определения количества осадков и относительной влажности в полярных районах.

 

Климатическое районирование

Из анализа отдельных метеорологических элементов видно, что как арктические, так и антарктические пустыни в климатическом отношении не однородны.

Одну из первых схем климатического районирования Антарктики дал В. А. Бугаев.  Он разделил Антарктиду на три климатические зоны, которые по существу являются высотными поясами. Зона высокого антарктического плато занимает центральные, наиболее высокие области материка до высоты 2800—3000 м в Восточной Антарктиде и до 1500 м, а местами и ниже — в Западной Антарктиде. Эта зона имеет наиболее низкие температуры, небольшие средние скорости ветра, малое количество осадков. Зона антарктического склона простирается от предыдущей вниз по ледниковому склону до прибрежной зоны, граница между ними проходит по линии, до которой летом наблюдается таяние снега. Эта линия в зависимости от местных условий поднимается от нескольких сот до тысячи метров над уровнем моря и отстоит от побережья от нескольких километров до нескольких сот километров (на крупных шельфовых ледниках). Зона антарктического склона характеризуется более высокими температурами, чем зона антарктического плато, однако никогда не поднимающимися выше 0°, сильными постоянными стоковыми ветрами, значительным количеством осадков. Прибрежная зона характеризуется еще более высокими температурами, летом поднимающимися иногда выше 0°, очень неравномерным режимом ветра (от минимального для Антарктиды до максимального), таким же неравномерным распределением осадков. Она подразделяется на ряд довольно резко отличающихся друг от друга областей: ледяное побережье, внутренние шельфовые ледники, внешние шельфовые ледники и оазисы.

В. Г. Аверьянов выделил ландшафтную зону Центральной Антарктиды, занимающую высокое антарктическое плато. Он нашел, что ее граница примерно совпадает с изогипсой 3000 м, и дал довольно полную физико-географическую и, в частности, климатическую характеристику.

Одним из последних является климатическое районирование внутренней области Антарктиды Далримпла. Он включил в пределы антарктического плато территорию до высоты 2000 м в Восточной Антарктиде и 1500 м в Западной Антарктиде. Антарктическое плато им подразделяется на четыре климатических района, причем одним из ведущих признаков для выделения районов принята интенсивность охлаждения поверхности под влиянием ветра и низкой температуры (суровость погоды, выраженная в ккал/кв.см•ч). Наиболее суровый район — холодное центральное ядро — характеризуется средними годовыми температурами ниже —50°, скоростями ветра 3—5 м/с, осадками от 0 до 15 см и интенсивностью охлаждения — 2200—2600 ккал/кв.см · ч. Этот район простирается от высот 3200—3300 м и выше. Следующий холодный внутренний район распространяется ниже первого до высоты 2700—3000 м.

Он характеризуется температурами от —40 до —50°, скоростями ветра 5—7 м/с, осадками от 0 до 30 см и интенсивностью охлаждения 2300—2500 ккал/кв.см · ч. Ниже расположен холодный катабатический район до высот 1500 м. Он характеризуется средними годовыми температурами от —30 до —40°, скоростями ветра от 9 до 12 м/с, осадками 0—45 см и интенсивностью охлаждения 2000— 2400 ккал/кв.см· ч.

Отдельно выделяется внутренний район Западной Антарктиды — холодный переходный, занимающий территорию от 1500 м и выше. Он характеризуется температурами от —25 до —40°, скоростями ветра 7—10 м/с, осадками 10—35 см и интенсивностью охлаждения 1800—2200 ккал/кв.см · ч.

Районирование Далримпла более детально. Положительными сторонами являются четкое разграничение районов, выделение в отдельный район плато Западной Антарктиды, а также привлечение для характеристики величины интенсивности охлаждения. Однако нельзя согласиться с присоединением в области антарктического плато верхней части ледникового склона, а следовательно, и с отделением последней без достаточного обоснования от нижней части ледникового склона (ниже 1500 м). В этом отношении предпочтительнее классификация В. А. Бугаева.

Суммируя изложенное, в Антарктиде можно выделить пять основных климатических районов, обусловленных главным образом вертикальной поясностью: Центральная Антарктида, ледниковый склон Восточной Антарктиды, плато Западной Антарктиды, ледниковый склон Западной Антарктиды, прибрежный пояс (табл. 4, рис. 33).

Наиболее суровые и вместе с тем однообразные климатические условия имеет Центральная Антарктида, характеризующаяся наиболее низкими температурами. Ледниковый склон Восточной Антарктиды имеет несколько более высокую температуру воздуха, но отличается сильными устойчивыми стоковыми ветрами. Этот климатический район подразделяется на два подрайона: внешний и внутренний. Во внешнем подрайоне ледниковый склон более или менее плавно понижается от внутреннего плато в сторону моря, во внутреннем он отгорожен от моря высокими Трансантарктическими горами. В связи с этим в первом подрайоне уклоны, как правило, больше, а следовательно, стоковые ветры сильнее и устойчивее, во втором подрайоне наблюдается большая циклоничность.

 

Плато Западной Антарктиды, благодаря меньшим ее размерам и высоте, более подвержено влиянию циклонов, имеет более высокую температуру воздуха, менее устойчивый ветровой режим и большее количество осадков, чем Центральная Антарктида и ледниковый склон Восточной Антарктиды. Ледниковый склон Западной Антарктиды в климатическом отношении почти не изучен. Насколько можно судить по данным маршрутных исследований, по сравнению с ледниковым склоном Восточной Антарктиды ветры на нем менее сильные и устойчивые, температуры выше, а осадков больше.

  

Прибрежный пояс является наиболее сложным в климатическом отношении районом и распадается на довольно резко различающиеся подрайоны: слабо расчлененные подножия ледникового склона, горные массивы и выводные ледники, оазисы, шельфовые ледники, Антарктический полуостров. Климатические характеристики этих подрайонов весьма различны. Приведем их некоторые характерные черты. Шельфовые ледники значительно холоднее оазисов и подножий ледниковых склонов, скорости ветра больше у подножий ледниковых склонов, относительная влажность меньше в оазисах. Особенно сложны климатические условия в горных странах в связи с изрезанностью рельефа и большими колебаниями высот, а также характером подстилающей поверхности. Здесь можно встретить температуры от довольно высоких (выше 0°) у подножия гор до очень низких на больших высотах. Весьма разнообразен режим ветра и других метеорологических элементов. На Антарктическом полуострове повторяются в миниатюре почти все типы антарктических климатов от ледникового плато до оазисов и шельфовых ледников. Однако в общем здесь климат более мягкий, чем на остальной территории Антарктиды (температуры несколько выше, а их амплитуды меньше), осадков больше, скорости ветра меньше. Климат северной части Антарктического полуострова является переходным к климату Субантарктики.

Климатическое районирование Арктики производилось Б. П.Алисовым и 3. М. Прик.  Б. П. Алисов выделил в Арктике семь областей: атлантико-европейскую (от Гренландии до Северной Земли), азиатскую (от Северной Земли до о. Врангеля), тихоокеанскую (от о. Врангеля до Канадского Арктического архипелага, канадскую (Канадский Арктический архипелаг кроме Баффиновой Земли), западно-атлантическую (Баффинова Земля и море Баффина), гренландскую (Гренландия)и центральную (Арктический бассейн). 3. М. Прик, проводя деление преимущественно Северного Ледовитого океана, выделила в нем пять климатических районов, в общем соответствующих климатическим областям Б. П. Алисова.

Атлантический район включает Гренландское и Баренцево моря, западную часть Карского моря и прилегающий к ним участок Арктического бассейна. Это наиболее теплый район, особенно зимой, погода в нем устойчивая, значительны облачность, количество осадков и скорости ветра.

Сибирский район занимает восточную часть Карского моря, море Лаптевых, западную половину Восточно-Сибирского моря и часть океана к северу от них. Погода здесь более устойчивая, температуры зимой значительно ниже, меньшие облачность и количество осадков.

Тихоокеанский район включает восточную половину Восточно-Сибирского моря, Чукотское море, западную часть моря Бофорта и прилегающую к ним часть Арктического бассейна. Этот район теплее соседних, осадков в нем больше, облачность велика. Канад-ско-Гренландский район охватывает большую часть моря Бофорта и значительную часть Арктического бассейна, прилегающую к Канадскому Арктическому архипелагу и Гренландии. Зимой здесь самые низкие температуры; облачность, осадки и скорости ветра наименьшие.

Центральный район Арктического бассейна зимой имеет низкие температуры воздуха, повышающиеся от приканадского района к приатлантическому, облачность также увеличивается в этом направлении. Летом температуры однообразны (—0,5, —1,0°) и очень устойчивы, облачность значительна.

Основываясь на приведенных климатических классификациях Арктики и Северного Ледовитого океана, в зоне арктических пустынь можно выделить четыре климатических района: центральный, или Центральную Арктику, евразийский, американский и ледниковое плато Гренландии (табл. 5, рис. 33). Несмотря на различия в особенностях циркуляции атмосферы, вследствие выравнивающего влияния солнечной радиации и однородной подстилающей поверхности климатические условия на больших территориях очень однообразны, что позволяет объединять в один район обширные пространства.

Центральная Арктика, занимающая большую часть Арктического бассейна, обладает суровым климатом, который несколько смягчен влиянием теплых морских и воздушных потоков, особенно в приатлантической части. Длительные (по нескольку месяцев) полярные ночь и день определяют своеобразие светового режима. Радиационный баланс в среднем за год отрицательный, да и летом положительные значения очень невелики из-за большого альбедо ледяного покрова. Средние годовые температуры равны —15, —20°, температура самого холодного месяца опускается до —35°, а самого теплого составляет около —0,5°. Ветры здесь умеренные, около 5 м/с, количество осадков не превышает 200 мм, относительная влажность и облачность довольно высоки. Приатлантическая часть Центральной Арктики, куда часто проникают циклоны, более теплая и влажная, чем другие районы, особенно приканадская часть, где зимой температура ниже, влажность, облачность и осадки меньше. 

Евразийский район охватывает с юга Центральную Арктику, протягиваясь от северо-восточных берегов Гренландии через северную часть Шпицбергена, Землю Франца-Иосифа, Северную Землю, острова Де-Лонга до западных берегов Канадского Арктического архипелага. Несмотря на огромную протяженность этого района и различия в циркуляционных условиях, метеорологические характеристики на всем протяжении района однообразны. Так, средние годовые температуры различаются всего на 4—5°, составляя в среднем около —13°. Особенно малы различия в летних температурах, изменяющихся от —0,3 до 1,2°. Температура самого холодного месяца в среднем около —25°. Скорости ветра выше (5— 7 м/с), чем в других районах. Осадки распределяются по площади равномерно и количество их мало, в среднем 150 мм. Относительная влажность выше, чем в других районах и держится обычно около 90%. Облачность также высока, составляя в среднем за год 7,0—7,5 балла.

В связи с большой протяженностью района, естественно, что климатические условия в разных его частях не совсем одинаковы, и он может быть разделен на два, а возможно, и на три подрайона. Западный (европейский) подрайон, протягивающийся от Гренландии до западной части Карского моря и находящийся под сильным воздействием атлантических вод и циклонов, зимой несколько теплее восточного (азиатского). В западном подрайоне несколько сильнее ветры и больше облачность. Возможно, что к востоку от 180° в. д. можно выделить третий подрайон, но для этого пока недостаточно данных.

Американский район замыкает кольцо, охватывающее Центральную Арктику с юга, и занимает северные части Канадского Арктического архипелага и Гренландии. Чрезвычайная неоднородность подстилающей поверхности (море, часто покрытое весь год льдом, гористая суша с многочисленными ледниками), влияние с одной стороны Арктического бассейна, а с другой — Северо-Американского континента и ледникового щита Гренландии приводят здесь к довольно значительным колебаниям климатических условий на очень коротких расстояниях. Эта «мозаичность» климатической обстановки при общей сравнительной однородности на больших пространствах является характернейшей чертой района. Так, радиационный баланс на станции Юрика (о-ва Королевы Елизаветы) составляет 22,3 ккал/кв.см • год, а рядом на леднике или в проливе Юрика, где морские льды исчезают далеко не каждое лето, он отрицательный. Это вызывает резкие различия в температуре, особенно летней, которая на небольших расстояниях может меняться от 0 до 5—6°.

Особенно велики колебания величии облачности и относительной влажности, вызываемые феновыми ветрами. Изменения в значениях метеорологических элементов на больших пространствах по сути дела не превышают колебаний на соседних участках. Согласно данным Г. Н. Витвицкого,  Фриструпа  и др., общая амплитуда средних годовых температур равна 5° (от —15 до —20°), температур самого теплого месяца на суше 2—3° (от 3,6 до 6,2°), а самого холодного — 10° (от —31,0 до —39,4°). Этот район холоднее предыдущих зимой и значительно теплее летом. Однако это тепло проявляется только на сравнительно небольших низменных участках суши, защищенных от холодных ветров. Скорости ветра здесь в зависимости от орографических условий весьма различны — от очень небольших до ураганных в узких долинах. В среднем они составляют за год 3—6 м/с. Количество осадков, как правило, невелико, а на отдельных участках очень мало (от 50 до 150 мм и даже ниже). Относительная влажность меньше, чем в других районах (72—82%). Меньше также и облачность, не превышающая 6 баллов.

Этот район можно разделить на два подрайона: канадский и гренландский. Канадский подрайон находится под сильным влиянием зимнего североамериканского антициклона. Поэтому здесь зимние, а следовательно, и годовые температуры несколько ниже, чем в Северной Гренландии, несмотря на более южное положение. В связи с меньшим развитием феновых ветров летние температуры также немного ниже, а относительная влажность выше.

Северная прибрежная часть Гренландии, включающая Землю Пири, отличается наиболее контрастными характеристиками метеорологических элементов. Например, вблизи уровня моря средние температуры теплого месяца могут быть от —1,1 до +6,2°, осадки — от 25 до 155 мм и др.

Ледниковое плато Гренландии подразделяется на два подрайона — вертикальных пояса: ледниковое плато и ледниковый склон. Основные особенности климата ледникового покрова Гренландии [387, 453, 506] обусловлены в первую очередь большой высотой поверхности над уровнем моря и наличием снежного покрова в течение всего года. Несмотря на то, что Гренландия находится под влиянием атлантических циклонов, над ледниковым покровом формируется сравнительно устойчивая область повышенного давления, которая, правда, довольно часто нарушается проходящими циклонами, приносящими много влаги, обеспечивающей ледник питанием снежными осадками. Снежный покров, отражающий большую часть солнечной радиации, обусловливает отрицательный радиационный баланс, превышающий —10 ккал/кв.см- год. Вследствие этого, а также значительной (более 3000 м) высоты ледникового плато температура здесь в течение года отрицательная и составляет в среднем зимой ниже —40°, а летом не поднимается выше — 10°. Средняя годовая температура около —30°. Количество осадков, в зависимости от расположения места по отношению к влажным циклоническим ветрам, резко различно — от 100 мм на севере до 500 мм на западе. Ветры на плато обычно умеренные, относительная влажность высокая.

Северный склон ледникового щита имеет характерные черты климата склона — сильные ветры, небольшую относительную влажность и облачность, а также незначительное количество осадков. Однако систематических метеорологических наблюдений здесь не проводилось и дать сколько-нибудь полную его характеристику не представляется возможным.

Западный, восточный и особенно южный склоны ледникового щита характеризуются большой относительной влажностью и значительными осадками.

Ледниковое плато Гренландии по климатическим характеристикам очень близко к ледниковому плато Западной Антарктиды, что можно объяснить приблизительно одинаковым положением относительно полюса, сходными размерами и высотой над уровнем моря, а также расположением относительно путей циклонов, приходящих из более низких широт. Как в Гренландии, так и в Западной Антарктиде циклоны часто пересекают ледниковое плато, принося тепло и влагу.

Некоторое сходство климатов обнаруживают Антарктический полуостров с Землей Франца-Иосифа и Северо-Восточной Землей Шпицбергена, однако климат Антарктического полуострова более мягкий и влажный. С антарктическими оазисами у вышеуказанных арктических районов более близкий температурный режим, а режим увлажнения отличается — антарктические оазисы много суше. Метеорологический режим евразийского района, особенно европейского подрайона, имеет общие черты с режимом прибрежных станций Восточной Антарктиды, таких как Уилкс, Сева, отчасти Молодежная. Однако полного подобия, естественно, нет, так как на побережье Антарктиды сказывается влияние ледникового покрова.

Основные характерные признаки климата полярных пустынь, дающие основание для выделения их в особую зону, отличную от зоны тундр, следующие. Годовой радиационный баланс в полярных пустынях, как правило, в среднем около 0 ккал/кв.см или отрицательный, температура даже самого теплого месяца обычно близка к 0° или отрицательная, содержание влаги в воздухе небольшое, а отсюда обычно невелико, а часто и очень мало количество осадков, характерна слоистая облачность, кучевые облака почти не образуются, осадки даже летом выпадают в твердом виде. Иными словами, климат зоны полярных пустынь — это климат постоянного мороза, малого влагосодержания и твердых осадков. Характерна также мозаичность климата, особенно ярко проявляющаяся в режиме увлажнения — рядом с участками избыточного увлажнения (например, ледники) располагаются участки с крайне недостаточным увлажнением (оазисы в Антарктиде, некоторые районы Северной Гренландии и о-вов Королевы Елизаветы). Климат же тундр характеризуется четко выраженным периодом положительных температур (причем в океанических районах положительные температуры могут наблюдаться в течение всего года), большой влажностью воздуха (относительная влажность часто достигает 100%), жидкими осадками летом и, как правило, повсеместным избыточным увлажнением.

 

Современное оледенение

Оледенение является характернейшей чертой зон полярных пустынь. Оно проявляется здесь повсеместно как в форме морских и озерных льдов, так и в виде ледников и вечной мерзлоты грунтов, сопровождающейся подземными льдами. Морские и озерные льды рассматриваются в соответствующих разделах. В этой главе мы остановимся на оледенении суши.

 

Ледники

Ледники покрывают подавляющую часть суши полярных пустынь южного полушария и большую часть суши этой зоны в северном полушарии. Только в зоне полярных пустынь снеговая граница может опускаться до уровня моря, и ледники могут образовываться не только в горах, но и на низменностях.

Как известно, оледенение наступает при определенном соотношении тепла и влаги, когда осадки, выпавшие за холодный сезон в твердом виде, не успевают растаять или испариться за теплый сезон.

Совершенно очевидно, что в общепланетарном масштабе главную роль играет температура воздуха. Действительно, на поверхности Земли существуют зоны (экваториальная и тропические), в которых температура воздуха опускается ниже 0° только высоко в горах, на совершенно ничтожной площади. С другой стороны, имеются зоны (полярных пустынь), где температуры ниже 0° наблюдаются в течение почти всего или даже всего года. В промежуточных зонах, естественно, наблюдаются все переходные между крайними зонами условия. В соответствии с распределением температур площади оледенения увеличиваются от экватора к полюсам.

Содержание влаги в воздухе не играет такой решающей роли, так как в естественных условиях в воздухе всегда содержатся пары воды, которые при соответствующей температуре могут дать твердые осадки. Значение соотношения тепла и влаги для оледенения хорошо видно из того, что, несмотря на огромное количество осадков, в экваториальном поясе оледенение ничтожно, в то время как при несравненно меньшем (в десятки раз) количестве осадков оледенение в полярных странах исключительно велико. Фактически, если взять осредненное по поясам количество осадков, то получится, что оледенение в общем увеличивается не с возрастанием их, а с уменьшением. Однако такая картина наблюдается только в общепланетарном масштабе. Если рассматривать оледенение какого-либо одного теплового пояса, то проявится прямая зависимость оледенения от количества влаги. То же самое наблюдается и в зоне полярных пустынь. Но в полярных пустынях роль влаги еще более возрастает, так как в этой зоне температурный режим всюду благоприятен для развития оледенения, и только крайний недостаток влаги препятствует его возникновению в ряде районов. В распределении тепла и влаги огромную роль играет рельеф и в первую очередь высота местности над уровнем моря.

Снеговая граница (линия равных значений аккумуляции и абляции) в полярных пустынях лежит, как правило, близко к уровню моря или на уровне моря, что особенно характерно для Антарктиды. У берегов Антарктиды, находящихся часто в довольно низких широтах (до 65° ю. ш.), снеговая граница обычно расположена на уровне моря.  Однако в некоторых районах обнаружены участки, где снеговая граница лежит выше уровня моря. В северной части Антарктического полуострова она поднимается до 200—300 м. На Берегу Бадда, вблизи оазиса Грирсона, снеговая граница находится на высоте 225 м,  к югу от оазиса Шир-махера на высоте 300—600 м,  в районах оазисов Бангера и Вестфолль — на 200—600 м; выше уровня моря она и в ряде других районов побережья.

Особенно высоко расположена снеговая граница в горных странах. В районе ледника Ламберта плоские вершины обрыва Моусона, с которых не может быть большого сдувания снега, до высоты более 1000 м лишены ледяного покрова. У северной кромки гор Земли Королевы Мод зона абляции на ледниках наблюдается на высотах от 563 м (озеро Унтер-Зе) до 1500 м (районы горы Ивнель, пика Геснер и др.); по меридиональным хребтам и вдоль их западных подножий полосы абляции протягиваются от северной кромки гор до их южной кромки, т. е. до высот более 2000 м (горы Курце, хребет Габленц и др.); не покрыты льдом и некоторые плоские вершины у южной кромки гор на высоте до 2500— 3000 м.

Еще более поразительная картина наблюдается в горах Земли Виктории, где местами от уровня моря до высот более 2000 м снег не накапливается, и обширные районы находятся ниже снеговой границы. В ряде случаев отсутствие накопления снега можно объяснить главным образом его сдуванием с крутых склонов или отдельных горных вершин, но в большинстве районов снег не накапливается и на обширных ровных участках, и даже во впадинах. В этих районах отсутствие ледникового покрова объясняется, с одной стороны, незначительным количеством осадков, а с другой,— усиленной абляцией (таянием и испарением) вследствие фенового характера преобладающих ветров. Таким образом, хотя почти вся Антарктида находится в области аккумуляции, в прибрежных районах имеются участки абляции, на которых снеговая граница поднимается на несколько сот, а иногда и более 2000 м над уровнем моря. Такие участки встречаются как на крайних северных выступах материка (Антарктический полуостров), так и в высокоширотных районах (в районе хребта Куин-Мод на 85° ю. ш.). Общая площадь области абляции на антарктическом ледниковом покрове составляет около 1% всей площади материка.

В Арктике, где участки суши находятся в значительном удалении от полюса, снеговая граница нигде не опускается до уровня моря (возможно, в приполюсной области есть места с преобладанием аккумуляции над абляцией, но так как морские льды быстро дрейфуют, то зарегистрировать это явление с достаточной определенностью пока не удалось).

Подтверждением этому служит расчет теплового и водного баланса для Центральной Арктики, произведенный Ю. П. Дорониным. Если рассматривать среднее годовое изменение толщины льда ледника, лежащего на уровне моря в районе полюса, то оно будет определяться формулой, связывающей уравнения теплового и водного баланса

где Н — толщина льда;

r — плотность льда;

r — осадки;

И — испарение;

Б — радиационный баланс поверхности льда;

Р — турбулентный теплообмен между снежно-ледяной поверхностью и атмосферой;

l — теплота испарения льда;

L — теплота плавления льда. По данным В. С. Лощилова,  твердые осадки в Центральной Арктике не превышают 12 г/кв.см. Максимальное значение испарения, согласно данным дрейфующих станций,  равно —4,7 г/кв.см. Радиационный баланс как для ледников Земли Франца-Иосифа, так и для Центральной Арктики равен —2 ккал/кв.см•год. Годовая величина турбулентного потока тепла, согласно М. Г. Гроссвальду и А. Н. Кренке,  равна 6—7 ккал/кв.см. Используя эти величины, получаем по приведенной формуле среднее годовое уменьшение толщины льда, равное 3—6 см. Отсюда следует вывод, что в районе Северного полюса на низменностях ледник при современных условиях возникнуть не может. На островах, находящихся в зоне полярных пустынь, снеговая граница располагается на высоте от нескольких сот до тысячи, а иногда и более метров. Наиболее низко она расположена:

На о. Ушакова... . . . . . . . . . . . . . .  на высоте 200 м

На Земле Франца-Иосифа.. . . . . . на высоте 280—350 м 

На о. Виктория... . . . . . . . . . . . . . . на высоте 350 м

На Северо-Восточной Земле.. . . . 300—450 м

На Северной Земле... . . . . . . . . . . .от 300 до 600 м

На о-вах Де-Лонга снеговая граница, по-видимому, находится на высоте 180—400 м.  Таким образом, в евразийском секторе зоны арктических пустынь амплитуда высот снеговой границы составляет 400 м. В канадско-гренландском секторе снеговая граница расположена значительно выше. На о-вах Королевы Елизаветы она проходит на высоте 900—1200 м , а в Северной Гренландии — на высоте 1100—1200 м.

Приведенные данные показывают, что в зонах полярных пустынь снеговая граница, как правило, находится либо на уровне моря (в Антарктиде), либо на высоте первых сотен метров. Однако существуют районы, в которых снеговая граница поднимается выше 1000 м, достигая в Антарктиде более 2000 м над уровнем моря.

Такие колебания высот снеговой границы при приблизительно одинаковом температурном режиме (причем нередко снеговая граница лежит выше там, где температура ниже) указывают на исключительно большую роль увлажнения для образования ледников в зоне полярных пустынь.

Следует заметить, что орографическая снеговая граница в полярных пустынях практически повсюду лежит на уровне моря, где наблюдаются снежники и навеянные ледники.

В зоне полярных пустынь располагается подавляющая часть ледников земного шара. В Антарктиде не покрыто льдом всего 0,2—0,3% общей площади,  и следовательно, ледники занимают приблизительно 13 940 000 кв.км. В зоне арктических пустынь ледники занимают около 80% всей суши (2 200 000 кв.км), т. е. около 1 750 000 кв.км. Общая площадь оледенения полярных пустынь около 15 690 000 кв.км, что составляет около 97% общей площади ледников Земли, превышающей 16 250 000 кв.км.

Степень оледенения отдельных районов неодинакова и зависит как от рельефа поверхности, так и главным образом от характера циркуляции атмосферы. В Антарктиде наибольшие участки не покрытой льдом суши наблюдаются там, где у края ледникового щита располагаются поднятия коренного рельефа. Наиболее ярко проявляется значение циркуляции атмосферы для развития оледенения в арктических пустынях. Здесь наибольшее оледенение наблюдается вблизи основного центра циклогенеза — исландского минимума — на большей части Гренландии, и вблизи основных путей циклонов — на Северо-Восточной Земле и на Земле Франца-Иосифа, а наименьшее — в северо-западной части Канадского Арктического архипелага и в Северной Гренландии — областях повышенного давления, куда циклоны проникают сравнительно редко и приносят воздушные массы, уже потерявшие значительную часть влаги.

В полярных пустынях основным типом ледников являются ледниковые покровы и купола. Однако встречаются и все другие типы ледников: переметные, дендритовые, простые длинные, предгорные, каровые, навеянные и пр. Крупные ледниковые покровы (антарктический, гренландский) являются очень сложными образованиями, подразделяющимися на множество ледников второго порядка, основными из которых являются ледниковые щиты, ледниковые купола, сквозные ледники, предгорные ледники, выводные ледники, шельфовые ледники и ряд других, имеющих меньшее значение.

Ледниковые покровы и купола являются наиболее распространенными ледниками в зонах полярных пустынь. Однако купола могут встречаться и в других зонах. В частности, они довольно обычны в зоне тундр. Очень характерны для зон полярных пустынь шельфовые ледники, которые имеют широчайшее распространение в Антарктиде и образуются, хотя и очень редко, в арктических пустынях (в Северной Гренландии, на о. Элсмир, Земле Франца-Иосифа и Северной Земле). Нигде в других зонах они не встречаются.

Антарктический ледниковый покров, состоящий из наземной части (ледниковый щит и ледниковые купола) и плавающей части (шельфовые ледники), получает твердых осадков в среднем 13—14 г/кв.см • год. Осадки распределяются резко неравномерно и в общем их количество уменьшается по направлению от берега к центру материка от 30—80 до 3 г/кв.см в год (рис. 34). Зона абляции наблюдается отдельными пятнами в прибрежной полосе до нескольких сот километров от берега. Часто она прерывается, и к берегу моря подходит зона ледяного питания, которая протягивается узкой полосой на отдельных участках обычно до высот не более нескольких сотен метров и до нескольких километров в глубь материка (исключая небольшие участки в горных районах). Следующая зона аккумуляции — холодная фирновая — опоясывает весь материк полосой до нескольких десятков километров шириной и до нескольких сотен метров над уровнем моря. У северной оконечности Антарктического полуострова она сменяется теплой фирновой зоной, доходящей до высоты 800 м. Следующая, снежно-фирновая зона имеет более широкое распространение, простираясь в глубь материка, как правило, на 50—100 км, а иногда и на несколько сот километров, и поднимаясь до высоты 900—1350 м (рис. 35). Далее на всей остальной территории материка распространена снежная зона.

В соответствии с широтной зональностью и высотной поясностью температуры в снежно-фирновой толще понижаются от побережья к наиболее высоким частям в центре материка. На уровне затухания годовых колебаний температура ледников в северной части Антарктического полуострова близка к 0°, на побережье Восточной Антарктиды —10, —20°, на шельфовом леднике Росса —23, —28°. В Центральной Антарктиде она опускается до —57, —59°.

В связи с большой мощностью ледникового покрова у его нижней поверхности в ряде районов температура достигает точки плавления и образуется прослойка воды. Высказывается предположение, что вода существует в центральных районах Антарктиды (обнаружена в скважине на станции Бэрд) и по окраинам ледникового покрова , причем особенно велико таяние под выводными ледниками, под которыми и происходит основной сток талой воды в море. Однако, несмотря на некоторые небольшие следы подледного таяния (сток из озера Фигурного в оазисе Бангера зимой), все же сколько-нибудь значительных поступлений пресной воды в океан вблизи дельт крупных выводных ледников (Ламберта—Эймери, Энтузиастов—Лазарева, Денмена—Скотта и др.) не обнаружено, в связи с чем донное таяние в краевой зоне антарктического ледникового покрова в сколько-нибудь значительных количествах следует считать сомнительным.

 

      

Лед движется к периферии материка на разных участках с различной скоростью : у недифференцированного края ледникового щита от 0 до 200 м в год, в выводных ледниках от 200 до 1200 м в год и в шельфовых ледниках от 0 до 1800 м в год. Средняя скорость у края ледникового покрова, по расчету П. А. Шуйского,  равна 233 м в год.

Питание ледникового покрова осуществляется главным образом за счет аккумуляции на верхней поверхности и в незначительной степени за счет намерзания на нижней поверхности шельфовых ледников. Расход осуществляется в основном за счет откола айсбергов, немного за счет донного таяния и в очень малом количестве за счет абляции на верхней поверхности. Проводившиеся неоднократно подсчеты приводили чаще всего к положительному бюджету массы ледникового покрова [142, 144, 507], хотя некоторые авторы склонялись к отрицательному бюджету. Много доводов в пользу положительного бюджета привел К. К. Марков.  Однако в связи с очень большой величиной ошибок, во много раз превышающих получаемое сальдо, большинством исследователей было решено до получения более точных данных условно принимать бюджет массы антарктического ледникового покрова близким к нулю.

Гренландский ледниковый покров несравненно меньше антарктического, но и ему присущи все основные характерные черты последнего, за исключением шельфовых ледников, которые выражены в Гренландии только в виде небольших плавающих дельт выводных ледников.

Питается гренландский ледниковый покров осадками, поступающими как со стороны исландско-карской, так и баффиновой ложбины атмосферного давления. При этом нередко циклоны пересекают Гренландию, давая обильные осадки в центральной части острова и обусловливая возникновение феновых ветров на подветренной стороне, которой чаще бывает западное побережье. На восточном склоне осадки чаще выпадают зимой, а на западном — летом. Ледораздел располагается ближе к восточному побережью. Количество осадков уменьшается не только от южных, западных и восточных берегов к центру острова, что характерно и для Антарктиды, но и особенно резко с юга на север, что указывает на отсутствие осадков, связанных с воздушными массами, поступающими из Арктического бассейна. На юге (вне зоны полярных пустынь) выпадает более 1000 мм, а на севере менее 100 мм. Поскольку почти все осадки выпадают в твердом виде, то и аккумуляция достигает приблизительно таких же величин — от 90 до 10 г/кв.см в год.

Средние температуры на уровне затухания годовых колебаний изменяются от 0° на юге до —32° в центре ледника. Область абляции значительно больше, чем в Антарктиде, и охватывает 16,5% общей площади покрова. В области аккумуляции значительную территорию, хотя и относительно меньшую, чем в Антарктиде, занимает снежная зона, очень сильно развита снежно-фирновая зона и весьма ограниченно, как и в Антарктиде, холодно-фирновая (переходящая на юге в тепло-фирновую) и ледяная зоны. В общем по температурному режиму и характеру диагенеза в снежно-фирновой толще прибрежные ледники в южной части острова относятся по классификации Альмана к умеренному типу, в восточной и западной — к субполярному, а в северной и центральной — к высокополярному.

Скорость движения льда в гренландском ледниковом щите в среднем около 20 м в год, но в выводных ледниках она много больше, достигая 7 000 м в год, что намного превышает скорости выводных ледников Антарктиды и объясняется более высокими температурами льда.

Расход льда в значительной мере, как и в Антарктиде, осуществляется за счет откола айсбергов. Однако в Гренландии большое значение имеет абляция. Подсчеты бюджета массы ледника разными авторами дают различные результаты. Так, Лёве,  Фриструп  и ряд других считают бюджет положительным; Корбель — близким к нулю, а П. А. Шуйский — отрицательным. Для окончательного решения вопроса в настоящее время данных недостаточно.

Кроме основных ледниковых щитов — антарктического и гренландского — в полярных пустынях широко развиты ледниковые купола. Основная масса антарктических ледниковых куполов является составной частью антарктического ледникового покрова. Они представляют собой отдельные сравнительно небольшие центры питания преимущественно в периферической части ледникового покрова, главным образом в горных странах и в районе Антарктического полуострова. Особенно характерны ледниковые купола, расположенные в пределах шельфовых ледников, где они отделяются от плавающего ледника кольцом приливных трещин, вследствие чего достаточно резко очерчены. Однако с точки зрения сравнения с ледниковыми щитами зоны арктических пустынь наибольший интерес представляют, несомненно, островные ледниковые купола, встречающиеся вблизи побережья Антарктического материка главным образом в виде ледяных островов, аналогичных о. Шмидта в архипелаге Северная Земля, сложенных льдом и имеющих основание, лежащее полностью или почти полностью ниже уровня моря.

Существуют вблизи антарктических берегов также и острова, сложенные коренными породами, на которых располагаются ледяные щиты, аналогично большинству арктических островных ледниковых шапок. Такие острова особенно характерны для района Антарктического полуострова.

Толщина льда в ледниковых куполах достигает нескольких сотен метров. Ледяные острова обычно представляют собой один, реже два взаимосвязанных купола, края которых обрываются в море, и расход льда путем облома айсбергов осуществляется по всему периметру.

Аккумуляция на куполах значительная, так как они расположены в основном вблизи источника питания (океан), и достигает более 100 г/кв.см в год в районе Антарктического полуострова. В других районах несколько меньше, но и там, как правило, превышает 50 г/кв.см в год. Характерно, что обычно максимальное накопление происходит на вершине купола или вблизи ее. Так, на о. Дригальского, высотой 327 м, на вершине и южном склоне накапливается 86, а в нижней части северо-восточного склона 13— 36 г/кв.см в год.

Зона абляции выражена плохо, кроме района Антарктического полуострова, где она распространяется до высоты 300 м, и горных районов, где она окаймляет узкой полосой купола плоских вершин, часто располагающиеся на больших высотах. Выше зоны абляции располагается ледяная зона, которая также на многих куполах выражена плохо. Выше идет холодная фирновая зона, обычно занимающая большую часть купола. В северной части Антарктического полуострова ее заменяет теплая фирновая зона. Выше фирновой зоны располагается снежно-фирновая. На куполах, расположенных на больших высотах, ряд зон аккумуляции заканчивается снежной зоной, которой на ледниковых куполах Арктики не наблюдается (за исключением ледникового покрова Гренландии).

В связи с тем, что на большинстве ледниковых куполов хорошо развита фирновая толща, следует ожидать в них распределение температур влажно-холодного типа.

Исследование бюджета массы ледникового купола Дригальского и ряда ледниковых куполов района Антарктического полуострова показало, что в настоящее время он отрицательный.

Ледниковые щиты являются наиболее распространенным типом ледников арктических пустынь. Они, как правило, представляют собой сложные комплексные образования, состоящие из нескольких взаимосвязанных ледников. Краевые части щитов часто достигают моря и иногда находятся на плаву. Обычно ледниковые щиты имеют небольшую мощность (до 300 м) и вследствие расчлененности подледного рельефа разделяются на ряд куполов и выводных ледников, однако встречаются щиты, состоящие из одного купола. Особенной сложностью отличаются ледниковые щиты о. Элсмир, приближающиеся в этом отношении к ледниковым покровам.

Ледниковые купола имеют плоскую вершину и пологие склоны, крутизна которых увеличивается к подножию, где могут даже образовываться почти отвесные абляционные обрывы. Трещины на ледниковых куполах редки, обычно нешироки и встречаются главным образом вблизи края, спускающегося в воду. Выводные же ледники разбиты густой сетью глубоких и широких трещин.

Толща льда в куполах имеет сложную структуру, подразделяясь на две зоны: центральный массив и краевая антиклиналь. В центральном массиве лед слабо дислоцирован, в краевой же антиклинали слои льда смяты в крутые складки, обычно опрокинутые в сторону периферии купола. На границе между центральным массивом и краевой антиклиналью образуются надвиги с разрывами слоев.

По этим разрывам мореносодержащий лед нижних слоев ледника выводится на поверхность. Авторы не дают конкретного объяснения происхождения краевых антиклиналей, указывая только на роль давления льда в их образовании. Возможно, что антиклиналь возникает вследствие большого сопротивления холодного и жесткого льда периферии куполов по сравнению с более теплым и пластичным льдом центрального массива.

Аккумуляция на вершинах куполов достигает 20—30 г/кв.см, однако многие купола имеют значительно меньшее накопление вещества, а некоторые в настоящее время совершенно не имеют области аккумуляции и находятся полностью в зоне абляции. На подавляющем большинстве исследованных ледников абляция превышает аккумуляцию, они в настоящее время имеют отрицательный бюджет массы и находятся в стадии отступания [95, 97, 132, 219, 528].

Выше зоны абляции на ледниках располагается ледяная аккумулятивная зона. На более высоких куполах, кроме этой зоны, выше идет фирново-ледяная зона, и только на о-вах Королевы Елизаветы и на куполах Северной Гренландии, достигающих высоты более 1000 м, развита снежно-фирновая зона. В связи с большим развитием ледяной зоны и отсутствием снежной зоны ледообразования мощность фирновой толщи очень мала: обычно составляет только несколько метров и достигает 50 м на наиболее высоких куполах.

Температурный режим арктических ледников неоднороден. Центральная часть ледников, имеющих фирновое питание, занята сравнительно теплым пластичным льдом, в придонных частях которого температура может приближаться к точке плавления, и грунт находится в талом состоянии. Эта область окружена холодным жестким льдом, в котором ниже горизонта с постоянной температурой располагается лед с устойчивыми отрицательными температурами. Многие купола арктических пустынь (без фирнового питания) имеют во всей толще температуру, близкую к средней годовой температуре воздуха — континентальный тип распределения температур по Г. А. Авсюку. В ряде куполов Земли Франца-Иосифа температура с глубиной не повышается, а понижается, что указывает на потепление климата.

По условиям питания и распределению температур льда ледники арктических пустынь можно разделить на три группы. Первую группу составляют ледники, находящиеся целиком в зоне абляции и являющиеся климатически мертвыми. Они сложены холодным жестким льдом и имеют континентальный тип распределения температур. Вторую группу составляют ледники, имеющие ледяное питание на вершинах. Они также сложены холодным жестким льдом и имеют континентальный тип распределения температур. К этому типу относится большинство ледников зоны. Третью группу составляют ледники, имеющие фирновое питание. Они сложены теплым пластичным льдом в центральных частях и холодным жестким на периферии и имеют влажно-холодный тип распределения температур в центре и континентальный на периферии.

Чрезвычайно характерны для зон полярных пустынь предгорные ледники (пьедмонты). В Антарктиде они достигают огромных размеров и в отличие от высокоарктических и пьедмонтных ледников более низких широт имеют свою область аккумуляции. Одним из наиболее крупных, если не самым крупным, является предгорный ледник, окаймляющий с севера горы центральной части Земли Королевы Мод. Он питается сквозными ледниками, выводящими лед через горные хребты, и местными осадками. Этот ледник в свою очередь переходит в шельфовые ледники. Широко распространены предгорные ледники в горах Земли Виктории и в районе Антарктического полуострова. Здесь есть предгорные ледники, полностью питающиеся за счет притока льда из лежащих выше областей аккумуляции.

В арктических пустынях предгорные ледники также встречаются довольно часто, но вследствие высокого положения снеговой границы они редко имеют собственную область аккумуляции.

Как уже отмечалось, чисто высокоширотными, специфическими для зон полярных пустынь являются шельфовые ледники. Подробнее они будут охарактеризованы ниже. Здесь мы только подчеркнем их роль в ледниковом покрове высоких широт.

Современные природные (в первую очередь климатические) условия Антарктиды благоприятны для развития шельфовых ледников; здесь они развиты чрезвычайно широко и представлены всеми типами. В Арктике, наоборот, природные условия неблагоприятны для развития шельфовых ледников (снеговая граница почти нигде не достигает уровня моря), и они встречаются исключительно редко, крайне малы и представлены только одним типом — абляционными шельфовыми ледниками.

В Антарктиде площадь, занимаемая шельфовыми ледниками, равна 1500 000 кв.км и составляет около 11% площади материка. В шельфовых ледниках заключено 0,7 млн. км3 льда, или 2—3% объема всего ледникового покрова. В Арктике шельфовые ледники занимают лишь несколько сот квадратных километров.

Существование шельфовых ледников лимитируется в основном двумя факторами — положением снеговой границы, что обеспечивает питание шельфовых ледников твердыми осадками, и наличием точек опоры для ледника в виде поднятий дна или берегов заливов, которые не позволяют льду свободно уплывать в открытый океан. Оба эти условия осуществляются вдоль большей части побережья Антарктиды.

Через шельфовые ледники проходит большая часть стока льда антарктического ледникового покрова в океан. В настоящее время, как показывают подсчеты, бюджет массы шельфовых ледников следует считать равновесным, так как ошибки расчета во много раз превышают получающиеся разности бюджета.

Шельфовые ледники играют роль усилителя колебаний размеров ледникового покрова вследствие большей скорости растекания в них льда по сравнению с другими частями покрова. При увеличении оледенения часть шельфовых ледников садится на грунт, превращаясь в наземные ледники, чем замедляется сток льда, а следовательно, ускоряется рост ледникового покрова. При сокращении оледенения часть наземного покрова, становясь тоньше, всплывает, превращаясь в шельфовый ледник, в результате увеличивается скорость растекания льда и ускоряется разрушение ледникового покрова.

Горные ледники играют сравнительно небольшую роль в оледенении высоких широт. Однако они являются непременным элементом ландшафта всех горных стран зон полярных пустынь, не покрытых сплошным ледниковым покровом. Наиболее широко распространены каровые ледники, однако встречаются и все другие типы, включая и хорошо развитые долинные, которые можно наблюдать в Антарктиде на Трансантарктических горах, местами в горах Земли Королевы Мод. В Арктике они развиты в горах о. Элсмир и в некоторых других районах. По наличию свежих конечных морен у ряда горных ледников отмечено отступание концов языков.

Исследованиями последних десятилетий доказано сокращение оледенения зоны арктических пустынь. Бесспорно сокращение ледников Земли Франца-Иосифа, Северной Земли, о. Элсмир, некоторых ледников Северной Гренландии, хотя ряд ледников Северной Гренландии наступает. Спорным остается вопрос о сокращении гренландского ледникового покрова, однако и на нем в ряде мест обнаружены следы отступания. В Антарктиде отмечено сокращение ряда горных ледников, навеянных ледников в оазисах, края ледникового покрова в северной части Антарктического полуострова, отдельных островных ледниковых куполов. Однако большинство подсчетов бюджета массы всего ледникового покрова дает положительный результат. Вследствие того, что ошибки определения составляющих бюджета превышают в несколько раз полученные величины бюджета, в настоящее время определить тенденцию оледенения, по-видимому, невозможно.

Геологическая деятельность покровных ледников, по сравнению с горными, невелика. По-видимому, покровные ледники оказывают в общем консервирующее влияние на подледный рельеф, который изменяется более интенсивно в районах, лишенных ледниковых покровов. Однако, там, где сток концентрируется в узких долинах (выводные и сквозные ледники), экзарационная деятельность льда резко возрастает и ледники приобретают способность к значительной глубинной эрозии, причем часто с переуглублением днищ долин. Велика также роль нивационных процессов, особенно сильно проявляющихся в каровых ледниках и снежниках.

Рельефообразующая роль шельфовых ледников выражается главным образом в выравнивании поверхностей — эродируются поднятия, которых касается шельфовый ледник своей нижней поверхностью, и засыпаются впадины моренным материалом, выпадающим из ледника при стаивании льда с нижней поверхности.

Ледниковые формы рельефа и другие следы деятельности ледников встречаются в зоне полярных пустынь повсеместно. Это в первую очередь оглаженные скалы со следами ледниковой штриховки — бараньи лбы и курчавые скалы. В связи с широким развитием снежников и каровых ледничков интенсивно протекают процессы нивации и образования каров от уровня моря до максимальных высот в горах (рис. 36).

Почти все долины в горных странах имеют вид трогов, так как подвергались обработке ледниками.

Характерной чертой рельефа горных стран в областях покровного оледенения является резкое различие форм в нижнем и верхнем поясе. Нижний пояс, который захватывался ледниковым покровом во время максимального оледенения, имеет следы ледниковой обработки и сравнительно оглаженные формы, а верхний, подвергавшийся почти только воздействию физического выветривания и нивационным процессам, имеет более резкий альпинотипный характер.

Ледниковые аккумулятивные образования развиты очень широко, но, как правило, мало выразительны, так как моренный материал представлен в основном донной мореной и только в отдельных местах концентрируется в виде конечноморенных гряд, гряд срединных морен или отдельных холмов вытаявшей внутренней морены. Обычны эти формы только в долинах горных стран. В этих же долинах встречаются флювиогляциальные формы рельефа— камы, озы, зандровые поля.  Местами, где при отступании ледниковые языки оставляют обширные поля сравнительно мощных моренных и флювиогляциальных отложений, которые в дальнейшем расчленяются флювиогляциальными потоками, образуются поля хаотически расположенных разнообразных холмов, разделенных многочисленными эрозионными рытвинами — настоящие лабиринты. Такие образования характерны для некоторых долин Трансантарктических гор.

Из всего изложенного можно сделать вывод, что в характере оледенения арктических и антарктических пустынь много общего. Однако вследствие более низкого положения снеговой границы в Антарктиде ее оледенение значительно более мощное, чем в Арктике. Широко распространены ледниковые покровы и купола, развиты чрезвычайно характерные шельфовые ледники. Повсюду встречаются следы экзарационной и аккумулятивной деятельности ледников.

 

Вечная мерзлота

Практически вся суша в зоне полярных пустынь скована мерзлотой. Вечная мерзлота появилась, по-видимому, до оледенения, когда средние годовые температуры воздуха опустились ниже 0°. В дальнейшем по мере образования мощных ледниковых покровов в тех районах, где ледники не достигали предельной толщины, вечная мерзлота сохранялась, хотя толща ее уменьшалась, а температура увеличивалась. В некоторых районах ледники достигали предельной толщины, и вследствие внутреннего тепла Земли горные породы под ними оттаивали. В период максимального развития оледенения в зоне полярных пустынь не оставалось территорий, не подверженных покровному оледенению, и поэтому развитие вечной мерзлоты тормозилось. Только в пределах отдельных горных массивов и нунатаков, не покрывавшихся льдом, вечная мерзлота достигала большой мощности, а ее температура была очень низкой. По мере сокращения ледниковых покровов вечная мерзлота вследствие низких температур воздуха распространялась на освобождающиеся из-под ледников территории, а там, где она была под ледниками, ее мощность увеличивалась.

В настоящее время под ледниковым покровом Антарктиды и под арктическими ледниками горные породы, как правило, находятся в мерзлом состоянии, на что указывают вычисленные температуры ледниковой толщи и данные наблюдений в буровых скважинах.  Правда, некоторые расчеты и результаты наблюдений, о которых уже упоминалось, показывают, что в ряде районов под ледниками располагаются обширные области талого грунта.  Однако, по-видимому, эти расчеты несколько преувеличены, и подледниковые талики распространены не очень широко. Во всяком случае, в периферической зоне антарктического ледникового покрова и под большей частью арктических ледников в связи с их небольшой мощностью коренные породы находятся преимущественно в мерзлом состоянии.

Не покрытые льдом участки суши скованы мощной толщей низкотемпературной вечной мерзлоты. Только под дном глубоких озер существуют талики, которые в ряде случаев могут быть сквозными (озеро Фигурное в оазисе Бангера, озеро Хейзен на о. Элсмир, озеро Фиордовое на Северной Земле и др.). Сквозные талики имеются также в районах активной вулканической деятельности и в районах выходов на поверхность теплых глубинных вод. Но такие районы очень редки (вулканы Эребус и Террор, горячие источники о. Элсмир и Северной Гренландии и др.).

Измерения мощности вечной мерзлоты в зоне полярных пустынь почти не производились, расчеты же показывают, что она, как правило, колеблется (в первую очередь в зависимости от температуры воздуха) от 100 до нескольких сот метров. Так, мощность вечной мерзлоты в районе Мирного, по расчетам В. Н. Богословского,  составляет 162 м, а в оазисе Бангера, по данным Н. Ф. Григорьева — 140 м. Бурение в Резольют-Бей на о. Корнуоллис дало мощность вечной мерзлоты 430 м.

Вследствие того, что придонные слои океанических вод имеют отрицательную температуру, грунты дна океана также скованы вечной мерзлотой, достигающей мощности, по-видимому, нескольких десятков метров.

Вечномерзлые грунты всегда содержат то или иное количество воды, которая находится преимущественно в твердом состоянии. Характерно, что льдистость грунтов в зоне полярных пустынь значительно ниже, чем в зоне тундр. Вследствие этого жильные льды здесь развиты очень слабо, в отличие от зоны тундр, где они в рыхлых отложениях, повсеместны, а на значительных пространствах лед преобладает над минеральной частью грунта, чего никогда не бывает в зоне полярных пустынь. Все же во многих районах полярных пустынь местами встречаются как сингенетические, так и особенно эпигенетические жильные льды. В Антарктиде жильные льды редки. Значительная часть клиновидных льдов является реликтовой и свидетельствует о более влажных периодах четвертичной, преимущественно голоценовой эпохи. Нами они наблюдались в оазисах Бангера и Ширмахера в виде ледяных клиньев в основании трещин полигональных грунтов толщиной несколько сантиметров. Описывались жильные льды и на Земле Виктории.

В арктических пустынях в связи с большей увлажненностью грунтов жильные льды более обычны. Они встречаются в рыхлых четвертичных отложениях, особенно в озерных и речных осадках, где иногда являются сингенетическими по трещинам, окаймляющим крупные тетрагоны. Обычно же это эпигенетические ледяные жилы по трещинам мелких полигонов. Нами они наблюдались на Земле Франца-Иосифа и на Северной Земле.

Наиболее распространенным видом подземных льдов в полярных пустынях является лед-цемент. Отдельные зерна и гнезда льда размером обычно 1—2 мм цементируют рыхлые отложения в плотную массу. Правда, вследствие иссушения поверхностного слоя грунта в арктических пустынях часто верхние 10—15 см не содержат льда и зимой остаются в рыхлом состоянии.

Обычны также и сегрегационные льды в виде мелких прослоек, комочков и линзочек льда размером до 1 см, образовавшиеся вследствие замерзания влаги, мигрирующей в толще пород. В озерных и морских отложениях сегрегационный лед залегает в виде параллельных прослоек и линзочек чистого льда. На границе сезонного протаивания количество сегрегационного льда резко увеличивается, и по объему он иногда превышает объем вмещающего грунта.

Изредка в зоне полярных пустынь можно встретить грунтовые наледи — гидролакколиты (булгунняхи). В Антарктиде они очень редки и малы. Несколько таких гидролакколитов расположено на мысе Эванс (п-ов Росса), где они достигают 2 м в поперечнике и 60—70 см в высоту. Ледяное ядро в них очень невелико. Примерно таких же размеров бугры пучения встречены и в оазисе Бангера.

Встречаются мелкие гидролакколиты и в арктических пустынях, нами они наблюдались на Северной Земле и на Земле Франца-Иосифа. В зоне тундр гидролакколиты обычны и достигают больших размеров.

Вдоль края ледникового покрова широко распространены погребенные глетчерные льды. Часты также погребенные снежники. На Земле Виктории встречаются погребенные под слоем морены ледниковые языки, а вдоль нерасчлененного края ледникового покрова, особенно возле выходов коренных пород, развиты скопления моренного материала в виде краевых морен. Обширные моренные поля и гряды наблюдаются особенно часто на ледниках в горных странах. Лед под этими моренными скоплениями является в какой то мере погребенным, хотя и составляет часть современного ледника.

Слой сезонного протаивания мерзлоты в полярных пустынях обычно колеблется в пределах нескольких десятков сантиметров. Наименее протаивают влажные глинистые или суглинистые грунты, особенно на участках с моховым покровом (менее 20 см). Наибольшее протаивание происходит в сухих грубозернистых грунтах и в скальных породах темного цвета, где оно достигает 1,5—2 м и даже более. В связи с этим в арктических пустынях, где влажность грунта больше и часто встречаются районы, занятые покровными суглинками, протаивание меньше, чем в Антарктиде, где грунты преимущественно сухие и представлены либо скальными породами, либо моренно-нивальными отложениями, содержащими много крупнообломочного материала. Так что, несмотря на то, что в Антарктиде температурный режим более суров, протаивание грунтов там, как правило, больше.

Период, когда верхний слой грунта находится хотя бы частично в оттаявшем состоянии, длится в наиболее благоприятных местах около четырех месяцев.

В связи с повсеместным распространением вечной мерзлоты в полярных пустынях широко развиты мерзлотные явления. Однако так как почти все мерзлотные явления обусловлены не только низкими температурами, но и наличием влаги в грунте, развитие их в зоне полярных пустынь подавлено по сравнению с зоной тундр.

Наиболее характерными формами рельефа, связанными с мерзлотой, являются полигональные грунты. Они подразделяются на два типа: мелкополигональные, или структурные грунты, и крупные полигоны, или тетрагоны. Мелкополигональные, или структурные грунты, развиваются преимущественно на умеренно увлажненных участках. Они характеризуются сортированностью грунта, распространяющейся на деятельный слой, и оконтурены трещинами, не проникающими далеко в глубь вечной мерзлоты. Обычно они имеют форму шестиугольников (наиболее совершенная форма заполнения плоскости одинаковыми геометрическими фигурами). Их поперечник обычно до 1 м, редко больше, но часто меньше, особенно на мелкозернистых грунтах (суглинки). Крупные полигоны, или тетрагоны, от нескольких метров до нескольких десятков метров в поперечнике ярко выражены как на переувлажненных участках (полигональные болота), так и на сухих поверхностях с очень тонким покровом рыхлых отложений. Они ограничены трещинами, проникающими глубоко в вечную мерзлоту. Грунт в этих полигонах не сортирован.

Мелкая полигональность распространена не только в полярных пустынях. Полигоны усыхания встречаются во всех зонах (например, такыры). Там, где бывают морозы, распространены и морозные полигоны. Но в массе, как основное состояние грунта, полигоны начинают встречаться с южной границы лесотундры и особенного развития достигают в арктической тундре. В полярных пустынях мелкая полигональность уже не так ярко выражена вследствие меньшего развития рыхлых отложений и меньшей влажности грунта.

Мы занимались исследованием полигональности грунта во многих районах арктических пустынь и в некоторых районах Антарктиды.  По этому вопросу существует также довольно обширная литература, освещающая как отдельные вопросы их образования, так и общие описания явления [30, 117, 128, 278, 388, 519 и др.].

Большинство авторов сходится на том, что основной причиной деления грунта на полигоны в полярных странах вообще и в полярных пустынях в частности является морозная трещиноватость. Однако нам приходилось неоднократно наблюдать образование полигонов при усыхании почвы, причем отмечался постепенный переход в пространстве от только что высохшей растрескавшейся илистой осушки, через разбитые на зачаточные полигоны маршевые луга к полигональным арктическим пустыням. По-видимому, такой переход возможен и во времени. Лучше всего полигоны образуются на ровных площадках, сложенных суглинками. На чистых песках и на переувлажненных грунтах они практически не возникают, а наиболее развиты на участках со средним увлажнением и даже на сравнительно сухих (при наличии влаги в нижних горизонтах). Не образуются мелкие полигоны на местах с продолжающейся седиментацией и в местах с долгим залеживанием снега, но и на бесснежных зимой сильно развеваемых возвышенностях они также слабо выражены и разрушены.

Разбитый на полигоны морозными трещинами или трещинами усыхания грунт претерпевает дальнейшие деформации. Вследствие замерзания и оттаивания влажного грунта в нем то образуются, то исчезают многочисленные прослойки льда, разрыхляющие тело полигона и сообщающие ему известную подвижность. Вдоль трещин грунт опускается, а в центре поднимается, образуется некоторая приподнятость центра полигона, от которого грунт по поверхности сплывает к краям. При этом растительность, если она есть, в центре разрывается и сдвигается к краям. В центре полигона образуется голое пятно, а вдоль трещин — растительный бордюр. Также в центре полигона происходит поднятие камней, если они имеются в грунте, и раздвижение их к трещинам, при этом возникают каменные кольца. Если преобладает щебень, то образуются каменные многоугольники, особенно эффектные при плоской щебенке, образовавшейся от разрушения сланцев (рис. 37 и 38). Такая щебенка располагается в правильные кольца — многоугольники 1 —1,5 м в диаметре, разделенные перемычками 1—0,5 м шириной. В перемычках щебенка поставлена на ребро, а в кольцах наклонена плоскостями к центру. Ледяные клинья в трещинах могут быть, а могут и не образовываться.

Раз возникнув, пятно в ходе своего развития все более и более укрепляется и представляет явление относительно постоянное, нарушаясь только при изменении внешних условий.

В зависимости от механического состава грунта, степени увлажнения, глубины протаивания и ряда других причин мелкая полигональность может быть выражена различными формами: от чисто каменных многоугольников, через отдельные пятна мелкозема в каменной россыпи и каменные кольца — до полигонов, сложенных чистым суглинком, с ледяными клиньями по трещинам и без них, с растительным бордюром и без него. Размеры полигонов зависят в первую очередь от глубины протаивания грунта: чем мощнее деятельный слой, тем крупнее полигоны. Однако, как уже отмечалось, обычно их диаметр не превышает 1 м, но может быть и 2—3 м, а бывает и 20—30 см.

На склонах полигоны вытягиваются вдоль склона вплоть до разрыва поперечных перемычек. В таких случаях образуются полосчатые грунты.

Второй тип полигонов — тетрагоны — образуется также вследствие морозного растрескивания грунта (трещины усыхания не могут быть причиной образования полигонов такого типа). В сильные морозы грунт часто трескается вследствие сжатия, увеличивающегося при большой влажности (коэффициент сжатия льда около 0,000004, т. е. в 10 раз больше, чем сухого грунта). В зависимости от состава грунта и его влажности напряжения, достаточные для его разрыва, возникают через разные промежутки, в связи с чем образуются тетрагоны разного размера (от нескольких метров до нескольких десятков метров). Трещины, перпендикулярные направлению первоначальных трещин, образуются вследствие того, что в этом направлении возникают максимальные напряжения.

Особенно ярко выраженная тетрагональность возникает на переувлажненных участках — пойменных болотах и низких террасах озер. Образующиеся зимой трещины заполняются льдом. Из года в год трещины расширяются, мощность ледяных клиньев увеличивается, растет и глубина их. Глубина таких ледяных клиньев может превышать 10 м, а ширина достигать нескольких метров.

Рис.37. Полигональность щебнистого грунта

Рис.38. Каменные полигоны на поверхности внутренней равнины о.Октябрьской Революции    

Однако в полярных пустынях, где влажность грунтов низка, а пойменных болот практически нет, тетрагоны такого типа почти не образуются и встречаются преимущественно как реликты более теплых и влажных эпох (рис. 39).

Однако подобные полигоны образуются не только на переувлажненных участках. В Антарктиде, в особенно суровых условиях, в горах Земли Виктории широко развиты тетрагональные грунты на пологих склонах и широких днищах долин, покрытых тонким плащем рыхлого, обычно очень щебнистого материала. Такие же полигоны развиты и в других районах — на Земле Королевы Мод, в горах Принс-Чарльз, в оазисах. Встречаются такие полигоны и в арктических пустынях. Наблюдали их в Северной Гренландии,  нами они встречались на Северной Земле и на возвышенностях Новосибирских островов. Эти полигоны не имеют такой правильной тетрагональной формы, как болотные, но все же в их очертаниях прослеживается тетрагональность. Крайне суровые условия с большими перепадами температур вызывают здесь растрескивание не только сильно увлажненных, но и сухих отложений, и даже коренных пород. При этом в случае, когда влаги достаточно, по трещинам образуются узкие ледяные клинья, когда же влаги мало — трещины заполняются рыхлым материалом, преимущественно песком.

Центры таких тетрагонов обычно понижены и окаймлены валиком из грунта, выдавленного при образовании клиньев по трещинам. Поверхность же самого клина понижена в виде канавки между соседними полигонами. В Гренландии, где растительный покров местами развит достаточно хорошо, он закрепляет грунт в канавках, а центры полигонов развеваются ветром. Тогда на месте канавок образуются покрытые растительностью гривки. Однако это бывает сравнительно редко.

 

Рис.39. Реликтовое тетрагональное болото

При эрозионном расчленении районов, покрытых такими полигонами, более рыхлый грунт трещин, а иногда и лед, вымываются легче, и образуются ряды плосковерхих четырехугольных холмов высотой до 2—3 м и до 20—30 м в поперечнике, разделенных широкими крутостенными канавами.

 

В ходе разрушения болотных тетрагонов, разделенных мощными жилами ископаемых льдов, возникают термокарстовые процессы. Последние очень характерны для тундровой зоны, где широко распространены ископаемые льды. Для зоны полярных пустынь они не характерны. Термокарстовые впадины здесь обычны только на древних моренах, под которыми погребены льды отступивших ледников. Такие морены имеют ограниченное распространение.

Но в наиболее благоприятных районах южной подзоны арктических пустынь встречаются участки термокарста в суглинистых грунтах, содержащих жильные ископаемые льды. Процесс термокарста начинается с образования на поверхности небольшой округлой впадины с обрывистыми краями, открытой с одной стороны и с мелким озерком-лужей на дне (рис. 40). Такие впадины, как правило, образуются в зоне влияния оврага или речной долины и имеют грунтовый сток. С грунтовыми водами выносятся минеральные частицы, что приводит к истончению защищающего ископаемый лед суглинистого горизонта и, как следствие, к резкой деградации ископаемого льда и просадке его кровли. Постепенно впадина расширяется и достигает нескольких десятков метров в поперечнике, сохраняя свои округлые очертания. Борта впадины круты, иногда совершенно отвесны. Высота их может достигать 2—3 м, но обычно около 1 м. Только сторона, обращенная к верховью оврага или склону долины, не имеет крутого склона и либо совершенно открыта, либо весьма незначительно поднимается над уровнем озерка. При этом над подземным водотоком на поверхности образуется небольшая суффозионная ложбинка. Наибольшая глубина озерка у головной части впадины обычно не превышает 20—30 см. Такое озерко постепенно продвигается путем термокарстовой попятной эрозии в глубь водораздела, а остающаяся после него пониженная поверхность, пройдя стадию болотца, снова превращается в полигональную арктическую пустыню.

Если же склон долины близок и снос грунта идет интенсивно, то стоковая ложбинка превращается в эрозионную рытвину. По мере дальнейшего таяния ископаемого льда и расширения впадины, а также слияния ее с соседними, в их пределы попадают земляные жилы, которые, вытаивая, дают земляные бугры-байджарахи, и процесс переходит в следующую стадию темокарста — стадию байджарахового цирка. Высота байджарахов достигает нескольких метров. На дне образовавшегося цирка возникает озерко обычно распадающееся на ряд луж между группами байджарахов. Сток из этих озер осуществляется через овраг, в головной части которого этот цирк располагается. Эту стадию можно назвать стадией зрелости, так как именно в этот период наблюдается наибольшее расчленение территории многочисленными цирками и оврагами.

Дальнейший ход процесса приводит к слиянию цирков, постепенному разрушению байджарахов, и наконец, к образованию обширного, шириной несколько километров, блюдцеобразного понижения, дно которого может быть частично занято мелководным озером, а частично заболочено.

При большой мощности ископаемых льдов или при наличии нескольких горизонтов, содержащих ископаемые льды, процесс может повторяться. Однако в зоне арктических пустынь ископаемые льды развиты слабо, и повторения термокарстового цикла наблюдать не приходилось, да и отмечающиеся процессы термокарста далеко не достигают той интенсивности и четкости, которые характерны для тундр.

Все сказанное позволяет заключить, что по характеру ледниковой деятельности и процессов, происходящих в грунте в связи с морозными явлениями и наличием влаги (термокарст, полигональность, солифлюкция и т. д.), арктические и антарктические пустыни весьма сходны, но резко отличаются от всех других зон, в том числе и от зоны тундр.