СЕМЕЙНЫЙ АРХИВ

 

---

 

Глава III  

ТЕОРИЯ ЛЕДЯНОГО ЛИШАЯ

  

СНЕГОИЗБЫТОЧНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ

 

Представим себе, что мы подняли на разные высоты ат­мосферы горизонтальные площадки и продержали их там несколько лет, наблюдая, как будет накапливаться на них снег. В какой бы географической широте мы это не сде­лали, мы отметили бы, что площадки делятся на три группы: нижнюю — где снега не будет вовсе или он будет не всегда, среднюю — где всегда будет снег, и верхнюю — где, как и на нижней, снега не будет вовсе или он будет не всегда.

Средняя группа площадок находится в слое, который я назвал снегоизбыточным слоем атмосферы. Если бы мы, кроме простого осмотра этой группы площадок, измеряли бы количество находящегося на них снега, то убеди­лись бы, что из года в год снега на них становится больше. Это происходит от того, что в снегоизбыточном слое снега за год выпадает больше, чем его там может растаять. Ниже и выше его происходит обратное явление — снега выпадает меньше, чем может растаять, почему мы и бу­дем иметь иногда пустые площадки.

Снегоизбыточный слой окружает весь земной шар: во всех широтах от экватора до полюсов мы наблюдаем по­крытые постоянным снегом горы, которые в этом отноше­нии являются чем-то вроде наших площадок. Логика го­ворит, что раз мы имеем слой, где имеется избыток снега, а рядом слои с его недостатком, то на границе их теорети­чески должна быть поверхность, где снега выпадает как раз столько, сколько его может растаять. Такие поверх­ности названы мною верхней и нижней снегонулевыми поверхностями (говоря в дальнейшем просто о снегонулевой поверхности, мы будем всегда подразумевать ниж­нюю).

С большой вероятностью можно предположить, что в снегоизбыточном слое превышение снегонакопления над таянием не одинаково на разных высотах между нижней и верхней снегонулевыми поверхностями. Весьма веро­ятно, что избыток снега с высотой сперва возрастает, до-стигает максимума, а затем уменьшается, пока не сойдет на нет на верхней снегонулевой поверхности. Соединив все точки этого максимума для разных мест Земли, мы получим поверхность, названную мною снегомаксималъной. На наших площадках средней группы мы, вероятно, наглядно увидели бы подтверждение этого предположе­ния.

Существование снегоизбыточного слоя обусловлива­ется, как я уже сказал, избытком выпадения снега над возможностью его таяния. Для образования снега необхо­димы, понятно, осадки и холод. Если много осадков и мало тепла — это фактор, благоприятствующий обиль­ному выпадению снега и, следовательно, образованию сне­гоизбыточного слоя. Вместе с тем таяние снега обуслов­ливается, очевидно, теплом. Недостаток тепла, уменьшаеттаяние снега и,  следовательно,  опять-таки  способствует образованию снегоизбыточного слоя. (стр. 38)

Сопоставляя сказанное, мы можем утверждать, что об­разованию снегоизбыточного слоя способствует влажность климата, холод и еще раз холод. Особенно следует выде­лить при этом низкую годовую температуру, так как она:

а)   удлиняет период выпадения осадков в виде снега и

б)   затрудняет его таяние в теплое время года. Затем — влажность климата, особенно в холодпое время года.

Однако, анализируя это положение дальше, нетрудно понять, что не всякий холод одинаково способствует обра­зованию снегоизбыточного слоя. Почти безразлично, вы­падал ли снег при средней температуре —30° или —10°, но далеко не безразлично, будет ли в период таяния снега тенденция средней температуры к +30° или +10°. Само собой понятно, что при 30-градусных температурах (зимой и летом) снега растает больше, чем при 10-гра­дусных, хотя средняя температура в обоих случаях по­лучается 0°. Отсюда понятно, что при прочих равных условиях образованию снегоизбыточного слоя способ­ствуют малые годовые амплитуды температуры; надо, однако, сказать, что этот фактор имеет практически вто­ростепенное значение.

Ниже снегоизбыточного слоя, хотя осадков выпадает больше и солнечные лучи доходят более ослабленными (часть тепловых лучей теряется в атмосфере), теплый воздух (и, конечно, солнечные лучи), во-первых, делает то, что все или известная часть осадков выпадает в виде дождя, а не снега, и, во-вторых, интенсивно растапливает выпавший снег. Этот слой атмосферы можно назвать теплоизбыточным слоем.

Выше спегоизбыточного слоя все осадки выпадают, ве­роятно, в виде снега, ибо теплый воздух там отсутствует, но количество их там значительно меньше, чем в ниж­них слоях, и солнечные лучи, действуя весьма интенсивно, должны пересиливать незначительное выпадение снега. Этот слой атмосферы можно назвать лучеизбыточ-ным слоем.

Если мы возьмем карту распределения осадков на зем­ном шаре, то увидим, что хотя количество осадков и очень неравномерно распределено на Земле, но связано оно с ветрами, течениями, горными кряжами, свойствами зем­ной поверхности в данной местности и т. д., но, отнюдь, не с географической широтой места. (стр. 39)

Как в тропиках, так и  в умеренном поясе и за полярным кругом мы имеем наряду с местностями, хорошо орошаемыми, районы с весьма малым количеством осадков. Из этого можно за­ключить, что из факторов, способствующих образованию снегоизбыточного слоя, влажность климата не зависит от географической широты места.

Главный же фактор — температура, как всем изве­стно, от географической широты места весьма зависит; в теплоизбыточном слое тепла тем меньше, чем больше широта, а в лучеизбыточном слое с ростом широты ме­ста уменьшается средний годовой наклон солнечных лу­чей к горизонту.

Из этого следует, что (если не учитывать различий в снегонакоплении) снегоизбыточный слой на экваторе должен во многом уступать в мощности таковому на по­люсах, и меридиональный разрез Земли и ее атмосферы покажет снегонулевые поверхности в виде овалов — ниж­нюю в виде овала, сплюснутого у полюсов, а верхнюю — у экватора. Снегомаксимальную поверхность с некоторой вероятностью можно принять близкой к шаровой, концен­тричной с земной поверхностью.

Остается сказать несколько слов о теплоизбыточном слое. Из многочисленных наблюдений выведено, что годовая температура при поднятии на высоту уменьшается на 1° на каждые 200 м высоты, причем вывод этот верен, по-видимому, для всякой географической широты, т. е. не зависит от годовой температуры на поверхности Земли¹. Так по крайней мере происходит на высотах, доступных человеческому наблюдению, т. е. в теплоизбыточном слое.

¹ Существование снегоизбыточного слоя атмосферы тем надо объяснять, что понижение температуры с высотой идет быст­рее, чем уменьшение количества осадков — прим. Е.С. Гернета).

Из этого следует, что на нашей нижней группе площа­док время нахождения на них снега будет далеко не оди­наково; самые нижние площадки могут и вовсе никогда не иметь снега, если площадки подняты в таких широ­тах, где бывает бесснежная зима; на площадках, поме­щенных выше, длительность пребывания па них снега будет увеличиваться с высотой; а на самых верхних пло­щадках теплоизбыточного слоя, т. е. тех, которые нахо­дятся в  непосредственной близости к  снегонулевой поверхностй, снег за лето будет только-только успевать ста­ивать, в какой бы географической широте мы не подняли площадки. (стр. 40)

 

СНЕГОНУЛЕВЫЕ  ПОВЕРХНОСТИ

Верхняя снегонулевая поверхность, которая нас, кстати сказать, больше интересовать и не будет, от своей формы овала, вероятно, почти не отступает в зависимости от того, что под ней происходит на земной поверхности. Нижняя снегонулевая поверхность нас интересует более, поэтому поговорим о ней подробнее.

Мы уже выяснили, что нижняя снегонулевая поверх­ность в меридиональном разрезе представляет из себя овал, сплюснутый у полюсов, иначе говоря, снегонулевая поверхность проходит тем ниже над Землей, чем больше широта места. Это, однако, только ее общий характер, за­висящий от общего направления главного фактора обра­зования снегоизбыточного слоя — холода.

Рассмотрим теперь подробнее рельеф снегонулевой по­верхности. Совершенно понятно, что отклонения годовой температуры в той или другой местности от нормального постепенного уменьшения ее от экватора к полюсам вы­зовут местные утолщения или утоныпения снегоизбыточ­ного слоя в его нижней части или, иначе, повышения или понижения снегонулевой поверхности. О ее повышении или понижении в зависимости от этого свидетельствуют изотермы. Где изотерма продвинулась к полюсу, мы при прочих равных условиях должны иметь повышение, а где к экватору — понижение снегонулевой поверхности.

Влажность климата, не зависящая от географической широты, но от очень многих местных причин, чрезвы­чайно неравномерна в разных местах земного шара. Так как влажность климата, мы знаем, является факто­ром, способствующим образованию снегоизбыточного слоя, то последний должен в зависимости от влажности коле­баться в своей нижней части, подымая или опуская снегонулевую поверхность.

Откроем карту Земли с нанесен­ным на ней распределением осадков: всюду, где осадков выпадает много (особенно за зимнее полугодие), мы имеем понижение снегонулевой поверхности тем большее, чем больше показано осадков, наоборот, где их мало, мы имеем повышение снегонулевой поверхности тем большее, чем меньше осадков. ( 41)

 

 

Карта изоамплитуд дает нам возможность судить о том же: где показаны большие амплитуды, можно ожи­дать некоторого повышения снегонулевой поверхности, а где малые — понижения. Однако относительно этого фактора мы уже говорили, что он имеет второстепенное значение: он несколько поднимает снегонулевую поверх­ность в высоких широтах (без него она там прохо­дила бы еще ниже) и несколько опускает ее в тропиках и над океанами.

Таким образом, основную форму снегонулевой поверх­ности дает понижение температуры от экватора к полю­сам. Форма эта искажается от совокупности влияний не­равномерного распределения осадков на Земле, отклоне­ния изотерм от параллелей, а также амплитуд темпера­туры. Так получается общий основной рельеф снегонуле­вой поверхности, окружающей Землю.

Этот рельеф, однако, испытывает дальнейшие измене­ния под влиянием поверхности Земли. Идея этой дальней­шей детализации рельефа снегонулевой поверхности за­ключается в том, что в зависимости от того, что нахо­дится под ней на Земле, необходимая для снегонулевой поверхности (при прочих равных условиях) температура бывает выше или ниже по сравнению с соседними пунк­тами.

Вот примеры.

Над возвышенностями, не покрывающимися снегом, или такими, которые хотя и покрываются в холодное время снегом, но и освобождаются от них -одновременно с окружающей равниной-, снегонулевая поверхность должна быть несколько повышена: температура с подъ­емом на гору понижается не так быстро, как в свободной атмосфере, и воздух над горой будет, вероятно, иметь ту же температуру на большей высоте, чем воздух над окру­жающей равниной. Это явление должно быть более зна­чительно в жарких странах, чем в умеренных и холод­ных, потому что в жарких странах благодаря отсутствию резких различий во временах года высокая гора, не по­крывающаяся, однако, никогда снегом, может подходить довольно близко к снегонулевой поверхности. В странах более холодных трудно себе представить высокую гору, которая или не покрывалась бы вовсе снегом, или на ко­торой снег таял бы одновременно со снегом на окружаю­щей равнине; такие возвышенности там могут быть только незначительными, далеко,  следовательно,  отстоящими от снегонулевой поверхности, почему влияние их на нее должно быть слабым. (42)

Наоборот, если мы имеем гору, покрывающуюся осенью снегом сверху вниз и оттаивающую весной снизу вверх, т. е. после того, как окружающая равнина уже оттаяла (если последняя вообще покрывалась снегом), то над та­кой горой снегонулевая поверхность должна быть пони­жена, ибо холодный воздух над площадью горы, еще по­крытой снегом, тяжелее воздуха над остальной горой и будет стекать по склону горы по всем направлениям и за­меняться воздухом из атмосферы, образуя над пло­щадью, покрытой снегом, нисходящий поток холодного воздуха. Температура над такой горой будет, следова­тельно, ниже, чем над равниной на той же высоте, что и снизит над горой снегонулевую поверхность. Такие горы мы можем встретить в умеренных и холодных странах.

Эти повышения или понижения снегонулевой поверх­ности благодаря ветрам надо представлять в виде очень пологих конусов, т. е. таких, диаметры оснований кото­рых во много раз превосходят их высоты.

Совершенно на том же основании мы можем сказать, что горы с постоянным снегом на вершине тоже снижают снегонулевую поверхность еще в большей степени.

Понятно, что если вместо одинокой горы мы будем иметь целую горную систему, плоскогорье или обширную куполообразную возвышенность, то все вышесказанное проявится в усиленной степени: поднятие или опускание снегонулевой поверхности в зависимости от рельефа и заснеженпости поверхности гор будет значительнее, чем в случае одинокой горы.

Посмотрим теперь, как чувствительна снегонулевая поверхность к изменению температуры. В предыдущем параграфе было указано, что при поднятии на высоту температура уменьшается в среднем на 1°С на каждые 200 м высоты. Отсюда легко понять, что если бы в дан­ной местности годовая температура понизилась на 1° С, то снегонулевая поверхность понизилась бы там на 200 м.

 

СНЕГОВАЯ ЛИНИЯ

В любом начальном курсе природоведения можно про­честь о том, что на высоких горах имеются области, всегда покрытые снегом; они называются снеговыми областями гор. Их нижняя граница, отделяющая снего­вую область от областей бесснежных или покрывающихся снегом периодически, называется снеговой линией; та­ким образом, снеговая линия есть предел, до которого ле­том в горах отступает снег (снеговая линия в зависи­мости от обилия осадков совпадает, по наблюдениям уче­ных, с весьма различными годовыми изотермами — от — 17° до   +3°, а не с летней изотермой 0°, как думалираньше).

Снеговые области и снеговые линии гор — явления всем давно известные, они видимы и понятны. Для чего же, спросит меня читатель, я развивал теорию о снегоизбыточном слое и снегонулевой поверхности — не есть ли это одно и то же понятие, лишь по-разному выраженное?

Несомненно, что понятия эти родственные, что снего­вой области в горах не будет, если их вершины не ока­жутся в снегоизбыточном слое атмосферы, а также что снеговая линия является границей снеговой области, по­добно тому как снегонулевая поверхность служит грани­цей снегоизбыточного  слоя. Но все-таки это не одно и то же.

Разница между снегоизбыточным слоем и снегонуле­вой поверхностью, с одной стороны, и снеговыми обла­стями и линиями гор — с другой, та же, что между ка­ким-то неведомым животным и отпечатком следа его ступни на песке. Если мы нашли след неведомого жи­вотного и желаем знать, на что оно способно, нам прежде всего надо по следу мысленно восстановить животное и тогда уж можно будет судить о его способностях. Та­кими же следами существования снегоизбыточного слоя с его снегонулевой поверхностью и являются снеговые области и линии на горах (44).

Снегонулевая поверхность есть понятие теоретиче­ское — поверхность, на которой выпадение снега равно его таянию; снеговая линия — явление физическое, на которое, кроме указанного обстоятельства, могут влиять и некоторые другие, почему, вообще говоря, снеговая ли­ния не совпадает со снегонулевой поверхностью, а лишь приблизительно указывает высоту прохождения послед­ней у горы.

Вот простейший пример.

Представим себе очень крутую гору, на которой много снега удержаться не может, избыток его будет по мере накопления еще зимой спадать впиз лавинами, т. е. обва­лами. Когда придет весна, на горе останется не весь снег, который выпал за зиму, а лишь тот, которому удалось удержаться, несмотря на крутизну склонов. Понятно, что на этой горе будет такая область, на которой снег не ус­пел бы весь стаять, если бы он не спадал вниз зимой, т. е. область выше снегонулевой поверхности, но благо­даря тому, что часть выпавшего в этой области снега еще зимой спала вниз, остаток снега на ней успеет стаять, т. е. область окажется ниже снеговой линии. Напротив, на по­логих склонах снеговая линия может идти ниже снегону­левой поверхности, как мы это увидим в дальнейшем.

Для моей ледниковой теории разграничение понятий «снегонулевая поверхность» и «снеговая линия» совер­шенно необходимо.

Снеговая вершина

Представим себе, что в каком-нибудь месте Земли под­нимается отдельпая гора, приближаясь таким образом к снегонулевой поверхности. Пока гора пе покрывается во­все снегом, если дело происходит в теплом климате, или пока она оттаивает от снега одновременно с окружающей ее равниной, если дело происходит в холодном климате, над такой горой будет конусообразное повышение снего­нулевой поверхности.

По мере роста горы это конусообразное повышение снегонулевой поверхности постепенно сменится над ней конусообразным снижением ее, что произойдет по мере роста горы, когда она начнет покрываться на зиму сне­гом сверху вниз и оттаивать к лету снизу вверх.

При дальнейшем повышении горы конусообразное снижение снегонулевой поверхности будет все более и бо­лее углубляться, расширяясь, понятно, и по площади. Действительно, чем выше будет становиться гора, тем больше времени потребуется для растопления летом нахо­дящегося на горе снега и, следовательно, тем дольше над этой горой будет оставаться нисходящий поток воздуха и летняя температура над ней будет понижаться. (45)

Таким образом, гора и конусообразное снижение снегонулевой поверхности будут взаимно продвигаться друг другу на­встречу. Их встреча ознаменуется тем, что на вершине горы об­разуется впервые небольшая снеговая область, т. е. ока­жется нерастаявший за лето снег, если, конечно, вершина горы такова, что она может удержать его на себе.

Если рост горы продолжится, то снегонуловая поверх­ность в районе ее опустится еще ниже, потому что с уве­личением роста горы увеличится и мощность нисходя­щего потока над ней, который, распространяясь по по­верхности ее от вершины к подошве, будет снижать тем­пературу, а следовательно, и снегонулевую поверхность. Но если рост горы прекратится, то и снегонулевая по­верхность остановится па некоторой высоте.

Снеговая линия в зависимости от высоты снегонуле­вой поверхности в районе горы и разных местных усло­вий, как-то: крутизна горы, поворот ее склона к лучам солнца и господствующим ветрам и т. п., примет какое-то приблизительно постоянное положение.

Область горы выше снеговой линии будет представ­лять из себя снеговую область, в которой, так как она ле­жит в снегоизбыточном слое, выпадение снега будет пре­вышать его таяние. Понятно, что там снег должен был бы все более и более накопляться, если бы избыток его не продвигался вниз в область горы, лежащую ниже снего­нулевой поверхности, и там постепенно таял. Продвиже­ние снега вниз происходит в виде оползней или обвалов, называемых лавинами, которые от времени до времени низвергаются большими массами в окружающие гору до­лины; всем жителям горных областей лавины эти хорошо известны.

Здесь интересно отметить способность высоких гор притягивать к себе снегонулевую поверхность, которая вообще в данной местности проходит выше, чем можно предположить по видимой высоте снеговой линии на горах (46).

 

ГОРНЫЕ  ЛЕДНИКИ

Теперь представим себе, что выше снегонулевой по­верхности выдвинулась не отдельная вершина, а целая горная система вроде, например, Альпийская.

Совершенно понятно, что в такой горной системе мо­гут оказаться выше снегонулевой поверхности такие ме­ста откуда избыток снега не может низвергаться вниз лавинами просто потому, что рельеф местности не допу­скает этого. Такими местами могут быть горные долины, имеющие слишком пологий спуск, чтобы по ним снег мог низвергаться, горизонтальные площадки, котловины и т. п.  В таких местах снегу ничего не оставалось бы де­лать, как только накопляться все более и более, если бы он не истекал с этих мест в виде ледников, или глетчеров, после накопления его в достаточном для того количестве.

Превращение этого снега в лед проф. Мушкетов объ­ясняет следующим образом: «Снег высоких гор, сухой и порошковатый, мощностью иногда до 100 м, под влия­нием лучей солнца оплавляется и превращается в зерни­стый снег, или фирн; последний, цементируясь замерза­ющей водой, дает фирновый лед, который под влиянием давления (вышележащего накопляющегося снега. — прим. Е. Г.) уплотняется, выделяет воздух и постепенно пере­ходит в плотный ледниковый лед прекрасного голубого цвета».

Таким образом, если мы представим себе разрез снего­вого покрова горы в том месте, где снег накопляется, то увидим выше всего слой свежевыпавшего порошковатого снега, затем слой зернистого снега — фирна, затем слой мут­ного фирнового льда и, наконец, ниже всего слой про­зрачного ледникового льда. Понятно, что между каждым из этих слоев нет, вообще говоря, резкой границы и пере­ход от одного слоя к другому происходит постепенно.

Если место накопления снега имеет выход в мест­ность, расположенную ниже, например в горной долине, или когда снега накопится столько, что лед получит этот выход, т. е., скажем, заполнит горную котловину до ее края, то лед начнет как бы выливаться из места накопле­ния снега.

Как по существу объяснить этот странный процесс выливания твердого тела — льда, мы здесь разбирать не будем. Для моей теории это несущественно, а интересу­ющиеся этим явлением могут обратиться к любому курсу физической геологии. Скажу только, что это явление до­казано, что производит его сила тяжести этого громад­ного скопления льда, а возможным оно становится благо­даря тому, что лед при известных условиях, существую­щих   в   ледниках,   обладает   некоторою   пластичностью, т. е. способностью изменять свою форму без разрыва сплошности между его частицами. Со льдом происходит то же, что с некоторыми металлами под прессом, — они тоже изменяют форму без разрыва сплошности между ча­стицами. (47)

В связи с этим выливающийся лед принимает форму в зависимости от рельефа местности; чаще в горных лед­никах он имеет вид ледяной реки, расширяющейся или сужающейся в своем течении в зависимости от ее ложа. Эта ледяная река спускается ниже снегонулевой поверх­ности и там, продвигаясь, постепенно тает.

Сама снегонулевая поверхность над ледником должна быть несколько снижена, потому что на.таяние льда,спу­стившегося ниже ее, затрачивается тепло, и над ледником температура будет ниже, чем над остальной горой на той же высоте.

Скорость движения льда в таком ледяном потоке обы­чно от 0,1 до 0,4 м в сутки, но есть ледники и с более быстрым движением: в Гималаях имеются ледники, де­лающие в сутки до 3,7 м, а в Гренландии их скорость еще больше, доходя на одном из них до 22,46 м в сутки (по Мушкетову). При такой скорости движение льда ви­дно уже на глаз.

Нетрудно сообразить, отчего зависит скорость движе­ния ледника. У установившегося ледника за год истекает льдом годовой избыток снега, выпавшего на месте его на­копления, называемого областью питания ледника.  Следо­вательно, скорость движения льда (при прочих равных условиях) больше, если область питания ледника обшир­нее или больше избыток снега, выпадающего на единицу поверхности области питания, или меньше сечение ледя­ного потока.

Бывает, что ледяные потоки, выходящие из разных областей питания, сходятся вместе и образуют один более мощный поток, подобно тому как реки, вытекающие из разных озер, могут соединиться и образовать одну реку. Бывает наоборот, что одна область питания дает не­сколько ледяных потоков в разные стороны. Это зависит уже исключительно от топографических условий в обла­сти накопления снега.

Длина ледяного потока, и это нетрудно понять, зави­сит от его мощности, а также пологости его спуска. Если мощность потока велика или спуск его ложа пологий, бла­годаря чему он долгое время находится вблизи снегонулевой поверхности, поток тает медленно и будет длин­ным. При обратных условиях он начнет таять быстро и станет коротким.

Если путь ледяного потока обрывается очень крутым спуском, то лед у этого обрыва обламывается и дает об­валы в нижележащую долину. Если ледяной поток достигает равнины, то он разли­вается по ней, образуя обширное ледяное поле. На Аля­ске есть такое ледяное поле площадью 3900 км², образо­ванное несколькими спускающимися с гор ледниками.

Если ледяной поток достигает моря, что имеет место в полярных странах, то лед по достижении у берега из­вестной глубины вследствие своей плавучести лишается твердой опоры и плывет по поверхности. Затем со страш­ным треском продвинувшийся в море лед отрывается от родившего его ледяного потока, раздробляясь иногда сам на множество отдельных льдин. Эти льдины называ­ются айсбергами, они плывут по течению и постепенно тают. Некоторые айсберги достигают огромных разме­ров — до 50 млн. м³, а высотою над водой до 100 и более метров. Принимая во внимание, что над водой показывается только незначительная часть льдины, легко понять, как велики должны быть некоторые айсберги.

Современный Гренландский ледяной покров

(по Неймайру и Мушкетову)

Кроме горных ледников, на Земле в наше время наблюдается и другой тип оледенения — оледенение целых континентов, как например, Гренландия.  Привожу описание современного ледяного покрова Гренландии, заимствуя данные из неоднократно упоминавшихся выше трудов профессоров Мушкетова и Неймайра.

Гренландский ледяной покров, называемый по-гренландски «сермерсооком», простирается от одного до дру­гого берега, занимая площадь 1,9 млн. км² при площади всего острова 2,1 млн. км²; мощность его предполагают доходящей до 1700—2000 м, он обладает плоской, слегка выпуклой поверхностью; толща льда скрывает все неров­ности почвы под ней.

Знаменитые исследователи Нансен и Пири прошли весь остров, первый — в южной его части, второй — в се­верной, и убедились, что лед покрывает всю Гренландию, не оставляя среди острова никакого свободного ото льда пространства. Высшая точка ледяного покрова острова в его южной части поднимается на 2718 м над уровнем моря. Она удалена от края ледяного покрова с восточной стороны на 180 км и с западной — на 270 км.

Узкая прибрежная полоса острова свободна ото льда. Затем довольно круто поднимается ледяной покров, про­резанный множеством трещин; в этом краевом поясе ма­терикового льда поверхность его имеет неровности в за­висимости от рельефа местности и изо льда выдвигаются тут и там крутые скалы, называемые эскимосами «нуна-таки», — это единственные выступы земли, погребенной под ледяным саваном. За этими скалистыми выступами горных масс мы находим пологую, слегка волнистую по­верхность сермерсоока, прерываемую иногда плоскими котловинами. В последних собирается вода при таянии льдов, которая льется из них шумными потоками и исче­зает в бездонных трещинах. Эти огромные трещины, рас­полагающиеся часто параллельно друг другу, пугают пу­тешественников своей глубиной — прорезывая вверху ла­зурно голубые массы льда, они пропадают в ужасающем мраке. 

Далее внутрь острова исчезают нунатаки и трещины; однообразная поверхность материкового льда даже в летнее время покрыта здесь снегом, который под влия­нием собственного давления превращается в лед. Это же давление заставляет раздвигаться в стороны нижележа­щие массы льда.

Несмотря на громадное давление, лед движется чрез­вычайно медленно и вследствие таяния передних частей не может достигнуть моря. Местами лед доходит до бе­рега, но не спускается в море. Лишенная льдов полоса посреди западного берега достигает значительной ши­рины. (50)

Иное наблюдается в тех случаях, когда гористый бе­рег препятствует свободному движению льда и когда лед проталкивается через узкие ущелья. Здесь ледники приобретают огромную скорость, проходят по 20 м в день и на поверхности покрываются многочисленными трещи­нами, становясь уже ледяными потоками, спускающимися в море и дающими жизнь сотням и тысячам айсбергов. Насколько известно, существует лишь 25—30 таких спу­скающихся в море ледяных потоков.

По мнению Дригальского, гренландский материковый лед не только представляет полную аналогию леднико­вому покрову, который в ледниковую эпоху окутывал Се­верную Европу и Северную Америку, но является послед­ним его остатком, так как при современных климатиче­ских условиях ледники никогда бы не достигли в Грен­ландии столь значительного развития.

В малом масштабе тип оледенения, подобный грен­ландскому, имеется также в Норвегии, Исландии и неко­торых других местах, а в полном развитии, кроме Грен­ландии, — в Антарктическом поясе. Область питания та­ких ледников имеет всегда выпуклую поверхность, а не вдавленную, как в горных ледниках; ледяные языки от нее расходятся во все стороны, где позволяет местность. Этот тип оледенения наблюдается там, где обширные пло­скогорья с незначительным уклоном поверхности подни­маются выше снеговой линии.

 

Образование ледородной возвышенности

Представим себе, что какая-нибудь низменность доста­точной площади в порядке эпейрогенических движений стала бы куполообразно подниматься и коснулась бы вер­шиной снизившейся ей навстречу снегонулевои поверх­ности, образовав при этом очень пологие склоны. Допу­стим, что вскоре после этого касания эпейрогеническое движение прекратилось, благодаря чему прекратился и дальнейший подъем вершины купола. Как бы ни была мала площадка купола, возвысившаяся над снегонулевои поверхностью, но она, если склоны купола достаточно для того пологи, служит зародышем будущего ледяного ли­шая, а сам такой купол является первичной ледородной возвышенностью.

Действительно, выпадающий на этой площадке за зиму снег не успевает за лето весь растаять, и следовательно, он на ней начнет накопляться все более из года в год. На окружающей же местности, лежащей чуть-чуть ниже снегонулевои поверхности, снег успевает весь стаять за лето, и следовательно, он каждую зиму будет доходить все до одного и того же уровня. Понятно, что таким об­разом над площадкой, выступившей над снегонулевой по­верхностью, станет расти снежный бугор. Но образования высокого бугра не потерпит нивелирующий геологический агент — ветер, который еще зимой будет сметать часть выпадающего на бугре пушистого снега на соседние с бу­гром точки купола. Этим ветер, конечно, будет замедлять рост снежного бугра в вышину, но зато не тающий летом снег распространится в ширину.

Мы предположили купол с очень пологими склонами, что и является необходимым условием ледородной возвы­шенности. Правда, соседние с бугром точки купола нахо­дятся немного ниже снегонулевой поверхности и выпа­дающий на них снег только-только успевает за лето стаять. Понятно, что если, кроме того, на них попадает еще часть снега, сметенного сюда ветром, то это общее его количество не успеет стаять за лето и бугор увели­чится по площади. Таким образом, на таком пологом ку­поле снеговая линия имеет тенденцию идти ниже снего­нулевой поверхности.

В то же время малейшее увеличение бугра по пло­щади должно сейчас же отразиться на высоте снегонуле­вой поверхности. Естественно, что у края бугра при его увеличении температура должна понижаться, а снижение температуры там должно будет снизить положение снего­нулевой поверхности. Последняя, снизившись, тем самым увеличит площадь купола, где снег накапливается естест­венно, а потому способствует при участии ветра дальней­шему снижению снеговой линии. Это новое увеличение бугра по площади вызовет новое снижение снегонулевой поверхности и т. д.

Таким образом, на ледородной возвышенности снего­вая линия при участии ветра постоянно снижается и тя­нет за собой снегонулевую поверхность, опускание кото­рой делает возможным дальнейшее понижение снеговой линии.

Является вопрос, будет ли это снижение снеговой ли­нии и снегонулевой поверхности на ледородной возвы­шенности беспредельным или ему есть какой-нибудь предел? (52)

Это всецело зависит от склонов купола. Если купол, очень пологий у вершины, становится потом все круче и круче, то возможно, что на каком-то уровне дальнейшее распространение бугра прекратится. Нетрудно попять, что для этого нужно, чтобы или снеговая линия перестала снижаться, или, несмотря на это, прекратилось опускание снегонулевой поверхности.

Снеговая линия может перестать снижаться в том слу­чае, если склоны купола достигнут какой-то предельной пологости, при которой возможны уже снежные лавины, сбрасывающие избыток снега в долины, где он и будет таять. Благодаря этому бугор уже не сможет распол­заться при помощи ветра. Но если его склоны этой пре­дельной пологости не достигнут, то снеговая линия не пе­рестанет снижаться, ибо куда же действительно денется избыток снега, выпадающего на бугре?

Что же касается снегонулевой поверхности, то мы знаем, что положение ее зависит от холода и количества выпадающего снега. Понятно, что при разрастании бугра по ледородной возвышенности никаких причин, уменьша­ющих снегопад, нельзя представить. Допустить, что тем­пература перестанет снижаться, несмотря на разрастание бугра, тоже нельзя. Следовательно, никаких причин для того, чтобы снегонулевая поверхность перестала сни­жаться при разрастании бугра, даже не мыслится. Наобо­рот, есть полное основание думать, что чем больше раз­растается бугор, тем легче и быстрее идет его дальнейшее распространение, ибо чтобы снегонулевая поверхность не отставала в своем снижении от снеговой линии, последняя должна понижаться пропорционально радиусу бугра при его возрастании, тогда как охлаждающая площадь бугра возрастает пропорционально квадрату его радиуса.

Превращение этого бугра в ледяной лишай и его даль­нейшую судьбу мы проследим ниже.

 

ОБРАЗОВАНИЕ ЛЕДЯНОГО ЛИШАЯ

Теперь посмотрим, что же будет происходить с самим раз­растающимся в вышину и по площади снежным бугром. На всей его площади выпадающий за зиму снег раста­ять за лето не успевает, что и обусловливает существова­ние бугра. Следовательно, снега будет скопляться все больше и больше. Мы уже знаем из раздела о горных ледниках, что нижние слои накопляющегося снега превращаются в лед. Такой процесс должен происходить и на нашем снежном бугре. (стр. 53)

Мы также знаем, что под влиянием силы тяжести этого громадного скоплепия льда и благодаря своей пластично­сти лед по достижении известной мощности расползается во все стороны, где не встречает препятствий. Это на­блюдается в горных ледниках, это должно происходить и здесь.

Из этого мы должны вывести, что наш бугор будет ра­сти в вышину лишь до некоторой высоты, после чего весь избыток снега, выпавший на часть бугра, уже достигшую этой предельной высоты, должен идти на расширение его основания. Снежно-ледяной бугор будет расползаться под влиянием тяжести избыточного снега. Это явление помо­гает основному процессу расползания бугра, о котором го­ворилось в предыдущем разделе.

Таким образом, наш бугор будет постепенно превра­щаться в снежно-ледяной покров, который я назвал ле­дяным лишаем, во-первых, ввиду его совершенно само­сильного распространения по Земле из ничтожного заро­дыша — площадки куполообразной возвышенности, вы­ступившей над снегонулевой поверхностью, и, во-вторых, ввиду того, что явление это мне представляется как бы болезнью планеты, наиболее напоминающей по характеру своему именно лишаи.

Образование ледородной возвышенности, а следова­тельно, и ледяного лишая возможно на Земле в любой географической широте, ибо в любой географической широте мы имеем снегонулевую поверхность и в любой географической широте происходят эпейрогенические движения. Если мы, например, придадим Африке куполооб­разную форму такой вышины, чтобы середина купола вы­ступала выше снегонулевой поверхности, то мы неизбежно получим оледенение Африки от океана до океана — ледя­ной лишай с этой центральной площадки расползется во все стороны, уничтожит прибрежную тропическую растительность, достигнет моря, где, отламываясь вследствие плавучести, края лишая заполнят айсбергами тропические моря.

Это не только теоретическая возможность, но, по-ви­димому, ледяные лишаи в низких широтах бывали в ис­тории Земли; об этом свидетельствуют следы оледенения, найденные там учеными. Хотя, как мы это скоро увидим, действие ледяного лишая может сказываться и очень да­леко от первичной ледородной возвышенности и некоторые из следов оледенения .в тропиках, возможно, произведены Гренландским лишаем, но другие, например в Индии, ни по времени, ни по географическому положению с Грен­ландским лишаем ничего общего не имеют, и для объяс­нения их требуется найти, где был в то время ныне ис­чезнувший ледяной лишай. (54)

Но, конечно, для образования первичной ледородной возвышенности в низких широтах шансов немного: уж очень там высоко проходит снегонулевая поверхность и поэтому слишком уж велик по площади должен быть ку­пол, чтобы, имея пологие склоны, он все же достигал сне­гонулевой поверхности.

В высоких широтах вероятность образования первич­ной ледородной возвышенности гораздо больше, ибо, во-первых, снегонулевая поверхность там проходит гораздо ниже, а во-вторых, очень большие острова, вроде Антарк­тиды или Гренландии, если они расположены в поляр­ных океанах, являются местами исключительно предрас­положенными к заболеванию этой ледяной болезнью. Чтобы объяснить последнее обстоятельство, нам надо, од­нако, предварительно ознакомиться с доледниковым кли­матом Земли, что мы и сделаем в следующей главе.

Легко понять, что основным фактором в ледородной возвышенности являются пологие склоны, заходящие выше снегонулевой поверхности. Поэтому ледородная воз­вышенность может иметь и всякую иную, кроме куполо­образной, форму, лишь бы было наличие обширных поло­гих склонов, заходящих выше снегонулевой поверхности. Так, ледородную возвышенность легко себе представить в виде пологой крыши дома, односторонней или двухсто­ронней и т. п. Понятно, что если ледородная возвышен­ность будет иметь только одну сторону с пологими скло­нами, а другую — с крутыми, то и ледяной лишай, ею по­рожденный, будет распространяться только в сторону по­логих склонов. Куполообразпая форма ледородной воз­вышенности — это только ее идеальная форма, при кото­рой не нужно, чтобы обширные склоны заходили выше снегонулевой поверхности, а достаточно, чтобы над по­следней возвысилась самая ничтожная площадка. (стр. 55)

Предел распространения и возможность исчезновения ледяного лишая

Мы понимаем, что по мере роста ледяного лишая:

1)   снегонулевая поверхность все снижается;

2)   площадь, принимающая выпадающий снег, возвы­шается за счет мощности ледяного покрова;

3)  размер этой площади увеличивается и притом про­порционально квадрату линейного продвижения края ли­шая.

Благодаря первым двум обстоятельствам площадь, принимающая снег, все приближается к снегомаксималь-ной поверхности, почему избыток снега, выпадающий на единицу ее поверхности, становится все больше по мере роста лишая.

Сопоставляя это с третьим обстоятельством, легко прийти к заключению, что накопление общего количества снега (по мере роста лишая) идет все увеличивающимся темпом. А отсюда нетрудно вывести, что лишай не может перестать распространяться по Земле, если что-то не слу­чится, если сам климат в районе лишая не изменится на­столько, что на лишае снег перестанет накопляться — та­яние снега уравновесит его выпадение.

Изменить климат, понятно, должен сам лишай. Под­нять температуру, чтобы увеличить таяние снега, ледяной лишай, расползаясь, конечно, не может. Ему,значит, ну­жно уменьшить выпадение снега, создать зимнюю сухость климата.

Благодаря этой, созданной лишаем зимней сухости климата снегонулевая поверхность должна будет остано­виться, а вслед за ней прекратится и расползание лишая, когда избыток выпадения снега выше снегонулевой по­верхности уравновесится избытком таяния лишая ниже ее.

Посмотрим теперь, каким образом лишай может со­здать зимнюю сухость климата. Пока лишай расползается по самой первичной ледороднои возвышенности и тому материку, на котором она образовалась, никакого имею-щего реальное значение увеличения зимней сухости кли­мата ожидать нельзя — зимняя земля дает почти так же мало испарений, как и сам лишай, почему расползание его по ней мало что изменит. Значит, лишай обязательно должен дойти до моря и охватить собой ту часть его, которая нужна для придания лишаю в его целом зимней сухости, последнее, вообще говоря, может и не случиться. (стр. 56).

Если лишай встретит на своем пути мелкое море, то он заполнит его непрерывным покровом, вытеснив из него воду; такова, несомненно, была участь Балтийского моря в ледниковую эпоху. Если лишай дойдет до глубокого моря, то он приступит к рождению бесчисленных айсбер­гов, которые поплывут по течению; в зависимости от по­следнего и будет происходить дальнейшее распростране­ние ледяного лишая. Можно представить при этом следу­ющие простейшие случай.

Около материка, на котором. образовалась первичная ледородная возвышенность, нет вовсе течения или име­ется круговое течение, неспособное отнести айсберги от родившего их материка. В этом случае айсберги будут по­чти непрерывно заполнять все море около этого материка, пока вызванная ими сухость зимнего климата не уравно­весит выпадение и таяние снега и льда на лишае в его це­лом. Такой тип лишая я назвал локализованным стацио­нарным, таким лишаем является наш Антарктический.

Теоретически можно себе представить, что в районе материка первичной ледороднои возвышенности имеется уносящее айсберги течение. В этом случае, сколько бы айсбергов ни было там рождено, никакой зимней сухости на первичной ледороднои возвышенности от них не про­изойдет. Очень интенсивное рождение айсбергов там про­должалось бы постоянно. Сами же айсберги, плывя по течению, образовали бы как бы ледяную реку среди оке­ана. Ледяной лишай в этом случае имел бы кометообраз­ный вид.

Но могло бы случиться и так, что эта река из айсбер­гов проходила бы вблизи каких-нибудь берегов. Совер­шенно понятно, что такая ледяная река, имея темпера­туру около 0°, значительно понижала бы температуру в районе своего следования. Это понижение температуры вызывало бы, понятно, снижение снегонулевой поверхно­сти. При этом могло бы оказаться, что уже благодаря этому снижению снегонулевой поверхности на этих бере₇ гах могут образоваться рефлекторные ледородные возвы­шенности, которые и породят рефлекторные ледяные ли­шаи. ( 57).

Эти рефлекторные ледяные лишаи, также дойдя до моря, может быть, даже и не до одного, образуют, если этому благоприятствуют течения, новую реку айсбергов, которая распространит ледяную заразу далее, где прои­зойдет то же, и т. д. Таким образом, мог бы получиться всепланетный лишай, который покрывал бы все материки и крупные острова ледяным покровом, вроде современ­ного Гренландского, а океаны — миллиардами айсбергов. Свободными ото льда остались бы, может быть, только не­которые небольшие острова, расположенные в тропиче­ском поясе и притом далеко в океане.

Гренландский ледяной лишай принадлежал бы, веро­ятно, к этому всепланетному типу лишаев, если бы не ло­кализовался своей пульсацией. О нем скажу своевременно.

Что же в сущности такое ледяные лишаи? Это не что иное, как грандиозной величины глетчеры, отличающиеся от горных ледников, в основном тем что последние по своей ничтожности существуют лишь в пределах давае­мых им природой условий, а лишаи сами создают усло­вия, способствующие их дальнейшему распространению по Земле. Подобно тому как, для того чтобы сжечь из­вестное количество горючего материала, достаточно под­жечь его в одном каком-либо месте, которое, воспламенив­шись, повысит температуру в соседних точках, так и ле­дяной лишай, зародившись на площадке ледородной воз­вышенности, величиною, может быть, с  медный пятак, способен охватить собой десятки миллионов квадратных километров земной поверхности.

В заключение главы — несколько слов о возможности исчезновения ледяного лишая.

Для зарождения ледяного лишая нужно очень немно­гое. Если в течение неопределенно долгого времени купо­лообразная возвышенность своей высшей точкой прохо­дила, скажем, на один метр ниже снегонулевой поверх­ности, вследствие чего эта точка в течение года освобож­далась от снега, может быть, на несколько часов, — все было благополучно. Но вот эпейрогепические движения подняли эту точку всего на каких-нибудь два метра, она стала на один метр выше снегонулевой поверхности и в течение года всего на несколько часов не успевала от­таивать от снега — и зародился ледяной лишай, покрыв­ший огромнейшие пространства земной поверхности.

Так же ли мало нужно, чтобы ледяной лишай исчез? Достаточно ли будет для этого, если эта высшая точка куполообразной возвышенности в силу новых эпейрогенических движений вернется в свое положение, которое она имела до образования лишая? (58)

Конечно, недостаточно. Ибо после образования ледя­ного лишая уже не эта точка купола принимает выпада­ющий снег, а точка поверхности ледяного покрова, нахо­дящаяся на тысячу или более метров выше ее. А снегонулевая поверхность, наоборот, расположена теперь зна­чительно ниже того уровня, на котором она находилась до образования лишая, снизившись при образовании его на сотни, а может быть, и тысячи метров.

Из этих соображений легко вывести, что исчезновение ледяного лишая — дело очень-очень трудное. Тут нужны уже нешуточные эпейрогенические движения. Если спра­ведливо предположение, что на  Земле были ледяные ли­шаи, ныне исчезнувшие, как, например, тот, в сферу действия которого входила Индия, то факт исчезновения его говорит за то, что эпейрогенические движения земной коры достигают громадных размеров.

 

Далее гл. IV.