ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 6073
Скачиваний: 505
ЛЕДНИКИ
Ледники
— движущиеся многолетние толщи льда, возникшие
на суше в результате накопления и постепенного преобразования
твердых атмосферных осадков. Движение, обусловленное свой
ствами самого льда, отличает ледники от снежников' и от
мертвого льда (бывших ледников).
Образование ледников возможно там, где твердых осадков
выпадает больше, чем за то же время успевает растаять и испа
риться, т. е. там, где их баланс положителен. Баланс твердых
осадков определяется их количеством и температурой. Поскольку
температура воздуха с высотой понижается, а количество осадков
увеличивается, на некотором уровне повсеместно баланс твердых
осадков должен быть равен нулю — это нижний уровень нулевого
баланса.
Увеличение количества осадков с высотой небеспредельно, оно
сменяет их уменьшением, и там, где твердых осадков так мало,
что даже при низкой температуре они не сохраняются, находится
верхний уровень их нулевого баланса. В слое тропосферы, заклю
ченном между верхним и нижним уровнями нулевого баланса,
при благоприятных условиях рельефа возможно возникновение
и сохранение ледников. Слой этот С. В. Калесник назвал
хионо-
сферой
(Ыоп — снег)
2
.
Хионосфера становится заметной только там, где в нее попа
дают участки земной поверхности, на которых может задержи
ваться снег (полярные районы, горы).
Проявление нижнего уровня хионосферы в реальных условиях
рельефа земной поверхности —
снеговая граница.
Она может быть
определена как уровень нулевого баланса твердых осадков на
поверхности, свободной от льда (не на леднике). Среднее много
летнее положение этой границы называют
климатической снего
вой границей,
среднее положение за сезон —
сезонной,
а положе
ние в данное время —
видимой снеговой границей.
При благоприятных условиях рельефа (углубления, затемнен
ные участки склонов) твердые осадки могут накапливаться ниже
климатической снеговой границы, образуя постоянные снежники.
Нижняя граница их распространения — орографическая снеговая
граница; она может находиться на несколько десятков и даже
сотен метров ниже климатической. Снеговая граница от высоких
широт, где она лежит на уровне моря, в сторону экватора подни
мается, достигая максимальной высоты в тропических широтах
и несколько снижаясь к экватору (рис. 106).
1
Снежники
— остатки зимнего снежного покрова, сохраняющиеся в
течение части или всего теплого времени года (летующие). Это стадия пере
хода от сезонного снежного покрова к ледникам.
2
М. В. Ломоносов называл его «морозным слоем атмосферы», Б. С. Гер-
нет — «снегозадерживающим»,
ЗМ
80 100 120
Выше снеговой границы расположено 10% суши. Верхней
границы хионосферы не достигают даже самые высокие горы на
Земле, оказавшиеся выше нее вершины гор были бы бесснеж
ными.
Возникновение и развитие ледников
прежде всего опреде
ляется климатом: чем ниже температура и чем больше осадков,
тем вероятнее образование ледников, тем интенсивнее их разви
тие. В холодном климате полярных районов твердые осадки вы
падают и зимой и летом и, несмотря на малое количество, не
успевают полностью растаять и испариться. В тропическом кли
мате при высокой температуре и малом количестве осадков лед
ники могут возникнуть только на большой высоте. Большое коли
чество влаги — причина снижения снеговой границы в
экваториальном климате. Формирование ледников зависит от
влияния Океана — «поставщика» влаги на сушу. В морском кли
мате условия для образования ледников благоприятнее, чем в
континентальном. Велико значение орографии и рельефа в фор
мировании ледников. Хребты, расположенные на пути движения
влажных масс воздуха, за
держивают влагу, и поэто
му на них оледенение бо
лее развито, чем во внут
ренних частях горных си
стем. По той же причине
на наветренных склонах
ледников больше, чем на
подветренных. На крутых
склонах снег не может
накапливаться, и они да
же в хионосфере не имеют
ледников.
Благодаря большому
альбедо ледник сам влия
ет на температуру возду
ха, заметно снижая ее.
Воздух над ледником бе
ден влагой и пылью, а по
тому плохо задерживает
отраженное его поверхно
стью тепло. Это способст
вует сохранению и разви
тию ледника даже в тех
случаях, когда первона
чальные условия уже из
менились настолько, что,
„
лпа
D
гис. Юо. Распространение четвертичного
исчезнув, ледник не мог максимального оледенения в северном
бы восстановиться. полушарии (по К. К. Маркову)
Области современного оледенения
Области максимального оледенения
323.
Питание ледника — снабжение его снегом. Основной источник
питания ледников — атмосферные осадки, выпадающие на поверх
ность ледника в области питания. Некоторое значение (не более
10%) имеет изморозь — сублимационный лед. На ледниках
в центре Антарктиды в результате сублимации за год образуется
слой изморози до 20 мм.
Попадает на ледники снег, переносимый ветром, — метелевый
перенос. На больших ледниках ветер перемещает снег с одного
места на другое, на малые в основном приносит его. Но с откры
тых горных ледников ветер может сдувать до 50% выпавших
осадков. Благодаря ветру в горах, в «ветровой тени», иногда воз
никает скопление снега, не успевающее растаять за лето, и обра
зуются «климатические неоправданные» леднички.
Многие ледники питаются за счет снега лавин. Лавины (снеж
ные обвалы) — массы снега, низвергающиеся со склонов гор. Они
характерны для склонов крутизной более 15° (особенно 25—30°)
при мощности снежного покрова не менее 40—50 см. Возникнове
ние лавин возможно при перегрузке склонов снегом во время
снегопадов и метелей, при проникновении в оттепель под толщу
снега воды, облегающей скольжение снежной массы по склону, и
прп возникновении горизонта разрыхления в толще снега '. В по
следнем случае лавины могут возникать совершенно неожиданно.
Для их предсказания необходимо изучение эволюции снежной
толщи.
Объем отдельных лавин достигает 2 • 10
6
м
3
, сила удара лавины
60—100 т/м
2
. Лавины представляют собой большую опасность для
населенных пунктов, дорог, технических сооружений. Опасна пе
только сама лавина, но и возникающая перед ней воздушная
волна.
Значение различных источников дитания для малых и боль
ших ледников неодинаково.
Т а б л и ц а 32
Источники питания
Осадки
Изморозь
Метелевый перенос
Лавина
Большие ледники
80%
0 - 2 %
15%
5%
Малые ледники
20—30%
0 - 2 %
50—60%
20%
Процесс формирования ледника — это процесс превращения
снега в лед. Он может протекать при участии и без участия талых
1
Горизонт разрыхления возникает в результате перемещения водяных
паров (из нижнего слоя снега, более теплого, вверх — в более холодный
слой), конденсации и образования кристаллов глубинной изморози, создаю
щей своеобразный горизонт «шарикоподшипников», по которым низверга
ются вышележащие толщи снега.
324
вод. Сухой снег превращается в лед (центральная часть Антар
ктиды и Гренландии) в результате перемещения кристаллов,
изменения их формы, размеров и внутренней деформации при
участии процессов сублимации и возгонки. Снежники постепенно
округляются, уплотняются, оседают. Снег превращается в
фирн,
состоящий из оплавленных ледяных зерен, спаянных друг с дру
гом, но не представляющих собой еще сплошного льда. В преобра
зовании снега в фирн может играть роль возникновение в толще
снега глубинной изморози. Фирн в этом случае отличается крупно-
зернистостью (2—5 мм). Там, где в теплый сезон снег тает, про
цесс фирнизации убыстряется: частички снега обтаивают, смерза
ются, вода заполняет поры и, замерзая, цементирует снег. Могут
образовываться слои и линзы льда. Фирн занимает переходное
место между снегом и льдом. От льда он отличается пористостью,
делающей его проницаемым для воды и газов, от снега — зер
нистостью. Толща фирна может достигать в полярных странах
100 м, в горах она значительно меньше.
Под тяжестью накапливающегося сверху снега фирн уплотня
ется, поры в нем исчезают, отдельные зерна сливаются, и фирн
превращается сначала в белесоватый (от присутствия пузырьков
воздуха), затем в более плотный, прозрачный, голубоватый глет
черный (ледниковый) лед, непроницаемый для воды и газов.
Превращение снега в лед сравнительно редко занимает несколько
лет, обычно на это требуется два-три десятилетия, а в полярных
районах еще более длительное время (в центральных районах
Антарктиды более 1000 лет).
Накопление и преобразование снега в лед происходит в вер
ховьях ледников — в области их питания, называемой фирновым
бассейном. Это область положительного баланса снега (леднико
вый резервуар). У ледников, находящихся не в горах, она выпук
лая, так как главная статья прихода — выпадение снега на поверх
ность ледника. У горных ледников, на которые снег попадает и
со склонов, фирновый бассейн вогнутый и часто ограничен пред
горной трещиной (результат оседания), закрывающейся зимой.
Область питания (фирновый бассейн) ограничена линией нуле
вого баланса твердых осадков, как выпавших на ледник, так и
перемещенных на него -с соседних участков (лавины, метелевый
перенос). Это
фирновая граница.
Она может не совпадать с клима
тической снеговой границей, находясь ниже (на 250—1150 м) или
выше ее. Причина — охлаждающее влияние самого ледника, пере
нос снега на ледник и снос с ледника.
Ниже фирновой границы расположена область расхода (абля
ции), в которой весь накопившийся за зиму снег в теплое время
года стаивает. Лед поступает сюда из области питания (разгрузка
фирнового бассейна). У горных ледников область абляции назы
вают языком ледника. У большинства современных ледников
область абляции значительно меньше области питания. Их соотно
шение определяется климатом: чем суровее климат, тем меньше
325
это соотношение. Так, для Антарктического ледникового щита
оно всего 1: 100.
Движение ледника,
возникающее под действием силы тяже
сти, — процесс очень сложный. Лед одновременно и пластичен и
хрупок. Поэтому в движении ледника всегда сочетаются пластич
ное течение и скольжение отдельных блоков относительно друг
друга по внутренним скалам и по дну. Нижние части ледника,
находящиеся под большим давлением, пластичны (пластичная
зона ледника), верхние — хрупки (жесткая зона). В нижней части
преобладает течение, верхняя часть движется вместе с нижней и,
кроме того, испытывает глыбовое скольжение. При малой мощ
ности ледников пластичная зона в нем незначительна или вообще
отсутствует. Поэтому небольшие горные ледники при значитель
ной крутизне ложа в основном (но не исключительно) испыты
вают быстрое глыбовое скольжение. Так же движутся периферий
ные части щитовых ледников. Мощные горные ледники и цент
ральные части щитов преимущественно текут (растекаются).
Скорость движения ледника зависит от уклона подстилающей
поверхности и от мощности ледника. Чем больше масса ледника,
тем быстрее движение. Увеличение массы на 1 % способно вызвать
удвоение скорости, при изменении массы на 25% скорость изме
няется в 10 раз. Отсюда ясно влияние на движение ледника бюд
жета его массы в области питания.
Большое влияние на движение ледника оказывают изменения
температуры, влияющие на пластичность льда. Чем выше темпе
ратура, тем быстрее движение ледника. Поэтому в теплое время
года ледники перемещаются быстрее, чем в холодное.
Обычная скорость ледников невелика, например:
В Альпах 80—150 м/год
на Памире 220—300 »
в Гималаях 700—1300 »
на Гренландии
щиты 25—30 »
выводные 1100—9900 »
в Антарктиде
щиты 10—30 »
выводные 300—1200 »
Скорость движения некоторых ледников внезапно катастрофи
чески (в десятки и сотни раз) возрастает, сравнительно на корот
кое время. Ледник резко продвигается вперед, лобовая часть его
утолщается, область питания понижается. Пример стремительной
подвижки—«рывок» ледника Медвежьего (Памир), продвинув
шегося с апреля по июнь 1963 г. на 2 км (длина ледника в обычное
время 13 км, площадь 25 км
2
). Скорость движения возросла
с 5 см/сут до 100 м/сут, в концевую часть ледника переместилось
около 140 млн. м
3
льда. Следующая, менее значительная подвижка
Медвежьего наблюдалась в 1974 г. Другой ледник — Колка (Каз-
326
бек) с конца сентября 1969 г. по январь 1970 г. передвинулся на
5 км. Скорость его движения достигала 200 м/сут.
Исследования показали, что катастрофические подвижки обоих
ледников происходили неоднократно и раньше, приблизительно
через одинаковые промежутки времени. У ледника Медвежьего
между «рывками» 12—14 лет, у Колки в 5 раз больше.
Ледники, периодически испытывающие подвижки, называют
пульсирующими.
Такие ледники встречаются нередко. Только
в нашей стране их обнаружено уже больше 70. Вероятно, они
есть во всех ледниковых районах.
Установлено, что наблюдавшиеся катастрофические подвижки
ледников — явление закономерное, не зависящее от климата. При
чина в том, что пульсирующие ледники разгружаются не
постепенно, как «нормальные», а периодически, по достижении
определенного критического состояния. Это связано, наверное, с
тем, что увеличение массы вызывает повышение температуры
у дна и появление талой воды, действующей как смазка.
В результате неравномерного движения ледника в нем возни
кают
трещины
— вертикальные разломы, выклинивающиеся кни
зу, глубина которых редко превосходит 60 м. Так как скорость те
чения ледника от осевой части к берегам уменьшается, образуются
боковые трещины, особенно в тех местах, где «берега» вдаются
в русло (т.е. у мысов). При выходе ледника из узкого участка
русла в широкий появляются продольные трещины, а при резком
увеличении уклона дна — поперечные. На крутых уступах дна
можно видеть
ледопады.
Образованию ледопадов способствует то,
что верхний хрупкий слой льда скользит по пластичному ниж
нему и, скатываясь на уступе, превращается в скопление глыб
льда. Трещины на леднике сравнительно быстро «залечиваются»
благодаря замечательной способности льда смерзаться '.
Распределение скорости в ледяном потоке сходно с ее распре
делением в реке. От поверхности ко дну и от середины к краям
скорость в общем уменьшается (влияние трения), на поверхности
ледника максимальная скорость в осевой части. Линия наиболь
шей поверхностной скорости (стержень) на изгибах смещается
к «подмываемому» берегу. В отличие от реки ледник может иметь
несколько стержней, так как лед не перемешивается, как вода, и
при слиянии ледники сохраняют свою индивидуальность. Они
продолжают двигаться рядом, иногда подтекают друг под друга,
образуя несколько ярусов. Меньший ледник может «вложиться»
в больший, «несущий».
Режим ледника определяется балансом его вещества. При нуле
вом балансе, когда аккумуляция и абляция уравновешиваются,
ледник сохраняет длину и мощность, т. е. находится в стационар
ном положении.
1
Смерзание смоченных поверхностей называется
режеляцией.
Смер
заться могут и сухие куски льда, если их температура не ниже —100° С.
327
Стационарные ледники встречаются очень редко. Это состояние
временное; изменение ледника происходит непрерывно. При поло
жительном балансе вещества масса ледника увеличивается, он
«наступает», при отрицательном балансе сокращается, «отсту
пает». Изменения ледников могут носить сезонный характер (се
зонные колебания): «наступление» зимой и «отступление» летом.
Многолетние изменепия, вызванные изменениями климата, скла
дываются из сезонных колебаний и имеют разные периоды. Уста
новление периодичности изменения ледников затруднено тем, что
в зависимости от конкретных условий питания ледника даже
рядом расположенные ледники реагируют на изменения климата
неодинаково. Изменения количества вещества передаются в об
ласть абляции (в язык ледника) всегда с опозданием, которое
может быть больше, чем продолжительность самого изменения
климата.
За последние 100 лет (до конца 50-х годов) наблюдалось от
ступление ледников, вызванное некоторым потеплением климата
и усилением абляции. Отступлению ледников предшествовало их
наступление, продолжавшееся не менее 200 лет. В настоящее
время сокращение оледенения замедлилось.
Обладая движением, ледник способен совершать работу. Она
проявляется в разрушающем воздействии на подстилающую по
верхность и в переносе материала. Разрушающее действие движу
щихся ледников называют
ледниковой эрозией или экзорацией
(выпахиванием).
Механизм ледникового выпахивания еще очень мало изучен.
Тонкий, маломощный ледник движется медленно, характер его
движения близок к ламинарному. Поэтому заметного воздействия
на поверхность он оказывать не может. У мощных ледников
составляющая сила тяжести, приводящая их в движение, значи
тельно больше. Перемещаются эти ледники быстрее, характер
движения их изменяется: возникает скольжение по внутренним
плоскостям разрывов и по дну (глыбовое движение). Такой лед
ник отрывает куски горных пород, выкрашивает, истирает, шли
фует. Сильное разрушающее воздействие на подстилающую по
верхность оказывают обломки пород, вмерзающие в дно ледника.
Так как экзарация зависит от мощности ледника и от скорости
его движения, узкие участки долины углубляются сильнее, чем
широкие. Весь переносимый ледником материал, находящийся на
его поверхности или вмерзший в тело ледника, называется
море
ной.
Там, где ледник тает, морена откладывается и возникают
своеобразные формы аккумулятивного рельефа. Перемещая мате
риал, ледник разгружает поверхность суши (особенно в горах) от
продуктов выветривания. С поверхности Антарктиды ледник сно
сит в среднем за год слой в 0,05 мм. (Выводные ледники значи
тельно больше.)
Ледники очень разнообразны, потому что неодинаковы условия
их возникновения и существования, различны стадии развития.
328
Есть много классификаций ледников, но ни одна из них не явля
ется пока общепринятой
1
. Наиболее распространены морфологи
ческие классификации. Выделяются 2 типа оледенений —
покров
ное
и
горное. При покровном оледенении
ледник сплошь покры
вает большие участки суши, входящие в хионосферу. Скрытый им
рельеф почти не отражается на поверхности ледника. Небольшие
полярные острова они закрывают ледяными шапками. На больших
островах на Антарктиде образуют ледяные щиты — огромные
ледники с пологовыпуклой поверхностью, медленно растекающи
еся во все стороны под собственной тяжестью. В пределах щитов
нередко перемещаются ледниковые потоки (ледники в леднике).
Они выносят лед со скоростью значительно большей, чем скорость
движения щита (до 1000—1200 м/год), и называются
выводными
ледниками.
Спускаясь к морю, такие ледники образуют плаваю
щие языки. Край щита, оказываясь за пределом суши на мели
или на плаву, образует плоский круто обрывающийся к морю
шельфовый ледник. Шельфовые ледники характерны для Антарк
тиды. Образование их связано не только с материковым, но и
с морским льдом, имеет значение и фирнизация снега, выпавшего
на ледяное основание.
Ледники занимают огромные площади суши в периоды оледе
нений, и сейчас на них приходится 98,5% всей площади совре
менного оледенения. Значение покровного оледенения в географи
ческой оболочке как в прошлом, так и в настоящем больше, чем
горного.
Горное оледенение
внешне отличается от покровного мень
шими размерами и несравненно большим разнообразием форм.
У горных ледников значительно больше выражена зависимость
форм от рельефа и движения от уклона ложа ледника. Наиболее
простые по форме ледники в горах располагаются выше снеговой
границы поодиночке или группами. К ним относятся ледники
вершин и ледники склонов. Форма ледников вершин отражает
форму вершины, на которой они образовались: плоскую, конусо
образную, с кратером. Эти ледники не имеют языков, или языки
очень короткие.
Ледники склонов
-
удерживаются иногда на крутых склонах без
четко выраженных углублений — такие ледники называют
вися
чими.
Они никогда не спускаются до подошвы, оканчиваясь
высоко на склоне, и иногда куски их падают вниз.
В чашеобразных углублениях — карах, формирующихся на
склонах выше снеговой границы под влиянием снега и льда, раз
мещаются очень распространенные в горах
каровые ледники.
Из
переполненного льдом кара спускается язык ледника, часто вися
чий. Самые распространенные горные ледники —
долинные.
При
1
Здесь в основном используется классификация, применяемая С. В. Ка-
лесником.
329
всем их чрезвычайном разнообразии и сложности общее для всех
них — связь с речными долинами. В верховьях долины находится
область питания ледника (ледниковый цирк), из которой по до
лине спускается ледниковый язык. Простые долинные ледники
(альпийский тип) состоят из области питания и одного языка,
сложные — имеют притоки (кавказский тип). Если притоки сами
являются сложными ледниками, возникает разветвленная (древо
видная) система ледников (гималайский тип). Самые длинные
горные ледники древовидные: Хабборт — 145 км (Аляска), Сиа-
ч е н — 75 км (Каракорум), Мулдрау — 72 км (Аляска), Федчен-
ко — 71 км (Памир). Особое место среди долинных ледников за
нимают ледники с очень незначительной фирновой областью,
питающиеся главным образом лавинами и обломками висячих лед
ников (Туркестанский тип). Концы некоторых ледников, имею
щих обильное питание, по выходе из долины на предгорную рав
нину растекаются, за что эти ледники называют
ширококонечными.
Когда широкие концы многочисленного долинного ледника сли
ваются, возникают обширные предгорные ледники у подножия
хребтов (тип аляскинский, или тип Маляспина). Ледники типа
Маляспина уже не одиночны, это ледниковый комплекс.
Ледниковые комплексы
образуются в результате объединения
отдельных ледников. В них каждый ледник — часть целого, зави
сящая от всей системы. Ледниковые комплексы бывают менее и
более сложными. Примером простого комплекса могут быть так
называемые
переметные ледники,
спускающиеся на разные склоны
хребта из общего бассейна питания. Единый бассейн питания
у ледников — плато (скандинавский тип). В этом случае из
огромной, в сотни квадратных километров, области питания,
находящейся на слаборасчлененной поверхности плоскогорья,
по долинам, врезанным в его склоны, стекают ледники типа до
линных. При мощном оледенении горной страны ледники пере
полняют бассейны питания и долины, перетекают через перевалы
и образуют почти сплошной неровный покров, над которым под
нимаются отдельные вершины гор и гребни хребтов. Это сетчатое
оледенение (шпицбергенский тип). Его рассматривают как пере
ходную стадию между горным и покровным оледенением. Несом
ненно, различные формы ледников можно рассматривать на фоне
общего развития оледенения (или его деградации) от самых
простых, разобщенных форм до сплошного ледникового щита.
Однако ясно и то, что оледенение горных и равнинных террито
рий в любой стадии имеет каждое свои особенности.
Современные ледники
занимают около 16 млн. км
2
(около 11%
площади суши), из них 99% приходится на полярные широты.
Площадь оледенения Антарктиды 13,4 млн. км
2
. Максимальная
мощность антарктического ледяного покрова превосходит 4000 м,
мощность горных ледников редко более 100—300 м. Объем воды,
заключенной в ледниках, достигает 24 млн. км
3
(в 20 000 раз
больше объема рек). Этого льда достаточно для того, чтобы по-
330
.
I
крыть сушу слоем более 160 м. При полном стаивании современ
ных ледников уровень Мирового океана может подняться более
чем на 60 м.
Современное оледенение не представляет для географической
оболочки явления исключительного. Несмотря на огромные труд
ности выявления возможных в прошлом оледенений, можно счи
тать доказанным, что они периодически повторялись. Наиболее
раннее из известных оледенений было, вероятно, более миллиарда
лет назад. В дальнейшем великие оледенения следовали друг за
другом с интервалом порядка 300 млн. лет. Замечено близкое
совпадение древних оледенений (так же как и последнего — чет
вертичного) с эпохами активизации движений земной коры склад
чатости и горообразований. Большинство исследователей считают,
что в Европе и в Северной Америке в четвертичном периоде было
4 оледенения, разделенных тремя межледниковыми (порядка
100 000 лет) '. Во время оледенений в Европе и Северной Америке
ледник наступал и сокращался, а может быть, и исчезал на корот
кое (порядка 10 000 лет) время. В то же время антарктический
ледниковый покров, возникший в начале четвертичного периода
возможно, и раньше), с тех пор не стаивал. Он отличается
большой устойчивостью, очень медленно реагируя на изменения
климата.
Во время максимального оледенения ледник покрывал
45 млн. км
2
(30% современной суши) и достигал 56-й параллели.
Возникновение периодически повторяющихся оледенений в об
щем всегда связано с изменениями климата, вызываемого комп
лексом причин (V). Ледяной покров, возникнув, сам приобретает
климатообразующее значение, так как снижает температуру
воздуха
2
. Низкие температуры в высоких широтах — результат
развития там ледяного покрова. Они способствуют сохранению
полярных льдов, которые, стаяв, не могли бы восстановиться.
Охлаждающее влияние полярных льдов (не только материковых,
но и морских) на атмосферу — причина отчетливо выраженной
зональности, столь характерной для современного климата Земли.
Полное стаивание льдов привело бы к повышению температуры
воздуха не только в высоких, но и в умеренных широтах, а значит,
к ее выравниванию' и «ослаблению» зональности, как климати
ческой, так и природной (географической).
Ледники занимают чрезвычайно важное место в Мировом вла-
гообороте. Временное изъятие значительного количества воды, ее
«консервация» в ледниках сопровождается рядом серьезных изме-
1
Для территории Европейской части СССР выделяются окское (начало
четвертичного периода), днепровское (150—200 млн. лет назад), московское
(20 000—10 000 лет назад).
2
По данным М. И. Будыко, арктические льды (10 млн. км
2
—морские
и 2 млн. км
2
— материковые) снижают среднегодовую температуру Арктики
на 14° С.
331
'••"»• wwmmm
'иягштитяяямяи