Оледенение арктических островов

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ, ДИНАМИКЕ И РЕЖИМЕ ЛЕДНИКОВ

В природе много различных видов льда. Предмет данной работы — ледники. Что же следует понимать под этим термином? Ледник — это масса природного наземного льда преимущественно атмосферного происхождения, обладающая самостоятельным движением в результате деформаций, вызываемых действием силы тяжести.

Ледники являются продуктом взаимодействия рельефа и климата. Они образуются преимущественно из снега, выпадающего из атмосферы, но могут частично состоять и из водного льда (например, шельфовые ледники Антарктиды). Водный лед может присутствовать и в горных ледниках в результате замерзания талых и дождевых вод на их поверхности, в трещинах и пустотах внутри ледника, но главный источник их питания — твердые атмосферные осадки.

Каждый ледник состоит из областей питания и расхода, разделенных границей питания. В первой из этих областей приход массы больше расхода, во второй расход больше прихода. Перемещение льда из области питания в область расхода происходит путем движения льда под воздействием силы тяжести.

Скорости движения льда в разных ледниках, в разных их частях и в разное время года могут колебаться от нескольких метров до сотен метров в год при вязко-пластическом течении льда и до сотен метров в сутки при глыбовом скольжении. В конкретных ледниках обычно сочетаются оба типа движения в самых разных пропорциях и самые разные скорости движения льда.

Главной статьей расхода в горных ледниках является таяние под влиянием солнечной радиации и тепла воздуха, а в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии — откол айсбергов.

Форма и размеры ледников могут быть самые разные. Различают две главные группы ледников: горные, форма и движение которых определяются главным образом рельефом занимаемых ими вместилищ и уклоном ложа, и ледниковые покровы и купола, в которых лед настолько толстый, что перекрывает все неровности подледного рельефа, и течение льда определяется главным образом уклоном поверхности самого ледника (Антарктида, Гренландия и другие менее крупные ледниковые покровы и купола). Разумеется, существуют и переходные типы от одной из этих групп к другой.

Размеры ледников колеблются в огромных пределах: от десятых и менее долей квадратного километра (каровые ледники Полярного Урала, Кузнецкого Алатау и др.) до многих миллионов квадратных километров (ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии) при толщине от первых десятков метров до нескольких километров.

По температурному состоянию различают две главные группы: теплые (изотермические или умеренные) ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура льда постоянно держится близкой к точке таяния льда под давлением, и холодные (полярные) ледники, в которых глубже уровня сезонных колебаний температура во всей толще всегда ниже точки плавления льда под давлением. Так как ледники получают тепло не только от солнечной радиации, но и от теплового излучения земной коры, то, как правило, в холодных ледниках температура льда с глубиной повышается (так, в Антарктиде, в центральных районах ледникового покрова, температура от — 55°С на глубине 10 м повышается до точки плавления льда под давлением у ложа). Существуют и переходные типы ледников — от теплых к холодным (субполярные). Некоторые крупные долинные ледники в высокогорных районах могут в верховьях принадлежать к холодным ледникам, а в нижнем течении — к теплым (например, ледник Батура в Каракоруме).

Ледники, порождаемые климатом в сочетании с местными орографическими условиями, раз возникнув, сами создают благоприятные условия для дальнейшего своего существования и развития. Достигнув больших размеров, они оказывают существенное обратное воздействие на климат. Так, ледниковые покровы Антарктиды и Гренландии являются гигантскими холодильниками нашей планеты, оказывая влияние на климат и циркуляцию атмосферы в глобальном масштабе.

Ледники очень чувствительны к изменениям климата: при увеличении питания твердыми атмосферными осадками или уменьшении их таяния из-за понижения температуры воздуха в теплое время года ледники наступают, увеличиваются их толщина, горизонтальные размеры, скорость движения льда, продвигаются концы ледниковых языков. При ухудшении условий питания или усилении таяния ледники отступают — становятся тоньше, скорость движения льда уменьшается, увеличивается заморененность ледниковых языков, и их концы омертвевают, а граница активного льда отодвигается вверх по течению ледников. Но эффект изменения условий питания и расхода сказывается на поведении ледников не сразу, а с тем большим запаздыванием, чем крупнее ледник и продолжительнее время оборота массы льда в нем. Продолжительность полного оборота массы в ледниках колеблется от 20 — 70 лет на мелких каровых и висячих ледниках до 200 тыс. лет в Антарктическом ледниковом покрове.

Проблема синхронизации колебаний ледников и климата имеет большое научное и практическое значение. Наблюдения за колебаниями многих ледников проводятся уже не одно столетие, но они трудносопоставимы из-за больших местных различий условий оледенения и отражают лишь самую общую тенденцию колебаний глобального климата. Решение проблемы приближают уже начатые во многих ледниковых районах балансовые исследования, а также анализ кернов из глубоких скважин, пробуренных в Антарктиде и Гренландии. Большую роль в изучении колебаний ледников играют съемки из космоса.

Кроме колебаний ледников, вызванных изменениями климата (вынужденные колебания), возможны также релаксационные колебания ледников, обусловленные нестационарностью кинематических связей в самом леднике. Если по каким-либо причинам в леднике имеет место превышение питания над расходом и лед длительное время накапливается в верховьях ледника, рост напряжений в ледниковой толще может вызвать резкое увеличение скорости движения льда и его перемещение в нижнюю по течению часть ледника без изменения общей массы льда в ледниковой системе. При этом в верховьях поверхность ледника понижается, а нижняя часть ледника, наоборот, вспучивается и язык продвигается вниз по долине, иногда на несколько километров. В это время поверхность ледника бывает настолько разбита трещинами, что становится совершенно непроходимой.

Ледники, которым свойственны резко выраженные релаксационные колебания, получили название пульсирующих. Подвижки пульсирующих ледников происходят периодически с продолжительностью полного цикла пульсации от 10—15 до 100 и более лет. Полный цикл пульсации складывается из сравнительно короткой стадии подвижки (от нескольких месяцев до нескольких лет) и более длительной стадии восстановления, во время которой продвинувшаяся при подвижке часть ледникового языка, лишенная подтока льда сверху, интенсивно тает и разрушается, а в верховьях за счет атмосферных осадков и подтока льда из вышележащей области питания постепенно увеличиваются толщина льда и скорость его движения и восстанавливается состояние ледника, предшествующее очередной подвижке.

Пульсирующие ледники известны во многих районах мира. Их быстрые подвижки часто приводят к образованию подпрудных озер, прорывы которых вызывают катастрофические паводки и сели. В связи с этим очень важно научиться предсказывать такие подвижки.

Наиболее изученным и единственным пока пульсирующим ледником, наблюдения на котором велись в течение всего периода пульсации, является ледник Медвежий на Памире. Выявленные закономерности его динамики послужили основой для прогноза очередной подвижки ледника, который полностью оправдался [Долгушин, Осипова. 1972].

В процессе движения ледники производят большую экзарационную, транспортную и аккумулятивную работу. В результате экзарационной деятельности ледников в сочетании с процессами выветривания горных пород создаются такие формы горно-ледникового рельефа, как кары, карлинги, ледниковые цирки, троги, «бараньи лбы». Действию ледников обязаны своим образованием обширные сглаженные поверхности с ледниковой штриховкой, узкие и глубокие морские заливы -- фьорды. Обломки горных пород, падающие на ледник со склонов, образуют краевые, срединные и другие формы поверхностной морены, которые в концевых частях ледниковых языков нередко сливаются в сплошной плащ. Продукты экзарации ложа (придонная морена) и поверхностную морену ледник переносит к своему концу, где они сливаются и отлагаются в виде конечных морен. Часть продуктов разрушительной деятельности ледников выносится талыми ледниковыми водами за их пределы, образуя ниже концов ледниковых языков плоские галечно-песчаные зандры. Самые мелкие взвешенные частицы уносятся реками на большие расстояния. Моренный материал материковых покровов, шельфовых и выводных ледников, оканчивающихся в море, уносится с айсбергами и по мере их таяния оседает на дне морей и океанов.

Ледники - - это своеобразные водохранилища, запасающие воду зимой и расходующие ее летом. Они играют существенную роль в формировании стока рек, особенно в тех ледниковых районах средних и субтропических широт, где высокогорные, покрытые ледниками хребты соседствуют с засушливыми равнинами ^например, Центральная и Средняя Азия). Айсберги, откалывающиеся от шельфовых и выводных ледников Антарктиды, Гренландии, Арктических и Антарктических островов, оказывают сильное воздействие на гидрологические процессы обширных океанических акваторий. Только Антарктида поставляет в океан в виде айсбергов ежегодно около 2000 км3воды, Гренландия — 240—300 км3. Айсберги затрудняют судоходство в полярных водах.

Ледники, особенно ледниковые покровы, достигающие огромных размеров, только своим присутствием вызывают большие изменения высоты земной поверхности и меняют ее рельеф. Так, средняя высота Антарктиды почти втрое больше средней высоты всех других материков за счет огромной толщины антарктического ледникового покрова, под которым погребен сложный рельеф с горными хребтами, долинами, плато и равнинами. Колебания размеров и мощности ледников вызывают изостатичес-кие колебания земной коры.

Ниже приведены основные условия существования ледников, особенности их строения и движения.

Начнем с понятия снеговой границы, важнейшего показателя условий оледенения. чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы (границы питания) приходо-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Различают несколько разновидностей снеговой границы [Калесник. 1963; Тронов. 1966; Гляциологический словарь. 1984]. Климатическая, или теоретическая, снеговая граница — это граница, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков определяется средним состоянием метеорологических условий за много лет на горизонтальной незатененной поверхности. В реальных условиях наблюдать ее на местности практически невозможно, так как и поверхность в горах обычно не горизонтальна, и метеорологические условия от года к году сильно меняются, следовательно, реальная снеговая граница не будет соответствовать теоретичес-

кой. Поэтому введено понятие местная, или истинная, снеговая граница, занимающая наивысшее положение в конце сезона таяния на реальной поверхности. Ее положение можно усреднять за ряд лет и определять на целых горных хребтах и системах и на склонах различной экспозиции. На ледниках истинная снеговая граница — это наивысшее за год положение границы между снегом и льдом. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания или бывает выше ее в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Ниже, когда мы говорим о снеговой границе без дальнейшего уточнения, имеется в виду истинная, или местная, снеговая граница. На ледниках ее часто отождествляют с фирновой линией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снеговая граница, либо совпадает с границей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда. В тех случаях, когда различия в положении снеговой границы, границы питания и фирновой линии невелики, эти термины употребляются как синонимы.

К понятию климатической снеговой границы мы прибегаем в тех случаях, когда рассматриваются возможности возникновения и существования оледенения в различных широтных климатических поясах Земли для сопоставления оледенения районов с морским и континентальным климатом, и в тех случаях, когда высотное положение ледников не соответствует общеклиматическим условиям. Так, например, каровые ледники Урала, Кузнецкого Алатау и еще ряда районов лежат на 1000 м и более ниже климатической снеговой границы и существуют лишь благодаря большой концентрации метелевого и лавинного снега в отрицательных формах рельефа. Но в то же время на них есть своя местная снеговая граница (фирновая линия — граница питания), отделяющая область аккумуляции от области абляции.

Высота снеговой границы зависит от многих факторов: от циркуляции атмосферы, обусловливающей количество осадков в данном районе; от радиационных условий и температуры воздуха, определяющих долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; от абсолютной и относительной высоты горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков.

Морской климат с обильными осадками зимой и прохладным летом благоприятствует оледенению, а сухой континентальный климат, наоборот, для оледенения неблагоприятен. Благоприятны для оледенения высокоширотные территории, где, несмотря на малое количество осадков, круглый год держатся низкие температуры воздуха и таяние снега и льда или мало, или совсем отсутствует. Соответствующие изменения испытывает и высота снеговой границы. Самое низкое положение снеговая граница занимает в Антарктиде, где она почти на всей периферии ледникового покрова лежит на уровне моря. В Арктике уровень снеговой границы измеряется первыми сотнями метров. В средних широтах в условиях морского климата (например, на тихоокеанском побережье Северной Америки) она колеблется в пределах 500—1000 м над ур. м.; в субтропических и тропических широтах, в сухих континентальных районах Тибета и Анд Южной Америки уровень снеговой границы достигает огромных высот — 6000—6500 м над ур. м.

Изменение высоты снеговой границы с юга на север хорошо видно на меридиональных профилях вдоль Южноамериканских Анд и Североамериканских Кордильер (а) и вдоль 90—110° в. д. (б).

Колебания уровня снеговой границы во времени свидетельствуют об улучшении или ухудшении условий питания ледников. В первом случае уровень снеговой границы понижается, во втором — повышается. Следовательно, по изменению уровня снеговой границы можно судить об изменении климатических условий в районах оледенения.

ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ

Движение льда в ледниках — основной процесс переноса массы из области накопления в область расхода. Благодаря перемещению льда из первой области во вторую поддерживается относительное равновесие между ними, что и обеспечивает само существование ледника как единой ледниковой системы. В горном леднике количество льда, проходящее через любое поперечное сечение, в области аккумуляции постепенно увеличивается от истоков к границе питания, где достигает максимума, а в области абляции постепенно уменьшается к концу ледника. Соответственно изменяется и скорость движения льда: от истоков к границе питания она увеличивается, а от границы питания к концу ледника уменьшается. При этом векторы скорости относительно поверхности ледника в области аккумуляции наклонены вниз, а в области абляции — вверх. Но такова лишь идеальная схема. В реальных ледниках наблюдается множество отклонений от нее из-за изменений толщины, ширины и уклонов поверхности ледников. В ледниковых покровах и куполах, граница питания которых проходит близ их концов, а расход массы осуществляется путем откола айсбергов, скорость движения льда увеличивается от нуля в центре ледникового покрова до максимума у его края.

Движение льда в ледниках осуществляется двумя основными способами: путем вязкопластического течения и путем глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым разрывам и сколам. Соотношение вязкопластического течения и глыбового скольжения в движении реальных ледников может быть самым различным. Лед в примерзших к ложу холодных ледниках может двигаться только за счет вязкопластических деформаций, тогда как ледники с водной пленкой на ложе в определенных условиях могут двигаться только путем глыбового скольжения (пульсирующие ледники в период быстрых подвижек). В движении большинства ледников участвуют оба механизма.

При вязкопластическом течении льда скорость движения определяется глав ным образом толщиной льда, его температурой и наклоном поверхности ледника. Лед будет течь в направлении наклона поверхности и в том случае, если на ложе ледника будут встречаться неровности с обратным уклоном. Между толщиной льда, наклоном поверхности и скоростью движения льда ледника существует закономерная связь: лед обычно тонок там, где поверхность наклонена круто и лед движется быстрее, и толст там, где наклон незначителен и движение льда замедлено. Это наблюдается как в разных частях одного ледника, так и на разных ледниках. Мелкие неровности на поверхности ледника, если они меньше его толщины, на скорости течения ледника не отражаются.

На скорость течения льда в ледниках большое влияние оказывает их температурное состояние, так как при более высоких температурах лед легче деформируется. Теплые ледники движутся быстрее холодных. Выделяющееся при движении ледника тепло также ускоряет движение.

Скорость движения льда в любом леднике складывается из горизонтальной и вертикальной составляющих. Уже говорилось, что векторы скорости в области аккумуляции направлены вниз относительно поверхности, а в области абляции — вверх, но углы наклона небольшие, так как горизонтальная составляющая скорости во много раз больше вертикальной. Величина вертикальной составляющей связана с величиной аккумуляции и абляции, поэтому в районах с обильными осадками и интенсивным таянием она больше, чем в районах с холодным сухим климатом. Горизонтальная составляющая скорости движения льда в ледниках на порядок, а иногда и на несколько порядков больше вертикальной составляющей. Поэтому, когда речь идет о смещении льда в горизонтальном направлении, обычно говорят просто «скорость движения», а не «горизонтальная составляющая скорости движения». Скорость движения льда в ледниках разных размеров и типов колеблется в очень широких пределах. Скорость движения в малых ледниках редко превышает несколько метров в год, в горно-долинных ледниках она колеблется от первых десятков до сотен метров в год. В выводных и шельфовых ледниках Антарктиды скорость движения льда достигает 300 — 1200 м в год. Самые большие скорости измерены в концевых частях выводных ледников Гренландии — до 10 км в год. При подвижках пульсирующих ледников лед может двигаться со скоростью сотен метров в сутки, проходя за несколько месяцев 8—10 км.

Скорость движения льда в леднике изменяется по продольному и поперечному профилям, изменяется она и с глубиной. В идеальном леднике скорость движения от нуля в его истоках к границе питания увеличивается до максимума, а к концу ледника снова сходит на нет. В реальных ледниках картина много сложнее. Там, где уклон поверхности ледника увеличивается, увеличивается и скорость движения льда; там, где канал стока расширяется, скорость движения льда уменьшается, а там, где он сужается, скорость увеличивается. Линия максимальных скоростей движения льда обычно проходит посередине ледника, а на поворотах смещается к внешней стороне излучины. Поперек ледника от осевой линии к краям поверхностные скорости движения льда постепенно уменьшаются, что связано с трением ледника о ложе и борта долины. Эпюра скоростей может быть то более, то менее крутой, но ее общая форма при глыбовом скольжении близка к трапеции, а при вязкопластическом течении — к параболе. По вертикали от поверхности до ложа скорости движения льда изменяются в зависимости от соотношения типов движения: при движении вязкопластического типа, обусловленном деформациями ледяной толщи, скорость изменяется от максимума на поверхности до нуля на ложе. При глыбовом скольжении поверхностная и придонная скорости практически одинаковы.

Скорости движения льда в ледниках изменяются также во времени. Летом скорости движения льда выше, чем зимой, днем выше, чем ночью. Это связано главным образом с тем, что в теплое время года и суток в леднике и особенно у его ложа скапливается вода, играющая роль смазки. Эта разница может достигать 25% и более. Изменяются скорости движения ледников и от года к году. Так, скорость движения льда на одном и том же поперечном профиле ледника Фер-нагтфернер в Эцтальских Альпах в 1889 г. была 17 м, в 1899 г. — 250 м, в 1901 г. — 50 м в год. Есть много и других примеров. В общем виде можно сказать, что при увеличении массы ледника и особенно его толщины скорости движения льда увеличиваются. Увеличивается скорость движения ледника или его части при переходе от вязкопластического течения к глыбовому скольжению (подвижки ледников). Скорости движения ледников могут резко возрастать при слиянии разобщенных ранее ледниковых потоков и резко падать, когда от главного ствола ледника отчленяются его притоки. Первое происходит, когда условия оледенения улучшаются, второе — когда оледенение деградирует.

Рассмотрение теорий движения льда в ледниках, в значительной мере спорных, в задачу этой книги не входит. Желающие могут ознакомиться с ними по монографиям П. А. Шумского «Динамическая гляциология» [1969] и У. С. Б. Патерсона «Физика ледников» [1984].

ЛЕДНИКОВЫЕ РАЙОНЫ ЗЕМНОГО ШАРА

Районированием ледников и снежно-ледниковых образований занимались многие исследователи (X. Альман, Г. А. Ав-сюк, И. В. Бут, А. Н. Кренке, В. М. Котляков, Г. К. Тушинский, Л. Ллибу-три). X. Альман впервые разделил ледники на умеренные (теплые) и полярные (холодные), а последние в свою очередь — на высокополярные и субполярные. Ледники разных типов характеризовали их широтное положение. Более подробно районирование ледников по их температурному режиму было выполнено Г. А. Авсюком, который выделил пять типов ледников. Каждый из них характерен для определенного географического региона: сухой полярный, где таяние отсутствует (ледники Антарктиды, Гренландии и горные ледники на высотах более 6000 м); влажный полярный (по периферии предыдущих ледников); влажный холодный (верхние части ледников на арктических островах и в Патагонии); морской (ледники Аляски, Альп, Скандинавии, Кавказа, Камчатки, Новой Зеландии и др.) и континентальный (ледники гор Средней Азии, Центральной Азии, Сибири, Канадского Арктического архипелага) [Авсюк. 1955, 1956]. Ллибутри [ЬИЪоШгу. 1956] по климатическим условиям существования ледников выделил 8 типов и перечислил районы их распространения. В процессе дальнейших исследований

выяснилось, что в одном географическом районе могут встречаться ледники разных типов и, кроме того, существование ледников и особенности их режима в огромной степени зависят от циркуляции атмосферы — от положения того или иного горного района относительно путей движения циклонов, приносящих атмосферные осадки, а эти пути в свою очередь определяются барическим полем атмосферы Земли.

Первая работа о соответствии между общей циркуляцией атмосферы и современным распределением ледников в северном полушарии принадлежит И. В. Буту [1963]. Он разделил все ледниковые области по источникам питания осадками на три группы: тихоокеанскую, атлантическую и индийскую. К тихоокеанской группе он отнес североамериканскую и камчатскую области оледенения; к атлантической группе — Исландию, острова Арктики (Шпицберген, Землю Франца-Иосифа, Новую Землю, Северную Землю), Скандинавию, Альпы, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай; к индийской группе — южные районы гор Центральной Азии. По источникам питания и средним многолетним характеристикам циркуляции атмосферы А. Н. Кренке [1963] выделил в пределах Арктики 4 ледниковые провинции, различающиеся режимом оледенения и направленностью их короткопериодных колебаний. Им установлено, что основные районы оледенения Земли находятся в пределах зон частой повторяемости циклонов, а источниками влаги служит тот или иной океан. В. М. Котляков [1969] произвел ледниковое районирование земного шара, исходя из двух основных факторов, определяющих питание ледников: циркуляции атмосферы и макрорельефа земной поверхности.

В данной книге предпочтение отдается региональному принципу. За крупнейшие регионы принимаются материки с прилегающими к ним островами. В пределах материков выделяются крупные орографические системы и их части. При этом учитывается как их широтное положение, так и основные источники питания ледников. Отдельно и более детально характеризуется оледенение территории СССР.

ОСТРОВА Виктория, Земли Франца-Иосифа, Ушакова,  Северной Земли и Де-Лонга

Общая площадь оледенения 32 508 км2. Район арктического континентального климата с питанием осадками с Атлантического океана по Исландско-Карской ветви Арктического фронта, с твердыми осадками менее 500 мм в год, с континентальным набором зон льдообразования, включая ледники с полностью ледяным питанием.

О. Виктория расположен на северной окраине Баренцева моря, близ западной границы советской Арктики. Площадь острова 10,8 км2, из них только 0,1 км2 берегового пляжа свободна ото льда. Остальные 10,7 км2представляют собой единый простой ледниковый купол, высшая точка которого 105 м над ур. м., а края круто спускаются к береговому пляжу или обрываются к морю ледяными стенами высотой 30—40 м. Климат суровый арктический. Среднесуточная температура воздуха самого холодного месяца (январь) -24,4°, самого теплого (июль) +0,2°, годовая сумма осадков — около 260 мм. Подавляющая часть купола лежит ниже границы питания, и оледенение деградирует. С 1953 по 1961 г. край ледяного купола, спускающийся к свободному ото льда мысу Оледенение Земли Франца-Иосифа [Атлас Арктики. 1985]

Книповича на севере острова, отступил на 22 м. Вытаивание вех на куполе свидетельствует о понижении его поверхности [Гоеоруха. 1962,1964; Каталог ледников. 1965].

Земля Франца-Иосифа — архипелаг многочисленных островов, расположенный в западном секторе советской Арктики между 79°46' и 81°52' с.ш. и 44°45' и 65°25' в.д. Он протягивается на 234 км по меридиану и на 375 км по широте. Северная точка архипелага (мыс Флигели на о. Рудольфа) отстоит от Северного полюса всего на 900 км. Это самый северный участок суши, принадлежащий СССР.

Всего в архипелаге насчитывается 191 остров, их общая площадь 16 134±16 км2. Ледники есть только на 56 более крупных островах и занимают 85,1% общей площади архипелага (13 735 ±14 км2).

Британским Каналом и Австрийским проливом Земля Франца-Иосифа делится на три крупные группы островов — Западную, Центральную и Восточную; Центральная группа проливом Маркама делится на две части — Северную и Южную. Пролив Северо-Восточный отделяет от Восточной группы о-ва Белая Земля. Названные проливы и большинство менее крупных ориентировано в двух взаимно перпендикулярных направлениях — северо-восточном и северо-западном, что, по-видимому, предопределено тектоническими разломами.

Острова архипелага сложены в основном осадочными породами мезозойского возраста (известняки, песчаники, глинистые сланцы и др.), перекрытыми пластами базальтов. Базальты, как более стойкие к выветриванию, бронируют нижележащие толщи, обусловливая пла-тообразный характер рельефа островов. Четвертичные отложения представлены маломощным плащом морских и ледниковых осадков.

Высота большинства островов не превышает 500 м над ур. м., и только в центральной части архипелага она больше. Высшая точка коренного рельефа находится на о. Винер-Нейштадт — 620 м, ледниковой поверхности — на Земле Вильчека — 735 м.

Оледенение Земли Франца-Иосифа относится к покровному типу и лишь на немногих островах приближается к горно-покровному (сетчатому). Различаются три основных морфологических типа ледников: ледники плато, ледники долин и малые навеянные ледники. Преобладают первые два, тесно связанные между собой. Среди ледников плато могут быть выделены ледниковые щиты и ледниковые купола. К первым относятся наиболее крупные из ледников плато, расположенные на самых больших островах архипелага. Площадь каждого из них измеряется сотнями квадратных километров, а мощности достигают 300—450 м. Ледниковые купола имеют меньшие площади и мощности, но по численности преобладают. В центральных частях ледниковых щитов и куполов поверхность сравнительно плоская, но к периферии она приобретает все больший уклон и часто расчленяется пологими депрессиями и крутыми цирками, переходящими в истоки выводных долинных ледников. Местами края ледниковых плато и концы выводных ледников обрываются в море, и от них отламываются айсберги. Общая площадь ледниковых плато и куполов около 8530 км2, или 62,1% площади оледенения региона.

Ледники долин занимают линейно вытянутые депрессии в коренном рельефе островов, которые в большинстве случаев являются продолжением морских заливов и ответвлений проливов. Почти все ледники этого типа являются выводными с ледниковых щитов и куполов, и почти все они достигают моря, оканчиваются отвесными обрывами и периодически продуцируют айсберги. Немногие из выводных ледников оканчиваются на прибрежных равнинах, растекаясь в виде широких шлейфов. Мощность концов ледников, спускающихся в море, колеблется от 40 до 120 м, а в бассейнах истечения — от 150 до 300 м. Самые крупные ледники долин находятся в юго-восточной части Земли Франца-Иосифа.

Западный район, включающий о-ва Земля Георга, Земля Александры и о. Артур, характеризуется развитием крупных ледниковых щитов и куполов сравнительно простых форм. Широкие и короткие лопасти выводных ледников без явно выраженных каналов истечения дренируют лишь краевые части ледниковых покровов, и только в юго-западной части Земли Георга с большим расчленением и берегами фьордового типа выводные ледники более обособлены от ледяных куполов и спускаются к морю крутыми и высокими ледяными обрывами. Высота вершин ледяных куполов на Земле Георга — 350—400 м, на Земле Александры — 382 м, на о. Артур — 275 м. Примерно 21% линии берега сложено льдом. Большая часть ледяных берегов продуцирует айсберги.

Центральный район ограничен на западе Британским Каналом, на востоке — проливами Ермак, Австрийским и Скотт-Келти. В этом районе 32 острова с ледниками. Оледенение района в целом характеризуется наличием сложных ледниковых комплексов, состоящих из большого числа ледяных плато и куполов с многочисленными выводными ледниками, расположенных на сложно расчлененном ложе. Большая протяженность района с юга на север, различная степень расчленения и большие колебания размеров островов и высот коренного рельефа вызывают необходимость рассматривать оледенение этого района по частям: южной, средней и северной. К югу от пролива Маркама расположена группа небольших островов с глубоко расчлененным рельефом, с высоко поднятыми над уровнем моря базальтовыми плато. Здесь преобладают небольшие по площади ледниковые комплексы с разобщенными куполами и выводными ледниками, что приближает оледенение южной части Центрального района к горно-покровному (сетчатому). На о. Гу-кера, занимающем 508 км2, льдом покрыто 444 км2. Высшая точка острова и всей этой группы островов — 445 м. В средней части Центрального района, между проливом Маркама на юге и проливом Бака на севере, 12 больших островов покрыто ледниками. Преобладают сложные ледниковые комплексы на сильно расчлененном подледном рельефе. Отличительной чертой оледенения этой группы островов является широкое развитие выводных ледников, суммарная площадь которых больше площади дренируемых ими ледяных щитов и куполов. Из 1000 км длины береговой линии островов 610 км приходится на ледяные берега, в том числе 440 км — на фронтальные обрывы выводных ледников.

На севере Центрального района находятся два больших острова: Карла-Александра и Рудольфа. Оба они почти полностью покрыты льдом (степень оледенения соответственно 87 и 98%). Западные части этих островов сильно расчленены, а их восточные части заняты большими куполами правильной формы со слабо расчлененными краями. Выводные ледники короткие, но имеют широкие фронты и продуцируют айсберги. Оледенение есть также на двух небольших островах, расположенных между двумя названными. О. Рудольфа — самый северный на Земле Франца-Иосифа, и он не раз служил базой экспедиций к Северному полюсу.

Восточный район включает крупные острова — Землю Вильчека, Греэм-Белл, Мак-Клинтока, Ронсьер, Ева-Лив, Райнера, Сальм и много менее крупных. Оледенение представлено сравнительно простыми по форме, но большими по площади ледниковыми комплексами и куполами. Выводных ледников немного, но они также большие. Рельеф коренного ложа более спокойный, чем в Центральном районе. Рельеф свободной ото льда суши слабохолмистый. В то же время вершины ледниковых покровов островов поднимаются до 500—600 м над ур. м., что связано с большой толщиной льда, достигающей 300—400 м. На Земле Вильчека находится самый крупный выводной ледник, Знаменитый, длиной 30 км, площадью 382 км2. На о. Греэм-Белл — самый большой купол — Ветреный — площадью 728 км2.

Климат Земли Франца-Иосифа морской арктический, со сравнительно мягкой зимой с частыми циклоническими осадками и метелями и с облачным холодным сырым летом. Температура воздуха самого холодного месяца (март) от —21,4° в Бухте Тихая на о. Гукера до —22,9° на о. Рудольфа; самого теплого месяца (июль) +1,2° и +0,7°, а средняя годовая температура воздуха —10,2° и — 11,9° соответственно. Годовая сумма осадков в Бухте Тихая — 235 мм (из них 200 мм — твердые осадки), на о. Рудольфа — 195 мм (170 мм — твердые). Обе станции расположены близ уровня моря. В высоких частях островов и на ледниках температурные условия более суровые, осадков выпадает больше, и почти все они выпадают в твердом виде. Годовой радиационный баланс отрицательный.

Особенности климата Земли Франца-Иосифа определяются высокоширотным положением, большой продолжительностью полярной ночи (120—125 суток), низким положением Солнца во время полярного дня (не выше 31—33° над горизонтом), большим альбедо снежно-ледяной поверхности (70—90%), а также положением архипелага вблизи от оси Исландско-Карской барической депрессии — основного пути движения циклонов из Северной Атлантики, приносящих обильные для этих широт осадки. В совокупности создаются благоприятные условия для существования ледников.

На Земле Франца-Иосифа четко различаются периоды аккумуляции и абляции. Период аккумуляции длится с сентября по май включительно и характеризуется резко выраженным циклоническим режимом погоды со снегопадами и метелями, отсутствием очень сильных морозов, но с отрицательными температурами воздуха на протяжении всего этого периода. Количество твердых осадков составляет около 200 мм. Ветровой режим отличается неустойчивостью: слабые ветры сменяются штормами. Средняя скорость ветра 8—9 м/с. Преобладающие по направлению и более сильные ветры — восточные и юго-восточные. Они играют большую роль как в распределении выпадающих осадков, так и в перераспределении уже отложенных.

Период абляции продолжается с июня по август и характеризуется устойчивыми положительными температурами воздуха. На уровне моря период абляции длится от 60—65 дней на юге архипелага до 40—45 дней — на севере. Наиболее интенсивное таяние снега и льда происходит во время вторжений теплого воздуха с южными и юго-западными ветрами, когда температура может подняться выше +10° при небольшой относительной в