Ледяные лишаи

Глава III. Теория ледяного лишая

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, достигает 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 снегомаксимальной. 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, уменьшает таяние снега и, следовательно, опять-таки способствует образованию снегоизбыточного слоя.

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 холодное 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 снегоизбыточного 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 лучеизбыточным 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. 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 Земли[1]. Так по крайней мере происходит на высотах, доступных человеческому наблюдению, т. е. в теплоизбыточном слое.

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 на них снега будет увеличиваться с высотой; а на самых верхних площадках теплоизбыточного слоя, т. е. тех, которые находятся в непосредственной близости к снегонулевой поверхности, снег за лето будет только-только успевать стаивать, в какой бы географической широте мы не подняли площадки.

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 утоньшения 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.

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.

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 заснеженности 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 °C на каждые 200 м высоты. Отсюда легко понять, что если бы в данной местности годовая температура понизилась на 1 °C, то снегонулевая поверхность понизилась бы там на 200 м.

Если бы годовая температура понизилась на 1/365 градуса, т. е. в течение года средняя температура одного дня была бы на 1° ниже, чем раньше, то от этого, казалось бы, ничтожного обстоятельства снегонулевая поверхность снизилась бы более чем на полметра.

Эту чувствительность снегонулевой поверхности к изменению годовой температуры я прошу читателя твердо запомнить.

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 думали раньше).

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 леске. 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.

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 вниз 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.

Представим себе, что в каком-нибудь месте Земли поднимается отдельная гора, приближаясь таким образом к снегонулевой поверхности. Пока гора не 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. 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 снегонулевая 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 на 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.

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

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. — 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.

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.

Из этого параграфа я прошу читателя усвоить, что непрерывно накопляющийся снег превращается постепенно в лед, который по достижении известной мощности вследствие тяжести и пластичности стремится расползтись через все возможные ему выходы, в зависимости от топографических условий, ледяными потоками или ледяными полями.

Это факт, геологам известный.

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 «нунатаки», — 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.

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.

Представим себе, что какая-нибудь низменность достаточной площади в порядке эпейрогенических движений стала бы куполообразно подниматься и коснулась бы вершиной снизившейся ей навстречу снегонулевой 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 снегонулевой 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 снегонулевой 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?

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 понять, 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 линий, 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.

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.

Мы также знаем, что под влиянием силы тяжести этого громадного скопления 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.

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. Куполообразная 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.

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 снегомаксимальной 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 ледородной возвышенности и тому материку, на котором она образовалась, никакого имеющего 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.

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 случаи.

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 ледородной возвышенности имеется уносящее айсберги течение. В этом случае, сколько бы айсбергов ни было там рождено, никакой зимней сухости на первичной ледородной 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 берегах могут образоваться рефлекторные ледородные возвышенности, которые и породят рефлекторные ледяные лишаи.

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 более 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 эпейрогенические 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?

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 па 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.